1. Definicje : minerał, kryształ

Minerał - jest to faza krystaliczna bądź amorficzna, powstała w wyniku procesów geologicznych lub kosmologicznych.

Kryształ - to substancja stała z periodycznie powtarzanym się motywem, zbudowanym z jonów, cząsteczek, bądź molekuł, które można opisać za pomocą komórki elementarnej i zespołu jej przekształceń przestrzennych. Kryształ posiada swoiste cechy fizykochemiczne. Względem tych cech kryształ może być izotropowy, lub anizotropowy. Izotropowy kryształ jest w całej swojej objętości niezmienny względem danej cechy. Anizotropia objawia się zmiennością wartości danej cechy w objętości kryształu, często wzdłuż osi krystalicznych, lub w pomiędzy środkiem i strefami przy powierzchniowymi kryształu.

1. Elementy symetrii w kryształach..Klasa krystalograficzna-układ krystalograficzny:

Klasa symetrii (klasa krystalograficzna) jest zbiorem wielościanów o takich samych elementach symetrii odpowiadającej jednej z 32 grup punktowych; wielościany te zostały poddane działaniu wszystkich przekształceń tworzących grupę punktową; w obrębie klas symetria wszystkich form geometrycznych jest identyczna.

Układ krystalograficzny – zbiór kryształów różnych klas symetrii o pewnych wspólnych elementach symetrii geometrycznej które dają się odwzorować w takim samym układzie osi krystalograficznych przy identycznych ograniczeniach narzuconych na parametry ściany jednostkowej. Inaczej mówiąc jest to zbiór klas symetrii. Wyróżniamy 7 układów krystalograficznych:

• trójskośny α≠β≠γ≠90° a≠b≠c L, C (plagioklazy)

• jednoskośny α = β =90° γ ≠90° a≠b≠c L2 P (ortoklazy, augit, gips)

• rombowy α = β = γ =90° a≠b≠c 3L2 L2 +2P (siarka rodzima, aragonit)

• tetragonalny α = β = γ =90° a=b ≠c L4p L4s (chalkopiryt)

• trygonalny α 1= α 2= α 3=90° γ =120° γ=90° a1=a2=a3≠c, a=b=c L3 L6s (kwarc , kalcyt)

• heksagonalny α 1= α 2= α 3=90° γ =120° a1=a2=a3≠c L6 (L³lub L⁶_s) (nefelin, apatyt, grafit)

• regularny α = β = γ =90 a=b=c 4L3 4L6s (halit, galena, sfaleryt)

Element symetrii (niezmiennik) – zbiór punktów, które nie ulegają przekształceniu w trakcie wykonywania przekształceń.

Elementy proste
-oś symetrii (obrót) – kierunek wokół którego następuje powtórzenie identycznych położeń motylu powierzcnii lub struktury kryształów. n – krotność osi (ile razy w trakcie pełnego obrotu powtarza się dany motyw); kąt α – kąt minimalnego obrotu (o ile stopni należy wykonać obról aby powtórzyć motyw). Czyli n=360°/α. Symbolem osi symetrii jest L: L², L³, L⁴,L⁶, L

-centrum (inwersja) – punkt wewnątrz kryształu, taki że każdna prosta przechodząca przez niego napotyka w przeciwległych kierunkach, w równych odległościach te same elementy kryształu. Symbol C.

-płaszczyzna symetrii (odzwierciedlenie) – płaszczyzna spełniająca warunek, że każda prosta prostopadła do niej napotyka w przeciwległym kierunku, w równych odległościach identyczne elementy kryształu. Symbol P lub π.

Elementy złożone

-oś zwierciadlana (obrót zwierciadlany) – złożenie obrotu (oś) i odzwierciedlenia względen punktu leżącego na osi (płaszczyzna). Symbol osi zwierciadlanej Lⁿ₅.

-oś inwersyjna

-oś śrubowa

1. Wiązania chemiczne w kryształach.

Spójność kryształów jest zapewniona przez wiązania chemiczne, wśród których wyróżniamy następujące zasadnicze rodzaje:

1)wiązania jonowe(heteropolarne)-polegają na elektrostatycznym przyciąganiu się jonów przeciwnego znaku, które możemy traktować jako naładowane różnoimiennie kule. Kryształy są twarde, trudnotopliwe, przewodzą prąd, mają niski WSP. Załamania światła, ulegaja dysocjacji. Energia sieciowa potrzebna do rozszczepienia wiązań decyduje o twardości, rozpuszczalności, temp. topnienia minerałów.

2)wiązania atomowe(homepolarne,kowalencyjne)- polega na tworzeniu wspólnych par przez elektrony niesparowane, należące do łączących się atomów. Liczba wiązań kowalencyjnych jest ograniczona liczbą jego elektronów walencyjnych. Kryształy mają niskie temp. Topnienia i wrzenia, są twarde, kruche i mają wysokie WSP. Załamania swiatła.

