7Scharakteryzuj pod kątem geochemii poszczególne etapy procesów pomagmowych Procesy pomagmowe (pomagmatyczne) - zjawiska powstawania zespołów mineralnych z resztek stopu krzemiankowego (magmy), wzbogaconego w składniki lotne (np. woda, dwutlenek węgla, bor, fluor, chlor), pozostałego po zakończeniu zasadniczych procesów magmowych. Wraz ze spadkiem temperatury wyodrębniają się następujące etapy krystalizacji resztek pomagmowych: pegmatytowy, pneumatoliczny (z gorących par i gazów), hydrotermalny (z roztworów wodnych). Podaj główne reakcje zachodzące podczas metamorfizmu i opisz 2 z nich: RODZAJE METAMORFIZMU: Metamorfizm regionalny-przebiega na obszarach w czasie ruchów tektonicznych, w czasie tego procesu powst. Wiele skał metamorficznych. Ma charakter allochemiczny lub izochemiczny. Zazwyczaj wiąze się ze zjawiskami tektonicznymi dlatego okresla się go dynamotermiczny.Gdy czynniki mechaniczne działaja słabo mówimy o metamorfizmie plutonicznym. Metamorfizmowi reg. ulegają osady występujące na obszarach tzw. osady geosynklinalne, które podczas zachodzących fałdowań mogą dostać się na znaczne obszary.... Metamorfizm kinetyczny-czynniki działają silniej niż przeobrażenia chemiczne. Mechanizm kontaktowy(termalny)-zachodzi na kontakcie skał sąsiadujących z masą gorącej magmy. Też ma charakter izochemiczny (termiczny, allochemiczny)okreslany jako kontaktowy. Mechanizm izochemiczny-jeżeli przeobrażona skała wyjściowa nie ulega żadnym zmianom(chodzi o jej skład chemiczny)to mówimy o metamorfizmie izochemicznym.Wyjściowa skała :magmowa lub osadowa Mechanizm allochemiczny Pierwiastki główne poboczne i śladowe- kryteria podziału geochemicznego Podział ten dla celów analitycznych jest istotny z tego powodu, że inne metody rozdziału i oznaczeń są stosowane dla pierwiastków występujących w dużych stężeniach w próbce (pierwiastki główne i poboczne) a inne, znacznie czulsze metody analityczne muszą być użyte do oznaczania zawartości śladowych ilości pierwiastków. Umownie przyjmuje się, że pierwiastki główne to składniki o zawartości rzędu procentów, pierwiastki poboczne mają zawartości mniejsze,ale powyżej 0,1% a składniki śladowe to te, których zawartości są poniżej 0,1%.Pierwiastki główne to takie składniki stopu magmowego, które tworzą własne fazy mineralne krystalizujące ze stopu i nadające charakter powstającej skale magmowej. Natomiast pierwiastki śladowe to te, których obecność lub brak nie wpływa w żaden sposób na pojawienie się lub zniknięcie jakiejś fazy mineralnej a więc na zaklasyfikowanie petrograficzne danej skały: wchodzą one w skład skały jako domieszki. Pierwiastki poboczne to te, które stanowiąskładniki minerałów akcesorycznych, na przykład fosfor w przypadku obecności w skale magmowej apatytu lub monacytu. Przy takiej interpretacji podziału na pierwiastki główne i śladowe bardziej zrozumiałe stają się mechanizmy powodujące nierównomierną dystrybucję pierwiastków śladowych w procesach częściowego przetopienia skał z utworzeniem stopu magmowego czy w procesach krystalizacji tego stopu Lateryzacja – proces tworzenia się hydrargilitu w klimacie tropikalnym Datowanie bezwzgedne opiera się na – izotopach promieniotwórczych i stałych 6 Geochemiczny podział skał magmowych :Procesy po magmowe Skały magmowe Minerały główne poboczne i akcesoryczne – wyjaśnić pojęcia Minerały skałotwórcze skał magmowych Minerały poboczne i akcesoryczne skał magmowych Ewolucja składu magmy Skład chemiczny magmy podczas przemieszczania się, a w szczególności na etapie stagnowania w przejściowej lub końcowej komorze magmowej, zmienia się. Ewolucja ta zachodzi pod wpływem takich procesów jak dyferencjacja (różnicowanie), która może być spowodowana: · likwacją (odmieszanie) – polega na domieszaniu się składników stanu pierwotnego i utworów oddzielnych faz cieplnych o różnym składzie chemicznym i gęstości. Odbywa się pod wpływem siły ciężkości. · konwekcją – odbywa się przy znacznym udziale składników lotnych. Jeżeli magma posiada składniki lotne, dochodzi do wymiany fazy gazowej. Składniki lotne przemieszczają się ku górze. Następuje oddestylowanie magmy i uwalnianie się od wcześniej wydzielonych kryształów. · dyfuzją termiczną – polega na wędrówce pewnych jonów. Jony wędrują ku zewnętrznym, chłodniejszym partiom zbiornika magmowego. Dyfuzja termiczna może prowadzić do znacznego zróżnicowania składu mineralnego skał żyłowych. · asymilacją – jest wynikiem nadtapiania się skał otaczających zbiornik magmowy. Może być również wynikiem wymiany składników zbiornika z magmą.
