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).