3)wiązania metaliczne- kryształy metaliczne mogą być tylko homonuklearne, czyli utworzone przez jeden tylko pierwiastek. Zbudowane są z dodatnio naładowanych zrębów atomowych oraz gazu elektronowego. Słabo przyciągane przez jądro elektrony łatwo tracą przynależność do określonego zrębu atomowego i ulegają uwspólnieniu. W kryształach spójność wiąże się z przyciąganiem elektronów, a ich ruchliwość warunkuje dobre przewodnictwo elektryczne i cieplne, plastyczność, nieprzezroczystość optyczna i połysk metaliczny.

4)wiązania resztkowe (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 o charakterze pośrednim np. Atomowo-metaliczne.

1. Izomorfizm. Roztwory stałe. Przykłady.

Izomorfizm (równopostaciowość) – podobieństwo struktur krystalicznych substancji o odmiennym składzie chemicznym. Pojęcie to obejmuje:

a) izomorfizm w szerokim znaczeniu (izotypia), polegający na podobieństwie struktur które należą do tej samej grupy przestrzennej i wykazują analogiczne rozmieszczenie geometryczne elementów sieci krystalicznej. Komórki elementarne sieci musza mieć analogiczna budowę i zawierać jednakową liczbę atomów. Kryształy izotypowe mogą natomiast wykazywać odmienny typ wiązań chemicznych oraz różne właściwości fizyczno-chemiczne. Przykładem takich minerałów izotypowych jest halit NaCl, galena PbS i peryklaz MgO. Jeśli kryształy odznaczają się podobną budową wewnętrzną, ale nie wszystkie założenia izotypii są spełnione mówimy niekiedy o kryształach homeotypowych (np. kalcyt CaCO3 i dolomit CaMg(CO3)2 lub diament C i sfaleryt ZnS). Termin heterotypia określa natomiast brak podobieństwa struktur (np fluoryt CaF2 i rutyl TiO2)

b) izomorfizm w ścisłym tego słowa znaczeniu (Grimm 1922r.), 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-γ-C

• Subtrakcyjne – gdy część pozycji sieciowych pozostaje nieobsadzona, np. w pirotynie Fe1-xS

1. Polimorfizm – rodzaje przemian polimorficznych. Przykłady.

Polimorfizm – wielopostaciowość, polega na tym, że ta sama substancja chemiczna tworzy 2 lub więcej faz krystalicznych, różniących się strukturą i własnościami fizycznymi. Każda odmiana polimorficzna jest fazą krystaliczną trwałą w określonych warunkach ciśnienia i temp. Zmiana tych warunków może spowodować przemianę jednej odmiany polimorficznej A w drugą B:

-przemiana odwracalna (enancjatropowa): AB

-przemiana nieodwracalna (monotropowa) A=> B (faza B-faza stała, faza A – faza niestała).

Ważniejsze odmiany polimorficzne w świecie minerałów: C (diament, grafit), ZnS (sfaleryt, wurcyt), FeS₂ (piryt, markasyt), CaCO₃ (kalcyt, aragonit).

1. Rola wodoru w minerałach.

Wodór w minerałach występuje jako H₂0 lub OH-. Wyróżnia się różne typy wód. Woda pozasieciowa – drobiny wody zaadsorbowane na powierzchni ziarn mineralnych (wilgoć), wrostki ciekłe wewnątrz minerału. Aby usunąć należy ogrzewać w 100° C i suszyć. Nie zmienia się struktura – np. epsomit. Woda pułapkowa – w niektórych połą cenach krystalograficznych znajdują się pustki zamknięte z drobinami, nie są związane z Siecia krystaliczną. Usunięcie spowoduje zniszczenie sieci krystalicznej. Woda śródwięźbowa (zeolitowa) – w luźnych kanalikach sieci lub w przestrzeniach między pakietowych, słabo związana z siecią krystaliczną. Aby usunąć należy ogrzewać, nie spowoduje to zmian struktury. Woda krystalizacyjna – drobiny H₂0 w węzłach sieci krystalicznej, jako składnik uwodnionych połączeń zwanych hydratami. Usunięcie poprzez reakcję dehydratacji. Woda koordynacyjna – drobiny wody skoordynowane wokół kationu, np.: CuSO₄*5H₂0, CaSO₄*2H₂0. Woda konstytucyjna – grupy hydroksylowe OH, znajdują się w węzłach sieci krystalicznej (woda potencjalna). Usunięcie poprzez zniszczenie struktury, dehydratację, np.: kaolinit Al₄[(OH)₈/Si₄O₁₀].