· frakcyjną krystalizacją magmy – wydzielanie się kryształów za stopu magmowego w czasie krzepnięcia wskutek obniżania temperatury. Przebieg procesów spowodowanych frakcyjną krystalizacją magmy zależy od szybkości krzepnięcia magmy. Minerał wykrystalizowuje i jeżeli jest lżejszy - wędruje do góry, jeśli cięższy - do dołu (jest to dyferencjacja grawitacyjna, dotyczy ona również płynnej magmy, która rozdziela się na frakcje różniące się gęstością). W czasie frakcyjnej krystalizacji magmy występują trzy etapy: v etap wczesnej krystalizacji – magma jest gorąca, wydzielają się oliwiny, powstają rudy metali (chromit) i jako cięższe oddzielają się od magmy. Powstają skały należące do perydotytów. Później powstają z nagromadzenia piroksenu piroksenity. Plagioklazy wędrują do góry. Może powstać np. skała zwana anortozytem. v główne stadium krystalizacji – krystalizują nadal pirokseny i plagioklazy, labrador i andezyt. Nie mają one w swoim składzie wody i jonu OH-. Magma jest wzbogacana w składniki lotne. Obok piroksenów powstają amfibole, zawierające grupę hydroksylową. Powstają zespoły mineralne plagioklazów i piroksenów. Z ich nagromadzenia powstają skały o składzie gabra i diorytu z amfibol i piroksenów. Pod koniec tego etapu magma ubożeje w tlenki magnezu, żelaza i wapnia, bo weszły one w skład amfiboli, piroksenów i plagioklazów. Wzbogaca się natomiast w tlenki sodu, potasu i krzemionki. Zostaje bardzo dużo składników lotnych. Krystalizują plagioklazy zasobne w albit i tworzy się biotyt. Z nich powstaną m.in. granodioryty. v stadium końcowe krystalizacji magmy – magma ma charakter resztkowy. Powstają wtedy granity i sjenity. Przeważa skaleń potasowy (ortoklaz), jest duża zawartość krzemionki. Krystalizuje biotyt (z ciemnych minerałów). Temperatura magmy jest powyżej 600ºC. W temperaturze między 600 a 500ºC następuje etap pegmatytowy. Zasadniczą rolę skałotwórczą odgrywają resztki magmowe (rozrzedzone krzemiany). Powstają pegmatyty. Dalej trwa etap pneumatolityczny (500-400ºC), gdzie przy znacznym udziale gazów silnie sprężonych magma przenika wydzielone już minerały i zbiorniki magmowe. Powstają: turmalin, topaz, beryl. Magma stygnie (temperatura poniżej 400ºC). Powstają inne minerały z bardzo dobrze wykształconymi kryształami. Jest to etap hydrotermalny. W tym etapie następuje oddzielenie gorących zmineralizowanych wód i tzw. resztek pomagmowych, które krążąc szczelinami i porami w skałach utworzonych z zastygłej już magmy (oraz przenikając do innych okolicznych masywów skalnych), powodują przemiany chemiczne okolicznych skał a także dalej stygnąc tworzą wartościowe złoża np. kwarcu, wiele złóż różnych metali i innych minerałów (tzw. szeregi reakcyjne Bowena). Klasyfikacja skał magmowych ze względu na zawartość SiO2 (wg. A. Bolewski) v Skały kwaśne – przesycone krzemionka o jej zawartości powyżej 65 % (są barwy jasnej, duża zawartość minerałów jasnych, kwarcu) v Skały obojętne (pośrednie)– wysycane krzemionka zawartość SiO2 od 53 – 65% v Skały zasadowe (bazyty)– z niedoborem krzemionki 54 – 44 % v Skały ultrazasadowe (ultrabazyty) – poniżej 44% SiO2 Zmiany atmosfery z wysokościaPowietrze składa się ze składników stałych tzn. zachowujących stały udział w jego całkowitej objętości oraz składników zmiennych, tj. takich, których zawartość zmienia się w czasie i przestrzeni. Składniki zmienne nazywane są domieszkami. Wśród stałych składników powietrza objętościowo najwięcej jest azotu (ok. 78 %); tlen stanowi ok. 21 %, a argon niecały 1 % (rys. 2.2.1.).). Czwartym składnikiem stałym jest dwutlenek węgla, którego objętość stanowi zaledwie 0,03 %, jednak w warstwie przy powierzchni Ziemi stężenie tego związku ulega dość znacznym wahaniom. Pozostałe gazy składające się na całkowitą objętość powietrza, czyli neon, hel, krypton, wodór, ksenon i ozon, występują w śladowych ilościach - rzędu tysięcznch, a nawet milionowych części %. Proporcje składników stałych nie zmieniają się do wysokości około 80 km. Najważniejszą domieszką powietrza jest para wodna, której zawartość zmienia się w znacznych granicach i przy powierzchni Ziemi waha się od prawie 0 % (zimne krainy polarne, pustynie gorące) do 4 % (strefa równikowa). Warto dodać, że jest ona zawsze niewidoczna. Oprócz postaci