Opracowanie pytań na egzamin z geochemii 

1) Skąd wzięły się pierwiastki na Ziemi? Jak to zbadano i skąd wiemy o 
cokolwiek o pochodzeniu tych pierwiastków? 

Nasza wiedza na temat pochodzenia pierwiastków, a także generalnie na temat pochodzenia 
pierwiastków w cały Wszechświecie jest czerpana z dwóch zasadniczych źródeł. Po pierwsze 
wiemy o nich z pomiarów i analiz widm spektralnych, które – jak się przyjmuje – są wysyłane 
z wnętrz gorących gwiazd przestrzeni kosmicznej, a promieniowanie to później jest 
częściowo przechwycone przez naszą atmosferę (następuje absorpcja). Absorbowane jest 
natomiast tylko to promieniowanie, którego długość fali odpowiada długości fala pierwiastka 
występującego w naszej atmosferze, pozostałe promieniowanie jest przepuszczanie. 
Rezultatem tego procesu jest fakt, że na ziemi za pomocą spektroskopu absorpcyjnego 
jesteśmy w stanie odczytać „luki” powstałe przez to, że część promieniowania została 
zaabsorbowana. Są to tzw. dziury absorpcyjne. Dla pozostałych pierwiastków widoczne są 
tzw. linie Franhofera (linie spektralne). Wiemy więc teoretycznie, jaki był skład danej 
gwiazdy. Jeśli chodzi o zasadę działania spektrometru, a konkretniej metodologię badania 
ASA – absorpcyjnej spektroskopii atomowej – wygląda to tak, że mamy lampę dla 
konkretnego pierwiastka (1 lampa, 1 pierwiastek), która emituje promieniowanie. 
Promieniowanie przechodzi przez palnik tlenowo – acetylenowy i zostaje tym samym 
osłabione. Osłabione promieniowanie trafia do detektora,  która daję nam informację 
ilościową: o jaki rząd wielkości zmniejszyło się promieniowanie… 

Kolejnym ważnym źródłem naszej wiedzy o materii Wszechświata są meteoryty, czyli bryły 
skalne, które nie uległy spaleniu w atmosferze (wówczas byłyby meteorami). Wyróżniamy 
dwa zasadnicze typy: kamienne chondryty oraz meteoryty żelazne (których jest mniej, ale 
łatwiej je znaleźć).  Chondryty zawierają głównie kulki oliwinu powstałego w próżni. Uważa 
się, że stanowią one skład pierwotnego układu słonecznego. Meteoryty kamienne z kolei – 
głównie rudy żelaza i innych metali. Część z tych rud wyparowała przy uderzeniu ( wysoka 
temperatura) bądź została przemieszczona w głąb skorupy ziemskiej.  

Ale pytanie brzmiało też: Skąd te pierwiastki wzięły się na Ziemi? 

Stało się to po pierwsze  w wyniku pierwotnego Wielkiego Wybuchu, który był ok. 4,5 mld 
lat temu i przyczynił się do osadzenia na Ziemi znacznych zawartości głównie wodoru i helu. 
Ponadto,  reszta  materii  powstała  najprawdopodobniej  na  skutek  nukleosyntezy  (łączenia 
protonów  i  neutronów,  które  doprowadziło  do  powstania  pierwiastków)  w  połączeniu  z 
rozpadem gwiazd, które dostarczyły mate Większość pierwiastków od He do Fe powstaje na 
drodze syntezy termojądrowej (fuzji) oraz łączenia się nukleonów. Tylko wnętrza gwiazd ze 
swoją  olbrzymią  gęstością  i  niesłychanie  wysoką  temperaturą  mogą  być  środowiskiem 
zapewniającym warunki takiej syntezie. Cięższe pierwiastki wymagają do swego utworzenia 
na  drodze  syntezy  termojądrowej  coraz  większych  energii,  i  dlatego  są  coraz  mniej  liczne. 
Pierwiastki cięższe od Fe nie mogą powstać na drodze syntezy. 

Gwiazdy  w  zależności  od  swoich  rozmiarów,  a  tym  samym  panującej  temp.  zdolne  są  do 
różnych  reakcji  jądrowych,  które 
powodują  powstanie  pierwiastków 
cięższych  od  H  i  He.  Im  większa  i 
cięższa  jest  gwiazda  tym  ma  większe 
możliwości produkcyjne. 
Li, Be i B powstają raczej z rozpadu C 
i  O  pod  wpływem  promieniowania 
kosmicznego. 

To 

tłumaczy 

ich 

nieproporcjonalnie  niską  liczebność 
we Wszechświecie. Mn, Fe, Co i Ni są 
to  najcięższe  pierwiastki  (największe 
jądra)  jakie  mogą  powstać  na  drodze 
syntezy. 

Wybuch 

supernowej 

przyczynia 

się 

do 

powstania 

najcięższych  pierwiastków  takich  jak 
Th, U, Pb itd. 
riału Ziemii. 

2) Wykres Oddona – Harkinsa. Dlaczego jednych pierwiastków jest mniej, 
drugich więcej; ilość jednych 
maleje wykładniczo, innych 
powoli, itp.? 

 

a) Pierwiastków parzystych jest 
więcej niż nieparzystych BO jądra 
atomowe o parzystych ilościach 
protonów są po prostu trwalsze. 
Przy nukleosyntezie powstają raz 
pierwiastki lżejsze, a raz cięższe. 
Tych które są parzyste zostaje 
zawsze więcej, bo są TRWALSZE. 
Mają większą szansę przetrwania. 

b) Hel i wodór dominują we Wszechświecie BO w przeciwieństwie do wielu innych 
pierwiastków, wytworzonych we wtórnych procesach (np. ziemskich), to w głównej mierze 
hel i wodór powstały przy Wielkim Wybuchu, który zgromadził tyle materii, że nawet 
długotrwałe procesy nie są w stanie wyprodukować podobnej jej ilości. Wszystko bazuje na 
składzie początkowym. 

c) Częstość pierwiastków lekkich spada wykładnicza BO trudniej je wyprodukować aniżeli 
pierwiastki ciężkie, które w zasadzie powstają wyłącznie podczas wybuchu danej gwiazdy 

(ogromna energia). Wobec tego, pierwiastków lekkich jest nieporównywalnie więcej i 
wykazują większą zmienność.  

d) Mała częstość Li, Be, B WYNIKA Z tego, że nie da się ich wytworzyć w syntezie helu i 
wodoru. Powstają na drodze spallacji, kiedy dopiero cięższe jądra oddziaływają z neutronami 
i protonami. 

e) Żelaza i ołowiu jest anomalnie dużo BO konfiguracja protonów i neutronów w jądrze (ich 
wzajemny stosunek) jest tak korzystny, że tworzą się niewiarygodnie trwałe związki, jak Fe, 
Pb. Neutrony oddzielają protony od siebie i dodatkowo sklejają wiązania. Liczba atomowa 
Z=56 to idealna opcja trwałości, najlepszą ma właśnie żelazo. Idealna kompensacja sił 
przyciągania i odpychania = trwałość. 

Kształt „zębatej piły” wynika niejako ze zróżnicowania pierwiastków i ich podziału na wyżej 
opisane pierwiastki lekkie – powstające nawet w procesach wygasania małych gwiazd ich 
zamiany w czerwone karły oraz p. ciężkie powstające przy wybuchach supernowej. 

3) Co to są izotopy, izobary, izotony? 

- 

izotopy

 - jadra o tej samej liczbie 

Z

, różniące się liczbą neutronów np: 

 

 

- 

izobary

 - jądra o tej samej liczbie 

A

, różniące się liczbą 

Z

 np:  

 

 

- 

izotony

 - różnią się liczbą 

A

 i 

Z

 - jednakowa ilość neutronów 

N

 np: 

 

4)  Czy  skład  Ziemi  zaraz  po  powstaniu  Układu  Słonecznego  był  inny  niż 
dzisiaj? W jaki sposób potrafimy ten skład odtworzyć? 

Do odtworzenia pierwotnego składu Ziemi wykorzystuje się badania chondrytów. Wykazują 
one,  że  skład  Ziemi  zaraz  po  powstaniu  US  był  inny  niż  dzisiaj.  Ponadto  obecnie  często 
planuje się misje kosmiczne mające na celu lepsze poznania przestrzeni kosmicznej. Ziemia 
zawiera w sobie obecnie nie tylko pierwiastki pochodzące z Wielkiego Wybuchu, w którym 
powstały  gigantyczne  ilości  He  i  H.  Zawiera  ona  w    sobie  również  pierwiastki  lekkie 
powstające  na  drodze  nukleostyntezy  czyli  łączenia  się  cząstek  w  pierwiastki.  Duża  rolę  w 
przemianach  jakie  zaszły  za  Ziemi  odegrała  biosfera,  która  ewoluowała  wraz  z  tworzeniem 
się  skorupy  kontynentalnej.  Poza  tym  procesy  dyferencjacji  zachodzące  we  wnętrzu  Ziemi 
diametralnie  zmieniły  i  rozdzieliły  jej  skład  na  cięższe  metaliczne  jądro  i  lżejsze  warstwy 
wyżej  ległe.  Dużą  rolę  odegrały  przemiany  polimorficzne  minerałów.  Zmianom  uległa  też 
cała atmosfera. Gazy szlachetne powstałe po Wielkim Wybuchu musiały uciec w przestrzeń 
kosmiczną zanim ziemska grawitacja potężnie wzrosła. Na początku nie było tlenu, a potem 

gdy  pojawiły  się  organizmy  –  gwałtownie  spadła  ilość  CO

2

.  Dziś  jesteśmy  świadkami 

przemian tlenu w ozon w stratosferze, a także w niższych partiach atmosfery (powstaje smog 
fotochemiczny..). 

5) Jak powstał Księżyc? 

Ok. 4,7mld lat temu w tworzącą się Ziemię uderzył inny ogromny obiekt. Siła uderzenia była 
tak  wielka,  że  oba  ciała  stopiły  się,  a  od  Ziemi  oderwał  się  spory  fragment,  dzisiejszy 
Księżyc.  Argumentami  potwierdzającymi  taką  tezę  może  być  obecność  na  Księżycu  skał 
zbliżonych do najstarszych skał na Ziemi oraz brak jądra w budowie Księżyca. 

6) Co wiemy o składzie i pochodzeniu meteorytów? 

 

Meteoryty  („spadające  gwiazdy”)  to  nic  innego  jak  rozbłyski  okruchów  kosmicznej  materii 
spadających na ziemię. Większość z nich ulega całkowitemu spaleniu w atmosferze. Niektóre 
z nich ok. 1% spadają na powierzchnie ziemi jako meteoryty. Tradycyjny podział meteorytów 
w  zależności  od  struktury  i  składu  rozróżnia  trzy  główne  typy:  meteoryty  kamienne 
(chondryty i achondryty), meteoryty żelazo-kamienne i meteoryty żelazne. 
-Meteoryty żelazne - stanowią zaledwie 10-20% wszystkich meteorytów. Meteoryty żelazne 
zbudowane  są  zazwyczaj  w  przewadze  z  żelaza  z  domieszką  kilku  lub  kilkunastu  procent 
niklu. Pochodzą prawdopodobnie z jąder ciał niebieskich, które były przez jakiś czas w stanie 
stopionym  w  wyniku  czego  ich  skład  pierwiastkowy  uległ  tzw.  dyferencjacji:  pierwiastki 
ciężkie  (jak  żelazo,  nikiel)  opadły  do  jądra  a  pierwiastki  lżejsze  (krzem,  glin,  wapń  czy 
magnez)  skoncentrowały  się  w  strefach  zewnętrznych.  Pośród  minerałów  budujących 
meteoryty żelazne powszechne są kamacyt i taenit o wzorze FeNi oraz troili FeS, niezwykle 
rzadko spotykane na Ziemi. 
-Meteoryty  kamienne  -  Meteoryty  kamienne  zbudowane  są  w  przewadze  z  minerałów 
krzemianowych i glinokrzemianowych, głównie z grupy oliwinów, piroksenów i plagioklazów, 
czasem z domieszką stopów żelazo niklowych  podobnych do tych w meteorytach żelaznych. 
Współczesny  podział  wyróżnia  chondryty  i  achondryty  opiera  się  on  głównie  o  genezę  na 
podstawie  składu  chemicznego.  Chondryty  są  zbudowane  z  materiału  skalnego,  który  uległ 
agregacji  w  stanie  stałym  natomiast  achondryty  powstały  przez  krystalizację  stopu.  W 
chondrytach  spotykamy  zazwyczaj  kuliste  formy  wielkości  rzędu  milimetrów  zwane 
chondrami.  W  badaniach  geochemicznych  największe  znaczenie  mają  meteoryty  z  grupy 
chondrytów węglistych (typu C). Radiometryczne datowanie wykazuje 
ich wiek na ok. 4,5 miliarda lat, zbliżony do wieku Układu Słonecznego. 
 

7) Ile protonów i neutronów jest w jądrze poszczególnych izotopów.

 

 

Liczba protonów i  elektronów zawsze jest stała i  równa  (ładunek musi być  0). Czyli liczba 
atomowa  Z  oznacza  zarówna  ilość  elektronów,  jak  też  protonów  w  jądrze.  W  przypadku 
izotopów  zmienna  jest  natomiast  liczba  neutronów,  a  co  za  tym  idzie  zmienna  jest  masa 
atomowa oraz liczba masowa A.  
Np. atom węgla o liczbie at. 6 może mieć liczbę masową 12, 13 lub 14 w zależności od ilości 
neutronów, ale zawsze ma 6 protonów i 6 elektronów. 

 

 

8) Jak rozmieszczenie pierwiastków w układzie okresowym ma się do ich 
właściwości + wielkości opisujące te własności. 

  Na zachodzie układu są głównie metale alkaliczne. Są one donorami elektronów 

ponieważ ich powłoki walencyjne są prawie puste – nie opłaca się „zbierać” 8 
elektronów – to zresztą niemożliwe. Podobne własności ma „wyspa ziem rzadkich”. 
 

  Na wschodzie pierwiastki są akceptorami elektronów, bo mało im ich brakuje do 

pełnego oktetu (konfiguracji gazów szlachetnych).  
 

  Pierwiastki pomiędzy metalami alkalicznymi z lewej, a halogenami z prawej 

stopniowo zmieniają swoją tendencję do oddawania elektronów/akceptowania 
elektronów. 
 

  Bardzo ważne są: 

 

o  potencjał jonizacji  energia potrzebna do oderwania 1 elektronu od 

obojętnego atomu 

o  elektroujemność  względna zdolność atomu do przyciągania elektronów 

podawana w [eV]. E>2,5 eV = głównie niemetale, ich tlenki z wodą tworzą 
kwasy. E<2,0 eV = głównie metale, ich tlenki z wodą dają zasady. 
Elektroujemność maleje we wszystkich kierunkach od fluoru (prawy górny róg 
układu okresowego) do fransu (lewy dolny róg). Metale łatwo ulegają jonizacji 
(a więc łatwiej z nich oderwać elektron), a niemetale trudniej. Im większa 
elektroujemność, tym większy udział wiązania jonowego w związku. 

o  promień jonowy W grupach z góry na dół rośnie, wydłuża się. W okresach z 

prawej do lewej maleje, skraca się, ponieważ coraz większy ładunek silniej 
„ściska” cząstki do siebie. Zależność opisująca promienie kationu, atomu, 
anionu: KATION<ATOM<ANION. Różnice w wielkościach promieni jonowych, 
opisywane też przez reguły Goldschmidta (patrz dalej) warunkują możliwości 
podstawień w danych związkach.  

 

9) Dlaczego anhydryt podczas rozpuszczania rozpada się na jon Ca

2+ 

i SO

4

2-

? 

Wynika to z jego budowy wewnętrznej. Różnica elektroujemności pomiędzy jonem prostym 
wapnia a złożonym jonem SO

4

2-

 jest na tyle wysoka, że występuje pomiędzy nimi wiązanie 

jonowe. Występowanie wiązania jonowego ułatwia rozpuszczanie, stąd rozpad. Jon SO

4

2- 

pozostaje w całości, jako jon złożony z uwagi na fakt, że pomiędzy siarką a tlenem występuje 
znacznie silniejsze i kierunkowe wiązanie kowalencyjne (również warunkowane różnicą 

elektroujemności – niższą). Woda nie jest w stanie rozpuścić wiązań kowalencyjnych, ale 
jonowe tak. 

10) Dlaczego grafit ma twardość tylko 1 w skali Mohsa i można nim pisać, 
skoro występują w nim silne wiązania kowalencyjne? 

Grafit jest odmianą alotropową węgla, podobnie jak diament. Uformował się w nim układ 
heksagonalny. Cechą char. grafitu jest jednak to, że obok silnych i krótkich wiązań 
kowalencyjnych, występują również słabe wiązania elektrostatyczne typu Van der Waalsa. 
Wiązania te powodują odspajanie twardych blaszek grafitu w ołówku podczas pisania i 
pomagają w jego rozsmarowywaniu się. To właśnie one sprawiają wrażenie pozornej 
nietrwałości grafitu. W diamencie mamy tylko jeden typ wiązań – silne wiązania 
kowalencyjne w układzie regularnym. Twardość wzrasta do 10, jest to najtwardszy znany 
minerał. 

11) Dlaczego diament i kwarc są twarde, a halit i gips nie? 

Zarówno w diamencie C jak i w kwarcu SiO

2

 znajdziemy silne i kierunkowe wiązania 

kowalencyjne opisane wyżej, czego nie można powiedzieć o halicie NaCl i gipsie CaSO

4

 * 

2H

2

O związanych słabymi i rozp. w wodzie wiązaniami jonowymi. 

12) Dlaczego sól rozpuszcza się w wodzie, a piasek nie wiązania jonowe, itp. 
– patrz. gips vs anhydryt. 

13) Dlaczego kalcyt ma dużą dwójłomność światła, a fluoryt jest izotropowy? 

Wzór kalcytu CaCO

3

 wyraźnie wskazuje na dwudzielność. Po pierwsze wiązanie jonowe 

występuje tylko pomiędzy Ca, a CO

3, 

a ta druga cząsteczka związana jest wiązaniem 

kowalencyjnym. Cząsteczka CO

3

 jest również formą trygonalną, co wynika z jej hybrydyzacji. 

Jest to hybrydyzacja typu sp

3

. Warstewki CO

3

 

 są ułożone zarówno obok siebie jak i jedna pod 

drugą (przestrzennie). W związku z tym, światłu łatwiej przejść przez wydłużony w poziomie 
szereg cząsteczek (płaskie ułożenie), wzdłuż, niż w pionie, przez same ich środki – w ich 
poprzek. Powstaje różnica prędkości rozchodzenia się fal w 
ośrodku, a to warunkuje wystąpienie dwójłomności. Kalcyt 
wykazuje anizotropię optyczną i następuje podwójne 
załamanie światła. Fluoryt, ze względu na brak 
kierunkowości wiązania jonowego i swoisty chaos w 
rozchodzeniu się światła jest optycznie izotropowy i nie 
wykazuje dwójłomności. Podobnie jest z halitem, 
natomiast inne minerały dwójłomne to np.: 

 

- gips 
- anhydryt 
- azotany 
- siarczany i wiele innych. 

14) Dlaczego diament i kwarc są twarde a halit i gips miękkie? 

Diament-  wiązanie  kowalencyjne  (silne,  krótkie),  kwarc-  wiązanie  kowalencyjne  (silne, 
krótkie),  halit-  wiązanie  jonowe  (słabe),  gips-  wiązanie  jonowe  łączące  Ca  i  SO

4

  (słabe). 

Można więc wnioskować, że o twardości minerałów decyduje siła zawartych w nich wiązań. 
Im  krótsze  i  silniejsze  wiązania,  tym  twardszy  minerał.  Krótkie  wiązania  skutkują  bowiem 
większą gęstością materii, lepszym jej upakowaniem. 

15) Dlaczego miedź i żelazo są kowalne a kwarc kruchy? 

Miedź i żelazo są kowalne ze względu na posiadanie wiązań metalicznych. Dzięki względnej 
słabości  i  bezkierunkowości  wiązań  metalicznych  metale  rodzime  są  zazwyczaj  miękkie, 
kowalne, ciągliwe i sprężyste (przypuszczalnie spowodowane jest to ruchliwością elektronów 
w gazie elektronowym wiązania metalicznego. Chmura elektronowa słabo, elektrostatycznie 
oddziaływuje z pozostałymi skł. jądra). Natomiast minerały o wiązaniach kowalencyjnych są 
twarde, ale kruche i o słabej łupliwości, czego najlepszym dowodem jest diament lub kwarc 
(przypuszczalnie  spowodowane  jest  to  koniecznością  zbliżenia  się  pierwiastków  dla 
wspólnego użytkowania pary elektronowej, a w rezultacie zwiększenia gęstości i kruchości). 

16)  Wytłumaczyć  zjawisko  diadochii  na  podstawie  piroksenów  lub 
plagioklazów 

Diadochia  jest  to  zdolność  do  wzajemnego  podstawiania  się  jonów/atomów  w  strukturze 
krystalicznej minerałów. 
Pirokseny oraz oliwiny posiadają diadochię izowalentną (homowalentną), ponieważ zastępują 
się jony o tej samej wartościowości. Np. Mg

2+

 i Fe

2+ 

 

Plagioklazy posiadają diadochię heterowalentną,  zastępują się jony o różnej  wartościowości 
np. Na

+

  Ca

2+ 

Na[AlSi

3

O

8

]Ca[AlSi

3

O

8

] 

Przy  diadochii  heterowalentnej  wymagane  jest,  by  poza  1  heterowalnetnym  podstawieniem, 
wytworzyło  się  też  drugie,  tak  aby  skompensować  utracony/zyskany  ładunek.  Podobne 
zjawisko 

zachodzi 

przy 

minerałach 

ilastych 

(np. 

montomrillonit). 

 
 

17) Dlaczego kryształy jednych minerałów krystalizują w jednym układzie 
krystalograficznym a inne w innym? 

 
Układ  krystalograficzny  w  jakim  krystalizuje  minerał  zależy  od  liczby  koordynacyjnej. 
Liczba koordynacyjna to liczba anionów otaczających każdy kation. Można ją przewidzieć ze 
stosunku promienia kationu do anionu. Sam promień jest wypadkową LK, wielkości ładunku, 
rozmiaru  atomów.  Generalnie  im  większy  promień  kationu  tym  większa  jego  LK.  Jeżeli 
kation jest za duży, to kryształ musi wytworzyć inną strukturę, aby pomieścić cząsteczki: 

 
 
 
 

 
 
 
18) Dlaczego i jak powstają pertyty? 

 
Należy  tutaj  wyjść  od  izomorfizmu,  czyli  zdolności  pierwiastków  do  krystalizacji  w  tym 
samym układzie, ale zmieniając wyjściowy skład chemiczny. W wyniku diadochii substancje 
o różnym składzie chemicznym mają taką samą budowę zewnętrzną i strukturę. Kiedy dwie 
odmiany  izomorficzne  krystalizują  obok  siebie  w  jednym  minerale  dochodzi  do  powstania 
tzw.  roztworów  stałych.  Przy  braku  zachwiań  temperaturowych,  roztwory  stałe  tworzą 
„oddzielne”  nagromadzenia  w  tym  samym  minerale,  co  zwykle  przejawia  się  głównie 
powstaniem budowy zonalnej lub klepsydrowej, a także zbliźniaczeń typu albitowego. Wraz z 
temperaturą, zdolność do tworzenia roztworów stałych ROŚNIE, bo wzrasta chaos i pozycje 
oraz  rozmiary  poszczególnych  jonów  stają  się  mniej  jednoznaczne  i  pomimo  pewnych 
odstępstw strukturalnych, jony wbudowują się w str. 1 minerału. Tak dzieje się np. wtedy gdy 
obok  skalenia  potasowego  KAlSi

3

O

8

  roztwór  stały  tworzy  np.  albit  (plagioklaz)  NaAlSi

3

O

8

. 

Roztwór  stały  istniej  dopóty,  dopóki  nie  spadnie  temperatura.  Wtedy  chaos  temperaturowy 
znika,  a  pojawia  się  swoisty  chaos  strukturalny  i  dochodzi  do  odmieszania  się  roztworu 
stałego. Powstaje pertyt. 

19) Według jakich kryteriów wyróżnia się podział na pierwiastki główne, 
poboczne, akcesoryczne, REE? 

Najpowszechniejszy podział pierwiastków to podział na pierwiastki główne, poboczne i 
akcesoryczne. Jest to podział ilościowy, chodzi o to, że jeśli danego pierwiastka jest ponad 
1% w skale, to zazwyczaj stanowi on pierwiastek (lub w  przypadku minerałów: minerał) 
główny. Jeśli jest go mniej , to poboczny. Pierwiastki akcesoryczne to takie, które wprawdzie 
zazwyczaj występują rzadko, natomiast jeśli już wystąpią to często tworzą duże 
nagromadzenia. Często kojarzy się je z pewnymi środowiskami. Pojęcie pierwiastka 
śladowego jest mniej jednoznaczne, ponieważ może być powiązane z tym, że zazwyczaj taki 
pierwiastek nie tworzy  większych nagromadzeń w większości skał. Jeśli jednak zdarzy się 
skała, w której wręcz dominuje, to mamy problem z nazewnictwem. 

Jeśli chodzi o pierwiastki ziem rzadkich, REE – kiedyś nazywano je „rzadkimi” ponieważ 
zakładano, że występują niesłychanie rzadko, natomiast stosunkowo od niedawna wiadomo, 
że występują co najmniej tak często jak srebro, miedź, itp. Zatem nazwa jest trochę 
historyczna. Pierwiastkami ziem rzadkich (w geochemii) nazywamy „południową wysepkę” 
układu okresowego, czyli to co jest po lantanie i aktynie poniżej. Często takie pierwiastki są 
wykorzystywane do odtwarzania środowiska i procesów powstania bazaltów, co wiecie 
wszyscy z ćwiczeń ;)  szkicuje się diagramy pajęcze. 

20) Jak charakter wiązań chemicznych wpływa na twardość i inne własności 
minerałów? 

Ogólnie można powiedzieć, że twardość spada wraz ze wzrastającą długością wiązania, 
ponieważ im wiązanie dłuższe tym, co logiczne, słabsze. Dlatego też wiązanie jonowe, jako 
słabe elektrostatyczne, jest znacznie słabsze od silnego wiązania kowalencyjnego, które jest 
wyraźnie kierunkowe. Niestety twardość oznacza często również kruchość i łupliwość skał i 
minerałów. Również ładunek wpływa na trwałość i siłę wiązania. Im wyższy ładunek, tym 

wiązanie trwalsze. Twardość można też podpiąć pod wzór oddz. kulombowskich: F= k 

  

 

 

. W 

miarę zwiększania się ładunku,odległość międzyjonowa maleje do kwadratu! 

Jeśli chodzi o rozpuszczalność związków, jak już było pewnie wcześniej wspominane, łatwo 
rozpuścić związek związany jonowo, ponieważ oddziaływanie elektrostatyczne nie należy do 
mocnych .Gdyby tak było naelektryzowany grzebień wyrwałby nam włosy z głowy podczas 
czesania się :DDD. Również wiązania Van der Waalsa nie należą do mocnych, są to tzw. 
wiązania „chwilowe”/dipoli chwilowych. Wiązania kowalencyjne praktycznie wykluczają 
rozpuszczanie związku w wodzie. 

Temperatura topnienia spada wraz ze wzrostem odległości międzyjonowych, ponieważ, im 
ta odległość większa, tym mamy słabsze wiązanie. Jeśli ta odległość jest mała, tzn. że mamy 
do czynienia z bardzo silnie związanym minerałem, a więc aby go stopić, trzeba się trochę 
wytężyć i podwyższyć temperaturę! 

Typowe związki o wiązaniu jonowym (np. LiF, KF, NaF) mają generalnie niższe temperatury 
topnienia, bo wiązanie jest dużo słabsze. Ale uwaga: weźmy np. BaO o odległości 
międzyjonowej 2,76 Å i temp. topnienia 1923 

o

C. Dla porównania związany jonowo KF o 

odległości międzynowej rzędu 2,67 Å – czyli bardzo podobnej, ma już temperaturę 
topnienia na poziomie tylko 846 

o

C.. 

Anizotropia optyczna – _type ctrl+F=”dwójłomność”  

21) Opisz reguły Goldschmidta. 

Opisują jakościowo, jakie podstawienia w danych związkach czy minerałach są możliwe z 
punktu widzenia geochemii / fizyki. 