1. Diadochia. Uwarunkowania zjawiska.

Diadochia - zdolność zastępowania się jonów w sieci krystalicznej, wynikająca z ich powinowactwa krystalochemicznego. Możliwość takiego zastępowania się jonów uwarunkowana jest ich zbliżonymi rozmiarami oraz właściwościami polaryzacyjnymi. Wyróżniamy diadochię izowalentną - gdy zastępują 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 elektryczna 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)

Z pojęciem diadochii 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 kationu 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 , przełam, twardość minerału – związek ze strukturą minerału,

ŁUPLIWOŚĆ KRYSZTAŁÓW, zdolność kryształów niektórych substancji (np. łyszczyków, soli kam.) do pękania (np. pod wpływem uderzenia, nacisku, zmian temperatury) wzdłuż tzw. płaszczyzn łupliwości, którymi są zwykle płaszczyzny równol do płaszczyzn sieciowych znajdujących się względem siebie w  dużych odległościach międzypłaszczyznowych; przyczyną łupliwości kryształów jest anizotropia siły wiązań chemicznych.

Płaszczyzny łupliwości określa się wskaźnikami Millera.

Powierzchnie łupliwości są zawsze równoległe do istniejących lub możliwych ścian kryształu. Jeżeli minerał łupie się według jakiejś płaszczyzny, jest przynajmniej teoretycznie możliwe zrobienie nieskończonej liczby innych płaszczyzn łupliwości tak blisko jedna drugiej, jak to określają położenia odpowiednich wiązań w krysztale.

Brak łupliwości nazywamy przełamem.

Wyróżniamy następujące rodzaje łupliwości:

doskonała np. mika, grafit, gips

bardzo dobra (wyraźna) np. galena, halit, kalcyt, sól kamienna

dobra (średnia) np. skalenie, amfibol

wyraźna np. siarka, apatyt, oliwin

zła np. złoto, korund, magnetyt

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

PRZEŁAM − w mineralogii, zdolność minerału do dzielenia się wzdłuż powierzchni nierównych, przypadkowych nie związanych z wewnętrzną strukturą kryształu.

O przełamie mówimy tylko w przypadku tych kryształów, które nie mają łupliwości i rozpadają się pod działaniem czynników mechanicznych nieprawidłowo, wzdłuż krzywych powierzchni przełamu.

Powierzchnie przełamu są zazwyczaj nierówne, a najbardziej charakterystyczne formy są określane własnymi nazwami opisowymi.

Wyróżnia się następujące rodzaje przełamu:

• muszlowy − charakteryzuje się falistą powierzchnią przypominającą muszlę małży. Często spotykany jest u kamieni ozdobnych np. kwarc, opal, apatyt, piryt

• nierówny − jest typowy dla kamieni tworzących drobnoziarniste skupienia zbite

• haczykowaty − chropowata i nierówna powierzchnia jest cechą metali rodzimych np. srebro, złoto

• zadziorowaty − np. nefryt ziemisty

• włóknisty

TWARDOŚĆ

Twardość jest to opór jaki stawia minerał przed zarysowaniem inną substancją/minerałem.

1. Podział optyczny kryształów.(definicje)

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. Współczynnik załamania jest stały i nie zależy od kierunku. Ciała optycznie anizotropowe (różnokierunkowe) to kryształy pozostałych 6 układów krystalograficznych, dla których prędkość światła zależy od kierunku rozchodzenia się go. Podobnie ze współczynnikiem załamania światła. Kryształy te załamują światło podwójnie – dwójłomność. Wyróżnia się 2 promienie o różniej prędkości: zwyczajny i nadzwyczajny.

Kryształy jednoosiowe charakteryzują się 2 skrajnymi wartościami współczynnika załamania światła: n_ε (nadzwyczajny)i n_ω (Zwyczajny). Kryształ jest anizotropowy ujemny gdy nε<nω, a dodatni gdy nε>nω. Kryształy układów trygonalny, tetragonalny i heksagonalny.

Kryształy Dwuosiowe mają trzy 3 skrajne wartości współczynnika załamania światła: nα, nβ, nγ, które spełniają zależność: nα< nβ<, nγ. Gdy nγ- nβ> nβ- nα to kryształ jest dodatni, gdy nγ- nβ< nβ- nα to ujemny. Kryształy układów rombowego, jednoskośnego i trójskośnego.

izotropowe

anizotropowe

1. Tok badań mikroskopowych (definicje)

Badania mikroskopowe prowadzone przy jednym nikolu (1N):

a) pokrój - ziarna mogą być idiomorficzne, czyli posiadać właściwe dla danego minerału formy krystalograficzne, lub allomorficzne - wypełniają wolną przestrzeń między ziarnami
b) barwa własna - podział na minerały mikroskopowo barwne i bezbarwne, barwa obserwowana pod mikroskopem jest wynikiem selektywnej absorpcji światła białego

c) pleochroizm - zmiana barwy podczas obrotu stolika mikroskopu będąca skutkiem selektywnej absorbcji światła białego.