gazowej woda występuje w atmosferze w postaci ciekłej, jako kropelki tworzące chmury i mgły, oraz w postaci stałej, jako kryształki lodu budujące chmury wysokie. Niemal całkowita ilość wody atmosferycznej występuje w troposferze, do wysokości 10 km, przy czym jej zawartość szybko spada wraz z wysokością. Na 5 km jest jej średnio dziesięciokrotnie mniej niż przy powierzchni Ziemi, a na 8 km aż stukrotnie mniej. Powyżej 10 km zawartość wilgoci atmosferycznej jest już bardzo znikoma. Odmianą tlenu jest ozon (O3), posiadający w cząsteczce trzy, a nie dwa atomy tego pierwiastka. Jego zawartość w atmosferze jest tak mała, że gdyby można było skupić cały atmosferyczny ozon w jednej warstwie na powierzchni Ziemi, miałaby ona pod normalnym ciśnieniem grubość zaledwie 3 mm. 90 % ozonu występuje w stratosferze, 10 % w troposferze. Największa ilość zawiera się na wysokości 15-55 km, z maksymalną koncentracją w warstwie 25-30 km (warstwa ozonowa). Wyżej zawartość ozonu szybko zmniejsza się i na wysokości ok. 60 km ozon zanika całkowicie (rys. 2.2.3.). Ozon stratosferyczny powstaje wskutek przemiany cząsteczek tlenu O2 pod wpływem promieniowania ultrafioletowego (rys. 2.2.2.), natomiast ozon w troposerze tworzy się przy wyładowaniach elektrycznych oraz przy reakcjach tlenków z organicznymi związkami węgla pod wpływem promieniowania słonecznego (głównie strefy aglomeracji miejskich). Mimo, że ozon występuje w atmosferze w bardzo niewielkim stężeniu, jest jednym z ważniejszych składników powietrza z punktu widzenia utrzymania życia na Ziemi. Ozon stratosferyczny ma bowiem zdolność pochłaniania ultrafioletowej części promieniowania słonecznego (UV) w zakresie fali <0,29 μm, które jest w zbyt dużych ilościach szkodliwe dla organizmów żywych. Nadmiar promieniowania UV powodowałby ścinanie się białka i zabijanie żywych komórek, jednak pewna jego ilość jest potrzebna do wytwarzania witaminy D, koniecznej do wzrostu organizmów żywych. Tak więc ozon stratosferyczny ma duże znaczenie biologiczne i pomimo małej zawartości w atmosferze jest doskonałym regulatorem dopływu promieniowania UV do powierzchni Ziemi. Natomiast ozon troposferyczny wystepujący przy powierzchni Ziemi działa niekorzystnie na organizmy żywe. Na organizm człowieka wpływa drażniąco, atakuje układ oddechowy, u roślin utrudnia proces fotosyntezy. Pierwiastki biofilne- wszystkie pierwiastki budujące zywy organizm Dolomityzacja- przemiana weglanu wapnia w weglan wapniowo magnezowy 5 Opisz podstawy chemiczne krasu węglanowego wraz z reakcjami.Reakcja krasowienia węglanowegoKrasowienie węglanowe następuje tylko w wypadku występowania CO₂, również istotne są dla niego warunki temperaturowe (umiarkowana lub niska temperatura, względnie wyższa temperatura przy bardzo dużej zawartości CO₂) i ciśnieniowe (w jaskiniach). Woda nasycona dwutlenkiem węgla (pochodzącym z atmosfery oraz z gnijących szczątków organicznych) wsiąka w ziemię łącząc się ze znajdującym się tam węglanem wapnia (CaCO₃). W wyniku reakcji tworzy się wodorosól – wodorowęglan wapnia Ca(HCO₃)₂. Kluczowe znaczenie ma fakt, że sam węglan wapnia jest bardzo słabo rozpuszczalny w czystej wodzie, natomiast wodorowęglan lepiej, może więc migrować, jednocześnie występuje tu skomplikowana równowaga cieczowo-gazowa. Następnie woda wraz z rozpuszczoną solą przepływa do jaskini, gdzie w wyniku odwrotnej reakcji wytrąca się węglan wapnia tworząc nacieki (podczas wpływania do jaskini wąskimi przewodami następuje wzrost ciśnienia CO₂, więc więcej się go rozpuszcza w wodzie, czyli roztwór ten ma lepsze właściwości rozpuszczania skały; po rozszerzeniu przewodu w jaskini następuje spadek ciśnienia gazu, w wyniku przesunięcia równowagi wykrystalizowuje nadmiar węglanu wapnia).CaCO₃ + H₂O + CO₂ → Ca(HCO₃)₂
Ca(HCO₃)₂ → CaCO₃↓ + H₂O + CO₂
Proces rozpuszczania przebiega dosyć szybko^[2]. Tempo to możemy określić licząc ilość wapieni rozpuszczonych w jednostce czasu. Intensywność rozpuszczania zależy od:klimatu, ilości opadów (zachodzi szybciej w klimacie wilgotnym)zawartości dwutlenku węgla w wodzie
wysokości n.p.m. (na wysoko położonych obszarach woda krąży dłużej, więc intensywniej rozpuszcza skały)
ukształtowania powierzchni (im bardziej płaski obszar, tym więcej wody wsiąka w głąb).