I) Różnica rozmiarów (promieni jonowych) podstawiających się za siebie jonów nie może 
nigdy przekraczać 15%. 

II) Rzadko obserwuje się podstawienia jonów o różnicy ładunku powyżej 1. Jeśli natomiast 
już dojdzie do takiego podstawienia (np. Al

3+

 za Si

4+

) – mówimy o podstawieniu 

heterowalentnym i aby skompensować ogólny ładunek w związku, musi wystąpić jeszcze 
jedna para takiego podstawienia – czyli np. coś +2 zamieni się w tym przypadku na coś +1. 

III) Silniejsze i bardziej prawdopodobne do utworzenia są wiązania tworzone przez jony o 

wyższym potencjale jonowym (P.J. = 

 

 

 ). Jeśli q1=q2 to preferowane jest mniejsze r. Jeśli 

r1=r2 to preferowane jest wyższy q. 

IV) Nawet jeśli promienie są podobne, ale różnica elektroujemności jest zbyt wielka, 
podstawienie jest praktycznie niemożliwe.  

22) Objaśnij na przykładach co powoduje występowanie w 1 minerale kilku 
typów wiązań. 

Pierwszy przykład został opisany przy porównaniu grafitu z diamentem. Ponieważ diament 
nie ma dwóch rodzajów wiązań, nie możemy nim pisać po zeszycie, a co najwyżej pociąć ten 
zeszyt na drobne kawałeczki ;). Grafit, choć również stanowi jakby nie było odmianę węgla, 
rozsmarowuje się i jest „miękki”, mimo że poza wiązaniami Van der Waalsa, posiada w 
swojej strukturze również wiązania typu kowalencyjnego. 

Innym przykładem mogą być minerały ilaste. Weźmy np. montmorillonit. Tam pakiety 
związane są bardzo silnymi wiązaniami wodorowymi. Jeśli porównamy te wiązania ze 
słabymi oddziaływaniami elektrostatycznymi w przestrzeni międzypakietowej, możemy stąd 
wywnioskować dlaczego właśnie tam wnikają inne jony, a nie między pakiety. 

Można na sprawę spojrzeć z jeszcze innej strony. Wyżej było opisywane, dlaczego w gipsie, 
przy jego rozpuszczaniu powstaje jon prosty wapniowy i złożony siarczanowy. Jon złożony 
jest nierozpuszczalny, ponieważ jest związany silnym wiązaniem kowalencyjnym. Cały 
związek jednak jest miękki za sprawą wiązania jonowego. 

23) Co to są izotopy. Narysuj modele izotopów jednego pierwiastka. Dlaczego 
nie różnią się praktycznie niczym jeśli chodzi o własności chemiczne. Które są 
przydatne w geologii, dlaczego? 

Izotopy – atomy tego samego pierwiastka różniące się ilością neutronów w jądrze. Posiadają 

taką samą liczbę atomową, lecz różne masy atomowe. Czyli mają tyle samo protonów. 

 
Wyjaśnienie na przykładzie izotopów węgla: 

 

 

Dla węgla 

14

C czy 

13

C należało by wykonać identyczny rysunek, z tym,  

że zamiast 6 neutronów, zaznaczyć w jądrze odpowiednią ilość. 

 

Izotopów węgla odkryto aż 12, co jest bardzo dużą ilością jak na pierwiastek o tak małej 
masie atomowej. Trzy z nich występują naturalnie.  
 
Trwałe są tylko dwa izotopy węgla 

12

C i 

13

C  

 
Izotop 

14

C - jest promieniotwórczy o czasie połowicznego rozpadu równym około 5700 lat. 

Ten szczególny izotop węgla stale znajduje się w atmosferze (choć w niewielkich ilościach).  
Znalazł on zastosowanie w datowaniu m.in. skamieniałości organizmów roślinnych i 
zwierzęcych, takich wytworów działalności ludzkiej jak wyroby z drewna, skóry czy  włókien 
roślinnych. Tak więc akurat ten izotop w przeciwieństwie do pozostałych jest 
promieniotwórczy, można obliczyć jego czas połowicznego rozpadu, co zostanie szczegółowo 
omówione przy okazji metamorfizmu i promieniotwórczości. 

24) Na czym polega klasyfikacja pierwiastków według Goldchmidta. 
 

- pierwiastki syderofilne to te, które mają mniejsze od żelaza powinowactwo względem tlenu czy 
siarki. Tworzą więc stopy z żelazem i wiele z nich wchodzi prawdopodobnie w skład jądra Ziemi a 
skorupa ziemska jest w te pierwiastki zubożona. Zdarza się im występować w stanie rodzimym. 
Należą do nich Fe, Co, Ni, Pd, Pt, Re, Os i Mo, a w niektórych przypadkach również Au, Ag, Sn, W, 
Cu, As i Sb. 
- pierwiastki chalkofilne to te, które mają większe od żelaza powinowactwo do siarki a mniejsze do 
tlenu. Preferują one minerały siarczkowe i siarkosole i koncentrują się w rudach, choć podobnie jak w 
przypadku syderofilnych, skorupa ziemska zawiera ich mniej niż na to wskazuje przeciętny skład kuli 
ziemskiej. Należą do nich S, Zn, Pb, Hg, Bi, As, Ag, Au, Cu, Re i Os, a w niektórych przypadkach też 
Mo i Fe. 
- pierwiastki litofilne to te, które mają większe od żelaza powinowactwo względem tlenu a mniejsze 
względem siarki. Preferują one minerały krzemianowe i tlenkowe. Z tego względu skorupa ziemska 
jest szczególnie wzbogacona w te pierwiastki. Należą do nich Li, Na, K, Rb, Cs (grupa I układu 
okresowego), Be, Mg, Ca, Sr, Ba (grupa II układu okresowego), B, Al, Sc, REE (grupa III układu 
okresowego), Si, Ti, Zr, Hf, Th, Pb (grupa IV układu okresowego), P, V, Nb, Ta (grupa V układu 
okresowego), O, Cr, U (z grupy VI), Mn (z grupy VII) oraz Fe, Ni i Co (z grupy VIII). 
- Pierwiastki atmofilne to te, które maja tendencję do gromadzenia się w atmosferze ze względu na 
to, że występują w formie gazowej i tworzą łatwo lotne związki. Należą do nich H, C, N, O, gazy 
szlachetne, Hg, Rn, I.                                                                                                                         - 
Pierwiastki biofilne stanowią podstawowe składniki żywych organizmów na Ziemi i należą do nich 
H, C, N, O i P. 

Ogólnie, patrząc na tą klasyfikację należy zapamiętać, że pierwiastki syderofilne koncentrują 
się w jądrze Ziemi, chalkofilne w rudach, litofilne w płaszczu i skorupie ziemskiej a atmofilne i 
biofilne w strefie hipergenicznej. Geochemiczny charakter pierwiastka zależy silnie od położenia w 
układzie okresowym. A więc pierwotną przyczyną takiego a nie innego zachowania się pierwiastka 
jest jego konfiguracja elektronowa. Nie trudno więc zauważyć, że pierwiastki z tej samej klasy 
geochemicznej mają podobne konfiguracje elektronów walencyjnych. Na przykład pierwiastki 
klasyfikowane jako litofilne leżą na skrajnie wschodnich lub zachodnich rubieżach układu okresowego 
i mają tendencję do występowania w formie jonowej i do tworzenia wiązań jonowych. Natomiast 
pierwiastki zdolne do występowania w kilku formach jonowych mogą w zależności od konfiguracji 
elektronowej występować w kilu klasach geochemicznych. Pierwiastki chalkofilne, głównie ze 
środkowych części układu okresowego, mają tendencję do dzielenia się elektronami raczej niż do 
tworzenia jonów. Tworzą one łatwo wiązania kowalencyjne na przykład z siarką. Pierwiastki 
syderofilne to te z triady VIII plus złoto, mające niekompletnie zapełniona zewnętrzną powłokę 
elektronową a wpływ dużego ładunku jądra utrudnia im wchodzenie w związki z innymi 
pierwiastkami. Mają więc tendencję do pozostawania w stanie rodzimym. 

 

 

 
25) Pierwiastki główne, poboczne, śladowe. 

 
Z  punktu  widzenia  geochemii  analitycznej  istotny  jest  ilościowy  podział  pierwiastków 
występującyh w materiałach geologicznych: 
-   pierwiastki główne (>1%wag.)- z nich przede wszystkim zbudowane są minerały i skały 
-   pierwiastki poboczne (0,1-1%wag.) 
-  pierwiastki  śladowe  (<0,1%wag.)-  ich  zawartość  może  być  wskaźnikiem  procesów 
skałotwórczych, są składnikami, które mogą decydować o użyteczności danej skały Właśnie 
te  pierwiastki  wykorzystuje  się  przy  tworzeniu  diagramów  klasyfikacyjnych  dla  bazaltów  i 
granitów.  Można  z  nich  odczytać  środowisko  geotektoniczne  danej  skały  –  tj.  miejsce,  w 
którym powstała. 
 

26) Pierwiastki kompatybilne i niekompatybilne.

 

 
Pierwiastki  kompatybilne,  ogólnie  rzecz  biorąc,  mają  wymiary,  ładunek  i  elektroujemność 
na  tyle  dopasowane  do  dostępnych  pozycji  w  sieciach  krystalicznych  minerałów 
powstających ze stopu magmowego, że w miarę krystalizacji ubywa ich (względnie) ze stopu 
a przybywa (względnie) w ciele stałym. 
 
Pierwiastki  niekompatybilne  są  „niedopasowane”  do  dostępnych  struktur  krystalicznych, 
więc są ignorowane i w miarę krystalizacji magmy ich zawartość w powstającym ciele stałym 
jest  znacznie  mniejsza  niż  zawartość  w  stopie.  W  efekcie  pierwiastki  niedopasowane 
znajdujemy w produktach późnych etapów dyferencjacji magmy takich jak pegmatyty, żyły 
hydrotermalne  czy  dajki  aplitowe.  Do  tych  pierwiastków  należą:  K,  Rb,  Cs,  Sr,  Ba, 
pierwiastki ziem rzadkich REE, Zr, Hf, Nb, Ta, Th, U. Ta grupa pierwiastków nazywana jest 
też  „Large  Ion  Lithophile”  w  skrócie  LIL  (pierwiastki  litofilne  o  dużych  promieniach 
jonowych  patrz podział Goldschmidta.  

 

27)  Dlaczego  kryształy  powstające  w  wyższych  temperaturach  mają 
struktury bardziej tolerancyjne? 

 
Można tutaj śmiało przytoczyć przykład pertytów. Wysoka temperatura sprawia, że struktury 
pozycje i rozmiary cząsteczek są bardzo trudne do rozróżnienia, w strukturę tworzącego się 
skalenia,  wbudowują  się  zarówno  K-skalenie,  takie  jak  np.  ortoklaz  lub  mikroklin,  jak  też 
plagioklazy  –  takie  jak  np.  albit.  O  tyle  o  ile  istnienie  roztworu  stałego  było  możliwe  w 
chaotycznie  wysokiej  temperaturze,  w  niższych  temperaturach  z  powrotem  następuje 
rozdzielenie na fazę potasową i sodową. Powstaje odpowiednio pertyt lub antypertyt. 
 
 
 

28) Wymień i objaśnij mechanizm trzech podstawowych sposobów w jakich 
pierwiastki są wbudowywane. 

 
Reguły  Goldshmidta  zostały  sformułowane  głównie  z  myślą  o  interpretacji  mechanizmów 
krystalizacji  ze  stopu  magmowego.  Odnoszą  się  przede  wszystkim  do  zachowania 
pierwiastków  śladowych.  Mechanizm  podziału  tych  pierwiastków  między  stop  magmowy  a 
krystalizujące minerały może polegać na: 
 
a) wychwyceniu  zachodzi kiedy potencjał jonowy pierwiastka śladowego jest wyższy niż 
potencjał  jonowy  pierwiastka  głównego.  Taki  pierwiastek  staje  się  wtedy  bardziej 
preferowany,  poszukiwany,  ponieważ  jego  własności  (odpowiednie  proporcje  ładunku  do 
promienia  jonowego)  są  o  wiele  lepsze  niż  pierwiastka  głównego,  którego  jest  więcej. 
Zachodzi  więc  wychwytywanie  wszystkich  możliwych  pierwiastków  śladowych.  Takie 
pierwiastki są silnie kompatybilne. Mają krótkie promienie jonowe i zawsze zmieszczą się w 
strukturze  minerału.  Jedynym  powodem,  dla  którego  pierwiastki  takie  nie  tworzą  własnych 
nagromadzeń, jest bardziej ilościowa – jest ich fizycznie za mało. 
 
b)  ukryciu    zachodzi  kiedy  potencjał  jonowy  pierwiastka  śladowego  jest  w  przybliżeniu 
równy potencjałowi pierwiastka głównego. Wówczas trudno jest rozróżnić który pierwiastek 
jest  główny,  a  który  jest  śladowy.  Proces  ten  nazywa  się  również  kamuflażem  od  ang. 
‘camouflage’  –  ponieważ  ukrywa  się  i  nagle,  niezauważalnie  przechodzi  do  struktury 
minerału zamiast pierwiastka głównego. Proporcje są przypadkowe. 
 
c)  dopuszczeniu  (admission)    może  zachodzić  kiedy  potencjał  jonowy  pierw.  śladowego 
jest  mniejszy  od  pot.  jonowego  pierw.  głównego.  Np.  Rb

+ 

za  K

+

  lub  Sr

2+

  za  Ca

2+

.  Tutaj 

głównym  kryterium  może  okazać  się  duże  nagromadzenie  takich  pierwiastków  śladowych, 
które minerał „z łaski swojej” zgodził się przyjąć. :D 
 
  
TERMODYNAMIKA 

29) Jak należy stosować pierwszą zasadę termodynamiki do wytłumaczenia 
reakcji egzotermicznej? 

Pierwsza zasada termodynamiki  

ΔU = ΔQ – ΔW = ΔQ – ΔpV 

Oznacza to, że energia nie bierze się z nikąd i że jej zmiana może się odbyć bądź na skutek zmiany 
cieplnej, bądź związanej z pracą. 

Jeżeli praca jest wykonywana na układzie, to energia wewnętrzna układu jest dodatnia. 
Jeżeli układ wykonuje pracę na otoczeniu, to energia wewnętrzna układu jest ujemna. 
 
Jeżeli entalpia jest dodatnia to reakcja zachodzi z pochłonięciem ciepła i jest endotermiczna. 
Jeśli entalpia jest ujemna to reakcja zachodzi z wydzieleniem ciepła i jest egzotermiczna. 
 
Należy teraz powiązać pierwszą zasadę termodynamiki z entalpią: 

Sama entalpia wyrażana jest wzorem: 

H = U + pV 

Powiązana z I zasadą termodynamiki i obrazująca przepływ ciepła przyjmuje postać: 

Δ

H = Q + V

Δ

P  

Entalpię liczymy dla warunków izobarycznych (p=const.) 
Teraz weźmy jakąś reakcję, np. syntezę dwutlenku węgla: 

 

Ponieważ reakcja syntezy dwutlenku węgla jest egzotermiczna – jej entalpia jest wartością 
ujemną. W związku z tym, że reakcje egzotermiczne zachodzą z wydzieleniem ciepła, 
zapisujemy, że z układu „wyszło” ciepło, czyli na końcu dopisujemy - Q (zapis drugi). Poza 

tym entalpię zgodnie z I zasadą dynamiki można również zapisać jako 

ΔH = Q, 

co oznacza, 

że w miejsce Q możemy wpisać dokładnie 393130 J na minusie. 

30) Na podstawie reguły Przekory pokaż w którą stronę i dlaczego przesunie 
się reakcja egzotermiczna po obniżeniu temperatury. Zilustruj to na 
konkretnym przykładzie reakcji. 

Reguła Przekory jak sama nazwa wskazuje zawsze „robi nam na przekór” – jej rolą jest 
dążność do utrzymania układu reakcyjnego w równowadze. Weźmy sobie przykład jakiejś 
reakcji egzotermicznej (taką reakcją może być np. synteza pierwiastkowego węgla i tlenu do 
dwutlenku węgla): 

2C + O

2

  2CO

2 

+ Q  

 

 

Ponieważ reakcja jest silnie egzotermiczna, do otoczeniu zostaje wydzielone ciepło 

(+Q)

, co 

zaznaczyłem wyżej w reakcji na czerwono.  

Weźmy teraz nasz czynnik „prowokujący” zmianę równowagi  mamy obniżyć 
temperaturę. Co się dzieje?  

UWAGA:  Poprzednio napisałem„– Q” przy reakcji egzotermicznej. Dlaczego? Sprawa +/- w 
termodynamice przy cieple jest przedmiotem sporu. Zależy czy myśli o utracie energii układu czy 
ogrzaniu się produktów. Poprzednio użyłem zapisu termodynamicznego. Dla reguły Przekory 
lepiej zapisywać to chemicznie. Czyli wydzielenie ciepła = wzrost ciepła przy produktach!  

To proste – idziemy po kolei, najlepiej bazować na formie równania Clapeyrona wyrażonej w 
ten sposób: 

(dla gazu) 

pV = nRT gdzie V - objętość gazu, n – ilość molowa gazu, R –stała gazowa, T – temp. w K, p – 
ciśnienie. 

Najpierw mówią nam, że temperatura spadła  Z +Q a więc i + T robi nam się –T. Ponieważ 
zmiana temp. jest proporcjonalna do zmiany ciśnienia spada również ciśnienie w układzie   
(-p). Kiedy spada ciśnienie, to objętość musi wzrosnąć tak by pV pozostało stałe (zatem +V). 
Wzrost objętości z kolei jest jednoznaczny ze wzrostem stężenia substratów (+c

substratów

). 

Aby zminimalizować wpływ tego czynnika, należy wyprodukować jak najwięcej produktów, a 
więc reakcja przesunie się w prawo (by wzrosło również stęż. produktów!). 

 

31) W jaki sposób równanie Clapeyrona może posłużyć do interpretacji 
geochemicznych. Podaj przykład. 

Ogólne równanie Clapeyrona ma postać: 

  
  

   

  

  

 

Z równania Clapeyrona można wyznaczyć przebieg krzywej będącej granicą pomiędzy polami 
trwałości minerałów.  

W dużym uproszczeniu można powiedzieć, że aby stworzyć kompletny diagram fazowy 
(trwałości minerałów) należy najpierw wyliczyć potrzebne parametry, tj. powiązać energię 
swobodną Gibbsa chociażby z T,p: 

 

Z tego wzoru obliczymy zarówno entalpię jak i entropię reakcji oraz zmianę objętości 
składników. 

Pozostaje T i p które mamy dane – chcemy stworzyć diagram fazowy dla konkretnych 
warunków temperatury i ciśnienia. 

Należy pamiętać by przeliczy jednostkę V z m

3

/mol na KJ/bar/mol  tablice.. 

Teraz już łatwo obliczyć energię swobodną Gibbsa dla reakcji w tych warunkach, można 
wtedy powiedzieć który z minerałów będzie trwały. 

Równanie Clapeyrona przydaje się natomiast kiedy chcemy od razu wykazać nachylenie 
krzywej bez używania energii swobodnej Gibbsa.: 

W tym celu należy z równania Clapeyrona po prostu obliczyć dp  ponieważ mamy daną 
temperaturę, a entropię i zmianę objętościową obliczyliśmy  wcześniej. 

Ze wzoru p

2

 = dp +p

1

 (dp obliczamy z równania Clapeyrona) oraz T

2 

= dT + T

1 

znajdujemy 

drugi punkt na naszym wykresie, a ponieważ jest to zależność liniowa, 2 punkty wystarczą 
aby naszkicować krzywą.  

Pozostaje problem podpisania diagramu, w których warunkach dany minerał jest trwały? 
Tutaj należy znać i kojarzyć kilka zależności: 

 

 

Na końcu, jak już mamy wyznaczoną krzywą i opisane pola, przystępujemy do interpretacji z 
punktu widzenia geologicznego, tj. np. z pośród wszystkich możliwych sytuacji możliwa jest 
tylko taka, że ze wzrostem ciśnienia rośnie temperatura, a że dzieje się tak w strefie 
subdukcji, to badany minerał powstał właśnie tam. 

Przykładem może być reakcja  

klinopiroksen + plagioklaz  granat + kwarc 

Opisana jest ona szczegółowo tutaj: 

http://www.geol.agh.edu.pl/~mmanecki/Geoch_III_wyklady/03%20ELEMENTY%20TERMOD
YNAMIKI%20GEOCHEMICZNEJ%20e.pdf

 

 

32) Co wiesz o energii swobodnej Gibbsa stosowanej w geochemii. Podaj 
przykłady. Jakie są ograniczenia jej stosowania? 

Energia swobodna Gibbsa 

 G 

jest jedną z termodynamicznych funkcji stanu. Pozwala nam 

ona, często z wykorzystaniem entalpii i entropii przewidzieć, w którą stronę reakcja 

chemiczna wykaże tendencję do zachodzenia. Przykładowo dla wartości + 

 G 

reakcja będzie 

miała tendencję do zachodzenia w lewo, ale nigdy nie zajdzie w prawo. Odwrotnie dla 
wartości ujemnej.  Energię swobodną Gibbsa można wyliczyć stosując kilka wzorów: 

1) ENERGIA GIBBSA REAKCJI = SUMA ENERGII G. PRODUKTÓW – SUMA ENERGII G 
SUBSTRATÓW. 

2)  

3) 



G 



H 



T



S 

Energia swobodna Gibbsa jest wyliczana dla stałych warunków ciśnienia i temperatury oraz 
dla układu zamkniętego! 

Powyższe wzory stosowane są dla warunków standardowych czyli p = 1atm oraz T = 
298,15K. 

Poniższy wzór pozwala obliczyć energię swobodną Gibbsa dla każdych warunków p, T: 

 

Z niego można łatwo wyprowadzić też wzór na stałą równowagi reakcji K, ale nie o tym 
mowa. 

Poniżej przedstawiam parę prawidłowości (screen slajdu wykładowego) dot. energii 
swobodnej Gibbsa: 

Istnieją również mniej lub bardziej poważne ograniczenia wynikające ze obliczania energii 
swobodnej Gibbsa: 

1.  Z uwagi na to, że wyliczenie e.G. pokazuje tylko teoretyczny kierunek zajścia reakcji, 

nie możemy powiedzieć, że ta reakcja samorzutnie zajdzie. W niektórych 
przypadkach brak tej samorzutności jest skutkiem osiągnięcia przez 
minerały/pierwiastki tzw. stanu metatrwałego (potrzebują one czynnika, który 
pozwoli im zareagować – np. podgrzania): 
 

 

2.  Stałe warunki ciśnienia i temperatury to rzadkość, najczęściej obserwowana albo w 

roztworach wodnych strefy hipergenicznej albo przy okazji zajścia metamorfizmu. 
 

3.  Jakość danych termodynamicznych często pozostawia wiele do życzenia. Jeśli 

sugerujemy się danymi z 1 źródła, nie mieszajmy ich z innym źródłem. 
 

4.  Wartości energii swobodnej Gibbsa są obliczane dla układu zamkniętego – tj. takiego, 

który nie wymienia ciepła ani materii z otoczeniem – co również jest niezwykłą 
rzadkością w przyrodzie! Wiele procesów naśladuje układ otwarty. 

 

Przykład: 

PbS  Pb

2+ 

+ S

2-

 

Czy galena jest w warunkach normalnych minerałem trwałym w reakcji rozpuszczania? 

Należy obliczyć energię swobodną Gibbsa, najlepiej ze wzoru: 



G 



H 



T



S (war. normalne) 

Wynik powinien dać wartość dodatnią (+157684,697 J/mol), stąd wnioskujemy, że reakcji 
będzie miała tendencję do zachodzenia w lewo i galena w warunkach normalnych jest 
minerałem trwałym, trudno rozpuszczalnym w wodzie. 

33) Jakich informacji dostarcza nam entalpia reakcji, jak ją obliczyć? 

Entalpia reakcji 



H 

jest funkcją stanu mówiącą nam o tym czy reakcja przebiega z 

wydzieleniem ciepła, a więc jest reakcją egzotermiczną (entalpia ujemna) czy też przebiega z 
pochłonięciem ciepła, a więc jest reakcją endotermiczną (entalpia dodatnia). 

Można ją obliczyć korzystając z bilansu reakcji: 

ENTALPIA REAKCJI = SUMA ENTALPII PROD. – SUMA ENTALPII SUBSTRATÓW. 

Można również skorzystać ze wzoru „zmiksowanego”, obejmującego pierwszą zasadę 
termodynamiki: 

H = U + pV 

lub 

Δ

H = Q + V

Δ

P 

Entalpia jest funkcją wyliczaną dla warunków stałego ciśnienia – izobarycznych. 
Opisuje w sposób ilościowy przepływ ciepła podczas reakcji.  

 

34) Co oznacza że reakcja aA + bB  cC + dD jest w równowadze? Jak 
obliczyć i użyć energię swobodną Gibbsa dla tej reakcji jako kryterium 
równowagi? 

Stan równowagi oznacza, że ilość substratów będąc niezaburzona przyczynia się do 
wytworzenia ściśle określonej ilości produktów. Cały „proces” przebiega niezaburzenie i jest 
w stanie równowagi termodynamicznej. 

Należy zacząć od wyrażenia na działanie mas dla tej reakcji: 

Q = 

 

 

 

 

 

 

 

 

  

gdzie wykładniki oznaczają aktywność danych faz. 

Zgodnie z prawami termodynamiki, jeśli reakcja jest w stanie równowagi, to jej SI – 
współczynnik nasycenia wynosi 1 (analogicznie >1 krystalizacja; <1 bez wytrącania). 

SI = 

   

 

  

  

gdzie IAP oznacza iloczyn aktywności jonów i liczony jest tak jak Q, a K

sp

 stałą 

równowagi reakcji dla warunków standardowych, którą można wyznaczyć wychodząc od 
wzoru: 

 

Dalsze przekształcenia doprowadzą nas do wzoru 

K

sp

 =  

 

 

        

  

 

Zbierając to wszystko do kupy, możemy powiedzieć, że skoro: 

SI = 1  IAP = K

sp 

teraz wystarczy wykorzystać z powrotem wzór 

i za K = K

sp

 podstawić nasze IAP – które trzeba będzie wyliczyć na podstawie stężeń podanych 

reagentów. 

 

35) Co wiesz na temat entropii, jak ją obliczamy? 

Entropia stanowi funkcję termodynamiczną będącą miarą nieuporządkowania. Oznaczamy ją 

jako  

Δ

S. 

W przyrodzie wiele reakcji zachodzie samorzutnie, dzieje się tak dlatego, że 

materia może ułożyć się na wiele sposobów, ale dlaczego akurat np. w gazie cząsteczki są 
chaotyczne, a w ciele stałym już uporządkowane? To proste, w gazie jest większa przestrzeń, 
bardziej prawdopodobne jest, że cząsteczką nie uda się uporządkować w zwarty szyk na tak 
dużej przestrzeni, stąd chaos.  

Entropię można obliczyć albo standardowo z bilansu reakcji: 

ENTROPIA REAKCJI = SUMA ENTROPII PROD. – SUMA ENTROPII SUBSTRATÓW 

albo ze wzoru (jest to II zasada termodynamiki, opisuje prawdopodobieństwo napotkania 
danej cząstki materii w przestrzeni): 

 

Wzór obowiązuje dla dowolnego procesu nieodwracalnego, w którym część energii w postaci 
ciepła ginie bezpowrotnie. 

Ważna zależność o której pisałem wcześniej: 

 

Pewne zależności wynikające z własności ciał: 

  dla większości minerałów + obj. molowa = + S 
  +p  = -S (bo większe ciśnienie = mniejsza objętość) 
  dużo różnych pierwiastków w minerale = +S 
  obecność podstawień izomorficznych, roztworów stałych, etc. = +S 
  im wiązanie trwalsze, krótsze tym - S (entropia mniejsza). 

36) Dlaczego wbrew termodynamice niektóre procesy na powierzchni ziemi 
nie zachodzą samorzutnie? 

-Opisany wcześniej stan metatrwały. 

MAGMATYZM 

37) Jakie mogą być przyczyny częściowego przetopienia materiału płaszcza 
ziemi prowadzące do powstania magmy? Podaj przykłady. 