d) relief - określenie reliefu pomaga przy jakościowej ocenie współczynnika załamania światła. Przygotowane preparaty mikroskopowe (szlify), są zatopione w balsamie kanadyjskim (współczynnik n=1,54). W zależności od współczynnika załamania swiatła badanych ziarn mineralnych, można zauważyć pozorne nierówności, które są wynikiem rożnicy współczynników załamania światła pomiędzy minerałem a balsamem kanadyjskim. Jeśli minerał ma współczynnik załamania światła znacznie większy od balsamu, to powierzchnia ziarna sprawia wrażenie wypukłej (relief dodatni), zarysy ziarna są wyraźnie widoczne. W przypadku współczynników załamania światła zbliżonych do balsamu powierzchnia minerału traci swą wypukłość (relief niewyraźny, płaski), staje się gładka a zarysy ziarna są słabo zaznaczone lub niewidoczne.
Przy współczynniku załamania znacznie mniejszym od balsamu powierzchnia ziarna wydaje się wlęsła (relief ujemny) a zarysy ponownie wyraźnie widoczne.

e) przezroczystość

f) łupliwość - lub jej brak

g) wrostki

h) przeobrażenia

Przy 2 nikolach obserwujemy(NX):

a) sposób ściemniania światła - ściemnianie następuje wtedy, gdy kierunki optyczne badanego minerału są zgodne z płaszczyznami drgań światła spolaryzowanego w nikolach. Może być proste, symetryczne i skośne, a w przypadku np. kwarcu również faliste.

b) barwy interferencyjne - wykazują je tylko minerały anizotropowe. Zależą od trzech czynników: dwójłomności minerału, kierunku wycięcia płytki (tylko w przypadku wycięcia płytki równolegle do osi Z można obserwować zjawisko interferencji) oraz od jej grubości (0,02mm)

c) izotropowość (anizotropowość) - izotropowość wykazują kryształy układu regularnego, odznaczające się niezależnością prędkości światła od kierunku jego rozchodzenia się w obrębie danej fazy krystalicznej oraz stałym współczynnikiem załamania światła - są one w dwóch nikolach cały czas ciemne, anizotropowość wykazują kryształy wszystkich układów z wyjątkiem regularnego.

1. Rudy Cu. Występowanie i eksploatacja rud Cu w Polsce.

Głównymi minerałami miedzi są: chalkozyn (Cu2S), bornit (Cu5FeS4) i chalkopiryt (CuFeS2). Oprócz nich występują bardzo licznie inne minerały miedzi (kowelin CuS, kupryt Cu2O i in.)

W czasach historycznych złoża były eksploatowane w Niecce Pólnocnosudeckiej (okolice Bolesławca i Złotoryi), w Miedziance w Rudawach Janowickich na Dolnym Śląsku, także w Górach Świętokrzyskich - Miedziana Góra, Miedzianka koło Chęcin a w Tatrach w rejonie Ornaku. Dziś rudy miedzi eksploatowane są w Lubińsko-Głogowskim Okręgu Miedziowym. Obszar złożowy rud miedzi na monoklinie przedsudeckiej rozciąga się od Lubina na południowym wschodzie do Bytomia Odrzańskiego (obszar 60 km długi i 20 km szeroki). Jest to właściwie jedno złoże eksploatowane przez kopalnie Lubin-Małomice, Polkowice, Sieroszowice i Rudna.

1. Rudy Zn i Pb. Występowanie i eksploatacja rud Zn i Pb w Polsce

Do głównych rud Zn należy zaliczyć sfaleryt i wurcyt (polimorfy ZnS), również jako składniki blendy skorupowej oraz smithsonit Zn(CO)3 i hemimorfit Zn4[(OH)2/Si2O7]*H2O - także w galmanach. Do najważniejszych rud Pb należy galena PbS a także cerusyt PbCO3 oraz anglezyt PbSO4.

Tradycyjnym obszarem występowania złóż rud cynku i ołowiu o znaczeniu przemysłowym jest północne i północno-wschodnie obrzeżenie Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. W obszarze śląsko-krakowskim wyróżnia się rejony: chrzanowski, olkuski, bytomski i zawierciański. Obecnie wydobycie rud prowadzi się ze złoża Balin-Trzebionka w rej. chrzanowskim oraz ze złóż Olkusz i Pomorzany w rej. olkuskim. Bytomski rejon złóż rud Zn-Pb ma tylko znaczenie historyczne. Wydobycie prowadzono tu od wieków średnich i w złożach pozostały jedynie zasoby rud pozabilansowych. Złoża czwartego rejonu - zawierciańskiego nie są dotychczas eksploatowane.

1. Rudy Fe. Występowanie i eksploatacja rud Fe w Polsce

Najważniejszymi rudami żelaza są: magnetyt Fe3O4, różne odmiany hematytu Fe2O3 (błyszcz żelaza - krystaliczna odmiana hematytu, żelazak czerwony - czerwona ruda zawierająca głównie odmianę skrytokrystaliczną, śmietana hematytowa i in.), goethyt FeOOH i lepidokrokit FeOOH obecne w rudach limonitowych, oraz syderyt FeCO3 - również jako składnik syderytów ilastych.