Rozpuszczanie węglanu wapnia może następować również w wyniku działania kwasów (np. kwasów organicznych z rozkładającej się ściółki glebowej, rzadziej kwaśnych wód pochodzenia podziemnego), lecz wówczas na ogół nie nastąpi rekrystalizacja węglanu wapnia z roztworu, powstanie kras negatywny (formy wklęsłe) lub skały węglanowe zostaną zerodowane do końca; takie przypadki są jednak rzadkie i na ogół ograniczają się do cienkiej warstwy podglebowej (tym bardziej, że na wapieniach występują na ogół gleby zasadowe, a nie kwaśne).
Głębokościowe zmiany składu chemicznego wód oceanicznych
Woda stanowi element środowiska niezbędny do istnienia życia. Na kuli ziemskiej ponad 70 % powierzchni stanowi woda w formie przede wszystkim oceanów i mórz. Znacznie mniejszą powierzchnię zajmują zasoby wody słodkiej (rzeki, jeziora, lód i śnieg), których udział nie przekracza 3%. Woda na ziemi nie występuje w czystej formie, lecz w postaci rozcieńczonego roztworu rozmaitych substancji stałych i gazowych różniących się składem chemicznym w zależności od miejsca występowania. Wody morskie i oceaniczne są ok.3,5% roztworem różnych soli, wśród których najwięcej jest chlorku sodu. Zawierają rozpuszczone sole magnezu, wapnia i potasu w postaci przede wszystkim chlorków, siarczanów(VI) i wodorowęglanów. W śladowych ilościach występują związki strontu, bromu, krzemu, fluoru i wielu innych. Woda morska zawiera także rozpuszczony tlen i ditlenekwegla.
Wody słodkie zawierają dużo mniej (ok.100 razy) rozpuszczonych soli mineralnych. Zawierają głownie wodorowęglany, siarczany(VI) i chlorki wapnia i magnezu. W mniejszych ilościach mogą występować sole sodu, potasu i żelaza i innych. Zmienność składu chemicznego wód śródlądowych jest dużo większa niż wód morskich. Zawartość tlenu w wodzie zależy od szeregu czynników takich, jak: temperatura, ciśnienie atmosferyczne, zasolenie wody, nasycenie powietrzem. Przy pełnym nasyceniu czystej wody powietrzem pod ciśnieniem 101325 Pa zawartość tlenu w wodzie wynosi  w temperaturze 0°C 14.6 mg O₂/dm³, a w temperaturze 30°C 7,5 mg O₂/dm³. Ilość tlenu niezbędna do życia zwierząt wodnych wynosi ok.5 mg O₂/dm³. Jeśli w zbiorniku wodnym będą przebiegały chemiczne reakcje zużywające tlen, a tak się często dzieje podczas przedostania się zanieczyszczeń do wody, to w niesprzyjających warunkach może dojść do wyginięcia fauny.Najbardziej charakterystyczną cechą wody morskiej jest wysokie stężenie kationów sodu (Na⁺), potasu (K⁺), magnezu (Mg²⁺) i glinu (Al³⁺) oraz anionówchlorkowych (Cl⁻), siarczanowych (HSO−4 i SO2−4)oraz węglanowych (HCO−3 i CO2−3), które łącznie nadają wodzie morskiej intensywnie gorzki lub gorzko-słonysmak i powodują, że nie nadaje się ona do picia. Niewielkie ilości wypitej wody nie są szkodliwe dla człowieka, jednak picie wody aby zapobiec odwodnieniu jest nie tylko szkodliwe, ale i bezcelowe, gdyż więcej wody jest wykorzystywanej do pozbycia się nadmiaru soli z organizmu niż znajduje się w wodzie morskiej. W efekcie spożycie wody morskiej tylko przyspiesza proces odwodnienia^[1]. Woda morska ma odczyn lekko alkaliczny (pH = 7,5 do 8,4).