 
Stopienie skał płaszcza Ziemi może zajść w wyniku: 
a) Wzrostu temperatury. Może to nastąpić szczególnie przy gorących korzeniach orogenów 
kolizyjnych (przy kolizji płyt litosfery), tj. w tzw. strefie „anatexis”, która ma miejsca np. w 
Himalajach. Ponadto wzrost temperatury może być wynikiem oddziaływania gorących magm 
bazaltowych  w  spągu  skorupy  kontynentalnej.  Zjawisko  to  nazywa  się  „underplating”  i 
prowadzi  do  podgrzania  i  stopienia    skał  kwaśnych  o  niższych  temperaturach  topnienia. 
Zjawisko underplating’u ma miejscach przy wyspach japońskich, a także w rejonie Andów.  
b) Lokalnego spadku ciśnienia. Wyniesienie materiału płaszcza z głębi pod skorupę ziemską 
w rejonach grzbietów oceanicznych czy plam gorąca (Hawaje). Strefa ryftu, która powstaje w 
wyniku  szeregu  naprężeń,  doprowadza  do  dekompresji.  Obniżenie  ciśnienia  w  płaszczu 
ziemskim  powoduje  automatycznie  obniżenie  również  temperatury  topnienia  skał,  które 
przekształcane są w magmę, wynoszoną razem z materiałem płaszcza. 
c)  Dostarczenia  fluidów.  Topi  się  strefa  otaczająca  subdukujący  płat  litosfery.  Przetopienie 
ma  miejsce  dlatego,  że  z  płata  pod  wpływem  sił  tarcia  wydostają  się  tzw.  fluidy,  będące 
składnikami  obniżającymi  temperaturę  topnienia  skał  otoczenia.  Są  to  głównie  dwutlenek 
węgla i para wodna, ale występują też inne drugorzędne składniki. Dochodzi do częściowego 
przetopienia  skał  i  powstania  magmy.  Taki  mechanizm  jest  charakterstyczny  dla  regionu 
Andów oraz rejonu chińskiego. Nieopodal subdukcji tworzy się tzw. łuk wysp oceanicznych. 

 
38)  Dlaczego  na  Ziemi  w  różnych  miejscach  powstają  różne  skały 
magmowe? 

 

Co  najmniej  6  czynników  decyduje  o  zróżnicowaniu  zawartości  pierwiastków  w  skałach 
magmowych:  
1)  Skład  pierwotnego  materiału    Jeśli  przetopiony  zostanie  perydotyt,  jako  skała 
ultrazasadowa to powstaną magmy gabrowo – bazaltowe. Jeśli stopniona zostanie częściowo 

skorupa  kontynentalna,  zbudowana  głównie  ze  skał  kwaśnych,  to  powstaną  magmy 
andezytowo – ryolitowe, tj. kwaśne. 
 2)  procesy  częściowego  przetopienia    Zależnie  od  stężenia  fluidów  oraz  innych 
czynników termiczno – ciśnieniowych – może zajść przetopienie o różnej skali. 
3) Mieszanie się magm  Różne magmy z różnych źródeł mogą ulec odmieszaniu ze sobą, 
co skutkuje zmienionym składem skały wyjściowej. 
4)  asymilacja  i  kontaminacja    Polega  na  częściowym  wchłanianiu  stopionych  skał 
otoczenia do materiału magmowego. W zależności od rodzaju skał otoczenia, powstaną różne 
magmy. 
5)  frakcjonalna  krystalizacja    Wskutek  kolejnej  krystalizacji  magmy  poszczególnych 
minerałow  naśladujących  szereg  Bowena,  na  samym  końcu  pozostaje  magma  resztkowa. 
Temperatura  spada  za  szybko,  aby  wszystkie  minerału  zdążyły  wykrystalizować  ze  stopu 
magmowego.  Zawsze  proces  ten  jest  częściowy.  W  zal.  od  tego  jakie  składniki  zdążą 
wykrystalizować, wyróżniamy różne skały powstałe z danej magmy. 
6)  obecność  składników  lotnych    Charakter  skał  magmowych  najsilniej  zależy  od 
położenia  geotektonicznego  źródła  magmy  pierwotnej  w  systemie  tektoniki  kier.  Istnieje 
ogólny  związek  między  składem  a  środowiskiem  powstania  skały.  Zatem  w  zależności  od 
miejsca na Ziemi, w zależności od skał, które magma przetapia powstają różne skały. 
 

39)  Co  to  znaczy,  dlaczego  tak  jest  i  w  jaki  sposób  ziemia  jest 
zdyferencjowana chemicznie? 

 

Ziemia nie jest ciałem jednorodnym. W jej wnętrzu znajdują się przynajmniej trzy wyraźnie 
różniące  się  składem  obszary.  Metaliczne  (żelazne)  jądro  otoczone  skalistym 
(glinokrzemianowym) płaszczem, a na zewnątrz cienka skorupa ziemska.  
Zaraz po powstaniu Ziemia była jednorodna. W wyniku  kompresji grawitacyjnej,  zderzeń z 
obiektami kosmicznymi oraz rozpadu pierwiastków promieniotwórczych wydzielało się dużo 
ciepła. W skutek tego materia Ziemi uległa stopieniu. Ciężkie frakcje, głównie żelazo i nikiel 
przemieściły się do jądra, a lżejsze utworzyły skalistą otoczkę.  
 

40)  Dlaczego  i  w  jaki  sposób  powstanie  skał  magmowych  wiąże  się  z 
tektoniką kier? 

 

Większość  typów  skał  magmowych  związana  jest  z  tektoniką.  Istnieje  ogólny  związek 
między składem a środowiskiem powstania skały. 
1) Bazalty grzbietów śródoceanicznych (MORB) - Powstały w strefie ryftowej, na skutek 
dekompresji. Płytko położony materiał płaszcza ziemskiego został przemieszczony ku górze, 
a skały zostały częściowo przetopione. Spadek ciśnienia spowodował obniżenie temperatury 
topnienia  skał  otoczenia.  Bazalty  te  różnią  się  od  pozostałych  niskimi  zawartościami  LIL  i 
HFS,  powstały  z  wytopienia  już  zubożonego  płaszcza  podoceanicznego  (Islandia). 
Przykładem  strefy  gdzie  zachodzą  wymienione  wyżej  procesy  jest  też  Grzebiet 
Środkowoatlantycki. 
2) Bazalty łuków wysp wulkanicznych (IAT- związane ze strefą subdukcji, CAB- związane 
z  anatexis)-  Tego  typu  skały  powstają  w  strefie  subdukcji,  gdzie  lżejszy  płat  skorupy 
oceanicznej podchodzi pod cięższy płat skorupy kontynentalnej. Zjawisko nie tyle polega na 
przetopieniu skał w wyniku sił tarcia (to zachodzi, ale dopiero na znacznych głębokościach!), 
co  na  tym,  że  subdukujący  płat  jest  źródłem  opisanych  już  wyżej  fluidów,  które  obniżają 
temperaturę  topnienia  skał  otoczenia.  Sztandarowym  przykładem  takiego  zjawiska  są  Andy. 
Kiedy natomiast również w strefie subdukcji, dojdzie do częściowej dehydratacji, może zajść 
mechanizm  częściowego  przetopienia  skał  obojętnych  i  lekko  kwaśnych,  znajdujących  się 

wyżej – w obrębie skorupy kontynentalnej. Wtedy powstaje strefa anataxis, z którą również 
nierozerwalnie  kojarzy  się  tzw.  łuk  wysp  wulkanicznych  i  oraz  wulkanizm  andezytowi  – 
ryolitowy  np. wulkan Fujijama- Japonia 
3)  Magmatyzm  wewnątrzpłynowy  (WPB,  OIB-  bazalty  wysp  oceanicznych)-  związane  z 
plamami  gorąca  (Hawaje).  Tutaj  dominującym  czynnikiem  powodującym  wulkanizm  jest 
wzrost  temperatury  spowodowany  plamą  gorąca  czy  też  hot  spotem  –  punktem,  do  którego 
dociera  nieprzeciętna  ilość  energii  cieplnej  Ziemi  –  z  jądra.  Tam  powstaje  łańcuch  wysp 
wulkanicznych, a przykładem takiego miejsca mogą być Hawaje. 
4) Strefy kolizji płyt – kiedy dwie ciężkie płyty kontynentalne ulegną zderzeniu, zazwyczaj 
dochodzi do przetopienia skał kwaśnych znajdujących się w skorupie kontynentalnej. Wzrost 
ciepła spowodowany jest siłą tarcia i powstaniem strefy anatexis (na innej zasadzie niż przy 
subdukcji). Przykładem mogą być Himalaje) 
 
5) Strefy ryftów kontynentalnych – np. Afryka. 
 
 
 
 
 
 
 
rys1. 

 

 
 
 
 
 
 

rys.2 

 

 

 

rys.3 

 

41) Czy pod powierzchnią Ziemi istnieje warstwa stopionej magmy będąca 
źródłem dla wulkanów? 

 
Magma występuje pod ziemią tylko w miejscach, gdzie znajdują się wulkany. Zatem w Polsce 
nie ma możliwości, aby dowiercić się do płynnej magmy. Mechanizm powstawania magmy 
został  szczegółowo  omówiony  powyżej.  Magma  może  powstać  tylko  na  skutek  czynników 
wymienionych w punkcie 37! 
 

42)  Do  czego  może  służyć  oznaczenie  REE  w  skale  magmowej?  Jak  się 
przedstawia wyniki i dlaczego tak? 

 

Oznaczenie  REE  w  skale  magmowej  służy  do  określenia  historii  danej  skały,  ale  przede 
wszystkim do zlokalizowania strefy w której badana próbka skalna powstała. Zawartość REE 
w skałach jest rzędu [ppm] =10

4

  [% wag], a przedstawia się ją na diagramach pajęczych po 

znormalizowaniu  do  zawartości  w  chondrytach,  które  obrazują  pierwotny  skład  Ziemi. 
Zawartość danego pierwiastka w chondrycie [ppm] dzielimy przez oznaczaną wartość i w ten 
sposób dokonujemy normalizacji. 
 

43) Dlaczego i w jaki sposób powstaje magma? 

Magma  powstaje  z  przetopienia  skał  płaszcza  Ziemi  oraz  skorupy  kontynentalnej.  (patrz 
pyt.40) 

 

44) Czy wszystkie bazalty są jednakowe? A granity? 

W  zależności  od  miejsca,  w  którym  powstają  skały  wulkaniczne  różnią  się  od  siebie. 
Wyróżniamy  np.:  bazalty  łuków  wysp,  bazalty  grzbietów  śródoceanicznych,  bazalty  wysp 
oceanicznych.  Bazalty  różnych  serii  mają  różne  nasycenie  krzemionką  (>61%  SiO2  dla 
bazaltów  grzbietów  oceanicznych,  <51%  dla  bazaltów  śródpłytowych).  MORB  różnią  się 
niskimi  zawartościami  pierwiastków  LIL  i  HFS,  powstały  z  wytopienia  już  zubożonego 
płaszcza pod oceanicznego. OIB  zawierają wyraźnie większe ilości LIL i HFS. Jak powstały 
granity, czym się różnią i dlaczego? Zobacz poniżej 

 

45) Czy można odróżnić bazalt hawajski od japońskiego? 

 

Są to bazalty możliwe do rozróżnienia. (patrz pyt. 42) 

 
46) Typy magmy w strefie subdukcji  

 

 
 
W obrębie strefy subdukcji często dochodzi do dehydratacji skorupy oceanicznej, co inicjuje 
proces  częściowego  przetapiana  skał  wyżej  ległych,  kwaśnej  skorupy  kontynentalnej. 
Powstaje najpierw magma pośrednia, a potem typowo kwaśna. Magmy zostają odmieszane i o 
powstają andezyty lub skały typowo kwaśne. 
 

47) Dlaczego w skałach magmowych jedne składniki krystalizują wcześniej 
a inne później?

 

 
Zjawisko  to  obrazuje  szereg  Bowena.  W  miarę  stygnięcia  magmy  najpierw  krystalizują 
składniki  o  wyższej  temperaturze  topnienia  (krystalizacji),  a  potem  te  o  niższej.  Są  one 
zawieszone  w  stopie  magmowym.  Z  czasem  może  się  zdarzyć,  że  w  wyniku  procesów 
chemicznych, minerały, które wykrystalizowały jako pierwsze znikają z miejsca krystalizacji. 
Z  reguły,  w  okresie  późniejszym,  minerały  które  wykazywały  najwyższe  temperatury 
krystalizacji są najmniej odporne na wietrzenie i pierwsze „znikają” ze strefy hipergenicznej. 
 

48) Co to jest CIPW i dlaczego i w jaki sposób jest stosowane? 

 

CIPW  jest  to  metoda  klasyfikacji  chemicznej  skał  wylewnych.  Stosuje  się  do  dokładnego 
rozróżnienia bazaltów na diagramie TAS. Polega na przeliczeniu analizy chemicznej skały na 

listę  umownych  minerałów,  tzw  minerałów  normatywnych.  Czyli  nie  stosujemy  modalnej 
zawartości  %wag  danych  składników  względem  całości  skały,  tylko  przeliczamy  wyniki 
analiz do ogólnie przyjętych norm. 

 

49) Jak można klasyfikować skały magmowe ?  

 
Klasyfikacja  skał  magmowych  może  być  oparta  na  różnych    kryteriach:  genetycznym, 
teksturalnym , mineralogicznym czy chemicznym. 
Podział 

genetyczny 

skał: 

wylewne(wulkaniczne), 

subwulkaniczne, 

hipabisalne, 

mezoabisalne, głębinowe. 
Podział teksturalny : afanitowe krystality <1mm, fanerytyczne 1-5mm, pegmatytowe >5mm 
Najbardziej przydatne są klasyfikacje oparte na składzie mineralnym i chemicznym. 
Skały magmowe można  również klasyfikować  ze względu na zawartość krzemionki  SiO

2

 

(ultrazasadowe, zasadowe, obojętne, kwaśne) 
 

 

 
 

METAMORFIZM 
 

50) Dlaczego powstają skały metamorficzne? 

 

Skały  metamorficzne  powstają  w  wyniku  wytrącenia  istniejącej  już  skały  z  równowagi 
termodynamicznej lub chemicznej przez zmianę ciśnienia i temperatury oraz odprowadzenia 
czy doprowadzenia składników chemicznych.  
 
Występują różne odmiany metamorfizmu (np. metamorfizm regionalny z podwyższoną temp. 
i ciśnieniem, metamorfizm kontaktowy – na granicy z intruzją jest podwyższona temperatura, 
metamorfizm z pogrzebania – gdzie działa ciśnienie litostatyczne, itp.). 

 
Można wyróżnić kilka rodzajów ciśnienia które doprowadzają do metamorfizmu skały: 
 
1) Ciśnienie lito statyczne = ciśnienie nadkładu, działa tak jak ciśnienie hydrostatyczne cieczy 
– ze wszystkich stron równomiernie. Jest bezkierunkowe i powoduję redukcję objętości oraz 
wzrost gęstości skały. 
 
2) Ciśnienie kierunkowe = stress,  powstaje podczas ruchów tektonicznych, najczęściej przy 
małym  ciśnieniu  lito  statycznym.  Działa  kierunkowo.  Przy  małym  ciśnieniu  litostatycznym  
może powodować pęknięcia, a przy dużym – płynięcie. 
 
3) Ciśnienie uderzeniowe = impaktowe 

 

51)  Co  to  znaczy  że  minerały  metamorficzne  są  metatrwałe  i  dlaczego  są 
spotykane na powierzchni ziemi? 

 

Oznacza to, że minerały są trwałe tymczasowo i mają wielką ochotę ulec przemianie w formę 
niskotemperaturową. 
Jednakże  zapoczątkowanie 
takiej  przemiany  wymaga 
`wysiłku`,  a  one  w  niskich 
temperaturach  nie  mają 
skąd  wziąć  energii,  żeby 
przeskoczyć 
powstrzymującą  je  barierę 
energetyczną. 
 
 

52) Dlaczego skały metamorficzne odsłaniają się na powierzchni?

 

 

Przyczyną 

przemian 

metamorficznych  jest  to, 
że  składniki  dążą  do 
osiągnięcia 

nowej 

równowagi 

pod 

wpływem  zmieniających 
się  warunków  ciśnienia  i 
temperatury.  Mimo,  że 
sekwencja 

zmian 

PT 

przedstawiona 

na 

rysunku  zamyka  się  w 
pętle 

to 

przemiany 

równowagowe 

nie 

powodują  powrotu  do 
sytuacji 

wyjściowej. 

Skały 

metamorficzne 

zachowują  cechy  i  skład 
właściwy 

maksimum 

osiągniętych  ciśnień  i 
temperatur.  Dzieje  się 

tak, ponieważ w warunkach geologicznych, procesy metamorficzne zachodzą nieodwracalnie. 
Są dwie główne przyczyny, dla których procesy są nieodwracalne: 
 
1) Metamorfizm nie zachodzi z zachowaniem stałego składu chemicznego skał wyjściowych 
2)  Reakcje  chemiczne  i  przemiany  fazowe,  biorące  udział  w  procesach  metamorficznych 
zachodzą wystarczająco szybko, aby osiągnąć równowagę jedynie w wysokich temperaturach. 
Reakcje w kierunku odwrotnym do metamorfizmu progresywnego zachodzą zbyt wolno, aby 
nadążyć  za  wynurzeniem  i  odsłonięciem  się  skał  metamorficznych  na  powierzchni.  Innymi 
słowy,  skała  wyjściowa,  protolit,  najpierw  jest  przemieszczana  na  znaczną  głębokość,  przy 
czym ciśnienie rośnie szybciej niż temperatura. Najwyższe ciśnienie jest osiągane w pewnym 
punkcie,  potem  skała  zaczyna  się  już  wynurzać  (proces  stosunkowo  szybki),  a  max 
temperatura zostaje osiągnięta dopiero „po drodze”, nie ma czasu na zajście reakcji odwrotnej 
w podobnej temperaturze  patrz rysunek powyżej. 
 

53) Reguła przekory  patrz też wyżej przy okazji termodynamiki. 

 

Jeśli  na  układ  w  stanie  równowagi  zadziała  bodziec  zewnętrzny,  to  wywoła  on  zmiany 
przebiegające w kierunku zmniejszenia skutków działania tego bodźca. 
Działanie reguły przekory można prześledzić na przykładzie reakcji Aa + bB <=> Cc + dD: 
- usuwanie jednego z produktów C lub D spowoduje przesunięcie równowagi minimalizujące 
ten ubytek a więc w prawo (produkcja C i D); 
- usuwanie jednego z substratów A lub B spowoduje przesunięcie równowagi w kierunku 
minimalizującym ten ubytek a więc w lewo (produkcja A i B); 
- dodawanie jednego z substratów A lub B spowoduje przesunięcie równowagi w kierunku 
minimalizującym ten nadmiar a więc w prawo (zwiększenie zużycia A i B); 
-  jeśli  reakcja  jest  egzotermiczna  (zachodzi  w  prawo  z  wydzieleniem  ciepła)  to  obniżenie 
temperatury spowoduje przesunięcie równowagi minimalizujące ten spadek a więc w prawo 
(zwiększenie produkcji ciepła) zaś podniesienie temperatury cofnie reakcję w lewo; 
-  jeśli  jednym  z  produktów  jest  substancja  gazowa  to  obniżenie  ciśnienia  spowoduje 
przesunięcie równowagi  minimalizujące ten spadek a więc w prawo (zwiększenie produkcji 
gazu) zaś zwiększenie ciśnienia cofnie reakcję w lewo. 
Przykład. Powstawanie wollastonitu z wydzieleniem gazowego CO

2

 podczas metamorfizmu 

kontaktowego margli lub zapiaszczonych wapieni wywołanego intruzją magmową. 
 
CaCO

3 

+ SiO

2 

<============> CaSiO

3 

+ CO

2 

 
Gdy  proces  ten  zachodzi  na  większej  głębokości,  a  wapienie  nie  są  spękane  to  powstanie 
znacznie mniej wollastonitu, niż gdy reakcja zachodzi płycej a dwutlenek węgla ma gdzie się 
ulotnić. W stanie równowagi obecnego w systemie kalcytu, kwarcu, wollastonitu i CO

2 

 jest 

taka,  że  reakcja  przebiega  z  jednakową  prędkością  w  lewo  i  w  prawo  (brak  zmian).  Jeśli 
jednak powstanie jakaś nieszczelność i część CO

2

 ucieknie, spadnie jego ciśnienie w układzie 

co zakłóci równowagę -> reakcja przesunie się w prawo, wyprodukuje się CO

2

 a przy okazji 

powstanie więcej wollastonitu.  
 
 
GEOCHEMIA POWIERZCHNI ZIEMII 

 

54)  Adwekcja,  dyfuzja.  Jak  odróżnić  wpływ  adwekcji  i  dyfuzji  na  skład 
chemiczny osadu? 

 

Transport związków chemicznych w roztworach porowych w czasie diagenezy odbywa się na 
drodze  dyfuzji  lub  adwekcji.  Towarzyszą  im  reakcje  chemiczne  zachodzące  głównie  na 
granicy roztwór-minerał. 
-dyfuzja-  składniki  przemieszczają  się  w  nieruchomym  medium  (jest  skrajnie  powolna),  np. 
na  skutek  dążenia  do  wyrównanie  stężeń  lub  temperatur;  wyrównuje  stężenia  na  kontakcie 
roztworu z osadem 
-adwekcja-  składniki  przemieszczane  są  przez  ruchome  medium  na  skutek  różnic  ciśnień 
hydrostatycznych 
 
Pierwiastki  i  roztwory  dyfundujące,  przemieszczają  się  w  głąb  osadu,  z  czasem 
rozprzestrzeniając  się  również  na  boki.  Maleje  stężenie  badanego  składnika  „na  środku” 
obszaru jego pierwotnego występowania.  
 
Pierwiastki, które uległy adwekcji są wyciskane z porów razem z wodą porową, jest wielce 
prawdopodobne, że znajdziemy je wyżej niż były pierwotnie.  
 

55) Liczba Pecleta 

 

W praktyce w każdym osadzie transport zachodzi zarówno na drodze dyfuzji jak i adwekcji. 
Aby oszacować, który z procesów dominuje, wylicza się tzw. liczbę Pecleta: P = D / UL 
D – współczynnik dyfuzji składnika [m

2

/s] 

U – szybkość przepływu medium (roztworu) [m/s] 
L – odległość na jaką zawędrował składnik [m] 
Jeśli P >> 1 to dominuje dyfuzja 
Jeśli P < 1 to dominuje adwekcja 
Przykład.  Dla  Mg

+2

  (D=1.6  .  10-6  cm

2

/s)  w  warstwie  piaszczystej,  w  której  prędkość 

przepływu wód porowych na skutek regionalnego gradientu ciśnień wynosi 1 m rok-1, liczba 
Pecleta wynosi 1 dla L=0.5 cm. A więc jeśli napotkamy Mg

+2

  w odległości  2 m  od  granicy 

osadu, możemy śmiało  przyjąć, ze znalazł  się on tam głownie na drodze adwekcji. Dyfuzja 
dominuje  tylko  w  obrębie  pierwszych  5  mm  od  granicy  osadu,  w  którym  odbywa  się 
transport. 
 

56) Jak powstaje delta rzeki? 

Delty  nie  powstają,  gdy  rzeki  wpadają  do  jezior.  Stąd  nieprawdziwy  jest  osąd,  że  rzeka 
wpadając do zbiornika zwalnia i osadza osady. Problem tkwi w reakcjach chemicznych, nie 
fizycznych.  Cząstki  ilaste,  płynące  w  wodzie,  mają  na  swoich  krawędziach  ujemne  ładunki 
(sorpcja).  Rzeka  ma  wodę  słodką,  zawiera  mało  jonów  i  nie  wysyca  wszystkich  ujemnych 
ładunków. 

Cząstki 

zatem 

odpychają się i nie opadają z siłą 
grawitacji (wpływa na to również 
fakt,  że  są  to  cząstki  w  dużej 
mierze 

ilaste, 

małe). 

W 

połączeniu z wodą morską, słoną, 
w której jest dużo jonów, ładunki 
ujemne 

są 

kompensowane, 

cząstki  ilaste  stają  się  obojętne, 
zbijają  się  w  większe  grudki  i 
opadają  na  dno  (następuje 
koagulacja 

a 

następnie 

sedymentacja). Powstaje delta. 

 
PROCESY HIPERGENICZNE 

 

57) Dlaczego minerały w strefie hipergenicznej ulegają wietrzeniu? 

 
Przyczyną wietrzenia chemicznego jest termodynamiczna nietrwałość większości minerałów 
skałotwórczych  na  powierzchni  Ziemi.  Minerały  będące  głównymi  składnikami  skał 
magmowych  i  metamorficznych  powstawały  w  temperaturach  i  ciśnieniach  wyraźnie 
wyższych  niż  występujące  w  strefie  hipergenicznej.  Ogólnie  rzecz  biorąc,  w  im  wyższej 
temperaturze  krystalizował  z  magmy  minerał,  tym  bardziej  podatny  jest  na  wietrzenie 
chemiczne.  Sekwencja  wzrastającej  podatności  na  wietrzenie  przypomina  szereg  Bowena 
krystalizacji ze stopu magmowego. 

 

58) Wyjaśnij pojęcie rozpuszczania, rozpuszczalności. 

 

Rozpuszczanie  to  przejście  pierwiastków  do  roztworu  bez  zmiany  składu  chemicznego 
substancji  rozpuszczanej.  Jest  jednym  z  procesów  wietrzenia  chemicznego.  Dzieli  się  na 
kongruentne (oznacza, że ciało stałe rozpuszcza się przechodząc w całości do roztworu bez 
tworzenia  stałych  faz  wtórnych)  i  niekongruentne  (oprócz  roztworu  powstaje  nowa  faza 
mineralna).  Do  roztworu  przechodzą  jony  proste  (Na

+

,  Ca

2+

,  Cl

-

)  i  złożone  (SO

4

2-

,  CO

3

2-

, 

HCO

3-

). Proces rozpuszczania zależy przede wszystkim od: 

• natury substancji rozpuszczanej - głównie od charakteru wiązań chemicznych 
• właściwości rozpuszczalnika (w praktyce prawie zawsze wody) 
• temperatury i ciśnienia 
Na rzeczywistą rozpuszczalność minerałów ma wpływ szereg czynników, w tym skład wody - 
np. 

zawartość  rozpuszczonych  gazów,  odczyn,  ogólna  mineralizacja,  obecność 

mikroorganizmów (np. bakterii). 
Woda  jest  rozpuszczalnikiem  polarnym,  więc  oddziałuje  elektrycznie  na  cząsteczki 
minerałów.  Jeżeli  energia  tego  oddziaływania  jest  większa  niż  energia  sieci  krystalicznej, 
następuje  odrywanie  jonów  z  tej  sieci  i  ich  przejście  do  roztworu  (z  otoczkami 
hydratacyjnymi).  Nie  ma  wielu  pospolitych  minerałów,  które  byłyby  łatwo  rozpuszczalne  – 
należą do nich niektóre chlorki (np. halit, sylwin), azotany (np. nitronatryt) czy siarczany (np. 
heksahydryt,  melanteryt).  Miarą  ich  podatności  na  ten  proces  jest  rozpuszczalność,  czyli 
maksymalna ilość substancji, jaką można rozpuścić w danej ilości rozpuszczalnika. Podaje się 
ją w g/100 g roztworu, czasem w g/dm

3

 lub w mol/dm

3

. Dla substancji słabo rozpuszczalnych, 

a  takimi  jest  większość  minerałów  skałotwórczych,  podaje  się  zwykle  iloczyn 
rozpuszczalności  K

so

,  czyli  iloczyn  stężeń  (aktywności)  jonów  w  roztworze  nasyconym 

(pozostającym  w  równowadze  z  osadem).  Iloczyn  rozpuszczalności  to  nic  innego,  jak  stała 
równowagi  dla  reakcji  rozpuszczania  danego  minerału.  Im  mniejszy  jest  iloczyn 
rozpuszczalności  minerału,  tym  jest  on  słabiej  rozpuszczalny.  Ponieważ  rozpuszczaniu 
sprzyjają  ruchy  termiczne  cząsteczek  (jonów)  w  sieci  krystalicznej  minerałów  i  w  wodzie, 
dlatego rozpuszczalność wielu minerałów wzrasta wraz z temperaturą (ale nie wszystkich! – 
patrz  np.  węglany).  Przeciwna  tendencja  występuje  w  przypadku  gazów  –  ich 
rozpuszczalność wydatnie spada przy wzroście temperatury. 
Mechanizm  wietrzenia  większości  krzemianów  i  glinokrzemianów  jest  kontrolowany  przez 
procesy  zachodzące  na  kontakcie  roztwór-powierzchnia  minerału.  Dlatego  rozpuszczaniu 
sprzyja drobnokrystaliczność i obecność defektów krystalicznych, spękań etc. Efektem 
takiego  mechanizmu  rozpuszczania  jest  tworzenie  form  ostrokrawędzistych  i  wżerów 
rozszerzających się i pogłębiających z postępującym wietrzeniem.  
 

