Mineralogia i petrografia – opracowanie pytań.

1.

Minerał

– jest to naturalna faza krystaliczna powstała w wyniku procesów

geologicznych lub kosmologicznych.
Kryształ – ciało krystaliczne, wykazujące wykształconą samorzutnie prawidłową
wielościenną postać zewnętrzną (będącą odbiciem wewnętrznego uporządkowania
atomów).

2.

Klasa symetrii

(klasa krystalograficzna) jest zbiorem wielościanów o takich

samych elementach symetrii (32 grupy)
Układ krystalograficzny – zbiór kryształów różnych klas symetrii o pewnych
wspólnych elementach symetrii geometrycznej, które dają się odwzorować w takim
samym układzie osi krystalograficznych. Wyróżniamy 7 układów krystalograficznych.

Element symetrii – zbiór punktów nieulegających przekształceniu w trakcie
wykonywania przekształcenia.

a) Proste elementy symetrii:



Oś symetrii (przekształcenie – obrót) – kierunek, wokół którego
występuje powtórzenie identycznych położeń motywu L

n



Płaszczyzna symetrii (odzwierciedlenie) P(π)



Środek (centrum) symetrii (inwersja) C – kryształ posiada centrum,
jeżeli posiada przynajmniej jedną parę ścian równoległych

b) Złożone:



Oś zwierciadlana L

n

(obrót zwierciadlany – złożenie (iloczyn)

obrotu i odzwierciedlenia względem punktu leżącego na osi.

3.

Wiązania chemiczne w kryształach

:

1) Wiązania jonowe (heteropolarne) – polegają na elektrostatycznym

przyciąganiu się jonów przeciwnego znaku, które możemy traktować, jako
naładowane różnoimiennie kule. Łączą różne atomy.

2) Wiązania atomowe (kowalencyjne) – polega na tworzeniu wspólnych par

przez elektrony niesparowane, należące do łączących się atomów. Liczba
wiązań kowalencyjnych jest ograniczona liczbą jego elektronów
walencyjnych. Atomy tego samego pierwiastka.

3) Wiązania metaliczne – zbudowane są z dodatnio naładowanych zrębów

atomowych oraz gazu elektronowego (swobodne ruchliwe elektrony). Metale
rodzime, stopy.

4) Wiązania cząsteczkowe (van der Waalsa) – występują pospolicie pomiędzy

stykającymi się atomami, jonami lub drobinami. Istotną rolę odgrywają też w
kryształach molekularnych, w których wiążą drobiny utworzone z
kowalencyjnie połączonych atomów.

Kryształy homodesmiczne to takie, w których dominują wiązania jednego
rodzaju np. halit NaCl – jonowe, diament C – atomowe, miedź rodzima Cu –
metaliczne.
Kryształy heterodesmiczne tj. wykazujące dwa lub więcej rodzajów wiązań.
W większości kryształów występują wiązania jonowo – atomowe.

4.

Izomorfizm

(równopostaciowość) – podobne składem chemicznym substancje,

przyjmują analogiczne formy krystaliczne.
Izomorfizm w ścisłym tego słowa znaczeniu (Grimm 1922 r), występuje wówczas gdy
kryształy izotypowe zdolne są tworzyć izomorficzne roztwory stałe (kryształy
mieszane). Tzn. wykazują zdolność zastępowania w swoich sieciach krystalicznych
jednych atomów lub jonów przez inne.
Roztwory stałe:



Substytucyjne – jony lub atomy wzajemnie się zastępują



Interstycjalne – małe atomy lokują się w przestrzeniach pomiędzy większymi

atomami, np. w austenicie Fe – Υ – C



Subtrakcyjne – gdy część pozycji sieciowych pozostaje nieobsadzona, np. w

pirotynie Fe

1 - X

S

Przykład roztworu stałego: elektrum

5.

Polimorfizm

(wielopostaciowość) – polega na tym, że ta sama substancja

chemiczna tworzy dwie lub więcej faz krystalicznych różniących się strukturą i
właściwościami fizycznymi. Odmiany polimorficzne mogą tworzyć pierwiastki jak i
związki chemiczne. Przykłady polimorfizmu: diament i grafit (zdecydowanie różne
pod względem właściwości fizycznych i chemicznych polimorfy węgla), kwarc
trygonalny lub heksagonalny SiO

2

, ZnS – sfaleryt, wurcyt, FeS

2

– piryt, markasyt;

CaCO

3

– kalcyt, aragonit.

Każda odmiana polimorficzna jest trwała w określonych warunkach fizyczno –
chemicznych. Zmiany temperatury i ciśnienia mogą prowadzić do przemian fazowych

odwracalnych (enancjotropowych), np. przejście trygonalnego kwarcu β w
heksagonalny kwarc α przy temperaturze 573 stopni Celsjusza, bądź
nieodwracalnych (monotropowych), np. przejście rombowego CaCO

3

(aragonitu) w

trygonalny (kalcyt). Gdy przy zmianie warunków w kierunku odwrotnym faza B nie
przechodzi w odmianę A mówimy, że faza B jest trwała, a faza A – nietrwała.

6.

Rola wodoru w minerałach

.

1) Woda poza sieciowa – drobiny wody zaadsorbowane na powierzchni ziaren

minerału (wilgoć)

2) Woda pułapkowa
3) Woda śródwięźbowa (zeolitowa) – w luźnych kanalikach sieci lub w

przestrzeniach między pakietowych (woda śród pakietowa) słabo związana z
siecią krystaliczną (krzemiany pakietowe)

4) Woda krystalizacyjna – drobiny H

2

O w węzłach sieci krystalicznej

5) Woda koordynacyjna – drobiny wody skoordynowane wokół kationu np.

chalkantyt CuSO

4

* 5H

2

O; gips CaSO

4

* 2H

2

O

6) Woda konstytucyjna – w węzłach sieci krystalicznej (woda potencjalna) np.

kaolinit Al

4

[(OH)

8

|Si

4

O

10

]

7.

