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).

1. 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.

1. Proste elementy symetrii:

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

   • Płaszczyzna symetrii (odzwierciedlenie) P(π)

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

2. Złożone:

   • Oś zwierciadlana Lⁿ (obrót zwierciadlany – złożenie (iloczyn) obrotu i odzwierciedlenia względem punktu leżącego na osi.

1. 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.

1. 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

1. 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 SiO₂, ZnS – sfaleryt, wurcyt, FeS₂ – piryt, markasyt; CaCO₃ – 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 CaCO₃ (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.

1. 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 H₂O w węzłach sieci krystalicznej

   5. Woda koordynacyjna – drobiny wody skoordynowane wokół kationu np. chalkantyt CuSO₄ * 5H₂O; gips CaSO₄ * 2H₂O

   6. Woda konstytucyjna – w węzłach sieci krystalicznej (woda potencjalna) np. kaolinit Al₄[(OH)₈|Si₄O₁₀]

2. 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. Mg²⁺ i Fe²⁺ w oliwinach (Fe, Mg)₂[SiO₄]), 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 Ca²⁺ oraz Si⁴⁺ przez Al³⁺ w skaleniach sodowo – wapniowych Na[AlSi₃O₈] – Ca[Al₂Si₂O₈]. Jeśli dwie substancje tworzą kryształy mieszane o dowolnych proporcjach zastępowanych jonów, wówczas mówimy o ciągłym szeregu izomorficznym. Szereg taki tworzą np. oliwiny: fajalit Fe₂[SiO₄] i forsteryt Mg₂[SiO₄] => (Fe,Mg)₂(SiO₄), 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.

1. 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

• Jednokierunkowa

• 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

1. 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

1. 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:

  • 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

1. Głównymi minerałami miedzi są:

Miedź rodzima Czerwonawa	Cu
Chalkozyn Ciemnoszary	Cu2S
Chalkopiryt Złocisto-żółta	CuFeS2
Bornit Brązowo-fioletowa	Su5FeS4
Kowelin Indygowo-niebieski	CuS
Tetradryt-tennatyk Stalowo-szary	Cu12(Sb,As)4S13
Enargit Fioletowo-czarny	Cu2AsS4
Malachit Zielony	Cu2[(OH)2|CO3]
Azuryt Niebieski	Cu3[(OH)2|CO3]
Kupryt Czerwono	Cu2O
Tenoryt Szary do czarnego	CuO
Chryzokola Niebiesko-zielony	Cu4[(OH)6|Si4O10]
Brochantyt Szmaragdowy	Cu4[(OH)6|SO4]
Ankeryt Zielony	Cu3[(OH)4|SO4]
Atakamit ciemnozielony	Cu(OH)3Cl

Dziś rudy miedzi eksploatowane są w Legnicko – Głogowskim Okręgu Miedziowym. Jest to właściwie jedno złoże eksploatowane przez kopalnie: Lubin, Polkowice, Sieroszowice i Rudna.

1. Rudy Zn i Pb:

Galena	PbS
Sfaleryt Wurcyt	α ZnS β ZnS
Cerusyt	PbCO3
Smithsonit	ZnCO3
Anglezyt	PbSO4
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.

1. Rudy Fe:

Magnetyt	Fe3O4
Hematyt	Fe2O3
Goethyt	FeOOH
Syderyt	FeCO3
Piryt	FeS2 (układ regularny)
Markasyt	FeS2 (układ rombowy)
Pirotyn	Fe7S8

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.

1. 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

2. Zasady systematyki krzemianów.

Podstawą systematyki krzemianów jest sposób połączenia ze sobą tetraedrycznych anionów [SiO₄]^4-, stopień ich kondensacji.

Kondensacja – zdolność łączenia się czworościanów [SiO₄]^4- narożami tlenowymi (stopień kondensacji zależy od stężenia tlenu w stopie).

Krzemiany dzielimy na:

• Wyspowe – zbudowane z izolowanych tetraedrów [SiO₄]^4-, w których stosunek O:Si wynosi 4:1 (np. oliwiny (Fe, Mg)₂[SiO₄])

• Grupowe – dzielą się na

  • Dwukrzemiany, w których dwa tetraedry połączone są wspólnym narożem i tworzą anion [Si₂O₇]^6-, w których stosunek O:Si wynosi 3,5:1

  • 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*[Si₂O₆]^4-, stosunek O:Si – 3:1 (pirokseny)

• Wstęgowe – podwójne łańcuchy, tworzy się anion n*[Si₄O₁₁]^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)

1. Podstawy budowy wewnętrznej krzemianów warstwowych. Najważniejsze grupy – charakterystyka.

Podstawową jednostką strukturalną jest pakiet.

Jego zasadniczymi elementami są:

• Warstwa tetraedryczna (krzemotlenowa) – zbudowana z tetraedrów [SiO₄] połączonych ze sobą poprzez 3 wspólne naroża (Si – O – Si). Efektem takiego połączenia jest powstanie warstwy o składzie (Si₄O₁₀)^4-

• Warstwa oktaedryczna (metalohydrokstytlenowa) – utworzona przez kationy Al³⁺, Mg²⁺, Fe²⁺, Fe³⁺, 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

1. 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).

1. Podział i szeregi izomorficzne skaleni.

Skalenie należą do krzemianów przestrzennych. Tworzą dwa szeregi izomorficzne:

1. Skalenie potasowo – sodowe (alkaliczne) (K, Na)[AlSi₃O₈]

   • Sanidyn K[AlSi₃O₈] jednoskośny, wysokotemperaturowy

   • Ortoklaz K[AlSi₃O₈] jednoskośny, średniotemperaturowy

   • Mikroklin K[AlSi₃O₈] trójskośny, niskotemperaturowy

2. Skalenie sodowo – wapniowe (plagioklazy) (Na, Ca)[Al(Al,Si)Si₂O₈] – trójskośne

• Albit (Ab) Na[AlSi₃O₈] 0-10% An

• Oligoklaz 10-30% An

• Andezyn 30-50% An

• Labrador 50-70% An

• Bytownit 70-90% An

• Anortyt (An) Ca[Al₂Si₂O₈] 90-100% An

1. Skałotwórcze minerały węglanowe – podział i własności.

Podział:

1. – pojedyncze ZCO₃ Z – Ca, Mg, Fe, Mn, …

- podwójne XY(CO₃)₂ x – Ca, Y – Mg, Fe²⁺, Mn

1. 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

1. Minerały grupy SiO₂.

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.

1. 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

  • Porfirowa – skały wylewne

  • 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)

1. 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)

1. 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

1. 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:

  • Bloki wulkaniczne >250mm

  • Bomby wulkaniczne >63mm

  • Lapille >2mm

  • Piasek wulkaniczny >0,063mm

  • 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.

1. 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.

1. 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.

1. 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)

1. 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

1. 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 CaSO₄

• 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

• Homeoblastyczna – jednakowe kształty i rozmiary

• Heteroblastyczna – nierównokształtne ziarna

Tekstury – sposób ułożenia ziaren

• Bezładne

• Płasko – równoległe – foliacja i lineacja (laminacja)

• Łupkowa

• Gnejsowa

• Oczkowa