59) W starym wyrobisku kopalni gipsu ktoś dostarczył baryt. Jaki pływ na 
rozpuszczalność barytu ma obecność gipsu w wodzie? 

 

Gips: CaSO

4

 

  2H

2

O 

Baryt: BaSO

4 

 
 
 
 
 
 
 

Występuje tu zjawisko wspólnego jonu. Wspólny jon złożony SO

4

-

 

powoduje, że baryt w obecności gipsu będzie się słabiej 
rozpuszczał. Przykładowe obliczenia poniżej. 

60) Dlaczego powstają jaskinie z naciekami?

 

 
Przesiąkająca  w  głąb  skał  wapiennych  woda  zawiera  więcej  CO

2

  (np.  z  rozpadu  substancji 

organicznej w glebach), co powoduje przesunięcie równowagi reakcji w prawo i tworzenie się 
jaskiń [CaCO

3

 + CO

2

(g) + H

2

O 



 Ca

2+

 + 2HCO

3-

]. Z drugiej strony, w jaskiniach powstają 

nacieki  węglanowe.  Przesycona  CO

2

  woda  podziemna  ulega  na  kontakcie  z  powietrzem 

odgazowaniu,  przesuwając  równowagę  reakcji  w  lewo  [CaCO

3

  +  CO

2

(g)  +  H

2

O 



  Ca

2+

  + 

2HCO

3-

].  Z  tego  samego  powodu  tworzą  się  martwice  wapienne.  Woda  podziemna  na 

kontakcie  z  powietrzem  ulega  odgazowaniu  -  zmniejszone  ciśnienie  parcjalne  CO

2

  sprzyja 

wytrącaniu kalcytu. Sprzyja temu dodatkowo wzrost temperatury przy wypływie zimnej wody 
na powierzchnię.  
 
- Rozpuszczaniu kalcytu sprzyja kwaśne środowisko i wysokie ciśnienie CO

2

 w powietrzu. 

-  Wytrącaniu  kalcytu  sprzyja  alkalizacja  środowiska  (wzrost  pH)  i  odgazowywanie  wód 
podziemnych. 

 
61)  Jak  zmienia  się  rozpuszczalność  kalcytu  z  temperaturą?  Jakie  ma  to 
konsekwencje dla osadów oceanicznych? 

 
W  wodach  oceanicznych  rozpuszczalność  CaCO

3

  rośnie  wraz  z  głębokością.  Przy 

powierzchni wody oceaniczne są przesycone względem kalcytu, a w głębinach niedosycone. 
Wynika to ze wzrostu ciśnienia i spadku temperatury wody. Czynniki te powodują w sumie 
wzrost  stężenia  rozpuszczonego  w  wodzie  CO

2

  a  przez  to  wzrost  rozpuszczalności  kalcytu. 

Wskutek tego na pewnej głębokości, wynoszącej około 5 km na Atlantyku i około 3,5 km na 
Pacyfiku  obserwuje  się  gwałtowny  spadek  udziału  minerałów  węglanowych  w  osadach 
głębokomorskich. Poniżej tej głębokości szybkość rozpuszczania węglanów jest większa niż 
dopływ z opadających szczątków skorupek planktonu. Jest to głębokość kompensacji kalcytu 
(CCD - calcite compensation depth). 
 

GENERALNA  ZASADA:  Rozpuszczalność  węglanów  zawsze  rośnie  wraz  ze  spadkiem 
temperatury. 

 

62) Koloid, sorpcja. 

 

Koloid - układ (zwykle nietrwały) złożony z cząstek o wielkościach rzędu 1 nm - 1μm (faza 
rozproszona),  rozproszonych  w  ośrodku  dyspersyjnym  (fazie  rozpraszającej),  najczęściej 
wodzie.  Stan  koloidalny  odgrywa  bardzo  dużą  rolę  w  procesach  hipergenicznych.  W  tej 
postaci  jest  transportowanych  i  wytrącanych  wiele  wtórnych  produktów  wietrzenia.  Fazą 
rozproszoną  mogą  być  minerały  ilaste,  tlenki  i  wodorotlenki  Fe,  Al,  Mn,  bezpostaciowa 
krzemionka, substancje organiczne, siarczki. • koloidy hydrofobowe - nie ulegają hydratacji; 
są  przez  to  raczej  nietrwałe  -  pojawienie  się  w  roztworze  elektrolitu  (jonów)  powoduje 
zobojętnienie  ładunku  takiego  koloidu  a  wskutek  tego  jego  koagulację  -  powstaje 
galaretowaty żel;  
• koloidy hydrofilne - wykazują powinowactwo do wody, a więc ulegają hydratacji; otoczka 
hydratacyjna zwiększa ich stabilność. 
Ze  względu  na  niewielkie  rozmiary  cząstek  mają  bardzo  duże  powierzchnie  właściwe. 
Posiadają  powierzchniowy  ładunek  dodatni  lub  ujemny  zależny  od  warunków  środowiska 
(głównie od pH). 
 

Substancje koloidalne ze względu na duże powierzchnie właściwe, ładunek powierzchniowy i 
obecność licznych centrów aktywnych wykazują zdolności do wymiany jonowej i adsorpcji. 
•  wymiana  jonowa  -  zachodzi  gdy  jon  (kation  lub  anion)  z  roztworu  zastępuje  jon  na 
powierzchni  substancji;  jest  to  proces  odwracalny;  zdolność  do  wymiany  jonowej  określają 
wartości  CEC  (cation  exchange  capacity  -  pojemność  wymiany  kationów)  i  AEC  (anion 
Exchange  capacity  -  pojemność  wymiany  anionów);  podaje  się  je  w  mval/100  g;  dla 
większości substancji CEC >> AEC; 
• adsorpcja - gdy powierzchnia ciała stałego przyciąga i zatrzymuje obecne w roztworze jony 
lub cząsteczki. W zależności od charakteru i siły wiązania wyróżnia się adsorpcję fizyczną 
(niespecyficzną) i chemiczną (specyficzną, chemisorpcję). 
 
• niespecyficzna sorpcja fizyczna opiera się na słabych oddziaływaniach van der Waalsa lub 
elektrostatycznych  i  nie  powstaje  wiązanie  chemiczne  między  substancją  sorbowaną  a 
sorbentem.  Jony  zachowują  swoją  otoczkę  hydratacyjną.  Metale  alkaliczne  i  metale  ziem 
alkalicznych  mają  tendencję  do  takiej  sorpcji.  Mogą  być  wymieniane  z  innymi  jonami  z 
roztworu. Ten typ adsorpcji jest silnie zależny od ładunku na powierzchni i od pH roztworu; 
•  adsorpcja  specyficzna  (chemisorpcja)  opiera  się  na  powstaniu  wiązania  chemicznego 
(przy jednoczesnym częściowym lub całkowitym usunięciu otoczki hydratacyjnej) pomiędzy 
sorbowaną  substancją  w  roztworze  a  powierzchnią  sorbentu.  Metale  przejściowe  chętnie 
sorbują  się  w  ten  sposób.  Ten  typ  adsorpcji  jest  słabo  zależny  od  ładunku  na  powierzchni 
sorbentu i od pH czy siły jonowej roztworu. 
 
Koloidy  są  bardzo  ważnymi  elementami  środowiska  geochemicznego,  ponieważ  dzięki 
swoim małym wymiarom, mają bardzo duże centra aktywne, które są zdolne do przyciągania 
jonów. W efekcie minerały ilaste mają bardzo dobre właściwości sorpcyjne. Należy pamiętać, 
że minerały ilaste możemy podzielić na dwuwarstwowe (warstwy: tetraedryczna, krzemowa 
oraz  oktaedryczna,  glinowa)  oraz  wielowarstwowe,  np.  trójwarstwowe  (dwie  warstwy 
tetraedryczne rozdzielone oktaedryczną)

. 

Pierwszy typ mirału 1:1 to np. kaolinit. Posiadanie 

przez  kaolinit  silnych  wodorowych  wiązań  międzypakietowych  uniemożliwia  wnikanie 
jonów do przestrzeni międzypakietowej. Adsorbcja zachodzi na krawędzi ziarn. Druga strona 
medalu  to  montmorillonit  –  zbudowany  w  sekwencji  2:1,  gdzie  warstwa  międzypakietowa 
jest dostępna dla jonów wskutek tego, że pakiety są połączone słabymi oddziaływaniami Van 
der Waalsa. Stąd silne właściwości pęczniejące montomorillonitu. 
 
Rysunki objaśniające mechanizmy sorpcji: 

 
 ctrl + F  „delta rzeki” 
 
1) 

 
 
 

2) 

 
3) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
63) Klasyfikacja osadów wg Goldschmidta. 

 
• rezystaty - głównie okruchy ziarn odpornych na wietrzenie, 
• hydrolizaty - nierozpuszczalne produkty hydrolizy, skrytokrystaliczne lub koloidalne 
•  oksydaty  -  tlenki  i  wodorotlenki  Fe

3+

  i  Mn

4+

  nierozpuszczalne  w  wodzie,  powstałe  w 

warunkach utleniających 
• precypitaty - słabo rozpuszczalne węglany Ca i Mg 
• ewaporaty - sole chlorkowe i/lub siarczanowe Na, Ca, Mg, K powstałe przez odparowanie 
wody morskiej lub w słonych jeziorach  
• rezyduaty - osady powstałe w środowisku silnie redukcyjnym, w warunkach beztlenowych 
• biolity - osady powstałe ze szczątków organizmów 
 
 
WODA 

 

64)  Cząsteczka  wody  ma  budowę  dipolową  co  to  oznacza  i  jakie  są 
konsekwencje tej budowy? 

 
Woda  jest  zbudowana  z  atomu  tlenu  i  dwóch  atomów  wodoru.  Tworzą  one  dipole  o 
nierównomiernym  rozkładzie  ładunków  (w  jednej  części  przeważa  ładunek  ujemny  w  innej 
dodatni). Przeciwne ładunki  dipoli  przyciągają się, a łącząc się tworzą wiązania wodorowe. 
To  właśnie  dzięki  tym  wiązaniom  woda  ma  tak  unikatowe  właściwości.  Ściślej,  cząsteczka 
wody wygląda dokładnie tak, że prezentując jej model w oparciu o tetraedr – a taką właśnie 
jest  cząsteczką  –  widać,  że  w  środku  mamy  tlen,  w  2  narożach  atomy  wodoru  oraz  dwie 
niesparowane  wolne  pary  elektronowe  w  pozostałych  2  narożach.  Właśnie  taki  układ 
przyczynia  się  do  asymetrycznego  rozkładu  atomów  wodoru  i  jest  podstawą  występowania 
wiązań wodorowych: 
 
 
 
 

Występowanie  wiązań  wodorowych  z  kolei  jest  prapczyną  niepowtarzalnych  cech  fizyko  – 
chemicznych wody. Ma ona jedyną w swoim rodzaju wysoką pojemność cieplną, odmienną 
od  innych  substancji  chemicznych  temperaturę  wrzenia  czy  topnienia,  w  końcu  rozpuszcza 
substancje polarne i absorbuje promieniowanie.  

 
 
 
65) Wyjaśnij zjawisko bryzy porannej i wieczornej. 

 

Zapytajcie żeglarza, kiedy wychodzi w morze: odpowie, że o świcie, kiedy wieje poranna 
bryza  od  lądu.  A  kiedy  zawija  z  powrotem  do  portu?  O  zachodzie  słońca,  kiedy  wieje 
wiatr od morza. 
 
Przeanalizujmy  to  zjawisko.  Wieczorem,  po  upalnym  słonecznym  dniu,  nagrzane  są  od 
słońca zarówno skały wybrzeża jak i wody oceanu. Przez noc ich temperatura systematycznie 
spada.  Ale  ponieważ  woda  ma  pięciokrotnie  wyższą  pojemność  cieplną  niż  skały, 
temperatura  wody  spada  wolniej.  W  efekcie  gdzieś  nad  ranem  temperatura  wody  jest 
wyraźnie wyższa niż temperatura skał wybrzeża. Powietrze nad ciepłym morzem ogrzewa się 
i  unosi  powodując  powstawanie  wiatru  od  lądu.  Następnie  wschodzi  słońce  i  przychodzi 
następny  letni  wakacyjny  dzień.  Promienie  słoneczne  znacznie  szybciej  nagrzewają  skały 
lądu niż wodę morską, bo woda ma dużą pojemność cieplną. Dlatego poranna bryza szybko 
ustaje,  a  po  południu  zostaje  zastąpiona  wiatrem  przeciwnym?  Powstaje  on  przez  to,  że 
powietrze ogrzewa się od nagrzanej powierzchni lądu i unosi do góry a z nad chłodniejszego 
morza wieje wiatr, z którym wracają do portu żeglarze. 
Zjawisko  to  spowodowane  jest  faktem,  że  woda  ma  największą  pojemność  cieplną  ze 
wszystkich substancji. Takiej cechy nie mają metale – weźmy żelazko – szybką się nagrzewa 
(szybciej niż woda), ale co z tego, jak za chwile, np. po odłączeniu od gniazdka zaraz stygnie, 
nie potrafi zmagazynować energii cieplnej. Odwrotnie jest z wodą. 

 

 

66) Dlaczego myjemy ręce w ciepłej wodzie. 

 

Ma to związek z napięciem powierzchniowym, które jest miarą siły przyciągania cząsteczek 
na granicy  faz. Przez obecność wiązań wodorowych  woda ma tendencję  do zbierania się w 
krople.  Ale  wysoka  kohezja  spowodowana  wiązaniami  wodorowymi  maleje  ze  wzrostem 
temperatury.  W  wyższej  temperaturze  woda  trudniej  tworzy  krople  a  więc  lepiej  zwilża 
substancje. Dlatego mycie i pranie jest efektywniejsze w ciepłej wodzie.  

 
67)  Podaj  przykład  trzech  cech  wody  i  wyjaśnij  co  w  nich  jest  takie 
unikatowe. 

 

-  temperatura  wrzenia  i  topnienia-  wysoka,  wyjątkowo  duża  różnica  o  100

o

C. Przyczyną są 

wiązania wodorowe. Wielka różnica temperatur pozwala na istnienie wody w trzech stanach 
skupienia na naszej planecie oraz istnienie ciekłej wody (a wiec i życia) w szerokim zakresie 
warunków klimatycznych. 
-  własności  rozpuszczalnikowe  -  najlepszy  rozpuszczalnik  pod  względem  ilości  i 
różnorodności,  doskonały  rozpuszczalnik  soli,  związków  o  budowie  jonowej  czy  polarnej. 
Przyczyną  jest  dipolowa  budowa  cząsteczek  powodująca  powstawanie  oddziaływanie 
elektrostatycznego  z  jonami  kryształów  osłabiając  wiązania  jonowe.  Woda  jest 

rozpuszczalnikiem  płynów  fizjologicznych  organizmów,  i  znaczącym  czynnikiem 
skałotwórczym  przez  rozpuszczanie,  transport  i  krystalizację  np.  ewaporatów,  skał 
węglanowych, cementów skał klastycznych czy nagromadzeń złożowych pierwiastków. 
-  gęstość  i  zmienność  gęstości  wraz  z  temp.  -  Maksimum  gęstości  o  4  stopnie  powyżej 
temperatury  zamarzania  (a  nie  w  punkcie  zamarzania).  Głównymi  przyczynami  są  wiązania 
wodorowe, struktura lodu i struktura ciekłej wody. W efekcie woda zwiększa objętość przy 
zamarzaniu  (powodując  m.in.  wietrzenie  przez  zamróz)  a  lód  pływa  po  wodzie  (jeziora  nie 
zamarzają  od  dna  w  górę).  Ten  ostatni  proces  wiąże  się  nierozłącznie  z  tzw.  roczną 
stratyfikacją  jezior.  Zimą,  temperatura  wody  przy  powierzchni  zaczyna  spadać  i  tworzy  się 
tam  warstwa  lodu,  która  dzięki  obecności  wiązań  wodorowych,  paradoksalnie  ma  taką 
strukturę, że jest lżejsza od wody, która jest cieplejsza i jest poniżej. Na samym dnie znajduje 
się woda która ma największą gęstość (jest zatem najcięższa) i której temp. wynosi 4

o

C,  co 

umożliwia życie rybom podczas zimy. Wiosną, pokrywa lodowa zaczyna topnieć, co sprawia, 
że  wody  ulegają  odmieszaniu  i  dotlenieniu,  podobnie  jak  jesienią.  Latem  choć  mamy 
temperaturę wyższą u góry – to ponieważ woda traci gęstość ze wzrostem temp. powyżej 4

o

C, 

to warstwa wyżejległa  stanowi warstwę lżejszą. Znów mamy optymalne temperatury dla ryb, 
które preferują wodę zimniejszą… 
 
Poza  wyżej  nieopisanymi  cechami  wody  można  również  wspomnieć  chociażby  jej 
absorbowanie  promieniowania  niewidzialnego  –  UV,  podczerwieni,  itp.  Przepuszcza  ona  za 
to promienie widzialne, tj. światło słoneczne, co sprzyja natlenieniu zbiorników wodnych do 
pewnej głębokości. 
 
Ciepło parowania łagodzi klimat na zwrotnikach. 

 
68) Podaj przykład pierwiastka podobnego do wody

 

 

Woda  występuje  na  Ziemi  w  trzech  stanach  skupienia:  stałym,  ciekłym  i  gazowym.  Trudno 
jest  wskazać  jakąś  inną  substancję,  która  by  również  spotykana  była  w  trzech  stanach 
skupienia.  
1) Siarka naturalna może bywać w stanie stopionym, gazowym lub krystalicznym w  pobliżu 
wyziewów gazów wulkanicznych.  
2) Amoniak również ma własności zbliżone do wody. Posiada od za to tylko jedną wolną parę 
elektronową i aż trzy wspólne wiązania kowalencyjne tworzone z wodorami. 
 

69) Woda w oceanach- skąd się wzięła i jak ewoluował jej skład. 

 

W trakcie odgazowania, atmosfera nad rozgrzaną do co najmniej 600

o

C powierzchnią Ziemi 

zawierała parę wodną H

2

O, dwutlenek węgla CO

2

, chlorowodór HCl, azot, dwutlenek siarki 

SO

2

 i trochę innych gazów w tym gazy szlachetne. Nie było w niej wolnego tlenu. W miarę 

stygnięcia woda uległa skropleniu, a gazy zawarte w atmosferze rozpuściły się tworząc ocean 
gorący  i  kwaśny,  który  szybko  reagował  z  minerałami  skał  magmowych  powodując  wzrost 
zasolenia. Zaczęły powstawać pierwsze skały osadowe: 
skały magmowe + kwasy nieorganiczne (H

2

CO

3

, H

2

SO

4

, HCl) + H

2

O <=> skały osadowe 

+ słona woda oceaniczna + atmosfera 
W  wyniku  powstawania  węglanu  wapnia  CaCO

3

  oraz  soli  chlorkowych  i  siarczanowych 

(NaCl,  KCl,  CaSO

4

  i  in.)  wyrastało  pH  i  zasolenie  wody  oceanicznej.  Przypuszcza  się,  że 

oceany osiągnęły już wtedy zasolenie i skład zbliżony do dzisiejszego. Podstawową różnicą 
warunków w stosunku do dzisiejszych był brak tlenu w atmosferze. Zamiast tlenu, atmosfera 
zawierała dużo dwutlenku węgla. Dlatego woda oceaniczna miała prawdopodobnie niższe pH 

niż  dzisiejsza.  Przede  wszystkim,  brak  tlenu  spowodował  wytrącanie  się  siarczków,  a  nie 
siarczanów.  Dzięki  niedotlenieniu  było  również  więcej  żelaza  i  manganu  w  wodzie 
oceanicznej.  Skład  wody  oceanicznej  jest  od  co  najmniej  2  milionów  lat  stały.  Teoria 
związania z powstaniem wody w wyniku jej skraplania się podczas stygnięcia magm nie jest 
pewna.  Często  spekuluje  się  również  teorię  powiązaną  z  chondrytami  węglistymi,  które  jak 
pokazały badania zawierały w sobie ponad 20% wody..  
 
Obecnie  na  skład  wody  mają  również  strefy  aktywne  tektonicznie.  W  okolicy  ryftów 
oceanicznych,  dochodzi  do  przemieszania  wody  oceanicznej  (solanki,  podgrzanej  do  ponad 
350 stopni C) bogatej w magnez i jony siarczanowe z wodą pochodzącą z kontaktu z magmą 
bazaltową i dochodzi do zubożenia wody oceanicznej z w wyżej wymienione jony, natomiast 
zachodzi jej wzbogacenie w krzemionkę oraz wapń.  
 
 
 
Główne  źródła  dostawy  rozpuszczonych  składników  do 
oceanów: 
• rzeki 
• wietrzenie podmorskie 
• źródła hydrotermalne 
 
 
 
Główne  sposoby  usuwania  rozpuszczonych  w  oceanach 
składników: 
• wytrącanie minerałów z wody 
• odparowanie wody w zamkniętych zbiornikach (ewaporaty) 
• strefy subdukcji 
• krążenie wody morskiej w grzbietach śródoceanicznych 
 

70) Główne jony wód słodkich i słonych. 

 
Wody  oceaniczne  są  znacznie  silniej  zmineralizowane  niż  rzeczne  i  opadowe  (dobrym 
wskaźnikiem jest TDS – Total Dissolved Solids) 
• główne kationy wód słodkich: Ca > Na > Mg > K 
• główne kationy wód morskich: Na >> Mg > Ca ~ K 
• główne aniony wód słodkich: HCO

3

-

 >> SO

4

2-

 > Cl

-

 

• główne aniony wód morskich: Cl

-

 >> SO

4

2-

 > HCO

3

-

 

• wody rzeczne są bardziej kwaśne (pH 5,5-8,0) niż morskie (pH 7,8-8,4) 
Z  odparowania  wody  oceanicznej  powstałby  głównie  halit,  a  z  odparowania  wód  słodkich 
głównie kalcyt.  
Skład chemiczny, odczyn oraz właściwości fizyczne wód rzecznych i deszczowych zmieniają 
się  w  dość  szerokich  granicach  zależnych  od  lokalnych  warunków  hydrologicznych.  Skład 
chemiczny i odczyn oceanów są mniej więcej stałe na całej Ziemi. 
Skład chemiczny oceanów: 
-

 

składniki  niekonserwatywne  -  takie,  które  biorą  udział  w  cyklach  biochemicznych;  ich 

zawartości w wodach zależą od lokalnego oddziaływania z biosferą - głównie HCO

3

-

,  SiO

2

, 

NH

4

+

, NO

3

-

, NO

2

-

, PO

4

3-

, HPO

4

2-

, H

2

PO

4

-

. 

- składniki konserwatywne - ich stężenia są tak wysokie, że prawie nie zmieniają się; słabiej 
oddział ują z biosferą: Na

+

, K

+

, Ca

2+

, Mg

2+

, Cl

-

, SO

4

2-

. 

 

71) Co to jest aktywność jonów w roztworze i dlaczego jest liczona? 

[Me+2] = a = γ * m , γ < 1

 

Wzajemne  oddziaływanie  rozpuszczonych  w  wodzie  jonów  oraz  ich  interakcje  z  dipolami 
wody powodują, że w stężonych roztworach jony zachowują się tak, jakby ich stężenie było 
mniejsze  od  rzeczywistego.Dlatego  w  wielu  przypadkach  zamiast  stężenia  posługujemy  się 
pojęciem  stężenia  efektywnego  czyli  aktywności.  W  miarę  wzrostu  rozcieńczenia  roztworu 
współczynnik  aktywności,  oznaczający  jaka  część  rozpuszczonego  w  wodzie  jonu  jest 
aktywna, rośnie i w roztworach bardzo (nieskończenie) rozcieńczonych aktywność i stężenie 
są  sobie  równe.  Zazwyczaj  nie  da  się  zmierzyć  wprost  aktywności  jonów  w  roztworze. 
Możemy  tylko  wyznaczyć  stężenie,  a  współczynnik  aktywności  trzeba  obliczyć  z  założeń 
teoretycznych. Dla rozcieńczonych roztworów elektrolitów (takich jak wody rzek, jezior etc.) 
stosuje  się  najczęściej  model  Debye’a-Hückel’a.  Wartość  współczynnika  aktywności  zależy 
od 

siły 

jonowej 

roztworu, 

charakteryzującej 

pole 

elektrostatyczne wytworzone przez 
wszystkie  jony  znajdujące  się  w 
roztworze  wodnym.  Siła  jonowa 
roztworu  rośnie  więc  ze  wzrostem 
stężeń  jonów  oraz  wzrostem  ich 
ładunków. 
 
 
 

72) pH, Eh 

 
W  rezultacie  niskiej  wartości 
iloczynu 

jonowego 

wody 

przynajmniej  jedno  ze  stężeń  [H+]  lub  [OH-]  wyraża  się  bardzo  małą  liczbą.  W  celu 
ułatwienia posługiwania  się tak małymi wartościami wprowadzono tzw. wykładnik  stężenia 
jonów wodorowych (pH): 

pH = -log[H

+

] = -log[H

3

O

+

] 

• pH = 7 - środowisko obojętne; [H

+

] = [OH

-

] = 10

-7

 M 

• pH < 7 - środowisko kwaśne; [H

+

] > [OH

-

] 

• pH > 7 - środowisko alkaliczne (zasadowe); [H

+

] < [OH

-

] 

 
Zdarzają się jednak odstępstwa od 14 – stopniowej skali pH.Przykładem takiej zjawisko jest 
Acid Mine Drainage (AMD) – czyli strefa wypływu kwaśnych wód kopalniach (np. kopalnia 
Richmond, północna Karolina  -3,6) 
 
Często stężenie [H

+

] zapisuje się jako stężenie jonów hydroniowych [H

3

O

+

], ponieważ 

dodatni jon wodoru będący tutaj protonem, bardzo łatwo ulega solwatacji, przyłączaniu 
cząsteczek wody. W rzeczywistości cząsteczka ta zawiera jeszcze więcej atomów wodoru, co 
jest pomijane w obliczeniach.  
 
Dla czystej chemicznie wody stężenie jonów wodorowych = stężeniu jonów hydroksylowych 
= 10

-7

, co w praktyce jest prawie niemożliwe, ze względu na dwutlenek węgla zawarty w 

powietrzu, powodujący powstanie kwasu węglowego, który łatwo ulega dysocjacji i zakwasza 
wodę. 
 

Poniżej znajduje się wykres, który warto zapamiętać. Krzemionka wyróżnia się na tle innych 
związków chemicznych i minerałów, ponieważ wysokie, alkaliczne pH sprzyja jej 
rozpuszczaniu, a niskie, kwaśne – wytrącaniu. Znakomita większość pierwiastków wykazuje 
tendencję odwrotną: 
 

 

 
Potencjał  oksydacyjno-redukcyjny  (Eh)-  jest  to  ilościowa  miara  warunków  danej  reakcji 
utleniania-redukcji. Podaje się go w V lub mV w stosunku do wzorcowego potencjału reakcji: 
2H

+

 + 2e

-

 <=> H

2

 

który w normalnych warunkach (T = 25°C, p = 1 atm, a = 1), jest przyjmowany jako 0,00 [V]. 
Potencjały  innych  reakcji  redoks  ustala  się  eksperymentalnie.  Przy  utlenianiu  zawsze 
zachodzi  redukcja,  a  przy  redukcji  utlenianie  –  tak  aby  bilans  reakcji  pozostał  zerowy. 
Utlenianiem  nazywa  się  proces,  w  którym  dany  atom  podwyższa  swój  stopień  utlenienia, 
pozbywając  się  elektronów.  Pierwiastek  utleniający  się  jest  reduktorem,  ponieważ  poprzez 
oddanie  elektronów,  umożliwia  redukcję  innych  pierwiastków.  Odwrotnie  jest  z  procesem 
redukcji… 
Ponadto  można  wyliczyć  ze  wzoru  potencjał  reakcji  zachodzącej  w  warunkach  różnych  od 
standarowych. 
 