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. W Polsce w XX wieku prowadzono wydobycie rud żelaza w wielu kopalniach w rejonach: częstochowskim, kieleckim i łęczyckim. Złoża tych rud zostały skreślone z krajowego bilansu zasobów już w 1994 roku, gdyż parametry tych złóż nie spełniały warunków ekonomicznych nawet dla rud pozabilansowych. Od tego czasu w Polsce brak jest opłacalnych do eksploatacji złóż rud żelaza. Udokumentowane złoże darniowych rud żelaza (Dębe Małe) stanowi surowiec dla innych zastosowań niż metalurgia.

1. Rudy polimineralne.

1.Limonit: ruda Fe, Goethym + lepidokrokoit + inne
2. Galman: ruda Zn, smitsonit + 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, hydralglit + diaspor + boehmit + FeOOH

1. Zasady systematyki krzemianów.

Podstawą systematyki krzemianów jest sposób połączenia ze sobą tetraedrycznych anionów [SiO4]4-, stopień ich kondensacji. Aniony te mogą się łączyć ze sobą narożami według schematu: [SiO4]4- + [SiO4]4- = [Si2O7]6- + O, tworząc grupy złożone z określonej liczby tetraedrów (krzemiany grupowe, pierścieniowe), bądź też utwory zbudowane z nieokreślonej ilości tetraedrów [SiO4]4- (krzemiany łańcuchowe, wstęgowe i warstwowe), a także struktury przestrzenne (szkieletowe) w których tetraedry krzemotlenowe są powiązane wzajemnie wszystkimi narożami. Ze wzrostem kondensacji zmniejsza się stosunek ilościowy O:Si. Krzemiany dzielimy na:

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

b) grupowe - dzielą się na

• pirokrzemiany - inaczej dwukrzemiany, w których dwa tetraedry połączone są wspólnym narożem, i tworzą anion [Si2O7]6-, w których stosunek O:Si wynosi 3,5:1 (hemimorfit Zn4[(OH)2/Si2O7]*H2O)

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

c) łańcuchowe - nieograniczone łańcuchy tetraedrów złączonych każdy dwoma narożami, tworzy się anion n*[Si2O6]4-, stosunek O:Si - 3:1 (pirokseny)

d) wstęgowe - podwójne łańcuchy, tworzy się anion n*[Si4O11]6-, O:Si = 2,75:1 (amfibole, np. tremolit)

e) warstwowe - nieograniczone warstwy tetraedrów złączonych trzema narożami każdy, stosunek O:Si = 2,5:1 (miki, np. muskowit)

f) 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.

Krzemiany warstwowe reprezentuja wysoki stopień kondensacji anionów [SiO4]4-. Są one wykształcone jako połączenia pierścieni sześcioczłonowych utworzonych z anionów krzemotlenowych [SiO4]4-. Wolne aniony O2- są skierowane ku sąsiedniej warstwie metalo-tleno-wodorotlenowej w której kationami są najczęściej Al3+ lub Mg2+. Częste są podstawienia anionów [SiO4]4- przez [AlO4]5-. Krzemiany tego typu utworzone sa z warstw krzemotlenowych i glinotlenowych rozmieszczonych równolegle do dwuścianu podstawowego. Tworzą kształty heksagonalne lub pseudoheksagonalne.

Możliwe są dwa zasadnicze sposoby wiązania warstw krzemotlenowych i warstw metahydroksylowych w pakiety, które stanowią podstawowe elementy struktury krzemianów warstwowych:

a) warstwa matalohydroksylowa zostaje zamknieta między dwiema warstwami krzemowotlenowymi. Pakiety typu 2:1(grupa pyrofylitu i talku, miki zwyczajne (muskowit, biotyt), hydromiki (illit, glaukonit), grupa montmorillonitu(montmorillonit, wermikulit))

b) warstwa metalohydroksylowa jest jednostronnie połączona z warstwą krzemotlenową (pakiety typu 1:1 - grupa kaolinitu i serpentynu (podgrupa kaolinitu - kaolinit, dickit, nakryt, halozoit; podgrupa serpentynu - antygoryt, chryzotyl, lizardyt))

c) pakiet typu 2:1:1 (Chloryty - Pennin, Klinochlor)

Podział strukturalny krzemianów:

• Wyspowe – [SiO4]4-

• Dwukrzemiany – [Si2O7]

• Pierścieniowe – [Si3O9]6- , [Si4O12]8-

• Łańcuchowe – [Si2O6]4-

• Wstęgowe – połączenie dwóch łańcuchów – [Si4O11]6-

• Warstwowe – struktura pakietowa, poukładane piętrowo wstęgi – [Si4O10]4-

• Szkieletowe (przestrzenne) [SiO2] – łańcuchy układają się we wszystkich kierunkach, narastają