Diadochia

– zdolność zastępowania się jonów w sieci krystalicznej, wynikająca z

ich powinowactwa krystalochemicznego. Możliwość takiego zastępowanie się jonów
uwarunkowana jest ich zbliżonymi rozmiarami oraz właściwościami polaryzacyjnymi.
Wyróżniamy diadochię izowalentną – gdy zastępuje się jony o tej samej
wartościowości (np. Mg

2+

i Fe

2+

w oliwinach (Fe, Mg)

2

[SiO

4

]), oraz diadochię

heterowalentną – gdy zastępują się parami jony o odmiennej wartościowości, jednak
suma ich ładunków musi być jednakowa, aby zapewnić kompensację elektryczną sieci
(np. Na

+

przez Ca

2+

oraz Si

4+

przez Al

3+

w skaleniach sodowo – wapniowych

Na[AlSi

3

O

8

] – Ca[Al

2

Si

2

O

8

]. Jeśli dwie substancje tworzą kryształy mieszane o

dowolnych proporcjach zastępowanych jonów, wówczas mówimy o ciągłym szeregu
izomorficznym. Szereg taki tworzą np. oliwiny: fajalit Fe

2

[SiO

4

] i forsteryt Mg

2

[SiO

4

]

=> (Fe,Mg)

2

(SiO

4

), nieciągły zaś tworzą skalenie.

Z pojęciem dadochii ma związek zjawisko zwane maskowaniem pierwiastków
rzadkich – jeśli atomy bądź jony mało rozpowszechnionego pierwiastka mają
zbliżone rozmiary i własności polaryzacyjne do atomów (jonów) pierwiastka
pospolitego, wówczas na ogół nie tworzą własnych faz krystalicznych, lecz ukrywają
się na zasadzie podstawień diadochiowych w sieciach krystalicznych minerałów
utworzonych przez pierwiastek pospolity. Przykładem może być rubid, którego kation
Rb

+

ma na tyle zbliżone rozmiary i właściwości do kationy potasu K

+

, że pierwiastek

ten nigdy nie tworzy własnych minerałów, lecz jest zamaskowany w minerałach
potasu, np. w mikach potasowych, skaleniach potasowych i w karnalicie. Kadm
wykazuje tak ścisłą diadochię z cynkiem, że wyłącznymi rudami kadmu są minerały
cynku, a samodzielnie występujące minerały kadmu należą do rzadkości.

8.

Łupliwość kryształów

– zdolność kryształów niektórych substancji (np.

łyszczyków, soli kamiennych) do podziału lub pękania (np. pod wpływem uderzenia,
nacisku, zmian temperatury) wzdłuż tzw. Równoległych płaszczyzn łupliwości.

Brak łupliwości nazywamy przełamem, który może być: nierówny, muszlowy,
haczykowaty, zadziorowaty.
Wyróżniamy następujące rodzaje łupliwości:



Doskonała (dokładna) np. mika, grafit, gips



Wyraźna np. galena, halit, kalcyt



Niewyraźna



Brak łupliwości

o Jednokierunkowa
o Wielokierunkowa

Łupliwość nie występuje u minerałów bezpostaciowych i u niektórych minerałów
krystalicznych.

Twardość – opór, jaki minerał stawia sile mechanicznej usiłującej go zarysować lub
w inny sposób naruszyć jego powierzchnię (wielkość wektorowa, zależy od kierunku
badania w minerale).

SKALA MOSHA

9.

Ciała optycznie izotropowe

(równokierunkowe) – to kryształy układu

regularnego i bezpostaciowe, dla których prędkość rozchodzenia się światła jest stała i
nie zależy od kierunku. Kryształy takie załamują światło pojedynczo.
Ciała optycznie anizotropowe (różnokierunkowe) – to kryształy pozostałych sześciu
układów krystalograficznych, dla których prędkość światła jest zależna od kierunku
jego rozchodzenia się.
Kryształy jednoosiowe mają dwie skrajne barwy pleochroiczne; w kierunku osi
optycznej pleochroizm nie występuje (trygonalny, tetragonalny, heksagonalny);
ściemniają światło prosto
Dwuosiowe mają trzy główne barwy pleochroiczne dla drgań odpowiadającym
skrajnym współczynnikom załamania światła nα, nβ, nγ (trójskośny, jednoskośny,
rombowy); ściemniają światło skośnie

Kryształy jednoosiowe



Charakteryzują się dwoma skrajnymi wartościami współczynników załamania światła:
𝑛

ε

i

𝑛

ω



𝑛

ω

– dla promienia zwyczajnego (jak w izotropowych)



𝑛

ε

– dla promienia nadzwyczajnego

𝑛

ε

<

𝑛

ω

-> ∆ =

𝑛

ε

-

𝑛

ω

ma znak (-) kryształy anizotropowe jednoosiowe ujemne

Np. kalcyt

𝑛

ε

= 1,486

𝑛

ω

= 1,658 ∆ = 0,172 (−)

Znak różnicy

𝑛

ε

-

𝑛

ω

określa tzw. charakter optyczny kryształu

𝑛

ε

>

𝑛

ω

-> ∆ =

𝑛

ε

-

𝑛

ω

ma znak (+) kryształy anizotropowe jednoosiowe dodatnie

Np. kwarc

𝑛

ε

= 1,5533

𝑛

ω

= 1,5442 ∆ = 0,009 (+)

Znak różnicy

𝑛

ε

-

𝑛

ω

określa tzw. charakter optyczny kryształu

Kryształy dwuosiowe



Scharakteryzowane są 3 skrajnymi wartościami współczynników załamania światła

𝑛

α

𝑛

β

𝑛

γ

spełniają zależność:

𝑛

α

<

𝑛

β

< 𝑛

γ

Znak optyczny określają:

𝑛

γ

-

𝑛

β

>

𝑛

β

− 𝑛

α

-> optycznie (+)

𝑛

γ

-

𝑛

β

<

𝑛

β

− 𝑛

α

-> optycznie (-)

Dwójłomność kryształów dwuosiowych:

∆ =

𝑛

γ

-

𝑛

α

ma zawsze znak dodatni

10.