 

 

 
Prawidłowości: 
• im wyższe E

0

 dla jonizacji metalu, tym jest on bardziej „szlachetny” (Au>Pt>Ag>Cu>Fe) 

•  pierwiastki  o  niższym  E

0

  wypierają  te  o  wyższym  E

0

  z  roztworów  ich  soli  (szereg 

napięciowy) 

• w przyrodzie łatwiej przebiegają reakcje charakteryzujące się niższymi E

0

  (np.  Fe

3+

-Mn

4+

, 

Fe

3+

-Co

3+

-Ni

2+

) 

• wyższe pH sprzyja utlenianiu 
• w przyrodzie zakres wartości pH i Eh jest ograniczony trwałością wody 
 
 
ATMOSFERA 
 

73)  Jakie  są  wskazówki,  że  atmosfera  miała  inny  skład  i  ewoluowała  w 
konkretny sposób?  

 
Amtosfera  Ziemi  od  500  mln  lat  ma  prawie  niezmienny  skład.  Jest  on  jednak  wtórny,  nie 
pierwotny.  Dowodem  jest  większa  zawartość  izotopu 

40

Ar  niż 

36

Ar.  Początkowy  skł. 

atmosfery: H

2

O, H

2

, CO, CO

2

, SO

x

, H

2

S, N

2

, NH

3

, BRAK TLENU. O braku tlenu świadczy 

fakt,  że  w  starych  skałach  znajdywano  obtoczone  ziarna  pirytu,  co  wskazuje,  że  miały 
musiały mieć kontakt z atmosferą a mimo to się nie utleniły. Odnajdowano również uraninity 
na niskich stopniach utlenienia. Kolejnym dowodem na brak tlenu w odległych geologicznie 
czasach,  jest  fakt,  że  znaleziono  formacji  red  beds  i  ewaporatów  siarczanowych  –  osadów 
zawierających utlenione formy S i Fe. 
 
W późniejszym czasie pojawiają się organizmy fotosyntetyzujące. Zmniejszała się zawartość 
CO

2

, wzrastała zawartość tlenu. Ogromne ilości Fe

2+

 pochłaniały produkowany tlen, utleniały 

się do Fe

3+

 i tworzyły nierozpuszczalny osad żelazisty. Tworzyły się banded iron formations 

(BIF) = żylaste, laminowane formacje żelaziste. Po zużyciu Fe

2+

 (1,5mld lat) tlen zaczął się 

ulatniać  do  atmosfery.  Proces  utleniania  żelaza  powtórzył  się  tym  razem  na  kontynentach. 
Powstały  utwory  czerwonego  piaskowca  (redbeds).  Wiek  tych  utworów  odpowiada 
momentowi pojawienia się tlenu w atmosferze.  
 

 

 

 
 
 

Z  przyrostami  tlenu  związana  jest  też  hipoteza  SNOWBALL  EARTH  -  zlodowacenia  całej 
kuli ziemskiej przy dużych skokach O

2

. Stosunkowo stała aktualnie zawartość pierwiastków 

w atmosferze związana jest z równowagą biologiczną na Ziemi.  
 
Poniższy  wykres  przedstawia  wahania  poziomu  tlenu  i  dwutlenku  węgla  w  dziejach  Ziemi. 
Organizmu fotosyntezujące znacznie obniżyły poziom CO

2

: 

 

 

 
 

74) Po co nam atmosfera? 

 
-absorbuje  promieniowanie  UV  (dzięki  stratosferycznej  warstwie  ozonu  –  ozonosferze 
znajdującej się na wysokości od 35km). 
-absorbuje promieniowanie kosmiczne (-||-) 
-zmniejsza ekstrema temperaturowe  
 
Gdyby  nie  warstwa  atmosfery  promieniowanie  zabiłoby  życie  na  Ziemi.  Sam  ozon  z 
atmosfery  jest  gazem  silnie  trującym,  jednak  na  dużej  wysokości  nie  szkodzi  nam,  lecz 
pomaga. 
 

 
75) W jaki sposób gazy mogą być usuwane z atmosfery? 

 
-rozpuszczanie w oceanach 
-wymywanie z deszczami 
-udział w procesach biochemicznych 
-reakcje chemiczne i fotochemiczne 
-ucieczka w przestrzeń kosmiczna 
 

 
76) Efekt cieplarniany 

 
Temperatura  powierzchni    Ziemi  w  skali  geologicznej  utrzymywała  sie  na  mniej  więcej 
zbliżonym  poziomie.  Powodem  tej  stabilności  jest  efekt  cieplarniany.  Ziemia  absorbuje  ze 

Słońca promieniowanie o różnej długści fali ale reemituje przede wszystkim promieniowanie 
o większych długościach fali w postaci ciepła. 
Promieniowanie  elektromagnetyczne  absorbowanie  przez  atmosferę,  chmury  i  powierzchnie 
Ziemi  jest  przekształcane  w  energie  cieplną.  Ziemia  emituje  z  powrotem  w  kosmos 
promieniowanie  IR  (czyli  o  mniejszej  energii).  Spora  część  tego  promieniowania  nie  może 
uciec  w kosmos wskutek działania gazów cieplarnianych (absorbują one promieniowanie IR 
a następnie reemitują je z powrotem w kierunku Ziemi). Gdyby nie efekt cieplarniany, średnia 
temp.  powierzchni  Ziemi  wynosiłaby  prawdopodobnie  ok  -18    C.  Najsilniejszymi  gazami 
cieplarnianymi są: para wodna, CO

2

, metan. 

 
 

 

 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

 

77) Skąd sie bierze dziura ozonowa? 

Ozon  (O

3

)  jest  gazem  trującym.  Tworzy  jednak  niezwykle  ważna  osłonę  przed 

promieniowaniem  UV.  Bez  niej  życie  istniałoby  tylko  w  oceanach.  Bardzo  szkodliwe  dla 
warstwy ozonowej są rodniki chlorowe i chlorowcopochodne. Ich 1 atom potrafi zniszczyć 
10tys.  cząsteczek  O

3

.  Są  one  używane  m.in.    jako  ciecze  chłodzące,  składniki  sprayow, 

dezodorantów. 

 

 

 

 
 

A tak nam ubywa ozonu. Atom chloru wywalony przez promieniowanie UV, leci wprost na 

ozon O

3

, odspaja 1 cząsteczkę tlenu. Cząsteczka typu O-Cl wędruje dalej aż do zderzenia z 

kolejnym O. Odrzucony Cl pozostawia nam czysty tlen O

2, 

a ozon mówi bye bye… Sad…. :’( 

 
GEOCHEMIA POSZUKIWAWCZA 
 

74) Zasady działania bariery geochemicznej 

 
Anomalie  wtórne  powstają  najczęściej  w  wyniku  procesów  wietrzeniowych.  Produkty 
wietrzenia  mogą  być  w  różnej  postaci    transportowane    na  większe  odległości,  głównie  na 
skutek  zachodzących  w  osadach  procesach  dyfuzji  oraz  adwekcji  omówionych  wcześniej. 
Gdy  migracja  jest  ciągła,  zawartość  pierwiastka  maleje  ze  wzrostem  odległości  od  źródła 
anomalii.  Zdarza  sie  ze  przemieszczenie  zostaje  zatrzymane  w  miejscu,  gdzie  zmiany 
parametrów  środowiska  migracji  (pH,  Eh,  sorpcja)  powodują  osadzanie,  wytrącenie  lub 
wychwycenie  transportowanych  substancji.  Zatrzymuje  się  migracja  pierwiastków.  Takie 
miejsce nazywane jest barierą geochemiczną. W zależności od czynnika, który spowodował 
utratę mobilności danego pierwiastka, wyróżniamy: 
 

 

 
Ponadto same anomalie geochemiczne możemy podzielić na mechaniczne, niespowodowane 
czynnikami chemicznymi oraz chemiczne, nie wynikający z barier mechanicznych ale za to 
ze mian pH, Eh, zachodzenia niektórych reakcji, etc. 
 
 

75)  Dlaczego  niektóre  miejsca  staja  się  nieprzepuszczalne  dla  niektórych 
pierwiastków?  

 
Wskutek  zmian  pH,  Eh  albo  wystąpienia  wyżej  opisanych  barier,  pierwiastki  tracą  swoją 
mobilność  i  ulegają  sedymentacji.  Sedymentacja  takich  pierwiastków  może  prowadzić  do 
powstania  anomalii  pierwotnych  –  w  bezpośrednim  otoczeniu  złoża  lub  fałszywych  – 
rozprzestrzenionych  na  znaczną  odległość  względem  źrodła  (złoża).  Te  drugie  znacznie 
utrudniają ewidentne zlokalizowanie złoża. 
 
 
IZOTOPY 
 

76) Dlaczego w izotopie 

14

C jest tyle nukleonów, a w 

14

N tyle?

 

 
Nukleony to cząstki zawarte w jądrze (protony i neutrony), czyli cząstki decydujące o masie 
atomowej. 

14

C i 

14

N mają taką samą liczbę masową Z (14), więc muszą mieć taką samą liczbę 

nukleonów.  Różnią  się  natomiast  tym,  że  liczba  atomowa  (A)  C  jest  równa  6  (można  to 
odczytać z układu okresowe), zatem będziemy mieć 6 protonów, 6 elektornów i 8 neutronów, 
a liczba atomowa N wynosi 7 (zatem mamy 7 protonów, 7 elektronów i 7 neutronów).  
Uwarunkowanie  odnośnie  ilości  nukleonów  jest  silnie  powiązane  z  trwałością  danego 
pierwiastka  z  daną  „konfiguracją”  protonów  i  neutronów  w  środowisku.  Zazwyczaj 
pierwiastki  o  parzystej  liczbie  atomowej  Z  są  trwalsze  w  środowisku  i  posiadają  więcej 
izotopów.  Przytoczony  tutaj  natomiast  przykład  azotu  (

14

7

N)  stanowi  niejako  wyjątek, 

ponieważ  występujący  z  nieparzystą  liczbą  atomową  Z  pokazany  wyżej  izotop  jest 
najczęstszy. 
Wyjątkowo  zachowuje  się  również  beryl,  który  pomimo  posiadania  parzystej  liczby 
atomowej ma tylko 1 izotop! 

 
 
77) Dlaczego izotopy ulegają frakcjonacji? 

 
Frakcjonacja  izotopowa  -  zmiana  składu  izotopowego  substancji  w  wyniku  procesów 
geologicznych. 
Atomy  cięższych  izotopów  tworzą  nieco  silniejsze  wiązania  kowalencyjne,  zatem  związki 
jakie budują są nieco trwalsze. W reakcje chemiczne będą zatem wchodziły łatwiej (szybciej) 
związki  lżejszego  izotopu.  Gdy  reakcja  zachodzi  w  układzie  otwartym  (jest 
jednokierunkowa),  frakcjonacja  może  być  silna.  Procesy  dyfuzji,  parowania  i  dysocjacji  są 
szczególnie  wrażliwe  na  masę  atomów.  Lekkie  izotopy  dyfundują  szybciej  i  łatwiej 
przechodzą  do  fazy  gazowej  w  trakcie  parowania.  W  warunkach  równowagi  zachodzi 
wymiana izotopowa. Gdy równowaga wymiany izotopów zostanie osiągnięta, wówczas skład 
izotopowy  związków  uczestniczących  w  tej  wymianie  będzie  różny,  określony  prawem 
działania mas. Np. wymiana izotopów tlenu między wodą morską a kalcytem: 

 

H

2

18

O + 1/3CaC

16

O

3

  H

2

16

O + 1/3CaC

18

O

3 

Z pomierzenia stosunków izotopów 

18

O do 

16

O jesteśmy w stanie odpowiedź na pytanie jak 

zmieniała się termika basenów morskich z biegiem czasu geologicznego.  

 
Pryz okazji omawiania frakcjonacji izotopów, należy zwrócić uwagę na to, że podczas badań 
geochronologicznych  czy  termochronologicznych  zakładamy  przecież,  że  skład  chemiczny 

badanych  izotopów  nie  ulega  zmianie.  No  to  jak  w  końcu  jest?  Ulega  czy  nie  ulega? 
Odpowiedź jest prosta i brzmi następująco: Owszem, skład chemiczny zawsze będzie ulegał 
mniejszym lub większym zmianom, ale jeśli chodzi o pierwiastki promieniotwórcze – a więc 
niestałe,  ulegające  rozpadowi,  to  różnica  mas  pomiędzy  izotopami  macierzystymi,  a 
potomnymi, jest na tyle mała, że jest pomijalna. W przypadku frakccjonacji izotopów stałych 
tlenu  czy  wodoru,  różnica  mas  powstałych  izotopów  może  przekroczyć  50%.  Wówczas 
musimy uwzględnić wpływ tego procesu, co jednak nie martwi nas o tyle, że takich izotopów 
nie używamy do datowania bezwzględnego. 
 

78) Rodzaje przemian promieniotwórczych. 

 
Rodzaje przemian promieniotwórczych: 
• rozpad α - wydzielenie cząstek α o stosunkowo małym zasięgu( jąder) helu, wskutek czego 
liczba masowa A nowego izotopu zmniejszy się nam o 4, a liczba atomowa Z zmniejszy się o 
2 względem izotopu wyjściowego: 
 

 

 

Przykład: 

 

 

• rozpad β - zmiana ładunku jądra, przy zachowaniu jego masy. Rozpad β dzieli się na: 
 

a) rozpad β

-

 ale tu tego znaku się raczej nie pisze: 

 

 

 (emitowany elektron i antyneutrino) 

 

 

Przykład: 

 

 

b) rozpad β

+  

 

 

 (emitowany pozyton i neutrino) 

 

 

Przykład: 

 



 

wychwyt K 

 (powstaje neutron i neutrino) 

 

Przykład: 

 

 

• rozpad γ - emisja fotonu, bez zmiany A i Z 
• spontaniczny rozpad promieniotwórczy – ulegająmu ciężkie nuklidy (może być wymuszony 
bombardowaniem neutronami): 

 

Przykład: 

 

 

79) Frakcjonacja izotopowa w hydrosferze 

 
Parowanie  wody  oceanicznej  powoduje  powstawanie  mas  powietrza  zawierającego  parę 
wodną  zubożoną  w 

18

O  i 

2

H  (lekka  woda).  Kondensacja  pary  wodnej  w  powietrzu  ma 

przeciwny  do  parowania  efekt:  „ciężka”  woda  kondensuje  łatwiej.  Dlatego  każda  kropla 
deszczu jest złożona z wody izotopowo „cięższej” niż chmura wodna, z której powstała. W 
wyniku tego para wodna pozostała w powietrzu jest stopniowo zubożana w ciężkie izotopy.  

 
Parowanie 

wody 

oceanicznej 

powoduje 

powstawanie 

mas 

powietrza  zawierającego  parę  wodną 
zubożoną w 

18

O i 

2

H (ciężkie izotopy) 

w  stosunku  do  wody  morskiej. 
Objętość wody w oceanie jest jednak 
tak duża, że frakcjonacja izotopów w 
wyniku 

parowania 

nie 

zmienia 

stosunku 

izotopowego 

charakterystycznego 

dla 

wody 

oceanicznej.  
 
Coraz „lżejszy” deszcz (i śnieg) pada 
na  coraz  wyższych  szerokościach 
geograficznych.  Przy  tym  deszcz  jest 
zawsze  izotopowo  „cięższy”  od 
chmur. 
 
Parowanie oceanów zachodzi głównie 
w  tropikach.  Chmury  są  izotopowo 
„lżejsze” od wody oceanicznej. 

 
 

80) Co to jest 

14

C? Wyjaśnij metodę datowania węglem 

14

C. 

 

14

C  jest  to  izotop  węgla  posiadający  6  protonów,  6 

elektronów  i  8  neutronów.  Izotop 

14

C  jest  stale 

tworzony  z  atomów  azotu  pod  wpływem  promieni 
kosmicznych.  Rozpada  się  w  przemianie  beta  z 
powrotem do 

14

N z t

1/2

=5730 lat. Żywe organizmy mają 

takie same proporcje izotopów węgla jakie są w całym 
środowisku.  Zawartość  kosmogenicznego 

14

C  w 

atmosferze  i  w  żywych  organizmach  jest  stała 
(organizmy  wymieniają  CO

2

  z  atmosferą)  .  Po  śmierci  metabolizm  ustaje  i  organizmy  nie 

wymieniają już węgla z otoczeniem - ilość 

14

C systematycznie maleje. Jeśli ilość 14C maleje 

od  chwili  śmierci  organizmu,  można  wyznaczyć  tą  chwilę,  mierząc  promieniotwórczość 
próbki,  która  maleje  systematycznie  z  zanikiem  promieniotwórczego  węgla.  Datowanie 
metodą 14C ma ogromne zastosowanie do najmłodszych utworów geologicznych (do 100 000 
lat) oraz w geoarcheologii. Metodę można stosować jedynie do substancji organicznych jak 
drewno, skóra, torf, papier, szczątki  owoców, materiał organiczny w młodych osadach 
jezior i oceanów. 
 

 

81) Metoda U-Th-Pb. Dlaczego używa się do niej cyrkonu? 

 
Ta  metoda  jest  najbardziej  skomplikowaną  ale  i  jedną  z  najbardziej  użytecznych. 
Wykorzystuje  jednocześnie  serie  promieniotwórcze  uranu  i  toru  prowadzące  do  powstania 
izotopów  ołowiu.  Uran  238  przechodzi  w  Pb  206;  U  237    Pb  207;  Th  232    Pb  208. 
Stosuje  się  ją  głównie  do  datowania  cyrkonu,  apatytu,  monacytu  czy  tytanitu  ze  skał 
magmowych  i  metamorficznych.  Minerały  te  mają  pozycje  strukturalne  zdolne  pomieścić 
niekompatybilne  jony  uranu  i  toru,  natomiast  w  chwili  powstania  nie  zawierają  w  sobie 
pierwotnego  ołowiu:  cały  oznaczany  ołów  jest  pochodzenia  radiogenicznego!  Cyrkon 
ponadto  jest  minerałem  o  wysokiej  temperaturze  topnienia  i  zazwyczaj  jego  otoczaki  są  w 
stanie  przetrwać  magmatyzm  i  metamorfizm.  Cyrkony  często  wykazują  również 
charakterystyczną budowę zonalną, która jest w stanie nam pomóc odtworzyć historię skały, 
nie tylko wiek metamorfizmu ale również wiek magmatyzmu i innych potencjalnie zaszłych 
procesów. 
 

 

 
Oznaczony  wiek  podaje  czas  krystalizacji  cyrkonu  tylko  wtedy,  gdy  w  międzyczasie  nie 
nastąpiła częściowa utrata radiogenicznego ołowiu w wyniku metamorfizmu czy wietrzenia. 
Jeśli  dwa  lub  więcej  oznaczeń  wieku  nie  zgadzają  się  ze  sobą,  oznaczenia  U-Pb  można 
wykorzystać  nie  tylko  do  wyznaczenia  wieku  krystalizacji  ale  i  czasu  metamorfizmu,  który 
spowodował  ten  ubytek.  Możliwe  jest  nawet  oznaczanie  kolejnych  dat  epizodów  wzrostu 
poszczególnych stref pojedynczego ziarna zonalnego cyrkonu. W ten sposób fakt, który stał 
się wadą metody K-Ar, został zmieniony na zaletę metody U-Th-Pb. 
Krzywe  concordia  oraz  dyscordia  prezentują  badane  oznaczenia.  Ta  pierwsza  pokazuje 

cyrkonu  które  nie 
straciły 

częściowo 

izotopów  ołowiu,  a 
druga,  te  które  je 
utraciły.  Te  utracone 
izotopy  mogą  nam 
powiedzieć  np.  o 

wieku 

metamorfizmu. 
 

 

Wykres  ten  pojawi 
się 

dosłownie 

za 

chwilę,  przy  okazji 
innego  pytania,  ale 
myślę,  że  w  ten 
sposób  lepiej  sobie 
go utrwalicie   
 

 

82) Metoda K-Ar. 

 
Minerały  zawierające  K  nie  zawierają  w  swym  składzie  Ar  w  momencie  krystalizacji. 
Dzisiejsza  obecność  Ar  jest  jedynie  wynikiem  przemiany  promieniotwórczej 

40

K.  Mierząc 

zawartość 

40

Ar  w  próbce  i  wyznaczając  zawartość 

40

K  można  obliczyć  jak  długo  Ar 

akumuluje się w próbce (a więc ile lat minęło od krystalizacji).  
• K jest pierwiastkiem powszechnym, Ar unikalnym w minerałach i skałach 
•  można  wyznaczać  wiek  minerałów  (miki,  hornblenda,  K-skalenie)  i  całych  skał  (np. 
szkliwo w bazaltach) 
• datując minerały autigeniczne (glaukonit, illit, sole potasowe) można wyznaczyć wiek skał 
osadowych 
• duży zakres stosowalności - od wieku Ziemi do ok. 5000lat 
• 

wadą  jest

  że  nie  ma  pewności,  czy  argon  nie  ulotnił  się  częściowo  z  sieci  krystalicznej 

minerału w wyniku późniejszych przemian metamorficznych itp.  
• 

wadą jest

 też że nie ma sposobu aby stwierdzić czy argon ulotnił się czy nie, więc nigdy nie 

wiemy, czy oznaczony wiek ma sens geologiczny, czy też jest przypadkowym uśrednieniem 
dat powstania minerału, skały i późniejszych przemian metamorficznych. 

 
 
83) Izotopy C, O i H. 

 

Izotopy wodoru 
• 

1

1

H - prot (99,9844%) 

• 

2

1

H = 

2

1

D - deuter (0,0156%) 

• 

3

1

H = 

3

1

T - tryt - promieniotwórczy, bardzo rzadki 

Różnicowanie  związane  jest  głównie  z  parowaniem  i  skraplaniem  (H

2

O  paruje  szybciej  niż 

D

2

O).  Lód  wzbogaca  się  w  cięższy  izotop  w  stosunku  do  wody,  z  której  powstaje.  Gazy 

wulkaniczne - H

2

 i CH

4

 są zubożone w D. 

 
 
Izotopy tlenu 
• 

16

O  -  99,763%  -  tzw.  tlen  „podwójnie  magiczny”  (8p  i  8n)  -  bardzo  stały  i  bardzo 

rozpowszechniony 
• 

17

O - 0,0375% 

• 

18

O - 0,1995% 

Stosunek 

18

O/

16

O zmienia się, w zależności od temperatury. Z tego powodu używany jest jako 

termometr geologiczny. 
Przykład: Zmienność stosunków izotopowych tlenu w muszlach planktonu z rdzeni Atlantyku 
pozwoliła określić temperatury wody morskiej w przeszłości geologicznej. 
 
Izotopy węgla 
• 

12

C - 98,89% 

• 

13

C - 1,11% 

• 

14

C - ślady (promieniotwórczy) 

 
Rośliny preferencyjnie przyswajają 

12

C. 

 
84) Dlaczego zakładamy, że w cyrkonie pierwotnie nie było ołowiu? 

 
Na  podstawie  reguł  Goldschmidta  można  zakładać,  że  cyrkon  w  momencie  powstania  nie 
zamyka  w  sobie  Pb.  Związane  jest  to  z  różnicą  ładunku  (Pb

2+

,  Zr

4+

),  różnicą  potencjałów, 

odmiennymi  promieniami  jonowymi.  Pb  nie  zastąpi  Zr,  ponieważ  nastąpiło  by  to  wbrew 
powyższym regułom. 
 

85)  Wykres  konkordii  i  dyskordii.  Na  przykładzie  cyrkonu  wyjaśnij  jak 
datuje się tą metodą. 

 
Na  osi  X  jest  stosunek  innych 
izotopów ołowiu i uranu niż na osi 
Y.  Natomiast  skala  wieku  podana 
jest 

na 

krzywej 

zwanej 

CONCORDIĄ.  Krzywa  ta  jest 
wyliczona 

teoretycznie. 

Jeśli 

cyrkony nie straciły CZĘŚCIOWO 
izotopów  od  momentu  powstania 
to  ich  wiek  uplasuje  się  na 
CONCORDII. 
 
Oznaczenia  wieku  różnych  ziaren 
cyrkonu 

z 

UBYTKIEM 

Pb 

układają  się  na  prostej  zwanej 
DYSKORDIĄ.  
 
Miejsca  przecięcia  concordii  i 
dyskordii  wyznaczają  dwa  punkty 
czasowe. 

T

1

 

podaje 

datę 

krystalizacji 

a 

T

2

 

czas 

metamorfizmu 

(moment 

częściowej utraty ołowiu). 
 
 
 
 
 
GEOCHEMIA ANALITYCZNA 

 
86)  Porównanie  metody  analitycznej  ASA  i  ICP  –  którą  byś  wybrał  do 
swojego laboratorium? 

 
Atomowa  spektrometria  absorpcyjna  (ASA)  jest  metodą  chemiczną  do  oznaczania 
ilościowego składu pierwiastkowego roztworów wodnych. Można badać już próbki zaledwie 
1-2  ml  –  trowe.  Idea  metody  opiera  się  na  zjawisku  absorpcji  promieniowania  przez  pary 
atomów tego samego pierwiastka, który emituje to promieniowanie. Dlatego w metodzie ASA 
jako  źródła  światła  stosuje  się  specjalne  lampy,  które  wysyłają  promieniowanie,  które  może 
być  zaabsorbowane  po  przejściu  przez  palnik  acetylenowo  –  tlenowy,  jeśli  w  oznaczanym 
roztworze  będzie  poszukiwany  składnik.  Użycie  lampy,  której  katoda  zbudowana  jest  z 
takiego  samego  pierwiastka  jak  pierwiastek  analizowany  w  próbce  powoduje  jednak,  że 

każdy pierwiastek musi być analizowany osobno przy użyciu innej lampy. Wywołanie efektu 
absorpcji  atomowej  wymaga  atomizacji  roztworu,  czyli  jej  odparowania  i  dysocjacji 
cząsteczek  na  atomy.  Dlatego  próbka  (podawana  w  formie  roztworu  wodnego)  jest 
poddawana atomizacji termicznej np. w płomieniu palnika acetylenowo-tlenowego lub w tzw. 
kuwecie  grafitowej,  czyli  małym  (rzędu  kilku  centymetrów)  piecu  grafitowym  elektrycznie 
ogrzewanym  do  bardzo  wysokiej  temperatury.  Idea  metody  ASA  zawarta  jest  w  nazwie: 
atomowa (bo próbka musi zostać zatomizowana) spektrometria (bo wykorzystany jest pomiar 
promieniowania)  absorpcyjna  (bo  wielkość  absorpcji  promieniowania  przez  atomy 
analizowanego pierwiastka jest proporcjonalna do zawartości tego pierwiastka w próbce). 

+ urządzenie stosunkowo tanie (około 200 000 złotych) 
+ niedroga eksploatacja niewymagająca wykwalifikowanej kadry pracowników 
+ potrzebna bardzo mała ilość próbki 
+ badanie dość szybkie, rzadka koincydacja – zaburzenie, wpływ pierw. na siebie 

- 1 lampa dla 1 pierwiastka 
- próbka musi być w roztworze 
-  konieczność  kalibracji  urządzenia  po  każdym  pomiarze    wyznaczamy  krzywą    
kalibracji zależną od absorbancji i stężenia oznaczanego składnika. 
- brak możliwości wykrycia niemetali 
- urządzenie wrażliwe na nieczystości, drobinki zawarte w otoczeniu. 
 