1. Charakterystyka minerałów ilastych

I grupa KAOLINITU

- Kaolinit
- Dickit

II grupa MONTOMORILLONITU (SMEKTYTY)

- Montmorillonit
- Beidellit

III grupa ILLITY

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 w/w minerałów (z wyjątkiem niekiedy kaolinitu) nie jest możliwe, doskonała łupliwość

Właściwość optyczne:

układ jednoskośny  optycznie anizotropowe

1N: przezroczyste, bezbarwne, niepleochroiczne

- wykształcone w postaci agregatów drobnołuseczkowych, ziemistych skupień (lub agregatów robaczkowych)

- n = 1.53 – 1.57 – relief słaby (+) lub płaski

- łupliwość doskonała 1-kierunkowa lecz z uwagi na wymiary poszczególnych osobników rzadko kiedy widoczne

NX: – minerały anizotropowe, ściemnieją ukośnie lecz z uwagi na rozmiar osobników nie jest możliwe do zaobserwowania

∆ = 0,006-0,008 – barwy interferencyjne odpowiadające I rzędowi

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

1. Podział i szeregi izomorficzne w grupie skaleni

Skalenie należą do krzemianów przestrzennych. Tworzą dwa szeregi izomorficzne:

a) skalenie potasowo-sodowe (alkaliczne) (K, Na) [AlSi3O8]

• sanidyn K[AlSi3O8] jednoskośny

• anortoklaz (Na,K)[AlSi3O8] jednoskośny

• albit Na[AlSi3O8] trójskośny

• ortoklaz K[AlSi3O8] jednoskośny

• mikroklin K[AlSi3O8] trójskośny

• adular K[AlSi3O8] jednoskośny lub trójskośny

skalenie alkaliczne tworzą także pertyty - są to przerosty skaleni sodowych i potasowych

b) skalenie sodowo wapniowe (plagioklazy) (Na, Ca) [Al(Al, Si)Si2O8] - trójskośne

• albit Na[AlSi3O8] 0-10 %An

• oligoklaz 10-30 %An

• andezyn 30-50 %An

• labrador 50-70 %An

• bytownit 70-90 %An

• anortyt Ca[Al2Si2O8] 90-100 %An

1. Skałotwórcze minerały węglanowe – podział i własności.

trygonalne np: kalcyt, magnezyt, syderyt, dolomit

optycznie anizotropowe jednosiowe

rombowe aragonit

dwuosiowe

wł optyczne

1N bezbarwne, przeźroczyste, pleo brak, syderyt czasem jasno brązowy, łupliwość doskonala 2kier, relief zmienny 2N anizotropowe, ściemnia prosto, binf 3-4r

KALCYT CaCO3

Postać występowania: kalcyt krystalizuje w układzie trygonalnym.

Pokrój kryształów: kryształy dobrze wykształcone, nieraz znacznych rozmiarów,

odznaczające się bogactwem postaci.

Barwa: najczęściej bezbarwny, biały, szary, brunatny lub rozmaicie zabarwiomy przez

domieszki chemiczne i mineralne.

Połysk: szklisty.

Rysa: biała.

Twardość: 3,0 - wzorcowa w skali Mohsa.

Łupliwość: doskonała.

Gęstość: 2,6 - 2,8 g . cm-1.

Inne właściwości: silnie burzy z 10% HCl.

WYSTĘPOWANIE

Tworzy on bardzo urozmaicone formy skupień. Oprócz skupień ziarnistych, zbitych i włóknistych występują formy naciekowe - stalaktyty i stalagmity. Minerał ten jest głównym składnikiem osadowych skał wapiennych, pochodzenia zarówno organicznego jak i chemicznego. Obecny jest w złożach żyłowych pochodzenia hydrotermalnego. W grupie skał metamorficznych stanowi podstawowy składnik marmurów.

DOLOMIT CaMg(CO3)2

Postać występowania: dolomit krystalizuje w układzie trygonalnym.

Pokrój kryształów: kryształy romboerdyczne.

Barwa: biała, szara, żółtawa, brunatna aż do prawie czarnej, w zależności od domieszek.

Połysk: szklisty lu perłowy.

Rysa: biała.

Twardość: 3,5 - 4,0.

Łupliwość: doskonała.

Gęstość: 2,85 - 2,95 g . cm-1.

Inne właściwości: burzy z 10% HCl po sproszkowaniu lub po podgrzaniu kwasu.

WYSTĘPOWANIE

Dolomit jest solą podwójną MgCO3 . CaCO3, prawie zawsze zawierającą domieszki

żelaza, czasem również cynku, niklu i kobaltu.

Jest on głównym składnikiem skał o tej samej nazwie tj. dolomitów, a także

marmurów dolomitowych. Znany jest ponadto z żyłowych utworów hydrotermalnych.

SYDERYT FeCO3

Postać występowania: syderyt krystalizuje w układzie trygonalnym.