PRZY 1 N



Obecność minerałów kruszcowych

– ziarna minerałów nieprzezroczystych optycznie są

cały czas ciemne w trakcie obserwacji przy 1N i przy skrzyżowanych nikolach
Światło – obszar widzialny promieniowania elektromagnetycznego



Barwa minerału:

o

Większość minerałów jest bezbarwna – przy 1N – w płytce cienkiej = jest
bezbarwna Np. zielony – chloryt; żółty – brunatny – biotyt; różowy – granat;
niebieski – korund



Pleochroizm (wielobarwność) – zdolność niektórych barwnych kryształów optycznie

anizotropowych do odmiennej absorpcji światła o różnej długości fali w zależności od
kierunku rozchodzenia się i od kierunku jego drgań



Współczynniki załamania światła:



Relief



Smuga Beckego



Refraktometry



Ciecze immersyjne

Morfologia ziaren

 Pokrój automorficzny: amfibole, cyrkon, oliwiny
 Pokrój blaszkowy i płytkowy: miki, talk, zeolity
 Pokrój słupkowy: hornblenda, turmalin



Łupliwość

 Węglany -> 2 kierunkowa
 Miki -> 1 kierunkowa



Wrostki



Biotyt: wrostki cyrkonu – promieniotwórcze

NIKOLE X:

Rozróżnienie minerałów izotropowych i anizotropowych – między nikolami
skrzyżowanymi minerały optycznie izotropowe są cały czas ciemne podczas obrotu
stolikiem mikroskopu

Minerały anizotropowe w dowolnym przekroju 4 – krotnie rozjaśniają i 4 – krotnie
ściemniają pole widzenia podczas obrotu o kąt 360 stopni.

Barwa interferencyjna – barwa ziarna mineralnego obserwowana przy nikolach
skrzyżowanych powstała w analizatorze. Jest to efekt interferencji promieni
nadzwyczajnych wychodzących z minerału dwójłomnego różniących się fazą drgań
(przebytą drogą optyczną) = odmienna od barwy własnej kryształu!

Zależy od: różnicy dróg (faz) promienia wychodzących z płytki dwójłomnej

A ta różnica zależy od:

1. Rodzaju minerału anizotropowego -> dwójłomności ∆
2. Grubości płytki (preparatu)
3. Kierunku wycięcia płytki -> orientacji minerału -> przekroju obserwowanego

ziarna

Ściemnianie światła – zgodnie z kierunkami geometrycznymi w krysztale. Rodzaje:
proste, skośne, faliste

Inne cechy: Zbliźniaczenia, przeobrażenia

11.

Głównymi minerałami miedzi są

:

Miedź rodzima
Czerwonawa

Cu

Chalkozyn
Ciemnoszary

Cu

2

S

Chalkopiryt
Złocisto-żółta

CuFeS

2

Bornit
Brązowo-fioletowa

Su

5

FeS

4

Kowelin
Indygowo-niebieski

CuS

Tetradryt-tennatyk
Stalowo-szary

Cu

12

(Sb,As)

4

S

13

Enargit
Fioletowo-czarny

Cu

2

AsS

4

Malachit
Zielony

Cu

2

[(OH)

2

|CO

3

]

Azuryt
Niebieski

Cu

3

[(OH)

2

|CO

3

]

Kupryt
Czerwono

Cu

2

O

Tenoryt
Szary do czarnego

CuO

Chryzokola
Niebiesko-zielony

Cu

4

[(OH)

6

|Si

4

O

10

]

Brochantyt
Szmaragdowy

Cu

4

[(OH)

6

|SO

4

]

Ankeryt
Zielony

Cu

3

[(OH)

4

|SO

4

]

Atakamit
ciemnozielony

Cu(OH)

3

Cl

Dziś rudy miedzi eksploatowane są w Legnicko – Głogowskim Okręgu Miedziowym.

Jest to właściwie jedno złoże eksploatowane przez kopalnie: Lubin, Polkowice, Sieroszowice
i Rudna.

12.

Rudy Zn i Pb

:

Galena

PbS

Sfaleryt

Wurcyt

α ZnS
β ZnS

Cerusyt

PbCO

3

Smithsonit ZnCO

3

Anglezyt

PbSO

4

Cynkit

ZnO

W obszarze śląsko – krakowskim wyróżnia się rejony: chrzanowski, olkuski, bytomski
i zawierciański. Obecnie wydobycie rud prowadzi się ze złoża Trzebionka w rejonie
chrzanowskim oraz ze złóż Olkusz i Pomorzany w rejonie olkuskim. Złoża czwartego
rejonu – zawierciańskiego nie są dotychczas eksploatowane.

13.

Rudy Fe

:

Magnetyt Fe

3

O

4

Hematyt

Fe

2

O

3

Goethyt

FeOOH

Syderyt

FeCO

3

Piryt

FeS

2

(układ regularny)

Markasyt FeS

2

(układ rombowy)

Pirotyn

Fe

7

S

8

Rudy żelaza w Polsce występują na Suwalszczyźnie w okolicach Krzemianki, w
rejonie Częstochowy, Łęczycy, Starachowic, Rudki koło Nowej Słupi, w Tatrach na
hali Ornak a także na Dolnym Śląsku – głównie Kowary i Kletno.

14.

Rudy polimineralne

:

1) Limonit: ruda Fe, Goethyt + lepidokrokit + inne
2) Galman: ruda Zn, smithsonit + hemimorfit + związki Fe + relikty PbS + inne
3) Blenda cynkowa = blenda skorupowa: ruda Zn, kolomorficzne odmiany

sfalerytu i wurcytu + inne

4) Krzemianowa ruda Ni: garnieryt + SZUCHARDYT + PIMELIT + INNE
5) Tlenkowe rudy Mn: psylomelan + piroluzyt + braunit + inne
6) Boksyt: ruda Al., hydralgilit + diaspor + boehmit + FeOOH

15.