Stężenie jonów w wodzie morskiej przelicza się często na taką zawartość wagową chlorku sodu w 1 dm³ wody, która dawałaby podobne średnie stężenie molowe wszystkich jonów. Stężenie to w oceanach jest względnie stałe i zależy głównie od strefy klimatycznej w której dokonuje się pomiar. Wynosi ono 32–40 promila. W morzach stężenie to waha się w granicach od 3 do 50‰. Woda o zasoleniu wynoszącym 35‰ zamarza w temperaturze -2 °C.
Mechanizm podstaweń izomorficznych.
Jak już wspomniano wcześniej izomorfizmzachodzi wtedy, gdy substancje o różnym składzie chemicz-nym (w wyniku diadochii) mają tą samą strukturę i postać zewnętrzną. Związane z tym jest pojęcie roz-tworów stałych(kryształów mieszanych), gdy dwie izomorficzne odmiany krystalizują wspólnie w jed-nym minerale. Na przykład forsteryt Mg2(SiO4) i fajalit Fe2(SiO4) tworzą kryształy mieszane w dowol-nych proporcjach: mówi się o ciągłym szeregu izomorficznym oliwinów.Podobnie albit Na[AlSi3O8] i anortyt Ca[Al2Si3O8] tworzą wzajemnie roztwory stałe w szeregu izomorficznym plagioklazów. Nato-miast albit i ortoklaz tworzą ciągły szereg izomorficzny tylko w wyższych temperaturach, w temperaturze pokojowej dopuszczalne są tylko umiarkowane domieszki sodu w K-skaleniu czy potasu w albicie. Jest to więc nieciągły szereg izomorficzny.Rozmiary, ładunek i elektroujemność jonów najsilniej determinują zdolność do podstawień izomorficz-nych, co ujmują tzw. reguły podstawień izomorficznych Goldschmidta. Podają one przyczyny, dla których obserwujemy pewne pokrewieństwa chemiczne w jednych minerałach a w innych nie. Istnieje od nich wiele wyjątków, ale ogólnie rzecz biorąc oddają istotę mechanizmów diadochii.Reguła 1: różnica rozmiarów (promieni jonowych) podstawiających się jonów nie może przekraczać 15%.Reguła 2: rzadko obserwuje się podstawienia, jeśli różnica ładunków jest większa niż jeden. Podstawienie heterowalentne wymaga drugiej pary podstawień dla skompensowania ładunków (patrz przykład plagio-klazów powyżej).Reguła 3: silniejsze i bardziej prawdopodobne wiązania tworzą jony o wyższym potencjale jonowym. Przy jednakowym ładunku preferowany jest mniejszy promień, przy jednakowych promieniach – wyższy ładunek.Reguła 4: nawet przy podobnych promieniach podstawienie jest praktycznie niemożliwe, jeśli jony różnią się wyraźnie elektroujemnością (a więc charakterem tworzonych wiązań chemicznych).Reguły Goldschmidta zostały sformułowane głównie z myślą o interpretacji mechanizmów krystalizacji ze stopu magmowego. Odnoszą się przede wszystkim do zachowania pierwiastków śladowych. Mecha-nizm podstawienia w strukturze kryształu prowadzący w efekcie do podziału tych pierwiastków pomię-dzy stop magmowy a krystalizującąfazę stałą może polegać na:• wychwyceniu (capture),• ukryciu (camouflage) lub• dopuszczeniu (admission). Sposób podstawiania można ilościowo przewidzieć z porównania wartości potencjału jonowego (czyli stosunku ładunku jonu do jego promienia) dla pierwiastka głównego i śladowego:
Jeśli potencjał jonowy I pierwiastka rzadkiego (śladowego) jest większy niż I pierwiastka pospolitego (głównego) to zachodzi wychwycenie, np. Ba2+ za K+. W celu skompensowania ładunku musi temu to-warzyszyć równoważne zastąpienie Si4+ przez Al3+. Taka proporcja potencjałów jonowych wskazuje na to, że pierwiastek rzadki lepiej pasuje do struktury i jest chętniej używany do budowy i wzrostu minerału niż pierwiastek główny. Jest więc niejako „wychwytywany” ze stopu czy roztworu jako towar szczegól-nie poszukiwany.
Jeśli potencjał jonowy I pierwiastka rzadkiego (śladowego) jest w przybliżeniu równy I pierwiastka pospolitego (głównego) to zachodzi ukrycie (maskowanie, kamuflaż), np. Rb2+ za K+ w skaleniach czy Ni2+ za Mg2+ w oliwinach. W tej sytuacji „komisja rekrutacyjna” selekcjonująca kandydatów na cegiełki do budowy kryształu nie jest w stanie odróżnić jon pierwiastka głównego, który figuruje we wzorze mi-nerału od jonu pierwiastka śladowego, który za niego podszywa się w przebraniu, ponieważ głównym kryterium selekcji jest potencjał jonowy. Nawet różnica ładunku, jak w przypadku podstawień Rb2+ za K+w skaleniach ma drugorzędne znaczenie. Ponieważ kandydaci przyjmowani są w kolejności zgłoszeń, więc proporcje zawartości pierwiastka śladowego do głównego w powstałym minerale dość dobrze w tym wypadku odzwierciedlają pierwotne proporcje ich stężeń w stopie czy roztworze, z którego minerał wy-krystalizował. Jeśli potencjał jonowy I pierwiastka rzadkiego (śladowego) jest mniejszy niż I pierwiastka pospolitego (głównego) to może zajść dopuszczenie, np. na przykład Rb+ (1,57 Å) za K+ (1,46 Å ) w skaleniu pota-sowym KAlSi3O8lub Sr2+ (1,21 Å) za Ca2+ (1,08 Å) w kalcycie. W tym wypadku może zachodzić pod-stawienie gdy jest dość wysokie stężenie podstawiającego się jonu pierwiastka śladowego.Ze względu na istniejące podobieństwo jonów „komisja rekrutacyjna” poddaje się natłokowi kandydatów i dopuszczaintruzów do budowy kryształu.