Pokrój kryształów: rzadko tworzy kryształy romboerdyczne, niewielkie.

Barwa: w stanie świeżym żółtawoszara, w stanie zwietrzałym - brunatna.

Połysk: szklisty lub perłowy.

Rysa: biaława.

Twardość: 3,5 - 4,5.

Łupliwość: doskonała.

Gęstość: 3,7 - 3,9 g . cm-1.

Inne właściwości: po sproszkowaniu silnie burzy z kwasem solnym.

WYSTĘPOWANIE

Jest obecny w skałach osadowych, w pęcherzach pogazowych skał wulkanicznych, żyłach pochodzenia hydrotermalnego. Może także tworzyć konkrecje i pokłady w utworach pochodzenia sedymentacyjnego i torfach.

1. Minerały grupy SiO₂

Chalcedon – tworzy się tylko w warunkach powierzchniowych, jest drobnokrystaliczny. 1N – bezbarwny, relief płaski, brak łupliwości, NX – anizotropowość, barwy interferencyjne I rzędu (szare), wygaszanie światła proste, rozetkowe, charakterystyczne sferolityczne pierzaste lub włókniste osobniki,

Opal – bezpostaciowa krzemionka, towarzyszy chalcedonowi. 1N: przezroczysty, bezbarwny lub żółtawy, n=1,37-1,47 (relief ujemny), powierzchnie ziaren nie wykazują oznak przeobrażenia, brak łupkiwości. NX: substancja amorficzna optycznie izotropowa.

1. Struktury skał magmowych.

Ze względu na stopień wykrystalizowania się minerałów wyróżniamy strukturę:

• holokrystaliczną – wszystkie składniki wykrystalizowały w postaci minerałów

• hipokrystaliczną – część składników wykrystalizowała w postaci minerałów, a część przedstawia szkliwo wulkaniczne

• hialinowa – masa skalna jest w całości szkliwem wulkanicznym

Ze względu na wielkość ziaren:

• wielkokrystliczna - >30mm

• grubokrystaliczna – 5-30mm

• średniokrystaliczną – 1-5mm

• drobnokrystaliczną – 0,2-1mm

• mikrokrystaliczną – 0,01-0,2mm

• kryptokrystaliczną - <0,01mm

Ze względu na wzajemną wielkość ziaren poszczególnych minerałów:

• równoziarniste – wszystkie ziarna mają zbliżone wymiary

• nierównoziarniste – ziarna o różnej wielkości, dzielimy je jeszcze na:

  1. porfirowe – dwie generacje składników, jedna w postaci prakryształów, druga w postaci ciasta skalnego

  2. porfirowate – jeden minerał tworzy fanerokryształ, a pozostałe są drobno-, średnio-, lub grubokrystaliczne

Szczególne rodzaje struktur:

• pismowa

• ofitowa

• intersertalna

1. Tekstury skał magmowych

Ze względu na sposób rozmieszczenia minerałów wyróżniamy tekstury:

• bezładną (bezkierunkową)

• kierunkową

Wśród kierunkowych wyróżniamy:

• fluidalną (potokową) – potokowe ułożenie fenokryształów w cieście skalnym

• szlirową – ułożeniem jasnych i ciemnych smug minerałów w tym samym kierunku

• równoległą (warstewkową) – ułożenie minerałów w warstewki

• sferolityczną – ośrodki kuliste sferolitów

• łupkową – minerały o pokroju blaszkowym układają się równolegle

Sposób wypełnienia przestrzeni skalnej:

• masywna (zbita) – całkowite wypełnienie

• porowata – obecność przestrzeni niewypełnionych

Wśród porowatych wyróżniamy:

• pęcherzykowatą – obecność dużej ilości pęcherzyków

• miarolityczna - pustkiograniczone ścianami kryształów.

• migdałowcowa – kuliste i elipsoidalne pustki skalne, wypełnione minerałami wtórnymi

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

Skały magmowe dzieli się w zależności od głębokości zastygania oraz stosunku do skał otaczających:

• na trzy główne kategorie:

  • skały wylewne (wulkaniczne, efuzywne, ekstruzywne) – krystalizują z magmy wydobywającej się na powierzchnię Ziemi w postaci lawy, m.in.: bazalt, andezyt, melafir, trachit, latyt, dacyt, ryolit, porfir, obsydian, spilit;

  • skały żyłowe - przyjmujące formę żył magmowych np. lamprofiry i diabazy, pegmatyty;

  • skały głębinowe (plutoniczne) – krzepnące głęboko (5-30 km) pod powierzchnią Ziemi, tworzące intruzje o znacznych rozmiarach - perydotyt, gabro, dioryt, noryt, granodioryt, sjenit, monzonit, granit, karbonatyty;

lub

• na pięć facji:

  • skały wylewne (jw.)