Zasady systematyki krzemianów

.

Podstawą systematyki krzemianów jest sposób połączenia ze sobą tetraedrycznych
anionów [SiO

4

]

4-

, stopień ich kondensacji.

Kondensacja – zdolność łączenia się czworościanów [SiO

4

]

4-

narożami tlenowymi

(stopień kondensacji zależy od stężenia tlenu w stopie).
Krzemiany dzielimy na:



Wyspowe – zbudowane z izolowanych tetraedrów [SiO

4

]

4-

, w których

stosunek O:Si wynosi 4:1 (np. oliwiny (Fe, Mg)

2

[SiO

4

])



Grupowe – dzielą się na

o Dwukrzemiany, w których dwa tetraedry połączone są

wspólnym narożem i tworzą anion [Si

2

O

7

]

6-

, w których stosunek

O:Si wynosi 3,5:1

o

Pierścieniowe – w których kilka tetraedrów (najczęściej 6)
złączonych każdy dwoma narożami tworzy pierścień, stosunek
O:Si wynosi 3:1 (beryl)



Łańcuchowe – nieograniczone łańcuchy tetraedrów złączonych każdy
dwoma narożami, tworzy się anion n*[Si

2

O

6

]

4-

, stosunek O:Si – 3:1

(pirokseny)



Wstęgowe – podwójne łańcuchy, tworzy się anion n*[Si

4

O

11

]

6-

, O:Si =

2,75:1 (amfibole, np. tremolit)



Warstwowe – nieograniczone warstwy tetraedrów złączonych trzema

narożami każdy, stosunek O:Si = 2,5:1 (miki, np. muskowit)



Szkieletowe (przestrzenne) – tworzone przez nieograniczony szkielet

utworzony z tetraedrów, złączonych każdy czterema narożami, O:Si =
2:1 (skalenie, np. ortoklaz)

16.

Podstawy budowy wewnętrznej krzemianów warstwowych.
Najważniejsze grupy – charakterystyka

.

Podstawową jednostką strukturalną jest pakiet.
Jego zasadniczymi elementami są:



Warstwa tetraedryczna (krzemotlenowa) – zbudowana z tetraedrów [SiO

4

]

połączonych ze sobą poprzez 3 wspólne naroża (Si – O – Si). Efektem takiego
połączenia jest powstanie warstwy o składzie (Si

4

O

10

)

4-



Warstwa oktaedryczna (metalohydrokstytlenowa) – utworzona przez kationy

Al

3+

, Mg

2+

, Fe

2+

, Fe

3+

, otoczone przez tlen i grupy OH

-

Podział ze względu na sposób łączenia warstwy tetraedrycznej z oktaedryczną:



Minerały o pakietach 1:1 (grupa kaolinitu, grupa serpentynu)



Minerały o pakietach 2:1 (grupa talku – pirofyllitu, grupa mik, smektyty,
chloryrty)
Warstwa metalohydroksylowa zamknięta jest między 2 warstwami
tetraedrycznymi



Minerały mieszanopakietowe (grupa chlorytu) pakiety 2:1:1

17.

Charakterystyka minerałów ilastych

.



Grupa Kaolinitu: Kaolinit, Dickit (pakiety 1:1)



Grupa Montmorillonitu (SMEKTYTY): Montmorillonit, Beidellit (pakiety 2:1)



ILLITY (pakiety 2:1:1)

Minerały ilaste tworzą struktury pakietowe, są minerałami bardzo

drobnoziarnistymi. Minerałów ilastych nie da się rozróżnić mikroskopowo, aby go
zidentyfikować należy zbadać jego ziarno.

Własności fizyczne: bardzo drobnołuseczkowe – stąd rozpoznawanie optyczne
minerałów ( z wyjątkiem niekiedy kaolinitu) nie jest możliwe, doskonała łupliwość.

Własności optyczne: układ jednoskośny, optycznie anizotropowe.

1N: przeźroczyste, bezbarwne, niepleochroiczne, wykształcone w postaci agregatów
drobnołuseczkowych, ziemistych skupień (lub agregatów robaczkowych – kaolinit),
relief słaby lub płaski, łupliwość doskonała 1 – kierunkowa, lecz z uwagi na rozmiar
osobników nie jest możliwe do zaobserwowania

NX: minerały anizotropowe, ściemniają skośnie, lecz z uwagi na wymiary
poszczególnych osobników nie jest możliwe do zaobserwowania, barwy
interferencyjne odpowiadające I rzędowi.

Występowanie: skały osadowe i zmienione skały magmowe (kaolinityzacja skaleni).

18.

Podział i szeregi izomorficzne skaleni

.

Skalenie należą do krzemianów przestrzennych. Tworzą dwa szeregi izomorficzne:

a) Skalenie potasowo – sodowe (alkaliczne) (K, Na)[AlSi

3

O

8

]



Sanidyn K[AlSi

3

O

8

] jednoskośny, wysokotemperaturowy



Ortoklaz K[AlSi

3

O

8

] jednoskośny, średniotemperaturowy



Mikroklin K[AlSi

3

O

8

] trójskośny, niskotemperaturowy

b) Skalenie sodowo – wapniowe (plagioklazy) (Na, Ca)[Al(Al,Si)Si

2

O

8

] –

trójskośne



Albit (Ab)

Na[AlSi

3

O

8

] 0-10% An



Oligoklaz

10-30% An



Andezyn

30-50% An



Labrador

50-70% An



Bytownit

70-90% An



Anortyt (An)

Ca[Al

2

Si

2

O

8

] 90-100% An

19.

Skałotwórcze minerały węglanowe – podział i własności

.