Zastosowanie radioizotopów w geologii
Naturalne radioizotopy wykorzystuje się również w geologii. W oparciu o izotopy zawarte w skałach można określić w przybliżeniu ich wiek. Wykorzystuje się tu naturalne substancje promieniotwórcze o bardzo długim okresie półtrwania. Ogólna zasada określania wieku skał polega na wykonaniu pomiaru ilości produktu przemian jądrowych zachodzących minerale w stosunku do ilości naturalnego radioizotopu zawartego w próbce. Zasadę tę wykorzystują między innymi: metoda ołowiowa, metoda helowa (tzw. zegar helowy), metoda strontowa, metoda argonowa, metoda renowo - osmowa, metoda samarowo – neodymowa Atmofilne pierwiastki,- lotne latwo gromadzace się w atmosferze ROZPUSZCZANIE NIEKONGRUENTNE - gdy oprócz roztworu powstaje nowa faza mineralna

4kompatybilnosci pierwiastkow Kd > 1 świadczy o tym, że względnie więcej pierwiastka występuje w obrębie konkretnego minerału niż w stopie magmowym, a więc ten pierwiastek ma łatwość wbudowywania się w sieć krystaliczną minerału skałotwórczego: mówimy, że pierwiastek jest kompatybilny. 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 w większym stopniu niż innych pierwiastków. Kd << 1 świadczy o tym, że względnie niewiele pierwiastka przechodzi ze stopu do krystalizującej fazy stałej a więc nie jest on łatwo w sieci krystalicznej akceptowany: mówimy, że jest niekompatybilny. 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).

Wietrzenie chemiczne rozkład skały przy zmianie jej składu chemicznego, niezbędnym warunkiem do jego zaistnienia jest obecność wody, głównymi czynnikami wietrzenia chemicznego są: woda opadowa, dwutlenek węgla, tlen oraz azot solucja (rozpuszczanie)skały takie jak gipsy, chlorki, dolomity, wapienie rozpuszczają się całkowicie, natomiast margle, piaskowce ulegają częściowemu rozpuszczeniu, w czasie rozpuszczania zachodzi proces solwatacji – łączenie się cząstek rozpuszczalnika z cząsteczkami substancji rozpuszczanej. Ługowanie proces rozpuszczania i wymywania minerałów. Hydroliza zachodzi pod wpływem wody i powoduje rozpad minerałów na części zasadowe i kwaśne, które łatwiej erodują. Dotyczy głównie krzemianów oraz skaleni. hydratacja (uwodnienie) przemiana minerałów bezwodnych w słabo uwodnione, nie niszczy minerałów, ale zmienia ich własciwosci fizyczne np. suche iły – zwięzłe, uwilgotnione – wzrasta objętość, spada spoistość; czerwony bezwodny hematyt w połączeniu z wodą daje mniej zwięzły żółty limonit; anhydryt po połączeniu z wodą daje gips. karbonatyzacja (uwęglanowienie) przekształcenie minerałów (głównie krzemianów i glinokrzemianów) w węglany. Przykładem jest węglan wapnia, który w połączeniu z wodą zawierającą dwutlenek węgla przechodzi w łatwo rozpuszczalny kwaśny węglan wypłukiwany przez wodę. oksydacja (utlenienie)minerały łączą się z tlenem np. zamiana siarczków na siarczany. Redukcja pozyskiwanie elektronów walencyjnych, zmiana formy utlenienia związku z wyższego poziomu na niższy. Chelatyzacja proces produkcji przez organizmy substancji organicznych (np. hemoglobina, chlorofil, kwasy humusowe i fulwowe), w centrum związku występuje metal, który jest związany z pierwiastkami C,N,H,O, proces ten powoduje dekompozycje skał, które zawierają w swym składzie metale.

Skład i budowa atmosfery ziemskiej Atmosfera ziemska jest mieszaniną gazów, zwanych powietrzem atmosferycznym, oraz zawieszonych w nim cząstek stałych i ciekłych, zwanych aerozolami. W składzie powietrza atmosferycznego wyróżniamy składniki stałe, tzn. zachowujące stały udział w objętości atmosfery, i składniki zmienne, tzn. takie, których ilość może być różna w zależności od czasu i badanej przestrzeni.