 
 

 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Spektroskopia  plazmowa  emisyjna  -    (ICP)  jest  obecnie  czołową  techniką  ilościowej 
analizy  pierwiastkowej  roztworów.  Zamiast  absorpcji,  wykorzystuje  ona  charakterystyczne 
promieniowanie  świetlne  emitowane  przez  pierwiastki.  Atomy  niemal  każdego  pierwiastka 
można pobudzić do świecenia na przykład przez podgrzanie do bardzo wysokiej temperatury. 
W  tym  wypadku  wykorzystywana  jest  plazma  argonowa  o  temperaturze  rzędu  7000-8000 
tysięcy  stopni.  Intensywność  promieniowania  każdego  pierwiastka,  proporcjonalna  do  jego 
stężenia  w  roztworze  wprowadzanym  do  plazmy,  jest  rejestrowana  i  mierzona  np. 
spektrometrem  optycznym  (ICP-OES).  Podobnie  jak  w  przypadku  ASA,  zasadę  działania 
odzwierciedla  nazwa  metody:  plazmowa  (bo  atomy  składników  roztworu  wzbudzane  są  w 
strumieniu plazmy) spektrometria (bo wykonywany jest pomiar promieniowania przy użyciu 
spektrometru) emisyjna (bo intensywność emitowanego promieniowania charakterystycznego 
pierwiastków jest proporcjonalna do ich zawartości w próbce). ICP jest metodą bardziej czułą 
i  obejmuje  więcej  pierwiastków  niż  ASA,  wliczając  w  to  wiele  pierwiastków 
niemetalicznych. Zakres pomiędzy minimalnym a maksymalnym stężeniem, jakie w praktyce 
mogą  zostać  poprawnie  oznaczone,  jest  również  imponująco  szeroki.  Próbka  roztworu  nie 
wymaga  zazwyczaj  skomplikowanych  przygotowań.  Pojedynczy  pomiar  jest  szybki,  rzędu 

kilkunastu  lub  kilkudziesięciu  sekund,  i  wymaga  niewielkiej  ilości  roztworu  rzędu  kilku 
mililitrów.  Większość  modeli  nowoczesnych  instrumentów  pozwala  na  jednoczesne 
oznaczenie  zawartości  kilkunastu  lub  kilkudziesięciu  pierwiastków.  To  właśnie  czułość, 
szybkość i precyzja oznaczeń wielu pierwiastków jednocześnie z niewielkiej ilości roztworu 
są podstawowymi zaletami metody przyczyniającymi się do jej popularności w laboratoriach 
analitycznych. 

 
Zatem: 
 
 
 
+ w ciągu zaledwie 3s możemy oznaczyć 20-30 pierwiastków. 1 wzorzec do nawet 8 p. 
+ większa czułość, skala, precyzja niż ASA 
+ szeroki zakres stężeń pierwiastków możliwy do zbadania 

- urządzenie droższe (może kosztować prawie pół miliona złotych) 
- palnik plazmowy  droższa eksploatacja. Do plazmy trzeba dokupować argon. 
- trudna obsługa, czasami nie opłaca się badać samemu, ryzyko błędów. 
 
 
 
 
 
 
 
 

 
 
 
 
 
 
87) Krótka charakteryzacja metod analitycznych. 

 



  klasyczne: 

  wagowa- oznaczenie SiO

2

, wilgotności 

  miareczkowa-  oznaczenie  Ca,  Mg  (wkrapianie  titrantu  o  znanym  stężeniu  do 

roztworu aż do pewnej zmiany) 



  instrumentalne: 

  ASA  
  ICP  
  ISE-  elektroda  jonoselektywna  (elektrody  dedykowane  do  badanych 

pierwiastków)   
[dla  powyższych  trzech  metod  konieczne  doprowadzenie  badanej  próbki  do 
roztworu] 
 

  XRD- dyfraktometria rentgenowska (skład mineralny) 
  XRF- fluorescencja rentgenowska (skład chemiczny) 
  SEM/EDS/EBSD/CL-  skaningowa  mikroskopia  elektronowa  (duże  zbliżenia, 

badanie w danym punkcie) 

[powyższe 3 metody stosuje się do badania ciał stałych] 
 

  FTIR- spektroskopia absorpcyjna w podczerwieni [wszystkie stany skupienia] 

 
# Inne omówione na zajęciach metody badań, szczegółowy opis # 
 
-  XRF  –fluorescencja  rentgenowska  –  Służy  do  oznaczania  ilości  pierwiastków.  Metoda 
badań  próbek  „stałych”.  Wykorzystuje  zjawisko  wzbudzania  promieni  X  pod  wpływem 
pobudzenia innym źródłem. Elektron, który zostaje wybijany z 1 powłoki danego pierwiastka 
na  inną  (wzbudzenie,  zjawisko  chwilowe),  emituje  energię  w  postaci  promieniowania  X  – 
jednak  dużo  słabszego  od  tego,  które  wybiło  go  z  jego  powłoki.  Wyemitowana  energia 
sprawia  również,  że  powstaje  światło.  Wtórne  promieniowanie  X  jest  generowane  przez 
elektron  już  po  powrocie  na  „właściwą”  orbitę,  a  jego  długość  odpowiada  odległości 
międzyorbitalnej  (np.  K-M).  Każdy  pierwiastek  emituje  inną  długość  fali,  a  intensywność 
promieniowania jest zawsze zależna od stężenia oznaczanego pierwiastka. 
 

 

 

+ bardzo wysoka wykrywalność, szeroki zakres stężeń, bardzo szeroki zakres 
pierwiastków możliwych do wykrycia 
+ metoda bardzo uniwersalna; wykrywa do 70 pierwiastków za 1 oznaczeniem! 

+/- metoda teoretycznie nie niszcząca próbki, ale trzeba próbkę zetrzeć na proszek 
+/- wystarczy 5-10g próbki, którą jednak trzeba przetopić z topnikiem 
- trudna obsługa 

- aparat jest drogi (cena porównywalna do ICP,  pareset tys. złotych) 
- analiza wymaga skomplikowanej kalibracji. 
 

 
- XRD – Dyfraktometria rentgenowska – Jest metodą analizy fazowej, badamy strukturę 
minerału i skupiamy się na obecności faz krystalicznych. Wykorzystujemy promieniowanie 
rentgenowskie (j.w.), które odbijając się od próbki pod odpowiednim kątem trafia do 
detektora. Jeśli kąt rzeczywiście jest dobrze dobrany, zajdzie nam zjawisko dyfrakcji, a 
wyemitowana fala odbije się mocniej niż padała na próbkę. Badamy przy jakim kącie nastąpi 
rozbłysk i powstanie zjawisko dyfrakcji dla konkretnego minerału. Dla każdego minerału 
otrzymujemy char. wykres rozkładu faz.  
 

+ szybki, około półgodzinny pomiar 
+ wychodzi nam dokładna odmiana danego minerału 
 

- drogie urządzenie 
- niełatwa obsługa 
- minerał należy utrzeć na proszek  
 

 

Mikrosonda  elektronowa  –  Połączenie  mikroskopu  elektronowego  z  metodą  fluorescencji 
rentgenowskiej  (XRF).  Tym  razem  emitowana  jest  wiązka  elektronowa,  która  przechodząc 
przez  próżnię  wzbudza  promieniowanie  X  na  próbce,  które  to  promieniowanie  jest 
wychwytywane  na  detektorze  i  jest  analizowane.  Mierzymy  długość  fali  i  intensywność 
promieniowania. Wiązka elektronowa jest wielkości < 1 mikrometra. 
 

 

+ możliwość oznaczanie warunków ciśnień i temperatur w jakich tworzyły się skały 
+ mocny aparat  ponad 200 analiz na 12 godzin 
+ nie ma żadnych lamp do 1 pierwiastka jak przy ASA 
+ możliwość wykonania ponad miliona analiz bez większych kosztów eksploatacyjnych 

+/- w celach bezpieczeństwa, preparat należy spec. przygotować i pokryć atomem C/Au 

- APARAT KOSZTUJE PONAD 1 MLN EURO 
 
- wymaga bardzo wykwalifikowanej obsługi. 

 

POZOSTAŁE PYTANIA, INNE, PODOBNE, UZUPEŁNIAJĄCE…. 

88) 

Od jakich cech pierwiastków zależą w największym stopniu ich własności 

geochemiczne?  

 
Własności chemiczne atomów pierwiastków zależą w ogromnym stopniu od liczby atomowej (pozycji 
w układzie okresowym) i wynikają w dużym stopniu z ilości i rozmieszczenia elektronów wokół 
jądra. Rozmieszczenie elektronów na orbitach i poszczególnych blokach opisuje konfiguracja 
elektronowa. Nietrudno z niej wyczytać jakie będzie powinowactwo elektronowe danego pierwiastka. 
Własności geochemiczne pierwiastków zależą ponadto bardzo silnie od rozmiarów atomów (jonów) 
wchodzących w skład materiału geologicznego, np. kryształu. Liczba koordynacyjna jonu wpływa na 
to, w jakim układzie dany minerał wykrystalizuje – oznacza ona „ile ma on miejsca na krystalizację”. 
Późniejsze rozważania prowadzą do zauważenie różnic elektroujemności (czyli zdolności do 
przyciągania elektronów) występujących pomiędzy konkretnymi pierwiastkami. Różne te z kolei 
warunkują utworzenie danego wiązania chemicznego – np. jonowego, kowalencyjnego, itd. 
Przykładem zależności właściwości geochemicznych pierwiastków od długości ich promienia może 
być fakt, że w grupach idąc w dół promień rośnie, a w okresach – idąc w prawo – promień maleje. W 
związku z tym im wiązanie krótsze, tym związek twardszy, tym wyższą ma temperaturę topnienia, 
itp.. Bardzo ważną rolę gra tutaj również potencjał jonowy  

Ponadto: Generalnie pierwiastki na zachodzie układu okresowego są donorami elektronów ponieważ 
ich zewnętrzne (walencyjne) powłoki są niemal puste. Pierwiastki ze wschodu mają niemal całkowicie 
zapełnione orbitale, co powoduje ich dążność do oktetu i to, że stają się akceptorami elektronów. 
Pierwiastki zlokalizowane pomiędzy met. alkalicznymi z prawej, a halogenami z lewej stopniowo 
zmieniają swoją  tendencję do przyjmowania/oddawania elektronów w zależności od tego ile 
elektronów brakuje im do oktetu (czyli konfiguracji gazów szlachetnych). 
 

89) O własnościach chemicznych pierwiastków w dużym stopniu decyduje 
konfiguracja elektronowa. Jaki ponadto istotny czynnik decyduje o 
zachowaniu się pierwiastków w środowiskach geochemicznych? Omów 
krótko.  

 
Podstawowym kryterium podziałów jest podobne zachowanie grup pierwiastków w środowiskach 
geochemicznych. Najlepszą klasyfikacją chemiczną pierwiastków jest sam układ okresowy. Jest to 
jedyna systematyka grupująca pierwiastki o podobnych własnościach według przyczyn, dla których te 
własności występują.  
Wszystkie inne klasyfikacje geochemiczne są empiryczne i nie niosą ze sobą żadnych informacji 
genetycznych dlaczego tak się dzieje.  

 

90) Co oznaczają określenia: metale alkaliczne, metale ziem alkalicznych, 
metale przejściowe, halogenki, metale ciężkie, ziemie rzadkie, metale 

szlachetne, metale nieżelazne, niemetale itd... Podaj też ich położenie w 
układzie okresowym i przykłady.  

 
Metale alkaliczne, nazwa zwyczajowa rodziny pierwiastków chemicznych litowców, wywodząca się 
od technicznej i zwyczajowej nazwy mocnych zasad i węglanów litowców Metale ziem alkalicznych, 
nazwa zwyczajowa pierwiastków: wapnia, strontu i baru (wapniowców, w węższym sensie tego 
terminu), należących do rodziny berylowców. Nazwa metale ziem alkalicznych wywodzi się od 
dawnej nazwy zwyczajowej tlenków tych pierwiastków (ziemie alkaliczne). Metale przejściowe, 
pierwiastki przejściowe, pierwiastki grup pobocznych, wspólna nazwa dla metali 
zewnętrznoprzejściowych oraz metali wewnętrznoprzejściowych. Metale przejściowe obejmują 64 
spośród 111 znanych obecnie pierwiastków chemicznych. Wszystkie są metalami, które, oprócz 
połączeń prostych, tworzą łatwo bardzo liczne związki kompleksowe. Metale ciężkie, metale uznane 
(na obecnym etapie rozwoju tzw. biochemii nieorganicznej) za zbędne lub nawet toksyczne (tzw. 
biocydy) dla żywych organizmów.Należą tu m.in.: rtęć ołów, kadm, tal, bar, beryl i uran. Do tak 
rozumianych metali ciężkich zalicza się też czasem niektóre półmetale, jak arsen czy tellur Metale 
szlachetne to najbardziej odporne chem (platyna Ag Au) Metale nieżelazne są to ważne technicznie 
metale poza Fe będące składnikami stali Niemetale ww większości przypadków nie przewodzą dobrze 
prądu elektr, gorzej od met przewodzą ciepło, na ogół brak połysku metalicznego, nie są kowalne. Za 
typowe niemetale są uważane: wszystkie pierwiastki występujące w temperaturze pokojowej w stanie 
gazowym: helowce  

91) Na czym polega i jaką rolę wiązanie spełnia w minerałach i 
substancjach mineralnych? Podaj przykłady. Jakie własności fizyczne i 
chemiczne minerałów wiążą się z tym wiązaniem?

 Czyli opis wiązań 

chemicznych. 

 
JONOWE - powstaje w czasie reakcji pomiędzy atomami pierwiastków skrajnie różniących się 
elektroujemnością (pow. 2,5). Atom pierwiastka mniej elektroujemnego oddaje, a bardziej 
elektroujemnego przyłącza elektrony. Atom sodu ma w zewnętrznej powłoce M jeden elektron 
walencyjny, natomiast atom chloru ma w zewnętrznej powłoce M 7 elektronów. Po zderzeniu się tych 
2ch atomów elektrony powłoki zewnętrznej sodu przyłącza się do powłoki zewnętrznej atomu chloru. 
Tak utworzone jony: dodatni i ujemny, przyciągają się dzięki działaniu sił elektrostatycznych stąd 
nazwa wiązania. Siły oddziaływania elektrostatycznego miedzy jonami są równomiernie rozłożone we 
wszystkich kierunkach, są one znaczne więc temperatura topnienia i wrzenia tych związków jest 
wysoka. Są nimi głównie sole, po rozpuszczeniu lub stopieniu przewodzą prąd elektryczny np. chlorek 
sodu. Pierwiastki grup I i II układu okresowego są donorami elektronów (oddają elektrony) i tworzą 
chętnie kationy, np. sód Na

+

, potas K

+

, magnez Mg

2+,

 wapń Ca

2+.

 Pierwiastki grup VI i VII układu 

okresowego są akceptorami elektronów i tworzą chętnie aniony, np. fluor F

–

 czy chlor Cl

–

. Wiązanie 

jonowe występuje w halicie NaCl czy fluorycie CaF

2

. Typowo jonowe minerały są: przeźroczyste, 

kruche, o niskiej lub średniej twardości, o niskiej lub średniej gęstości, wykazują łupliwość, mają 
niskie współczynniki załamania światła, często są optycznie izotropowe, mają niskie temperatury 
topnienia, w stanie krystalicznym źle przewodzą ciepło i elektryczność (ale doskonale po stopieniu), 
dobrze rozpuszczają się w wodzie.  

 
KOWALENCYJNE (atomowe)  
Pierwiastki osiągają pełny oktet elektronowy (trwałą konfigurację) przez wspólne użytkowanie jednej 
lub więcej par elektronowych. Pierwiastki ze środkowych grup głównych, które chętnie tworzą 
wiązania kowalencyjne (C, O, Si, Al), mają częściowo zapełnioną powłokę walencyjną. Musiałyby 
więc oddać lub przyjąć wiele elektronów dla uzyskania trwałego oktetu gazu szlachetnego, a to jest 
mało prawdopodobne. Znacznie jest łatwiej tym atomom zbliżyć się do siebie i wspólnie 
wykorzystywać część swoich elektronów walencyjnych. Takie wiązanie dominuje w przypadku 
gazowego chloru Cl

2

, w diamencie C, w kwarcu SiO

2

, w wodzie H

2

O, ale też w bardziej 

skomplikowanych cząsteczkach jak grupy SiO

4

–,

 CO

3

2–,

 SO

4

2–,

 PO

4

3–,

 które stanowią cegiełki wielu 

minerałów skałotwórczych. Wiązania kowalencyjne to najsilniejsze z wiązań. Minerały o wiązaniach 
kowalencyjnych odznaczają się więc wysoką twardością (choć są kruche i o słabej łupliwości), czego 
najlepszym dowodem jest najtwardszy minerał diament, jak również kwarc, o twardości 7 w skali 
Mohsa. Dla wspólnego użytkowania par elektronowych w wiązaniu kowalencyjnym pierwiastki 
muszą się zbliżyć do siebie bardziej niż w wiązaniu jonowym. Dlatego wiązania kowalencyjne są 
zazwyczaj krótsze od wiązań jonowych. W rezultacie kryształy o wiązaniach kowalencyjnych 
odznaczają się wysoką gęstością.  
Skoro wiązania kowalencyjne są najsilniejszymi z wiązań to minerały o wiązaniach atomowych 
odznaczają się więc wysoką temperaturą topnienia. Pierwiastki łączące się wiązaniami 
kowalencyjnymi mają tendencję do tworzenia wielokrotnych wiązań (np. C, Si) i bardzo 
rozbudowanych geometrycznie struktur przestrzennych. W przeciwieństwie do bezkierunkowych 
wiązań jonowych, wiązania kowalencyjne są ściśle geometrycznie zorientowane w przestrzeni. Stąd 
minerały o takich wiązaniach zazwyczaj krystalizują w układach o niskiej symetrii i wykazują 
anizotropię cech fizycznych w tym anizotropię optyczną.  
Kalcyt jest minerałem anizotropowym optycznie o szczególnie wysokiej dwójłomności: wysoki 
współczynnik załamania światła odpowiada kierunkowi równoległemu do płaszczyzny trójkątów 
CO

3

2–,

 zaś niski współczynnik załamania światła odpowiada kierunkowi prostopadłemu. Kryształy o 

wiązaniach atomowych poddają się ciśnieniu bardziej niż kryształy jonowe, czasem wykazując 
własności piezoelektryczne jak kwarc w zapalniczkach czy korund w igłach gramofonowych. 
Kryształy o wiązaniach atomowych są dobrymi izolatorami ciepła i elektryczności są przeźroczyste, o 
wysokich współczynnikach załamania światła (np. diament, który ma n = 2,407, ale nie kwarc, który 
jest wyjątkiem i ma n = 1,544-1,533). są bardzo słabo rozpuszczalne w wodzie gdyż nie dysocjują na 
proste jony tak jak kryształy jonowe.  

 
METALICZNE  

Wiązanie to, występujące w naturze w zasadzie wyłącznie w ciałach stałych, odznacza się tym, że 
elektrony walencyjne wiążących się pierwiastków są swobodne i mogą się przemieszczać. Siłą 
wiążąca jest elektrostatyczne oddziaływanie pomiędzy swobodnie poruszającymi się elektronami 
walencyjnymi wszystkich atomów a tymi atomami składającymi się z jądra i pozostałych, 
niewalencyjnych elektronów. Dzięki względnej słabości i bezkierunkowości wiązań metalicznych, 
metale rodzime są zazwyczaj substancjami miękkimi, kowalnymi (a nie kruchymi), ciągliwymi i 
sprężystymi. Świetnie przewodzą prąd elektryczny i ciepło. Mają względnie niskie temperatury 
topnienia. Są nieprzeźroczyste w stanie stałym i stopionym, a stopione mają niską lepkość  

 
Van der WAALSA  

Najsłabszym z omawianych wiązań jest wiązanie Van der Waalsa. Zbliżone do siebie atomy tego 
samego pierwiastka często oddziaływają na siebie jak dipole. Są to dipole chwilowe, indukowane 
(wzbudzane) przez synchroniczne przemieszczanie się elektronów w powłokach elektronowych tak, 
żeby unikać siebie nawzajem. Obserwuje się je w niektórych alotropowych odmianach siarki rodzimej 
S8 i w oddziaływaniach pomiędzy blaszkami grafitu, jak również w oddziaływaniach między 
cząsteczkami gazów, np. CO

2

. Kryształy z wiązaniami Van der Waalsa wykazują niską twardość i 

doskonałą łupliwość wzdłuż płaszczyzn o tych wiązaniach. Źle przewodzą ciepło czy elektryczność, 
są słabe, plastyczne, i mają względnie niskie temperatury topnienia. Siarka topi się w gorącej wodzie 
co wykorzystano przy jej eksploatacji.  

 

92) Jak charakter wiązań chemicznych wpływa na własności minerałów? Podaj kilka 
przykładów z uwzględnieniem rozpuszczalności w wodzie, twardości i anizotropii 
optycznej.  

JONOWE 
Typowo jonowe minerały są: przeźroczyste, kruche, o niskiej lub średniej twardości, o niskiej lub 
średniej gęstości, wykazują łupliwość, mają niskie współczynniki załamania światła, często są 
optycznie izotropowe, mają niskie temperatury topnienia, w stanie krystalicznym źle przewodzą ciepło 
i elektryczność (ale doskonale po stopieniu), dobrze rozpuszczają się w wodzie.  

KOWALENCYJNE                                                                       

 

                      

Wiązania kowalencyjne to najsilniejsze z wiązań. Minerały o wiązaniach atomowych odznaczają się 
więc wysoką temperaturą topnienia. Pierwiastki łączące się wiązaniami kowalencyjnymi mają 
tendencję do tworzenia wielokrotnych wiązań (np. C, Si) i bardzo rozbudowanych geometrycznie 
struktur przestrzennych. W przeciwieństwie do bezkierunkowych wiązań jonowych, wiązania 
kowalencyjne są ściśle geometrycznie zorientowane w przestrzeni. Stąd minerały o takich wiązaniach 
zazwyczaj krystalizują w układach o niskiej symetrii i wykazują anizotropię cech fizycznych w tym 
anizotropię optyczną. Kalcyt jest minerałem anizotropowym optycznie o szczególnie wysokiej 
dwójłomności: wysoki współczynnik załamania światła odpowiada kierunkowi równoległemu do 
płaszczyzny trójkątów CO32–, zaś niski współczynnik załamania światła odpowiada kierunkowi 
prostopadłemu. Kryształy o wiązaniach atomowych poddają się ciśnieniu bardziej niż kryształy 
jonowe, czasem wykazując własności piezoelektryczne jak kwarc w zapalniczkach czy korund w 
igłach gramofonowych. Kryształy o wiązaniach atomowych są dobrymi izolatorami ciepła i 
elektryczności są przeźroczyste, o wysokich współczynnikach załamania światła (np. diament) są 
bardzo słabo rozpuszczalne w wodzie gdyż nie dysocjują na proste jony tak jak kryształy jonowe.  

WIĄZANIA METALICZNE   

 

 

 

 

 

 

 

 

Dzięki względnej słabości i bezkierunkowości wiązań metalicznych, metale rodzime są zazwyczaj 
substancjami miękkimi, kowalnymi (a nie kruchymi), ciągliwymi i sprężystymi. Świetnie przewodzą 
prąd elektryczny i ciepło. Mają względnie niskie temperatury topnienia. Są nieprzeźroczyste w stanie 
stałym i stopionym, a stopione mają niską lepkość.  

WIĄZANIA VAN DERR WAALSA    

 

 

 

 

 

         

Kryształy z wiązaniami Van der Waalsa wykazują niską twardość i doskonałą łupliwość wzdłuż 
płaszczyzn o tych wiązaniach. Źle przewodzą ciepło czy elektryczność, są słabe, plastyczne, i mają 
względnie niskie temperatury topnienia. Siarka topi się w gorącej wodzie co wykorzystano przy jej 
eksploatacji.   

 

93) Podaj przykłady minerałów, w których występują jednocześnie 
wiązania jonowe i kowalencyjne. Jaki to ma wpływ na ich zachowanie 
geochemiczne? 

 

 

kalcyt CaCO3,  siarczanany (np. anhydryt CaSO4), fosforany (monacyt CePO4 czy apatyt 
Ca5(PO4)3(OH), azotany, borany, wiele krzemianów.  Mają zarówno wiązania kowalencyjne jak i 
jonowe.  
Kalcyt - Wiązanie kowalencyjne wiąże atomy węgla i tlenu, które w sumie tworzą jon węglanowy 
CO3 2-. Ten z kolei powiązany jest z jonami wapnia Ca2+ wiązaniem o charakterze w przewadze 
jonowym. Znajomość charakteru i właściwości wiązań chemicznych pozwala wytłumaczyć wiele cech 
takich minerałów. 
Na przykład wspomniany kalcyt jest minerałem anizotropowym optycznie o szczególnie wysokiej 
dwójłomności: współczynnik załamania światła silnie zależy od kierunku biegu promienia świetlnego  
Obecność dwóch typów wiązań wpływa szczególnie na zachowanie takich minerałów podczas 
rozpuszczania w wodzie: rozerwaniu ulegają jedynie wiązania jonowe. Wiązania kowalencyjne nie 
poddają się działaniu wody jako rozpuszczalnika. Dlatego też w wyniku rozpuszczania kalcyt nie 
rozpada się na Ca, C i O lecz dysocjuje na jon wapniowy Ca2+ i jon węglanowy, który funkcjonuje w 
roztworze jako całość CO3 2-. Podobnie funkcjonują inne grupy funkcyjne będące resztami 
kwasowymi kwasów tlenowych a więc siarczany, fosforany, azotany, borany, arseniany, ale również 
wanadany, chromiany, manganiany, molibdeniany itd. 
 

94) Omów na przykładach pierwiastki niekompatybilne.   

Co to są pierwiastki niekompatybilne – to pytanie łatwo wytłumaczyć na podstawie współczynnika K

D

 

= C

S

/C

L, 

gdzie C

S 

oznacza zawartość składnika w fazie stałej, a C

L 

w roztworze (lub stopie 

magmowym). Pierwiastki niekompatybilne, wskutek tego, że nie spełniają reguł Goldschmidta (patrz 
poprzednie pytania z tego działu) –tj. np. mają zbyt duży/mały promień jonowy albo niedopasowany 
ładunek elektryczny – są mniej preferowane, nie dopuszczane do struktury krystalizującego minerału. 
Często wchodzą one do niego „na siłę” dopiero w końcowym stadium krystalizacji na zasadzie 
„dupuszczenia”. Pierwiastki niekompatybilne wykazują współczynnik K

D

 dużo mniejszy od 1, tj. 

trudno im wejść w strukturę minerału, w jego układ krystalograficzny. Przykładami mogą być takie 
minerału jak oliwin, pirokseny, plagioklazy. W oliwinie jedynie nikiel z reguły wykazuje 
kompatybilność. Chrom z kolei często jest pierwiastkiem kopatibilnym, ale już dla oliwinów i 
plagioklazów jest niekompatybilny. Stront może się wbudować właściwie tylko w strukturę 
plagioklazów, itp. 

W efekcie pierwiastki niedopasowane znajdujemy w produktach późnych etapów dyferencjacji 
magmy takich jak pegmatyty, żyły hydrotermalne, dajkiaplitowe. Do tych pierwiastków należą bardzo 
często: 
K, Rb, Cs, Sr, Ba, pierwiastki ziem rzadkich REE, Zr, Hf, Nb, Ta, Th, U. Ta 
(grupa pierwiastków nazywana jest też „Large Ion Lithophile” w skrócie LIL). 

 

95) Objaśniając zjawisko podstawień izomorficznych podaj, dlaczego w 
szeregu plagioklazów inna jest zawartość Al we wzorze albitu a inna we 
wzorze anortytu.  

Izomorfizm i szeroko rozumiane podstawienia izomorficzne, polegają na tym, że na drodze diadochii 
– zdolności do wzajemnego podstawiania się jonów/atomów w strukturze krystalicznej minerałów – 

tworzą się związki o tej samej budowie wewnętrznej, ale odmiennym składzie chemicznym. Skutkiem 
tego może być na przykład wzajemne zastępowanie się jonów w obrębie krystalizujących kryształów. 
Albit jest plagioklazem sodowym, natomiast anortyt wapniowym. Pomiędzy nimi występują 
plagioklazy stopniowo zmniejszające udział sodu a zwiększające udział wapnia w stronę anortytu. 
Różnice w zawartościach glinu pomiędzy albitem a anortytem wynikają jasno ze zjawisko diadochii 
heterowalentnej. Kiedy jednododatni sód jest wymieniany na dwudodatni wapń, bliższy anortytowi, 
musi zajść kolejna reakcji dla skompensowania ładunku. Si

4+

 

zostaje wymienione na Al

3+

. 

albit Na[AlSi

3

O

8

] 

anortyt Ca[Al

2

Si

2

O

8

] 

 

 
96) Jaki wpływ na rozpuszczalność minerałów ma skład chemiczny wody: 
siła jonowa, pH, obecność innych jonów?

  

 

Wpływ pH na rozpuszczalność: im wyższe pH tym rozpuszczalność (zazwyczaj, nie dotyczy 
krzemionki SiO

2

) mniejsza, Rozpuszczalność minerału może być obniżona przez obecność innej 

substancji, która wniosła wspólny jon do roztworu. Nazywamy to zjawiskiem wspólnego jonu. Wpływ 
na pH wody może mieć chociażby dysocjujący pod jej wpływem kwas węglowy, którego tworzenie 
jest wspomagane przez jego występowanie w atmosferze (wyżej opisany przykład wody 
destylowanej). Na rozpuszczalność minerałów ma też wpływ ogólna mineralizacji wody, 
rozpuszczenie w niej innych gazów, obecność mikroorganizmów, bakterii, itp. 