Podział:

1) – pojedyncze ZCO

3

Z – Ca, Mg, Fe, Mn, …

- podwójne XY(CO

3

)

2

x – Ca, Y – Mg, Fe

2+

, Mn

2) Ze względu na układ:



Trygonalne: kalcyt, magnezyt, syderyt, smithsonit, dolomit



Rombowe: aragonit, stroncjanit, witheryt

Własności optyczne:

1N: przezroczyste, bezbarwne (syderyt może mieć jasnobrązowe zabarwienie),
doskonała łupliwość 2 – kierunkowa, formy pręcikowe lub włókniste, relief +, kalcyt i
dolomit relief zmienny

NX: anizotropowe, ściemnianie proste, barwy interferencyjne wysokich rzędów
(pastelowe, białe), w kalcycie pospolite zrosty lamelkowe, rzadsze w dolomicie,
bardzo rzadkie w pozostałych węglanach

20.

Minerały grupy SiO

2

.

Kwarc – krzemian przestrzenny (szkieletowy), układ trygonalny
1N: przezroczysty, bezbarwny, relief płaski, brak przeobrażeń, brak łupliwości
NX: minerał anizotropowy, ziarna ksenomorficzne, ściemnia prosto lub faliście,
barwy szare I rzędu.
Chalcedon – skrytokrystaliczna odmiana kwarcu, charakterystyczne wachlarzowate
skupienia wydłużonych osobników.
Opal – bezpostaciowy, żel krzemionkowy, koloidalna krzemionka, z czasem
przekrystalizowuje w chalcedon, IZOTROPOWY, 1N: przeźroczysty, bezbarwny,

brak łupliwości, brak pleochroizmu, relief płaski (lekko ujemny), substancja
amorficzna.

21.

Struktury skał magmowych

Ze względu na stopień wykrystalizowania się minerałów wyróżnia się strukturę:



Holokrystaliczną (pełnokrystaliczna) – wszystkie składniki wykrystalizowały
w postaci minerałów, brak szkliwa wulkanicznego, skały głębinowe



Hipokrystaliczna (plutoniczna) – część składników wykrystalizowała w postaci

minerałów, a część przedstawia szkliwo wulkaniczne, skały wylewne



Hialinowa (szklista) – masa skalna jest w całości szkliwem wulkanicznym, z

biegiem czasu następuje odszklenie, czyli przekrystalizowanie, skały wylewne.

Ze względu na wielkość ziaren:



Grubokrystaliczna >5mm



Średniokrystaliczna 1-5mm



Drobnokrystaliczna 0,2-1mm



Mikrokrystaliczna 0,01-0,2mm



Kryptokrystaliczna <0,01mm

Ze względu na relacje między ziarnami:



Równokrystaliczna – wszystkie ziarna mają podobną wielkość



Nierównokrystaliczna – duże fenokryształy w drobniej ziarnistym lub
afanitowym cieście skalnym

o Porfirowa – skały wylewne
o Porfirowata – skały głębinowe i żyłowe

Ze względu na kształt ziaren:



Własnopostaciowe (automorficzne)



Częściowo własnopostaciowe (hipautomorficzne)



Obcopostaciowe (ksenomorficzne)

Ze względu na stosunki między składnikami:



Pismowa – przerosty kwarcu i potasowych skaleni (charakterystyczna dla

pegmatytów)



Ofitowa

– charakterystyczne skupienia plagioklazów i oliwinów

(charakterystyczne dla gabr)

22.

Tekstury skał magmowych

Ze względu na sposób rozmieszczenia minerałów wyróżniamy tekstury:



Bezładną (bezkierunkową) – skały głębinowe



Kierunkową: równoległa, fluidalna, potokowa – skały wylewne

Sposób wypełnienia przestrzeni skalnej:



Masywna (zbita) – całkowite wypełnienie (skały głębinowe)



Porowata – obecność przestrzeni niewypełnionych: pęcherzykowata,

gąbczasta, migdałowcowa (skały wylewne)

23.

Klasyfikacja skał magmowych w oparciu o skład mineralny.
Charakterystyka skał w poszczególnych klasach

.



Klasa perydotytu – skały ultrazasadowe, nasycone krzemionką, oliwin,

piroksen, hornblenda, chromit, magnetyt, ilmenit – tylko skały głębinowe



Klasa gabra i bazaltu – skały zasadowe, nasycone krzemionką, plagioklazy,

piroksen, (amfibol, oliwin – bardzo rzadko), minerały nieprzeźroczyste – skały
głębinowe: gabro; skały wylewne: bazalt, melafir, diabaz



Klasa diorytu i andezytu – skały obojętne, nasycone krzemionką, plagioklazy,

andezyn – oligoklaz, hornblenda, piroksen, biotyt – głębinowe: dioryt;
wylewne: andezyt



Klasa granitu i ryolitu – skały kwaśne, przesycone krzemionką, plagioklazy,

potasowe skalenie, biotyt, muskowit – głębinowe: granit; wylewne: ryolit



Klasa syenitu i trachitu – skały obojętne, nasycone krzemionką

24.

Podział skał osadowych ze względu na genezę

:



Skały piroklastyczne – na pograniczu magmowych i osadowych



Okruchowe



Chemiczne



Organogeniczne

Skały piroklastyczne (ogniowe):



Powstają przez nagromadzenie luźnych produktów działalności wulkanicznej,
np. tuf, tufit (sedymentacja wodna), brekcja wulkaniczna, ignimbryt



Materiał okruchowy:

o Bloki wulkaniczne >250mm
o Bomby wulkaniczne >63mm
o Lapille >2mm
o Piasek wulkaniczny >0,063mm
o

Popiół wulkaniczny <0,063mm

Tuf wulkaniczny – lekka, zwięzła, zazwyczaj porowata skała osadowa. Składa się z
materiału piroklastycznego (głównie piasku i popiołu wulkanicznego, także bomb
wulkanicznych), często z domieszką innego materiału okruchowego, scementowanego
np. spoiwem krzemionkowym lub ilastym. Ze względu na skład litologiczny wyróżnia
się m.in. tuf bazaltowy, andezytowy, ryolitowy, trachitowy i inne.