Stałe składniki atmosfery to:
– azot – zajmuje 78,09% objętości powietrza,
– tlen – zajmuje 20,95% objętości powietrza,
– inne gazy, w tym szlachetne (argon, hel, krypton, ksenon, neon, wodór), tworzące ogółem ok. 1% objętości powietrza.
Zmienne składniki atmosfery to:
– para wodna – występuje przede wszystkim w dolnej części atmosfery, do wysokości 10 km. Jej ilość zmienia się w zależności od miejsca i pory roku. Średnia zawartość pary wodnej w powietrzu wynosi 0,2-2,5%;
– dwutlenek węgla (CO2) – średnio w atmosferze zajmuje 0,03% objętości, lecz w XX wieku notowano stały wzrost jego udziału. Dwutlenek węgla przepuszcza krótkofalowe promieniowanie Słońca, lecz zatrzymuje długofalowe promieniowanie powierzchni Ziemi, przez co powoduje wzrost temperatury;
– ozon – skoncentrowany głównie na wysokości 20-30 km. Tworzy warstwę ochronną dla organizmów żywych, gdyż zatrzymuje promieniowanie ultrafioletowe. W ostatnim czasie zaobserwowano rozrzedzenie ozonu nad niektórymi obszarami Ziemi. Są to tzw. dziury ozonowe powstające w wyniku uwalniania się chloru, który wchodzi w reakcję chemiczną z tlenem, co niszczy ozon;
– aerozole – pyłki roślin, bakterie, cząsteczki soli, kryształki lodu i soli morskiej, pyły wulkaniczne i przemysłowe. Występują w przyziemnej części atmosfery. Ich zawartość systematycznie wzrasta.
Atmosfera wraz z wysokością zmienia swój skład chemiczny i cechy fizyczne – temperaturę, ciśnienie i gęstość powietrza. Odmienne są również zjawiska w niej zachodzące. Zmiany temperatury w przekroju pionowym atmosfery są podstawą wydzielenia warstw, zwanych sferami. Mieszanie się powietrza powoduje, że nie można między nimi wyznaczyć wyraźnych, liniowych granic. Granicami są cienkie strefy przejściowe, zwane pauzami. Ustalono, że nazwa pauzy pochodzi od nazwy sfery leżącej poniżej. Zaczynając od powierzchni Ziemi, w atmosferze wyróżniane są:
– troposfera – jej górną granicę wyznaczają pionowo wznoszące się prądy powietrza, których natężenie ulega zmianie w zależności od siły ciężkości, siły odśrodkowej i temperatury powietrza. Z tego względu troposfera sięga do wysokości 6-8 km nad biegunami, 10-11 km w średnich szerokościach geograficznych i 17-18 km nad równikiem. Najbardziej charakterystyczną cechą troposfery jest spadek temperatury wraz z wysokością średnio o 0,6° C na każde 100 m. Przy górnej granicy troposfery temperatura wynosi ok. –55 (–60)° C. Wraz z wysokością spada również ciśnienie średnio o 1 hPa na 11 metrów. Gęstość powietrza w troposferze jest bardzo duża, ponieważ skupia się w niej ok. 80% całej masy powietrza atmosferycznego oraz niemal 100% atmosferycznej pary wodnej i pyłów. Zachodzą tu procesy kształtujące pogodę i klimat, tj. kondensacja pary wodnej, tworzenie się chmur i powstawanie opadów, oraz występują poziome i pionowe ruchy mas powietrza;
– tropopauza – warstwa o grubości 0,5-1 km, temperaturze ok. –45 do – 60° C (zależnie od szerokości geograficznej), ciśnieniu ok. 200-280 hPa;
– stratosfera – sięga do wysokości ok. 50 km i skupia kilkanaście procent gazów atmosferycznych. W górnej części warstwy, pod wpływem promieniowania słonecznego, zachodzi przemiana tlenu w ozon – na wysokości 25-30 km wydzielono strefę ozonową, tzw. ozonosferę. Do wysokości ok. 25 km utrzymuje się temperatura powietrza, ok. –55° C, dopiero powyżej temperatura zaczyna wzrastać i dochodzi do 0° C przy górnej granicy stratosfery. Wzrost temperatury spowodowany jest pochłanianiem przez ozon promieniowania nadfioletowego. Promieniowanie nadfioletowe jest szkodliwe dla organizmów żywych, dlatego ozonosfera jest bardzo ważną warstwą chroniącą życie na Ziemi. W stratosferze wraz z wysokością spada ciśnienie atmosferyczne do ok. 1 hPa przy górnej granicy warstwy. W dolnej części stratosfery zachodzą bardzo silne, okrążające całą Ziemię, poziome ruchy powietrza, zwane prądami strumieniowymi. Mają one bardzo duże znaczenie, ponieważ przenoszą wszelkiego rodzaju zanieczyszczenia i pyły oraz mają wpływ na kształtowanie się układów ciśnień w troposferze;