 

Przykłady rozpuszczania (kongruentnego, niekongruentnego) zostały opisane wcześniej. 

 

 

97) Od czego i w jaki sposób zależy rozpuszczalność minerałów?  

Rozpuszczalność minerałów zależy w głównej mierze od: 

  natury substancji rozpuszczanej, tj. od zawartych w niej wiązań chemicznych 
  składu rozpuszczalnika (którym najczęściej jest woda) 
  temperatury i ciśnienia (występowanie strefy kompensacji kalcytu CCD) 

98)  Objaśnij na wykresach zależność rozpuszczalności minerałów glinu, 
żelaza i krzemu od pH. Czy bezpieczniej jest trzymać kwasy czy zasady w 
szklanych naczyniach?  

Rozpuszczalność minerałów glinu oraz żelaza jest najmniejsza przy pH obojętnym. Rośnie wraz ze 
spakiem pH. Gibbsyt jest lepiej rozpuszczalny niż kaolinit, a ten lepiej niż goethyt.

  

  

 

Inaczej jest z krzemionką SiO

2, 

której wytrącaniu najbardziej sprzyjają warunki kwaśne, a 

rozpuszczaniu  warunki zasadowe, czyli wysokie pH. Nie na leży zatem trzymać silnych zasad w 
szklanych naczyniach, ponieważ krzemionka jako składnik wyjściowy szkła, zacznie być po prostu 
rozpuszczana. 

pH można w łatwy i wygodny sposób powiązać z rozpuszczalnością danego minerału wykorzystując 
znane w literaturze stałe rozpuszczalności. Np. Pb(OH)

2

  K = … (podane)  = [Pb

2+

][OH-]

2

, a 

ponieważ w warunkach normalnych      [OH

-

] = [H

+

] = 10

-7

, można stąd obliczyć stężenie ołowiu i 

sprawdzić jak się rozpuszcza w danych warunkach pH. 

100) Co to jest gleba i dlaczego ma taki profil? 

 

Gleba stanowi przypowierzchniowy osad wytworzony w wyniku procesów glebotwórczych,  takich 
jak procesy biogeochemiczne, wpływ atmosfery, wietrzenia, czasu, działalności człowieka itp.  

W każdej glebie, jako przypowierzchniowej warstwie zwietrzelinowej, można wyróżnić kilka 
horyzontów, co przedstawia poniższy rysunek: 

 

 
O – poziom organiczny składa się (objętościowo) w przewadze z materii organicznej. Zawiera ponad 
20% (wagowo)masy substancji organicznej. W jego skład wchodzą opadłe listowie oraz inne 
obumarłe części pochodzenia roślinnego i zwierzęcego, stanowiące jednolitą, gąbczastą masę w 
rożnym stopniu zmumifikowaną, zależnie od wilgotności. 
A – poziom próchniczy odznacza się zwykle ciemnym zabarwieniem, zróżnicowanym zależnie od 
typu gleby, w zależności od stopnia zmumifikowania materii organicznej. 
E – poziom wymywania (eluwialny) występuje bezpośrednio pod poziomem O lub A. Poziom ten 
ma zwykle jasnoszare lub jasnobrunatne zabarwienie a często nawet białe powstałe w wyniku jego 
stałego przemywania wodami opadowymi. 
B – poziom wzbogacania (iluwialny), w którym następuje osadzanie rożnych składnikow wymytych 
z wyżej leżących poziomów. Poziom ten jest najczęściej zabarwienia rdzawoszarego lub 
jasnobrunatnego. 
Może mieć zwartą formę jednolicie zabarwionych kilku do kilkunastocentymetrowych 
warstw lub też występuje w postaci cienkich smużek, względnie plam z naciekami. 
C – poziom skały macierzystej występuje on w profilu poniżej poziomów zróżnicowania gleby. 
W utworach luźnych jest to zwykle niescementowany materiał podobny pod względem składu do 
wyżej leżących części profilu glebowego, lecz nie zmieniony przez proces glebotwórczy. 
 
Gleby są przedmiotem poszukiwań i badań litogeochemicznych, obejmujących badania próbek 
skalnych, osadów i właśnie gleb. Z gleby pobiera się próbkę, najczęściej z poziomu O, ze względu na 
duże właściwości sorpcyjne tego horyzontu oraz jego wpływ na wytwarzanie środowiska 
redukcyjnego. Czasem pobiera się też próbki z poziomu iliwuialnego (wmywania). Próbki często 
poddaje się trawieniu w słabych kwasach, a bada się materię organiczną i poszczególne frakcje, 
szczególnie te mniejsze. Gleby są jednak podatne na zanieczyszczenia antropogeniczne, co często 
utrudnia poszukiwania złożowe. 
 

101) Objaśnij znane ci mechanizmy nukleacji i krystalizacji z roztworów.

 

Nukleacja poprzedza procesy krystalizacji (powstawanie zarodków - nanokryształów i 
mikrokryształów).  

 

 

 

 

 

 

 

 

        

 
Krystalizację z kolei możemy podzielić na  
a) homogeniczną – zachodzi w całej objętości roztworu, zazwyczaj jej rezultatem są też kryształy 
euhedralne – wykształcone prawidłowo, trzymające się ogólnych trendów, z widocznymi 
zliźniaczeniami. 
 
b) heterogeniczna – zachodzi tylko na powierzchni 
ciał stałych lub innych, wcześniej wytworzonych 
systemów, zazwyczaj jej efektem są kryształu 
subhedralne, częściowo przeobrażone i 
obcokształtne. Przy okazji zajścia krystalizacji 
heterogenicznej, może zajść jej specyficzna 
odmiana zwana epitaksją. Wówczas kryształy 
wyrastają na już istniejących kryształach, z tym 
zastrzeżeniem, że zachowują trend wyznaczony 
przez kryształy starsze. Szczególnie często spotyka 
się kryształy kalcytu wyrośnięte na kwarcu. 
 
 
 

 
102) Dlaczego cząstki mineralne w 
zawiesinie wodnej lub w glebie mają 
na swej powierzchni ładunek elektryczny? 

 

 

 

 

Poza substytucją heterowalentną, ładunek elektryczny może pojawić się również wskutek: 

a) istnienia defektów kryształu 

b) reakcji chemicznych na powierzchni z utworzeniem centrów sorpcji 

c) zerwania wiązania chemicznego 

 

Ad – substytucja heterowalentna: 

Na przykład glin w warstwie oktaedrycznej montmorillonitu (Al

3+

) jest zastępowany przez krzem 

(Si

4+

). 

 

Ad – a 

Częstym defektem okazuje się lokalny brak (niedobór) glinu w warstwie oktaedrycznej, co z wytwarza 
ładunek ujemny. Może również braknąć sodu czy potasu w przestrzeni międzypakietowej (dot. 
minerałów 2:1). 

Ad – b 

Ładunek powierzchniowy tlenków, wodorotlenków, fosforanów czy węglanów powstaje przez 
jonizację grup na powierzchni lub przez reakcje z roztworem do utworzenia 
centrów sorpcji, np.: 
 

 

 

Ad –c  

Zerwane lub niewysycone wiązania na krańcach blaszek dają w sumie ujemny ładunek 
przez nadmiar O-2 lub OH-. Główne źródło ładunku powierzchniowego dla 
kaolinitu, nie tak ważne u smektytów (mają właściwości pęczniejące, np., motmorillonit) czy illitu. 
 

103) Co to jest i jak powstaje izoterma? Narysuj i objaśnij, podpisz i 
objaśnij osie. 

Izoterma jest wykresem przedstawiającym zależność zaadsorbowanego składnika na 

jednostkę masy sorbentu od stężenia równowagowego roztworu. Jest charakterystyczna dla 
konkretnego układu. 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Istnieją  trzy zasadnicze typy 
izoterm. Osią X zawsze pozostaje 
stężenie równowagowe w roztworze 
[mg/L] a osią Y ilość 
zaadsorbowanego składnika [mg/g]. 

104) Procesy wietrzenia chemicznego: przyczyny, przykłady reakcji 

Temat został już częściowo wyczerpany wcześniej, natomiast tu skupmy się na pozostałych, 
nieomówionych jeszcze rzeczach: 

Główną przyczyną zachodzenia procesów wietrzenia chemicznego, jest po prostu 
termodynamiczna nietrwałość większości spotykanych na Ziemi minerałów, znajdujących się 
obecnie w strefie hipergenicznej. Trafiły one tam wskutek przemian metamorficznych. Będąc 
już na powierzchni ziemi, a nie pod nią, wykazują stan metatrwały, tzn. że panujące tam 
warunki ciśnienia i temperatury są niewystarczalne aby umożliwić całkowitą reakcję 
odwrotną. Z gnejsu nagle nie zrobi się nam granit, a z zieleńca nie powstanie nagle gabro. Ta 
„niepewna” trwałość minerałów o której była wyżej mowa doprowadza do dość intensywnych 
procesów ich wietrzenia. Występuje również wyraźne powiązane z szeregiem 
krystalizacyjnym Bowena – minerały, które krystalizowały w wyższych temperaturach, 
łatwiej ulegają wietrzeniu. Dla przykładu – mała kostka oliwinu jest w stanie wytrzymać w 
warunkach hipergenicznych 2300 lat podczas gdy ta sama kosteczka kwarcu – aż 34 miliony 
lat! 

 

 

Wietrzenie chemiczne najczęściej zachodzi poprzez: 
- rozpuszczanie (zostało już szczegółowo omówione) 
- zmiany pH, Eh (omówione) 
- hydrolizę 
- hydratację 
- karbonatyzację (uwęglanowienie) 
- utlenianie, redukcję (w sumie łączy się to z Eh) 
- sorpcję i wymianę jonową 
 
Hydroliza  - Jest procesem rozpadu minerału pod wpływem wody na jony. Woda 
oddziaływuje na minerał zdysocjowanymi cząsteczkami,,które są  włączane do produktów 
reakcji w postaci jonów H

3

O

+

 oraz OH

-

. 

Zazwyczaj jeden z produktów tej reakcji pozostaje 

nierozpuszczalny (jest to nowy, wtórny minerał). Produktami są natomiast poza tym minerały 
uwodnione i wodorotlenki o zwiększonej podatności na rozpuszczanie.  

Najczęściej hydrolizie ulegają krzemiany i glinokrzemiany. Warto zapamiętać chociaż nazwy 
reagentów – oto przykłady: 

 
skaleń potasowy 

+ 

woda (więcej) 

→ 

kaolinit 

+ krzemionka + 

potas 

skaleń potasowy 

+ 

woda (mniej) 

→ 

illit 

+ krzemionka + 

potas 

kaolinit 

+ 

woda 

→ 

gibbsyt 

+ krzemionka 

  

W wyniku powstania silnych alkaliów (jak wodorotlenek potasu), krzemionka zostaje 
odprowadzona ze strefy wietrzenia (ponieważ wzrasta pH). 
 
Hydrolizie ulega też większość minerałów pierwotnych i wtórnych, takich jak: skalenie 
potasowe, plagioklazy, pirokseny, oliwiny, amfibole, minerały ilaste, miki. 
 
Kaolinityzacja  

ORTOKLAZ 

+ 

WODA 

 KAOLINIT + WODA + KOH 

Laterytyzacja  

ORTOKLAZ

/

ALBIT

 + 

WODA

  GIBBSYT + KRZEMIONKA  

+ K/NaOH 
Montomorillonityzacja  

ALBIT

 + Mg + WODA  M-M + Na + H

4

SiO

4 

 

 

 
Hydratacja  - Proces polegający na wytworzeniu wokół jonów otoczki hydratacyjnej 
(solwatacji). Zostają otoczone przez dipole wody. Duże kationy o małym ładunku ulegają 
temu procesowi rzadziej, w przeciwieństwie do małych kationów obdarzonych wysokim, 
dużym ładunkiem. Mówiąc w uproszczeniu, każdy jon jest bardziej lub mniej poddany 
wpływowi hydratacji, co pomijamy zazwyczaj przy pisaniu równań reakcji chemicznych. 
Wpływ na intensywność tego procesu ma przede wszystkim potencjał jonowy. Im jest on 
większy, tym bardziej oddzielność wody daję się we znaki. Np. jony o potencjale jonowym 
mniejszym od 30 tworzą jony z obwódkami hydratacyjnymi; jony z przedziału 30-120 – 
wodorotlenki; natomiast jony powyżej 120 (mowa dalej o potencjale jonowym) – aniony 
złożone (np. SO

4

2-

). 

 
Przez hydratację należy również rozumieć przechodzenie minerału z formy bezwodnej do 
uwodnionej. Przykład: 
bezwodny anhydryt CaSO

4 

 uwodniony gips CaSO4   2H

2

O 

Na to jaki minerał powstanie wpływ 
ma wielkość opadów i średnia 
roczna temperatura. Widać, że np. 
montmorillonit (smektyt) potrzebuje 
najmniej wody, za to kaolinit bardzo 
dużo. Powstaje zazwyczaj w 
wyższych temp. i tak dalej…. 

Reakcja spowodowana jest wiązaniem cząsteczek wody przez strukturę danego minerału. 
Może nastąpić również przejście minerału uwodnionego w bardziej uwodniony. 
 
Karbonatyzacja – Proces wypierania związków mineralnych anionów różnych kwasów 
przez kwas węglowy. Np. miejsce krzemianów zajmują nowopowstałe węglany, np.: 
 

CaMg[Si

2

O

6

] + 2CO

2 

 CaMg(CO

3

)

2 

+ 2SiO

2 

diopsyd (piroksen) 

 dolomit koloidalny + krzemionka

 

albo 

2CuS + CO

2 

+ 3H

2

O 

 Cu

2

[(OH)

2

CO

3

] + 2H

2

S 

kowelin 

 malachit + gaz 

 

Dlaczego wody śródlądowe zazwyczaj są lekko kwaśne, jakie pH ma zwykły deszcz? 
 
Można to wytłumaczyć przyglądając się bliżej dysocjacji dwutlenku węgla pod wpływem 
wody: 
 

 

Po zastosowaniu ciśnienia parcjalnego dwutlenku węgla, które znamy jesteśmy w stanie 
wyliczyć pH, które daje wynik ok. 5,66. Jest to więc pH kwaśne – przy „normalnych” 
warunkach, średnia zawartość CO

2

 w atmosferze powoduje zatem to, że każdy deszcz jest 

lekko kwaśny. Kwaśne deszcze powstają dopiero po reakcji tlenków SO

X

 oraz NO

X 

 parą 

wodną. pH może wtedy spaść do 4 z hakiem. 
 
 
 
 
Utlenianie oraz redukcja 
Omówione były wcześniej, ale w ramach przypomnienia utlenianie zachodzi na skutek reakcji 
z tlenem lub bakteriami. Przykładowo utleniając magnetyt otrzymamy hematyt  Fe

2

O

3 

+ O

2

 

 Fe

3

O

4. 

Redukcja jest procesem odwrotnym do utleniania i zachodzi wskutek braku tlenu 

(lub jego ograniczenia) albo działalności bakterii. Np.: CaSO

4

 + 2C → CaS + 2CO

2

 

 

 

 

 

105) Wyjaśnij w oparciu o regułę przekory, dlaczego kalcyt „burzy z kwasem”  

CaCO

3 

+ 2HCl 



 CaCl

2

 + H

2

O + CO

2(g) 

 
Ponieważ H

2

CO

3 

jest słabym kwasem, działając o wiele mocniejszym kwasem HCl, dochodzi 

do wyrwania reszty kwasowej CO

3

-

 jonowi wapnia (czyli dochodzi do rozpadu kalcytu). Im 

bardziej polejemy kalcyt kwasem solnym, czyli im większe stężenie tego kwasu znajdzie się 
po stronie substratów, tym więcej dwutlenku węgla wydzieli się podczas reakcji (ponieważ 
zwiększając stężenie substratów, automatycznie równowaga przesuwa się w prawo, w celu 
uzupełnienia braków w produktach reakcji). Do powstającej wody, dodatkowo „wtłoczony” 
zostaje gaz i powstaje charakterystyczna piana. 

 

106) Jak zmienia się rozpuszczalność kalcytu ze zmianą zawartości dwutlenku 
węgla w powietrzu (p) CO

2

? Jakie ma to konsekwencje dla zjawisk krasowych? 

CaCO

3 

+ CO

2(g) 

+ H

2

O 

Ca

2+

 

+ 2HCO

3 

 

Więcej dwutlenku węgla powoduje wzrost stężenia substratów, co będzie skutkowało wzrostem ilości 
produktów, a to z kolei wskazuje na przesunięcie się równowagi  reakcji w prawo. Jeśli przesuniemy 
równowagę reakcji w prawo, to zajdzie proces rozpuszczania.  

Mówiąc inaczej, zawarty w powietrzu dwutlenek węgla może trafiać razem z opadami albo (w 
mniejszym) stopniu wprost z powietrza do gleb, a stamtąd już już ma prostą drogę do skalnego 
podłoża – w tym wypadku wapieni. Jak widać z reakcji, im więcej CO

2, 

tym mniej kalcytu. 

W konsekwencji powyższego procesu, tworzą się pustki, komnaty i jaskinie krasowe. 

 

107) W jaki sposób powstają trawertyny?

 

 

Trawertyny to inaczej martwice wapienne Woda podziemna na kontakcie z powietrzem 
ulega odgazowaniu - zmniejszone ciśnienie parcjalne CO

2

 sprzyja wytrącaniu kalcytu. 

Sprzyja temu dodatkowo wzrost temperatury przy wypływie zimnej 
wody na powierzchnię. 
 
CaCO

3

 + CO

2

(g) + H2O  Ca2+ + 2HCO3 

 

108) Na przykładzie ogólnym przebiegu procesu rozpuszczania soli skonfrontuj 
stosowanie podejścia kinetycznego i termodynamicznego w geochemii. Jak to się 
zmienia z temperaturą?

  

 

Proces rozpuszczania soli: Po zmieszaniu stężenie rozpuszczanych składników rośnie z czasem. Po 
czasie t1 roztwór osiąga stan nasycenia i stężenie rozpuszczonych składników przestaje zależeć od 
czasu – zależy tylko od osiągniętego stanu równowagi. Wysokotemperaturowe procesy magmowe czy 
metamorficzne zazwyczaj zachodzą szybko i mają wystarczająco dużo czasu aby osiągnąć 
równowagę. Dlatego do ich opisu zazwyczaj wystarczy podejście termodynamiczne. 

Niskotemperaturowe 
procesy hipergeniczne 
zachodzą wolno i 
mają zazwyczaj mniej 
czasu (w skali czasu 
geologicznego) do 
osiągnięcia 
równowagi. Dlatego 
do ich opisu 
niezbędne jest 
podejście kinetyczne. 

 

109) Co to jest w kinetyce „rząd reakcji” i czym różnią się od siebie reakcje 
zerowego i pierwszego rzędu?

 

 

Szybkość reakcji zależy też od stężenia substratów: R = k [A]a . [B]b gdzie:  

 

 

          

k jest stałą proporcjonalności,    

 

 

 

 

 

 

 

           

a jest zwane „rzędem reakcji względem A”  

 

 

 

 

 

 

         

zaś b to „rząd reakcji względem B”. 

 

Kinetyka reakcji zerowego rzędu.  

 

 

 

 

 

 

 

        

A => B R = k0 d[A] / dt = -ko = const.   

 

 

 

 

 

          

Szybkość reakcji nie zależy od stężenia substratów - szybkość reakcji zależy od innych czynników 
(np. reakcje rozpuszczania kontrolowane procesami powierzchniowymi, czy bakteryjna redukcja 
siarczanów do siarczków)  

 

 

 

 

 

 

 

 

          

- czas połowicznego rozpadu t1/2 = [Ao]/2ko                                       

 

 

 

 

Kinetyka reakcji pierwszego rzędu.  

 

 

 

 

 

 

 

         

A => B R = k1 [A] - d[A] / dt = k1 . [A] ln [A]/[A0] = -k1 t- szybkość reakcji jest proporcjonalna 
liniowo do zmiany stężenia reagentów -przykładem jest rozpad promieniotwórczy  

 

          

-czas połowicznego rozpadu t1/2 = (ln2)/k1  

 110) Co to jest diagram fazowy i jak może być użyty do interpretacji 
krystalizacji ze stopu magmowego?

  

Sprawa diagramu fazowego była omówiona przy okazji równania Clapeyrona przy termodynamice! 

Generalnie diagram fazowy jest wykresem przedstawiającym pola trwałości danych minerałów 
określonych warunkach temperatur i ciśnień oraz ich zmiany jesteśmy w stanie powiedzieć, w jakich 
warunkach dany minerał był trwały i jakimi przemianami został objęty.  

Można również opisać diagram trwałości za pośrednictwem interpretacji podobnego diagramu dla 
plagioklazów (tutaj chodzi bardziej o interpretację gotowego diagramu niż jego stworzenie): 

 

Diagram fazowy plagioklazów - jest wykresem pozwalającym skorelować przyczyny ich budowy 

zonalnej ze zmianą składu chemicznego stopu magmowego w czasie krystalizacji. Stop magmowy o 
składzie a (~65% składu anortytu i 35% albitu) i o temperaturze niemal 1600oC zaczyna stygnąć. W 
temperaturze poniżej 1500oC (punkt f) zaczynają pojawiać się pierwsze kryształy plagioklazu, który 

ma skład taki jak rzut punktu g na oś poziomą (90% anortytu i 10% albitu). Z dalszym spadkiem 

temperatury powstaje coraz więcej 

kryształów (lub kolejne warstwy tego 

samego kryształu). Są one coraz 

bogatsze w albit (od punktu g do i). 

Wreszcie w temperaturze ok. 1350oC 

(punkt i) cały stop jest zużyty i 

krystalizacja jest zakończona. 

 

111) Omów zmienność składu 
chemicznego skał klastycznych.  

Piaskowce mogą być uważane za fizyczne koncentraty kwarcu, wapienie za chemiczne koncentraty 
węglanów, zaś łupki są kombinacją minerałów detrytycznych, wtórnych i precypitatów. Na skład 
wszystkich skał osadowych ma jeszcze wielki wpływ powstawanie minerałów autigenicznych. 
Analiza chemiczna piaskowca niewiele mówi o jego składzie mineralnym czy genezie. Porównania 
analiz różnych skał muszą być ostrożne, gdyż skład zależny jest w pewnym stopniu od wielkości 
uziarnienia: ze spadkiem rozmiarów ziaren zazwyczaj spada SiO

2

 a wzrasta nieco Al

2

O

3

, K

2

O i tlenki 

Fe. Zazwyczaj spowodowane jest to spadkiem udziału kwarcu, a wzrostem procentowego udziału 
minerałów ilastych. W czystych piaskowcach o spoiwie krzemionkowym zawartość SiO

2

 może 

przekraczać 99% wagowych. W piaskowcach arkozowych obserwuje się wysokie zawartości Al

2

O

3

, 

K

2

O, Na

2

O i CaO. Podwyższone zawartości Fe* (żelazo całkowite) pochodzą zazwyczaj od tlenków i 

siarczków, a MgO od minerałów  ilastych, węglanów i chlorytów. Wysoka zawartość CaO i CO

2 

koreluje się z obecnością spoiwa węglanowego. Śladowe tlenki jak TiO

2

, P

2

O

5

 czy MnO pochodzą 

często od minerałów akcesorycznych. 

Poniżej jest przykład z projektu na ćwiczenia i wnioski do diagramu: 

 

Wnioski 

Skała nr 1.  

Ze względu na dużą zawartość krzemionki (

94,693 %

) uznaje się, że jest to skała 

piaszczysta, np. piaskowiec. 
 
 

Skała nr 2. 

Skała charakteryzuje się wysoką zawartością krzemionki (

55,907%) 

oraz dużą glinu 

(

16,471

%) i wody krystalicznej (

8,55 

%) co wskazuje na skałę alitową lub ilastą, np. 

boksyty. 
 
 

Skała nr 3. 

Jest to skała węglanowa ze względu na dominującą zawartość CO

2 

(27,045%). 

 

112) Omów zmienność składu chemicznego skał węglanowych i ewaporatów.  

 
WAPIENIE - wapienie charakteryzują się dość monotonnym składem chemicznym z CaO i CO

2

 

będącymi głównymi składnikami. Zawartość MgO powyżej 3% wag. świadczy zazwyczaj o obecności 
domieszek dolomitu.    

 

 

 

 

 

 

 

         

DOLOMITY - Zawartość MgO w skałach dolomitycznych przekracza 19% wag. Minerał dolomit nie 
powstaje bezpośrednio przez krystalizację z roztworu ze względu na powolną kinetykę reakcji. 
Dolomity powstają przez zastępowanie kalcytu i aragonitu dolomitem.    

                 

EWAPORATY - Woda morska zawiera Na

+ 

i Cl

-

 jako główne jony, ponadto SO

4

-2

, Mg

+2

, Ca

+2

, K

+

. 

Podczas odparowywania teoretyczna sekwencja krystalizacji obejmuje gips, anhydryt, halit i różne 
sole potasowe i magnezowe. Gips krystalizuje przez halitem bo ma niższą rozpuszczalność. Polihalit 
krystalizuje po halicie bo stężenie składników do jego budowy jest w wodzie morskiej niskie. Wbrew 
przewidywaniom teoretycznym, anhydryt prawie nigdy nie powstaje jako pierwotny minerał 
bezpośrednio z odparowania lecz jako wtórny z przeobrażenia gipsu.  
 
 

113) Podaj przykłady przemian chemicznych w wyniku procesów metamorficznych.  
Większość petrologów wyróżnia:  

 

 

 

 

 

 

          

metamorfizm izochemiczny (po prostu metamorfizm, w którym skład chemiczny skały jako całości 
nie uległ zasadniczym zmianom, reakcje w układzie zamkniętym); 

 

 

 

                

metasomatyzm – zachodzi dzięki dostarczonym fluidom – roztworom wodnym i gazowym, które 
reagując ze skałom poddawaną metamorfizmowi dodatkowo zmieniają jej skład. Jest to wtedy 
dodatkowa przyczyna dla której skała już zmetamorfizowane praktycznie nie mają szans na powrót do 
postaci wyjściowej. Fluidy bardzo często pochodzą z dehydratacji/dehydroksylacji niektórych 
minerałów. 

114) Przedstaw przykładowe reakcje zachodzące w czasie metamorfizmu. Co jest przyczyną 
zachodzenia tych reakcji?  

Główną przyczyną zmian metamorficznych i towarzyszących temu reakcji chemicznych jest 
tendencja do osiągnięcia równowagi (trwałości) w nowych warunkach ciśnienia i 
temperatury. Czynnikami ograniczającymi są kinetyka, czas geologiczny i transport 

(wymiana) składników chemicznych. Skały metamorficzne przechodzą najpierw wzrost warunków 
metamorfizmu (metamorfizm progresywny) a później spadek ciśnienia i temperatury aż do osiągnięcia 
warunków panujących na powierzchni – wciąż jednak zachowują cechy i skład właściwy maksimum 
osiągniętych ciśnień i temperatur. 

Najważniejsze reakcje chemiczne to dehydratacja minerałów uwodnionych, dehydroksylacja 
minerałów zawierających grupy OH oraz dysocjacja węglanów. 
 
CaMg(CO3)2 <=>   CaCO3 + MgO + CO2 
Dolomit          <=>   kalcyt +  peryklaz + CO2 
   
3CaMg(CO3)2 + SiO2 + H2O <=> Mg3Si4O10(OH)2    +     3CaCO3   +     3CO2 
Dolomit        +     Kwarc + H2O <=>  Talk                        +     kalcyt +           3CO2 
 
CaCO3 + SiO2    <=> CaSiO3         + CO2 
Kalcyt  + Kwarc <=> Wollastonit   + CO2 
 
Al4[(OH)8Si4O10] <=> 2Al2SiO5               +        2SiO2     +     4H2O 
Kaolinit                   <=> Andaluzyt              +       Kwarc     +      4H2O 

 

114) W jakim celu stosuje się diagramy facjalne?

  

 

Dla uchwycenia związków między składem mineralnym skał metamorficznych a ich chemizmem. 
Diagram AFM służy do odróżnienia bazaltów alkalicznych od toleitowych na podstawie  ilości 
alkaliów Fe/Mg. Służy do identyfikacji skał magmowych powstałych w wyniku dyferencjacji.  