Ze względu na budowę:



Zbudowane ze szkieletów szklistych, które nazywamy witroklastami –
dominuje w nich szkliwo wulkaniczne



Pojedynczych kryształów o idiomorficznych kształtach nazywamy
krystaloklastami – dominują pojedyncze kryształy minerałów



Fragmenty wcześniej skonsolidowanych skał wulkanicznych nazywamy
litoklastami – z dominującymi fragmentami skał wulkanicznych

Ignimbryt – jest to skała piroklastyczna, która powstała w wyniku wypadania
minerałów piroklastycznych z chmur erupcyjnych, w których następnie doszło do
spieczenia podczas depozycji minerałów wchodzących w skład ignimbrytu.

Skały okruchowe:



Skały klastyczne (okruchowe) – zbudowane z materiału allogenicznego
(rozkruszanie starszych skał) i autogenicznego (chemicznego)



Szkielet ziarnowy – zbudowany z minerałów allogenicznych: kwarc, skalenie,

miki, okruchy skał



Spoiwo – tworzą minerały autogeniczne i allogeniczne, siarczanowe,

węglanowe, matrix, ilaste, krzemionkowe, żelaziste.

25.

Etapy tworzenia się skał osadowych, minerały allogeniczne,

minerały autogeniczne

Skały osadowe powstają w wyniku nagromadzenia i osadzenia produktów wietrzenia
starszych skał, jak również resztek roślinnych i zwierzęcych o różnym stopniu
rozkładu. Mogę też tworzyć się w wyniku wytrącania z roztworów wodnych.
Głównymi procesami uczestniczącymi w genezie tych skał są: wietrzenie, transport,
sedymentacja, diageneza i erozja.
Minerały wchodzące w skład skał osadowych są dwojakiego pochodzenia:

1) Minerały allogeniczne – powstałe po za środowiskiem tworzenia się skał

osadowych. Dostają się one do środowiska osadowego w wyniku
mechanicznego wietrzenia skał starszych niż dany osad i przetransportowania
do zbiornika sedymentacyjnego (występowały wcześniej w skałach
magmowych, osadowych i metamorficznych)

2) Minerały autogeniczne – powstałe w środowisku tworzenia się skał

osadowych. Powstają one w wyniku bezpośredniego wytrącenia z roztworu, na
skutek procesów biochemicznych lub w wyniku późniejszych przemian
diagenetycznych w obrębie złożonego osadu.

Niektóre minerały mogą występować w skałach osadowych zarówno, jako allo- jak i
autogeniczne. Odnosi się to przede wszystkim do kwarcu, który nieraz w tej samej
skale występuje w postaci allogenicznych ziaren oraz autogenicznego spoiwa
(lepiszcza). Spośród minerałów skał magmowych i metamorficznych, minerałami
allogenicznymi skał osadowych stają się te, które wykazują największą odporność na
wietrzenie. Do najważniejszych minerałów autogenicznych należą: opal, kwarc,

chalcedon, minerały ilaste, glaukonit, gibbsyt, diaspor, getyt, lepidokrokit, piryt,
markasyt, kalcyt, dolomit, syderyt, apatyt, wiwianit, anhydryt, baryt, kizeryt, halit,
sylwin, karnalit i kainit.

26.

Struktury i tekstury skał okruchowych. Klasyfikacja skał

okruchowych.

Struktury skał okruchowych – ziarniste:

1) Grubookruchowa (psefitowa)
2) Średniookruchowa (psamitowa)
3) Drobnookruchowa (aleurytowa)

-równoziarnista (dobrze wysortowana)

-nierównoziarnista (źle wysortowana)

Tekstury:



Masywna



Porowata



Bezładna



Kierunkowa



Warstwowa (pozioma, skośna)

Klasyfikacja skał osadowych opiera się na ich strukturze, w związku z tym wydziela
się cztery kategorie tych skał odpowiadające kolejnym frakcjom:



Psefity (struktura psefitowa, czyli żwirowa) – gruz skalny, brekcja, żwir,
zlepieniec (konglomerat)



Psamity (struktura psamitowa, czyli pisakowa) – piaski, piaskowce, arkoza,

szarogłaz, kwarcyty



Aleuryty (struktura aleurytowa, czyli mułowa) – muły, mułowce, less;



Pelity (struktura pelitowa, czyli iłowa) – lateryt, boksyt, terra rossa, glinki
ogniotrwałe, bentonit, iły, ił pstry, ił warwowy, iłowiec, iłołupek (łupek ilasty),
glina lodowcowa.

27.

Szczegółowa klasyfikacja skał średniookruchowych (szkielet

ziarnowy, spoiwo matrix, cement).

MATRIX (masa wypełniająca) – ziarna drobniejsze niż szkielet ziarnowy ( poniżej 30
mikrometrów – ten sam charakter petrograficzny), powstaje w wyniku działania prądów
mechanicznie rozdrabniających transportowany materiał lub przez depozycję źle
wysortowanego materiału okruchowego. Może powstawać także na drodze rekrystalizacji.

Cement (spoiwo właściwe) – substancja wiążąca luźny materiał okruchowy i
wypełniająca wolne przestrzenie międzyziarnowe. Powstaje w wyniku wytrącania się na

drodze chemicznego lub koagulacji koloidów np. krzemionka, węglany, siarczany,
uwodnione związki żelaza, fosforany, niektóre minerały ilaste. (piaskowiec – spoiwo
żelaziste, węglanowe)

Szkielet ziarnowy – zbudowany z minerałów allogenicznych: kwarc, skalenie, miki,
okruchy skał.

MATRIX 15 – 50% -> waka

MATRIX do 15% ->arenit

Kwarcowe, sub- arkozowe/lityczne, arkozowe/lityczne – do 5%, 5-25%, >25%(skaleni,
okruchów skał)

28.