– stratopauza – warstwa o grubości ok. 5 km, temperaturze 0°C i ciśnieniu ok. 0,1-1 hPa;
– mezosfera – występuje na wysokości 50-85 km. Charakteryzuje się stałym spadkiem temperatury wraz z wysokością do ok. –120°C oraz ciśnieniem ok. 0,01 hPa;
– mezopauza – warstwa o grubości ok. 5 km, temperaturze ok. –120°C i ciśnieniu 0,001 hPa;
– termosfera – warstwa bardzo silnie rozrzedzonego powietrza na wysokości od 90 km do 500-800 km. Ciśnienie w termosferze jest bardzo niskie i na wysokości 500 km spada do 10-9 hPa. Temperatura w termosferze gwałtownie wzrasta i na wysokości 200 km osiąga wartość 400° C, a na wysokości 500 km – ponad 1000° C. Wzrost temperatury jest spowodowany pochłanianiem promieniowania słonecznego przez cząsteczkowy azot i tlen – jonizacja gazów. Z tego względu w dolnej części warstwy wydzielono jonosferę, w której dochodzi do odbijania fal radiowych, co umożliwia łączność na całym świecie. Zjonizowane atomy azotu i tlenu świecą. Zjawisko to nazwano zorzą polarną;
– egzosfera – zewnętrzna, bardzo słabo zbadana, warstwa atmosfery ziemskiej leżąca powyżej termosfery i stopniowo przechodząca w przestrzeń międzyplanetarną. W jej składzie chemicznym zmniejsza się zawartość tlenu i azotu, rośnie natomiast ilość wodoru i helu. Temperatura w egzosferze spada do –273° C. Ogromne rozrzedzenie gazów (ciśnienie spada do 10-10 hPa) pozwala na ujście w przestrzeń międzyplanetarną atomów wodoru, które na wysokości ok. 20 000 km tworzą tzw. koronę ziemską (geokoronę)

Podział ze względu na skład Skały magmowe wyróżnia się również w zależności od ich składu chemicznego i mineralnego. Podstawowym jest podział ze względu na zawartość krzemionki. Wyróżniamy skały magmowe: kwaśne – powyżej 66% SiO₂ (w górnej części diagramu QAPF - obfite w kwarc (Q)) obojętne – 53-66% SiO₂ (w środkowej części diagramu QAPF) zasadowe – 45-53% SiO₂ (w dolnej części diagramu QAPF - obfite w skaleniowce (F)) skrajnie zasadowe (ultrazasadowe) – poniżej 45% SiO₂ skały alkaliczne - skały względnie nasycone alkaliami, a więc niedosycone krzemionką.

Scharakteryzujhydrolizękrzemianów i glinokrzemianówzależnieod środowiska,podaj przykładyreakcjii skutkiprzyrodnicze. Hydroliza jest procesem, który powoduje destrukcyjne przeobrażenie skał. Produktyrozpadu hydrolitycznego, w pewnej swej części rozpuszczalne, ulegają usunięciu, zaś pozostały osad przemieszczeniu. Jednym z produktów hydrolizy jest związek nierozpuszczalny w wodzie, tak, że proceshydrolizy prowadzi do powstania nowych wtórnych minerałów,przy czym zwykle częśćskładników przechodzi do roztworu w postaci jonowej (np. Na+ ). Proces takiprowadzi do rozkładu głównych składników skał pierwotnych, tzn. glinokrzemianów na krzemionkę i wodorotlenek glinu. W klimacie umiarkowanym przebiega ona tylko częściowo, przy czym ostatecznym produktem jest kaolinit. Reakcjahydrolizy glinokrzemianu w klimacie umiarkowanym: 5K[AlSi3O8]+4H2OKAl4[(OH)4AlSi7O20]+8SiO2 +4KOH skaleń potasowy+wodaillit+krzemionka+potas 2KAl3Si3O10(OH)2 +5H2O → 3Al2Si2O5(OH)4 +2K+ +2OHillit(uproszczony) kaolinit W klimacie tropikalnym hydroliza skalenia może przebiegać całkowicie prowadząc do powstania hydrargilitu: 4KAlSi3O8+8H2O → 4Al(OH)3 +12SiO2 +4K+ +4OHSkaleń potasowy hydragillit

Innyprzykładhydrolizy to proces, w którym skaleń potasowy ulega uwodnieniu w procesachhydrotermalnych i powstaje kwarc orazmuskowit (Godovokov,1973): 3K[AlSi3O8]+H2O=KAl2(OH)2Si3O10+6SiO2 +K2O skaleń potasowy(np.ortoklaz)+H2O=muskowit+6SiO2+K2O Reakcjahydrolizykrzemianu: Na2SiO3 +2H2O->2NaOH+H2SiO3