Dla skał typowo metamorficznych najpowszechniejszy jest diagram ACF. Dotyczy skał zawierających 
wolną krzemionkę, a pozbawionych łyszczyków. Jest to projekcja trójkątna obejmująca człony: 

A 

= Al

2

O

3 

+ Fe

2

O

3

 

– (Na

2

O + K

2

O) 

C 

= CaO – 3.3 P

2

O

5

 

F 

= FeO + MgO + MnO

 

115) W jaki sposób diagram fazowy odmian polimorficznych Al

2

SiO

5

 koreluje się 

z facjami metamorfizmu i środowiskiem geotektonicznym procesów 
metamorficznych? Podaj przykłady. 

Jeden mol substancji Al

2

SiO

5

 zajmuje najmniej miejsca w przestrzeni, gdy cząsteczki są upakowane w 

strukturze krystalicznej dystenu (dysten ma najmniejszą objętość molową). Już z tej pobieżnej analizy 
danych można wywnioskować, że jest to odmiana polimorficzna trwała w najwyższych ciśnieniach: w 
wysokich ciśnieniach trwalsze są odmiany o większej gęstości. Silimanit natomiast ma najwyższą 
entropię molową. 
Prawdopodobnie wskazuje to 
na wysokotemperaturową 
formę Al

2

SiO

5 

 

116) Jakie są założenia geochemicznych oznaczeń geotermobarometrycznych? 

Badania geotermobaryczne dotyczą wpływu czynników ciśnienia i temperatury na powstanie skały.  

W przypadku takich badań, wprowadza się dwa założenia: 

1) BADANE MINERAŁY TWORZĄ WAGOWĄ PARAGENEZĘ 

2) PARAGENEZY TE NIE ZMIENIŁY SIĘ OD OSIĄGNIĘCIA STANU RÓWNOWAGI WGŁĘBI 
ZIEMI 

Geotermometria zajmuje się szukaniem i badaniem minerałów, które powstały w określonych 
warunkach temperaturowych i zachowały swój stan równowagi wytworzony głęboko pod 
powierzchnią ziemi aż do dziś. 

Przykładem geotermometru może być reakcja wymiany 

jonów Fe i Mg pomiędzy rekrystalizującym 
biotytem a granatem: 
 

Mg-granat +Fe-biotyt <=> Fe-granat + Mg-

biotyt 

 
 
 

Badania eksperymentalne pokazały, że pomiędzy 
współwystępującymi ze sobą blaszkami biotytu i 
ziarnami granatu następuje w czasie metamorfizmu wymiana jonów Fe

2+ 

i Mg

2+

. Proporcja 

zawartości Fe do Mg, którą każdy z minerałów osiąga w stanie równowagi zależy od 
temperatury otoczenia. Zarówno biotyt jak i granat są dość powszechnie spotykanymi 
minerałami metamorficznymi. Oznaczenie temperatury polega na odnalezieniu w szlifie 
mikroskopowym par granat-biotyt w strukturach wskazujących na ich współwystępowanie w 
równowadze a następnie na oznaczeniu przy użyciu mikrosondy elektronowej zawartości Mg 
i Fe w każdym z nich. Następnie oznaczone zawartości wstawia się do równania 
kalibracyjnego: 

 

K

D

 łatwo wyliczymy na podstawie oznaczonych mikroskopem elektronowym zawartości 

magnezu i żelaza. Jedynie temperatura pozostaje niewiadomą, ale można już ją wyliczyć. 
 
Na podobnej zasadzie działa geobarometria – tam podstawą wyróżnień jest z kolei ciśnienie 
prowadzące do wytworzenia się takie, a nie innego układu równowagi. 
 

117) Rozpad promieniotwórczy z wydzieleniem cząstek α powoduje często 
uszkodzenia struktury krystalicznej. Jak się to wykorzystuje w geochronologii?  

Takie uszkodzenia powoduje spontaniczny rozpad uranu. Niewielkie kanaliki są powiększane dla 
lepszej czytelności przez trawienie w kwasach/ługach a następne zliczane pod mikroskopem. 

Gęstość kanalików jest proporcjonalna do ilości U w próbce oraz do jej wieku.  

Metodę tą stosuje się m.in. do: mik, apatytu, tytanitu, epidotu, cyrkonu, szkliwa wulkanicznego. 
Szczególnie użyteczna dla młodych próbek (50 tys. do 10 mln). 

 

118) Omów kinetykę przemian promieniotwórczych.  

Koncepcja czasu połowicznego rozpadu. Prędkość rozpadu promieniotwórczego jest proporcjonalna 
do ilości atomów promieniotwórczego nuklidu. Stała proporcjonalności γ nazywa się stałą rozpadu i 
jest charakterystyczna dla każdego promieniotwórczego nuklidu.                                                                   
A=>B d[A]/dt=- γ*[A] 

 

 

119) Podaj założenia geochronologii 

Szybkość przemiany promieniotwórczej jest stała bez względu na zmianę p,T i reakcji chemicznej. Z 
upływem czasu geologicznego ubywa izotopów macierzystych  jednocześnie przybywa innych. 
Wykorzystujemy to w datowaniu minerałów i skał. Bazuje  się tutaj na  prawie rozpadu 
promieniotwórczego, określone wzorem: 

 

D = N (e 

λt

 -1), 

gdzie D oznacza stężenie izotopu potomnego, N minerału macierzystego, λ stałą 

rozpadu, a t – czas rozpadu. Mierząc zawartość izotopu potomnego  i macierzystego jesteśmy w stanie 
oszacować czas przemian w których powstał izotop potomny.  Wadą takich metod, może, ale nie musi 
być fakt, że w trakcie przemian promieniotwórczych zachodzi dyfuzja przyczyniająca się do ubywania 
izotopu macierzystego ze skały. Otrzymujemy wtedy zawyżony wynik wieku próbki.         Np. w 
metodzie U-Th-Pb omówionego wcześniej, „wadę” tę obrócono w zaletę. Podstawowe metody 
geochronologiczne to przede wszystkim U-Th-Pb; K-Ar; Rb-Sr 

 

120) Na czym polega datowanie metodą Ar-Ar? Jakie ma zalety w porównaniu do 
K-Ar?  

Datowanie metodą argon – argon jest innowacją. Jest to 
metoda będąca modyfikacją techniki K-Ar. Po pierwsze 
zasadniczą różnicą jest, że metoda Ar-Ar wykracza już 
poza geochronologię i jest częścią dziedziny badawczej 
nazwanej termochronologią. Bada się tu wzbudzony 
sztucznie rozpad częściowo trwałego izotopu 

39

K na 

39

Ar, 

co pozwala wyznaczyć tzw. temperaturę zamknięcia 
danego minerału. Przyjmuje się, że dyfuzja jonów i 
izotopów danego pierwiastka była możliwa aż do 
osiągnięcia przez minerał temperatury zamknięcia – 
temperatury, poniżej której jego struktura znów była 
trwała, tak jak przed metamorfizmem.  

Stąd jesteśmy w stanie wyznaczyć kiedy nastąpił 
metamorfizm, a ponieważ różne minerały mają odmienne temperatury zamknięcia, może wyczytać 
jeszcze więcej informacji dot. historii badanej skały. Metoda jest szczególnie przydatna, jeśli podczas 
metamorfizmu doszło do częściowej ucieczki argonu ze struktury minerału. Datowanie np. metodą K-
Ar daje w tym wypadku wynik średni, z przedziału często ponad 300 mln lat – co nie jest 
reprezentatywne. Tak jak wspomniałem wcześniej, najpierw napromieniowujemy sztucznie próbką 
strumieniem neutronów, tak by powstał 

39

Ar. Następnie próbkę podgrzewamy od 500 – 1000 

o

C 

podnosząc systematycznie T o 50 

o

C aż do 1000. Potem 

mierzymy spektrometrem masowym, ile izotopów Ar się 
wytworzy w danej temperaturze. 

Przykładowa interpretacja załączonego wykresu dla 
hornblendy i muskowitu w tej samej skale może 
wyglądać tak: 616 mln lat temu nastąpił metamorfizm 
(temp. bardzo wzrosła)  i wymazana została historia i 
muskowitu i hornblendy. Teraz wiedząc z badań, że temp. 
zamknięcia hb = ok. 500

o

C a msc = ok. 350

o

C idziemy 

dalej  Metamorfizm nastąpił ponownie około 400mln 
lat temu. Tym razem był to epizod słabszy, który zapewne 
sięgał zakresu T w granicach 350 – 500

o

C. W związku z 

tym hornblenda nie została podgrzana powyżej temp. 
zamknięcia, ale muskowit znowu został „zresetowany”. 

 

120) Na czym polega oznaczenie wieku metodą Rb-Sr?  

Metoda rubin – stront jest znów przejawem stosowania geochronologii. Jest to metoda, w której bada 
się stosunki zawartości promieniotwórczych izotopów rubidu do strontu. Promieniotwórczy 

87

Rb pod 

wpływem promieniowania beta minus, ulega rozpadowi do 

87

Sr.  Po oznaczeniu obecnych proporcji 

tych izotopów do siebie pozostają nam jednak jeszcze dwie niewiadome – czas powstania minerału 
oraz pierwotny stosunek izotopu 

87

Sr do 

86

Sr (z ich udziałem układana jest proporcja). 

 Zatem można 
zapisać: y = x + 
z * a 

Aby pozbyć się 
jednej z tych 
niewiadomych 
wyznacza się 
krzywą, zwaną 
izochroną.  Jej 
wyznaczenie 
jest możliwe po 

zbadania co najmniej 2 minerałów o jednakowym wieku, lecz innym składzie, innej ewolucji 
izotopów strontu i rubidu. Z nachylenia izochrony (a) możemy odczytać wiek oznaczanych.  

Najczęściej metodą  Rb-Sr stosuje się do minerałów zasobnych w potas, ponieważ rubid jest często za 
niego podstawiany. Stąd jej przydatność do datowania muskowitu, biotytu, skaleni potasowych, a 
także glaukonitu. Ponadto można datować całe skały.

 

121) Oznaczenie izotopów stałych ma na celu określenie delty dla izotopu 
lekkiego czy ciężkiego?  
Objaśnij znaczenie tych terminów i ich stosowanie. 

To masa jest cechą różniącą między sobą izotopy stałe.  

Izotopy ciężkie - tworzą silniejsze wiązania kowalencyjne (powstają twardsze związki).  To dla nich 
obliczamy „deltę” – która jest wskaźnikiem zachodzących przy nich procesów dyfuzji i adwekcji. 
Skład chemiczny ulega zmianom, które mają niebagatelny wpływ  na zmiany środowiskowe. Na 
przykład jeśli stosunek cięższych izotopów tlenu do tych lżejszych jest duży tzn., że dominowały 
wody cięższe, zimniejsze albo wyższe stosunki izotopów tlenu wskazują na glacjały, a niższe na 
interglacjały,itp. 

Izotopy lekkie - reagują szybciej dzięki słabszym wiązaniom. Dyfundują szybciej i szybciej 
przechodzą do fazy gazowej w czasie parowania. Również ulegają frakcjonacji, ale w znacznie 
mniejszym, pomijalnym stopniu. 

122) Dlaczego izotopy stałe pierwiastków ciężkich zwiększają swój stonek 
neutronów do protonów? 

Atomy tego samego pierwiastka mają tę samą liczbę protonów, nazywaną liczbą atomową. Liczba 
neutronów może być różna, w zależności od izotopu tego pierwiastka. Łączna liczba protonów i 
neutronów określana jest jako liczba masowa. Stabilność jądra zależy od liczby protonów, jak i 
neutronów w jądrze. Jądra niestabilne ulegają rozpadowi promieniotwórczemu. 

Zarówno protony, jak i neutrony są fermionami (mają niecałkowity spin). Reguła Pauliego zabrania 
identycznym fermionom zajmowania jednocześnie tego samego stanu kwantowego. Dlatego każdy 
proton w jądrze musi znajdować się w innym stanie kwantowym, podobnie jak każdy neutron. Reguła 
ta nie zabrania protonowi i neutronowi znajdować się w tym samym stanie, ponieważ są innym typem 
cząstek. 

W atomach z małą liczbą protonów [izotopy lżejsze]  (poniżej 20) najstabilniejsze są izotopy, w 
których liczba protonów i neutronów jest w przybliżeniu równa. Jądro atomu z tej grupy, zawierające 
znacząco różną liczbę neutronów i protonów, może obniżyć swoją energię przez rozpad radioaktywny 
prowadzący do zmniejszenia tej różnicy. W miarę wzrostu liczby protonów w jądrze ich odpychanie 
elektrostatyczne sprawia, że stabilniejsze stają się jądra z nieco większą liczbą neutronów. Jądra 
wszystkich atomów cięższych od wapnia (20 protonów), których liczba neutronów jest równa liczbie 
protonów, są niestabilne. Z dalszym wzrostem liczby protonów optymalny stosunek liczby neutronów 
do protonów rośnie, osiągając około 1,5 dla najcięższych jąder. Najcięższym trwałym atomem jest 
ołów, którego izotop 

208

Pb zawiera 82 protony i 126 neutronów. 

 

123) Co to są kwaśne deszcze? 

Deszcz sam z siebie jest w warunkach hipergenicznych lekko kwaśny, ma pH oscylujące w granicach 
4,5. Natomiast zjawisko „kwaśnego deszczu” zaczyna mieć miejsce kiedy to pH widocznie spadnie i 
zaczyna powodować nieporządane dla środowiska skutki – takie jak obumieranie drzew i roślinności. 
Jest to również zagrożenie dla ludzi czy zabytków. Kwaśne deszcze powstają kiedy wyemitowane do 
atmosfery tleko SO

X

 oraz NO

X 

wejdą w reakcję z atmosferyczną parą wodną. 

 
124) Z czego bierze się niestabilność jąder izotopów promieniotwórczych? Podaj i 
omów przykłady przemian promieniotwórczych.  

Niestabilność jąder izotopów promieniotwórczych bierze się albo z nadmiaru albo z niedomiaru 
neutronów względem liczby protonów w jądrze. Pośredni wpływ na to zjawisko ma też ilość 
protonów. 

 W przypadku naturalnych izotopów promieniotwórczych, obserwowany jest tylko nadmiar 
neutronów.  

Jeżeli atom zostanie wytrącony z równowagi wskutek „złej” liczby neutronów w jądrze, zacznie 
reagować z otaczającymi go cząstkami w postaci przemian promieniotwórczych, które pozwolą mu 
uzyskać upragnioną stabilność. 

125) Jakie znasz skały metamorficzne i czym się charakteryzują? Z czego 
powstały? 

 
1) Gnejs – Jego protolitem może być skała zasobna w skalenie, a więc (najczęściej) granit/granitoidy 
lub piaskowiec arkozowy. Gnejs różni się od swojego protolitu głównie obecnością lineacji i foliacji, 
jest warstwowany. 

2) Łupek krystaliczny -  Jest to skała powstała z dalszego metamorfizmu i przeobrażenia gnejsu. Silnie 
złupkowacony gnejs. 

3) Fyllit – Odmiana łupka, silnie warstwowany, skrytokrystaliczny 

4) Łupek glaukofanowy – Kolejna odmiana łupka, charakterystyczna dla ciśnień i temperatur stref 
subdukcji. Unikatowy i niebieskawy zawierający glaukofan. 

5) Zieleniec – Skała powstała z przeobrażenia skał ultrazasadowych/zasadowych. Najczęściej 
przeobrażana są gabra i bazalty. Skała masywna. 

6) Hornfels – Skała powstała w warunkach metamorfizmu kontaktowego, niedaleko stygnącej intruzji 
magmowej. Została „podpieczona” przez już stosunkowo niską temperatur. 

7) Eklogit – Powstał głęboko pod powierzchnią ziemi, w obrębie facji eklogitowej. Zawiera dużo 
minerałów wysokociśnieniowych i wysokotemperaturowych takich jak granaty. Głębokość tworzenia 
sięgała 90km!  

8) Amfibolit – Facja amfibolitowa. Różne skały wyjściowe. Skała czarno – biała, masywna, 
zawierająca głównie amfibole oraz plagioklazy. 

9) Granulit – Podobnie jak eklogit – duża zawartość granatów (wysokie p,T). Granatów jest jednak 
widocznie mniej niż w eklogicie.  Skała powstała trochę płycej. 

10) Serpentynit – Skała bogata w minerały serpentynowe takie jak chryzotyl czy antygoryt powstałe z 
wtórnych przemian oliwinów i piroksenów (augit). Zawiera grupy OH, powstawała przy silnym 
zawodnieniu. 

11) Marmur – Bogata w kalcyt skała powstała z przeobrażenia wapieni bądź dolomitów. 

12) Skarn – Podobnie jak hornfels – powstał w metamorfizmie kontaktowym, ale tutaj znaczącą rolę 
odegrały też procesy metasomatycznie, które doprowadziły do znacznej przemiany składu 
chemicznego skały. Powiązanie z metasomatozą sprawiło, że zazwyczaj skarny są skałami 
rudonośnymi. Char. tekstura wskazująca na metamorfizm. 

13) Kwarcyt – Bogata w kwarc skała powstała najczęściej z przeobrażenia piaskowców. Blasty są 
jasne. Masywna. 

14) Migmatyt -  Skała która uległa częściowemu przetopieniu podczas dużego tarcia materiału 
skalnego o podłoże = zastygły stop. Jest to skrajny przypadek metamorfizmu. 

15) Kataklazyt – Skała powstała na znacznej głębokości. Kataklazyt jest skałą zmieloną, częściowo 
zmienioną fazowo = mineralnie (np. chlorytyzacja nieuporządkowana). 

16) Mylonit – Skała powstająca podobnie jak kataklazyt, w strefach aktywnych tektonicznie, jednak 
na jeszcze większych głębokościach. 

Facje metamorfizmu: 

 

 

 

 

 

 

125) Gdzie w Polsce występują rudy Zn-Pb, Cu, Au/Ag, Fe? W jakich minerałach 
występują? 

a) Zn – Pb 

Rudy cynku i ołowiu występują w Polsce głównie na obszarze śląsko – krakowskim. Jest to obszar od 
Bytomia i Tarnowskich Gór na zachodzie, po Chrzanów, Olkusz i Zawiercie na  wschodzie. 

Rudy te występują głównie w postaci takich minerałów jak  



 ZnS jako jawno krystaliczny sfaleryt, skrytokrystaliczny brunckit i odmianę kolomorficzną 
blendę skorupową i odmianę polimorficzną wurcyt,  
 PbS jako grubokrystaliczną galenę i skrytokrystaliczny boleslawit,  
 FeS jako piryt, markasyt i melnikowit.  
* inne siarczki: Cd. Ag. Cu. As, Tl i In. 

ponadto wyróżnia się rudy utlenione takie jak: cynkit, hemimorfit, heksahydryt, szereg 
galmanów (różne odmiany), plattneryt, anglezyt i wiele innych. 

Minerały te najczęściej występują w dolomitach kruszconośnych. 

Zastosowanie: 

 

Produkcja stali ocynkowanej (zapobiega korozji)  
Spoiwo lutownicze  


Szkło ołowiowe  



Ołów jest używany do produkcji śrutu  



płyty akumulatorowe  

farby  


ekrany zabezpieczające przed promieniowaniem  

produkcja kabli i rur  


cynk jest składnikiem wielu stopów np. mosiądz, tombak  

 

b) Fe  
 
Rudy żelaza w Polsce występują m.in. na Suwalszczyźnie, w Sudetach, Górach 
Świętokrzyskich, w rejonie Częstochowy…. 
 
Głównie występują jako chalkozyn, piryt, kubanit, pentlandyt, syderyt, tytanomagnetyt, 
ilmenit, hematyt. 
 
Wykorzystanie 
 
Współczesne zastosowanie: 
Piryt – do produkcji kwasu siarkowego, żelaza oraz metali stanowiących domieszki, jest 
wyjątkowo atrakcyjnym i łatwym do zdobycia kamieniem kolekcjonerskim, stosowanym od 
czasów starożytnych do wyrobu biżuterii i ozdób. Stosowany do wyrobu czerwonych i 
brunatnych farb mineralnych. 

Syderyt - głównie jako surowiec do otrzymywania żelaza, czasami wykorzystywany jest jako 
kamień jubilerski. 
Hematyt - nie jest najbardziej bogatą rudą żelaza, ale jest bardzo rozpowszechniona. Dawniej 
wydobywany był ubocznie jako ruda żelaza i surowiec do przerobu na barwniki 
 
+ produkcja stali 
 
 
c) Cu  
 
Miedź w Polsce występuje na peryklinie Żar, niecce północnosudeckiej oraz na monoklinie 
przedsudeckiej. 
 
Na monoklinie przedsuckiej, większość złóż występuje w obrębie LGOM, gdzie występują 
głównie minerały miedzi takie jak chalkozyn i digenit. Towarzyszą im również delafosyt, 
smaltyn, enargit, srebro rodzime oraz minerały arsenowe. 
 
Złoża występują w piaskowcach, dolomitach, ale przede wszystkim w łupkach 
miedzionośnych. 
 
Miedź często poddaje się rafinacji. Produkuje się z niej również kable telekomunikacyjne, 
stanowi materiał konstrukcyjny, elektryczny, itp. 

d) Rudy złota i srebra występują najczęściej albo w obrębie LGOM’u  LGOM  jest 
znanym na świecie procentem srebra głównie w postaci sztabowej, ale również w formie 
przeznaczonej do wykorzystania w elektronice; albo w Sudetach – można tam wypłukać 
trochę złota rodzimego w lokalnych potokach. 

Jak powstaje miedź rafinowana? 

Rafinacja elektrolityczna = rafinacja metali prowadzona metodą elektrolizy. Oczyszczany 
metal rozpuszczany jest anodowo (stanowi anodę) i jednocześnie wydzielany na katodzie. 

Zanieczyszczenia metalu ulegają rozpuszczeniu w elektrolicie lub wydzielają się w postaci 
szlamu (osadu). Jako elektrolit używany jest roztwór soli metalu bliski nasyceniu bądź ta sól 
w postaci stopionej. Rafinację elektrolityczną stosuje się szczególnie często w przypadku 
miedzi, cynku i ołowiu. 

 

 

 

 

 

 

127) Jak się wytapia żelazo? Omów proces produkcji stali. 

Wytop żelaza

. Proces produkcji przeprowadza się w urządzeniu zwanym wielkim piecem. Jest 

to konstrukcja wykonana ze stali, wyłożona wewnątrz ceramicznym i węglowym (w dolnej 

części) materiałem 
ogniotrwałym. Schemat 
wielkiego pieca 
przedstawiono na rysunku 12. 

 
 

Rys. 12 Schemat wielkiego 
pieca

 

W takim piecu od góry 
wprowadza się mieszaninę 
rudy, topników i koksu a od 
dołu przez dysze wiatrowe 
wdmuchuje się podgrzane 
powietrze. 

 

W miarę jak stałe substancje posuwają, ulegają one przemianie w dwie ciecze, tj. żużel i 
surówkę a górą pieca uchodzą gazy, które zawierają ok. 25% tlenku węgla (CO). Uchodzące 
gazy miesza się z bardziej energetycznym gazem i ponownie kierowane są do wielkiego 
pieca. Wytwarzany żużel pływa po powierzchni nowo wytopionej surówki żelaznej. W 
regularnych odstępach czasu nowy wsad jest ładowany od góry, a surówka i żużel 
oddzielnie zbierane u dołu pieca. Z dużych pieców co sześć godzin spuszczane jest około 2 
tysięcy ton surówki żelaznej. 
Żelazo bądź odlewa się w formie dużych wlewek, zwanych gęsiami surówki, bądź też w 
formie ciekłej jest transportowane do instalacji produkującej stal. Proces wytopu jest ciągły. 
W normalnych warunkach przerywa się go tylko wtedy, gdy obudowa pieca wymaga 
wymiany. Do najważniejszych reakcji zachodzących w wielkim piecu należą: 

spalanie 

koksu na tlenek węgla, redukcja tlenku żelaza oraz łączenie się tlenków zasadowych i 
kwaśnych (zanieczyszczeń rudy i dodanego topnika) na żużel:

 

2C + O

2

 --> 2CO 

3CO + Fe

2

O

3

 --> 2Fe + 3CO

2

 

CaCO

3

 --> CaO + CO

2

 

CaO + SiO

2

 --> CaSiO

3

 

Z surówki można wytwarzać odlewy. Odlew szybko chłodzony ma jasny przełom i nosi 
nazwę żeliwa białego. Składa się ono głównie ze związku Fe

3

C zwanego 

cementytem

. Przez 

powolne chłodzenie otrzymuje się tzw. żeliwo szare, które składa się z krystalicznych ziarn 
czystego żelaza (zwanego ferrytem) i płatków grafitu. Istnieje również odmiana żeliwa o 
nazwie żeliwo ciągliwe, które w odróżnieniu wcześniej opisanych jest bardziej wytrzymałe i 
mniej kruche. Otrzymuje się je przez obróbkę cieplną żeliwa szarego o odpowiednim 
składzie. 

Produkcja stali

. Produkcja stali polega na oczyszczeniu żelaza z węgla i innych 

domieszek, a następnie dodaniu w sposób kontrolowany określonych ilości węgla oraz metali, 
takich jak chrom, mangan, nikiel czy wanad. Domieszka węgla daje stali możliwość 
utwardzania jej w procesie obróbki cieplnej, natomiast inne metale są dodawane w celu 
poprawienia jej różnorodnych własności, między innymi odporności na korozję, twardości, 
łatwości obróbki czy odporności na temperaturę. 

 

Rys 14. Konwertor

 

Stal wytwarza się głównie metodą martenowską, metodą Bessmera 
oraz w konwertorach tlenowych z górnym dmuchem. Większość 
rodzajów stali już w piecu osiąga swój finalny skład chemiczny. 
Istnieją jednakże takie gatunki, do wysoce specjalistycznych 
zastosowań, które wymagają dalszej obróbki po opuszczeniu pieca. 
Stali takich używa przykładowo aero- i astronautyka, energetyka 
jądrowa lub przemysł chemiczny. Wytwarzane są zwykle w piecach 
elektrycznych, a potem procesowi rafinacji, aby usunąć zawarte w 
nich gazy i inne substancje obce. Jedną z technik takiego 
doczyszczania jest ponowne przetopienie stali w próżni, podczas 
którego uwalniane gazy są natychmiast wypompowywane. Inna 
powszechnie stosowana metoda to przetapianie elektrożużlowe. 
Metal roztapia się łukiem elektrycznym, tak że ma on postać 
kropelek, które następnie przechodzą przez basen wypełniony 
roztopionym żużlem, gdzie następuje ich oczyszczenie z 
niepożądanych domieszek. Rafinowana stal jest w końcowym 
etapie zestalana w formach chłodzonych wodą.  

 

128) Jak powstaje boksyt? Jak się produkuje aluminium? 

Boksyty stanowią zwietrzeliny rozwijające się na skałach magmowych w klasycznym 
ciepłym i wilgotnym klimacie. Przy wietrzeniu skał magmowych 
(zasadowych/ultrazasadowych) ze zwietrzeliny zostaje odprowadzone praktycznie wszystko 
poza glinem. Chodzi tutaj o proces laterytyzacji. Podczas wietrzenia skaleni alkalicznych (np. 
ortoklazu) lub plagioklazów (np. albitu) dochodzi pod wpływem wody do powstania gibbsytu, 
mocnej zasady (Na/KOH) oraz krzemionki, która pod wpływem zasad jest rozpuszczana. 
Zostaje gibbsyt i tworzą się boksyty.  

W Polsce ich śladowe ilości znajdziemy w okolicach Nowej Rudy (masyw gabrowo – 
diabazowy) i na Lubelszczyźnie 

Produkcja aluminium: 

Aby wyprodukować 1 kilogram czystego aluminium potrzeba około 4,6 kilograma boksytu. Z 
rudy boksytu uzyskiwany jest tlenek aluminium (1,9 kg). Pozostałość (2,7 kg), którą nazywa 
się potocznie „czerwonym błotem” może być wykorzystywana jako nawóz, materiał 
wypełniający drogi asfaltowe, materiał nadający kolor dachówkom, oczyszczacz wody itp. 

Aluminium zawarte w korundzie ulega redukcji podczas kąpieli elektrolitycznej, w trakcie 
której powstaje płynne aluminium, przelewane następnie do różnych form (sztaby, trójniki, 
prostokątne płyty lub wlewki do tłoczenia).