Typy i rodzaje spoiw w skałach okruchowych

W zależności od składu chemicznego wyróżnia się następujące spoiwa:



Wapniste – złożone z kalcytu



Margliste – złożone z kalcytu i minerałów ilastych



Dolomityczne – z dolomitu



Żelaziste – z tlenków i wodorotlenków żelaza o charakterystycznym
czerwonym i brunatnym zabarwieniu



Krzemionkowe – złożone z chalcedonu lub opalu



Ilaste - z minerałów ilastych, o małej zwięzłości

W zależności od ilości spoiwa:



Podstawowe



Porowe



Kontaktowe

29.

Skały ilaste

Skały ilaste powstają w wyniku wietrzenia skał bogatych w glinokrzemiany, mogą
również krystalizować z roztworów.
Iły są to bardzo drobnoziarniste skały osadowe, w których dominują minerały ilaste, w
formie domieszek mogą występować również: kwarc, miki, węglany i inne, niska
zwięzłość, duża porowatość.
W glinach obok minerałów ilastych większe znaczenie mają okruchy skalne, skały
przejściowe
Podział według stopnia zwięzłości:



Iły



Iłowce



Łupki ilaste

Podział według składu mineralnego:



Zasobne w kaolinit



Zasobne w montmorillonit



Zasobne w illit



Inne składniki ilaste

Łupek ilasty – o charakterystycznej teksturze łupkowej, bardzo duża zwięzłość

Iłowiec – rodzaj niezłupkowaconej skały osadowej w postaci skonsolidowanego iłu,
średnia zwięzłość, obniżona porowatość

Tonstein – przerosty w pokładach węgla kamiennego Iłowiec kaolinitowo –
montmorillonitowy

Bentonit – iłowiec montmorillonitowy utworzony w środowisku morskim.

30. Podział wapieni(mikryt, sparyt – klasyfikacja wapieni)

Ze względu na wielkość ziaren budujących skałę:



Wapienie mikrytowe (drobnoziarniste) – do kilku tysięcznych milimetra



Wapienie sparytowe (gruboziarniste) – kryształy widoczne makroskopowo

Ze względu na pochodzenie:



Organogeniczne



Nieorganiczne

Ze względu na genezę:



Wapienie allochemiczne

Intrasparyt

Intramikryt

Oosparyt

Oomikryt

Biospatyt

Biomikryt

Pelsparyt

Pelmikryt



Wapienie ortochemiczne

Mikrytowe
Saprytowe

brak klastów

31. Charakterystyka wybranych skał węglanowych pochodzenia
chemicznego i organicznego.

MARGLE – Są skałami pośrednimi między skałami węglanowymi a okruchowymi.
Zbudowane są głównie z kalcytu, któremu towarzyszą mniejsze ilości dolomitu,
syderytu i minerałów ilastych. Mogą one ponadto zawierać domieszki materiału
okruchowego, którego zwiększony udział prowadzi do powstawania odmian
piaszczystych lub piaskowców marglistych. Margle są na ogół mniej twarde i zwięzłe
niż wapienie, różnią się od nich także ciemniejszą barwą. Cechą charakterystyczną

tych skał jest silne ‘burzenie’ z 10% HCl, podczas którego wytrąca się i pozostaje
osad minerałów ilastych.
DOLOMITY – są skałami pochodzenia chemicznego, zbudowanymi przede
wszystkim z dolomitu. Istnieją też skały pośrednie pomiędzy wapieniami i
dolomitami, zawierające w różnym stosunku zarówno węglan wapnia jak i dolomit;
pochodzenie chemiczne pierwotne lub wtórne.
WAPIENIE – Skały wapienne powstawać mogą w wyniku nagromadzenia się
węglanowych szczątków zwierząt, niekiedy również roślin, na dnie zbiorników
morskich i śródlądowych oraz w wyniku wytrącania węglanu wapnia z roztworów
wodnych. Luźny osad wapienny ulega przekształceniu w zwięzła skałę w wyniku
szeregu procesów określanych łącznie mianem diagenezy. Skały węglanowe, dzięki
swemu składowi chemicznemu, intensywnie reagują (‘Burzą’) z 10% kwasem solnym,
a nawet z kwasem octowym. Czyste wapienie są barwy białej, lecz często zawierają
domieszki (np. kwarc, minerały ilaste, gips), nadające im zabarwienie szare, żółtawe,
kremowe, różowe, a nawet czarne.
OPOKI – są osadami pośrednimi między skałami węglanowymi a krzemionkowymi.
Są one zasobne w skrytokrystaliczną krzemionkę rozproszoną wśród składników
węglanowych. Opoki są skałami zwartymi o budowie afanitowej i jasno szarej barwie.
Kalcyt +opal

32. Charakterystyka wybranych skał krzemionkowych pochodzenia
chemicznego i organicznego.

SKAŁY KRZEMIONKOWE – są to skały utworzone w całości lub w przeważającej
części z autogenicznej krzemionki, wykształconej w postaci opalu, chalcedonu lub
kwarcu. Niektóre skały krzemionkowe powstają wskutek chemicznego wytrącania się
krzemionki, inne zaś w wyniku osadzania się szczątków organizmów zbudowanych z
krzemionki: okrzemek, radiolarii i gąbek krzemionkowych. Większość skał
krzemionkowych odznacza się znaczną twardością bliską twardości kwarcu.
Najważniejszymi przedstawicielami tej grupy skał są: gezy, opoki lekkie, ziemia
okrzemkowa, diatomit, spongiolity i radiolaryty.
GEZY – zbudowane są z dwóch podstawowych składników: detrytycznego kwarcu i
organogenicznej krzemionki (zazwyczaj pochodzenia gąbkowego). Niektóre gezy
zwierają znaczną ilość węglanu wapnia, niekiedy także glaukonit i fosforany. Na ogół
są one barwy białej, żółtawej lub szarej. Odmiany bogate w glaukonit są zielonkawe.
Jest to skała przejściowa między skałami okruchowymi a krzemionkowymi; jest
porowata.
OPOKI LEKKIE – skałą powstała w wyniku odwapnienia skał węglanowych –
opok; jest porowata, zawiera opal, jest skałą przejściową między skałami
węglanowymi a krzemionkowymi.
SPONGIOLITY – skały organogeniczne utworzone z igieł gąbek spojonych
lepiszczem krzemionkowym.

RADIOLARYTY – skały utworzone głównie z pancerzyków radiolarii (promienic),
niekiedy zawierają domieszkę węglanu wapnia i związków żelaza. Radiolaryty są
skałami twardymi, często silnie spękanymi. Zazwyczaj są one silnie zabarwione na
czerwono, zielonkawo, a nawet czarno przez występujące w nich związki żelaza.

33. Dolomity, charakterystyka, podział.

Dolomit – niemal monomineralna osadowa skała węglanowa zbudowana głównie z
minerału o tej samej nazwie.
Wapień

0-5% (zawartość dolomitu)

Wapień magnezowy 5-10%
Wapień dolomityczny

10-50%

Dolomit wapienny

50-90%

Dolomit

90-100%

Ze względu na różny sposób powstawania tych skał wyróżniamy dolomity pierwotne
(sedymentacyjne) oraz dolomity wtórne (metasomatyczne, epigenetyczne). Dolomity
pierwotne tworzą się wskutek bezpośredniego wytrącania dolomitu z wód morskich
oraz jeziornych. Tworzą pokłady dość jednolite litologicznie, o wyraźnym uławiceniu
i jednorodnej zbitej strukturze. Dolomity wtórne powstają w procesie
metasomatycznych przemian osadów wapiennych (kalcytowych) [dolomityzacja].
Skały dolomitowe ‘burzą’ z 10% HCl na gorąco lub po sproszkowaniu.

34. Ewaporaty.

Są to skały osadowe należące do grupy skał chemicznych, powstałe przez
krystalizację jonów z roztworów głównie chlorków, siarczanów, azotanów, boranów,
pierwiastków alkalicznych, pierwiastków ziem alkalicznych, czasami węglanów.
Tworzą często ogromne pokłady, których powstawanie związane jest z izolowanymi
basenami oraz silnym parowaniem lub jeziorami okresowymi na suchych obszarach
pustynnych.
W skład minerałów morskich wchodzi ok. 30% minerałów autogenicznych, większość
z nich występuje jednak w niewielkich ilościach i nie nadaje im odmiennego
charakteru petrograficznego. Listę głównych minerałów można ograniczyć do
następujących:



Halit NaCl



Sylwin KCl



Anhydryt CaSO

4



Gips



Polihalit



Kizeryt



Boracyt



Boraks

Krystalizacja ewaporatowa: (cyklotem solny)

Sole potasowo-magnezowe

Halit

Siarczany: gips, anhydryt

Dolomit

Kalcyt

35. Kaustobiolity – charakterystyka i klasyfikacja petrograficzna.

Są to skały osadowe pochodzenia organicznego (roślinnego), których głównym
składnikiem jest węgiel.
Dzielą się na:



Humusowe – powstałe na skutek torfienia szczątków roślin lądowych



Sapropelowe – powstałe na skutek gnicia flory wodnej



Liptobiolity – kopalne substancje pochodzenia roślinnego najbardziej odporne

na utlenianie i niszczące działanie bakterii, powstałe z nagromadzenia pyłów i
żywic na skutek rozłożenia tkanki celulozowo ligninowej

WĘGIEL HUMUSOWY – posiada budowę warstwową i cztery odmiany
petrograficzne.

TORF – jest najniżej uwęglonym ogniwem szeregu węglowego. Zawiera nie w pełni
rozłożone szczątki roślinne.

WĘGIEL BRUNATNY – paliwo kopalne, które charakteryzuje się zawartością
węgla na poziomie 62-75%.

WĘGIEL KAMIENNY – zawartość węgla na poziomie 75-97%.

ROPA NAFTOWA – ciekła kopalina, złożona z mieszaniny naturalnych
węglowodorów gazowych, ciekłych i stałych, nazywana często czarnym złotem.

GAZ ZIEMNY – gaz zbierający się w skorupie ziemskiej w pokładach
wypełniejących przestrzenie, niekiedy pod wysokim ciśnieniem, zwany błękitnym
paliwem.

36. Etapy metamorfizmu – przykładowe skały.



Epi – fyllity, łupki



Mezo – łupki, gnejsy, amfibolity, marmury



Kata – gnejsy granulity, eklogity

37. Cechy strukturalne, tekstualne oraz skład mineralny wyróżniający
skały metamorficzne, przykłady.

Powstają ze skał magmowych, osadowych i innych metamorficznych na skutek
przeobrażania pod wpływem wysokich temperatur (np. w pobliżu ognisk magmy) lub
wysokiego ciśnienia (np. w wyniku pogrążania skał), oraz związanych z nimi
procesów chemicznych. Metamorfizm powoduje zmiany składu mineralnego, czasami
też chemicznego skał oraz ich struktury i tekstury.
Ziarna, kryształy = blasty
Blasty powstają wskutek reakcji zachodzących w stanie stałym w procesie
nazywanym krystaloblastezą lub blastezą. Kryształy blastów mogą być prawidłowe
lub nie.



Idioblasty – kształty prawidłowe



Ksenoblasty – kształty nieprawidłowe

Podział struktur:



Granoblstyczna – ziarna izometryczne



Nematoblastyczna – igiełkowe lub pręcikowe



Lepidoblastyczna – blaszkowe



Fibroblastyczna – włókniste

Drugi podział

o Homeoblastyczna – jednakowe kształty i rozmiary
o Heteroblastyczna – nierównokształtne ziarna

Tekstury – sposób ułożenia ziaren



Bezładne



Płasko – równoległe – foliacja i lineacja (laminacja)



Łupkowa



Gnejsowa



Oczkowa