  • skały subwulkaniczne - powstały poprzez zakrzepnięcie magmy, która nie zdołała się wydostać na powierzchnię Ziemi i zakrzepła na niewielkich głębokościach - do 1 km

  • skały hipabisalne (hipabysalne) – krzepnące na niewielkiej głębokości pod powierzchnią Ziemi, tworzące drobne intruzje o nieznacznych rozmiarach, m.in. karbonatyty, doleryt, granofir, mikrogranit, pegmatyt, aplit, melafir, porfir, dacyt, latyt, lamprofir, ryolit;

  • skały mezoabysalne - głębinowe krystalizujące na głębokościach ok. 3-4 km. Tworzą głównie intruzje niezgodne

  • skały abysalne (głębinowe, jw.)

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

• obojętne – 53-66% SiO2

• zasadowe – 45-53% SiO2

• skrajnie zasadowe (ultrazasadowe) – poniżej 45% SiO2

• skały alkaliczne - skały względnie nasycone alkaliami, a więc niedosycone krzemionką.

Podział na klasy skał

Skały powstałe z krystalizacji głównej magmy dzielimy na klasy:

• klasa perydotytu

• klasa gabra i bazaltu

• klasa diorytu

• klasa granitu i ryolitu

• klasa sjenitu i trachitu

• klasa monzonitu i latytu

• klasa fojaitu i fonolitu

• klasa teralitu i tefrytu

• klasa ijolitu i law skaleniowcowych

• klasa skał niekrzemianowych

1. Podział skał osadowych

Podział skał osadowych:

• Skały piroklastyczne,

• okruchowe,

• chemiczne,

• organogeniczne

Skały piroklastyczne (ogniowe)

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

• Materiał okruchowy:

1. Bloki wulkaniczne (:>250mm),

2. Bomby wulkaniczne (63-250mm),

3. Lapille (2-63mm), piasek wulkaniczny (0,063-2,0mm)

4. 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), czysty z domieszką innego materiały okruchowego scementowanego np. spoiwem krzemionkowym lub ilastym. Tufy są skałami o dużej porowatości, mogą mieć równoległą teksturę odpowiadającą etapom sedymentacji materiału skalnego. Ze względu na skał litologiczny wyróżnia się m.in. tuf bazaltowy, andezytowy i inne.

Ze względu na budowę:

• Zbudowane ze składników 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 spieczenie podczas depozycji materiałów 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, kwarc

1. Etapy tworzenia się skał osadowych, minerały allogeniczne, minerały autogeniczne.

Skały osadowe powstają w wyniku nagromadzania i osadzania produktów wietrzenia starszych skał, jak również resztek roślinnych i zwierzęcych o różnym stopniu rozkładu. Mogą też tworzyć się w wyniku wytrącania z roztworów wodnych. Głównymi procesami uczestniczącymi w genezie tych skał są: wietrzenie, transport, sedymentacja i diageneza. Procesy te, stanowiące etapy rozwoju skał osadowych następują po sobie w określonej kolejności, bądź też mogą się wzajemnie zazębiać. Nie wszystkie skały osadowe przechodziły w swym rozwoju wszystkie wymienione etapy.

Minerały wchodzące w skład skał osadowych są dwojakiego pochodzenia:

1. Minerały allogeniczne, tzn. powstałe poza 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.

2. Minerały autogeniczne, tj. 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 ziarn 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 autogeniczny, chalcedon, minerały ilaste, glaukonit, gibbsyt, diaspor, getyt, lepidokrokit, piryt autogeniczny, 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 piaskowa) – 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 30mikrometrów – ten sam charakter petrograficzny), powstaje w wyniku działania prądów mechanicznie rozdrabniających transportowany materiał lub poprzez depozycję źle wysortowanego materiału okruchowego. Może powstawać także na drodze rekrystalizacji.

Cement (spoiwo) – substancje 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 Fe, fosforany, niektóre minerały ilaste. (piaskowiec-spoiwo żelaziste, węglanowe)

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

1. Typy i rodzaje spoiw w skałach okruchowych .

W zależności od składu chemicznego wyróżnią się następujące rodzaje spoiwa:

• Wapniste – złożone z kalcytu

• Margliste – złożone z kalcytu i minerałów ilastych

• Dolomityczne – z dolomitu

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

• Krzemionkowe – złożone z chalcedonu lub opalu

• Ilaste – z minerałów ilastych, o małej zwięzłości

1. Skały ilaste ( podział, charakterystyka, oraz : łupek, ił, iłowiec, glina, bentonit, tonstein)

Skały ilaste powstają w wyniku wietrzenia skał bogatych w glinokrzemiany, mogą również krystalizować z roztworów.

Ogólnie można wyróżnić dwie podstawowe grupy tych skał – iły i gliny.

Iły są to bardzo drobnoziarniste skały osadowe, w których dominują minerały ilaste, w formie domieszek mogą występować również: kwarc, miki, węglany i inne.

W glinach obok minerałów ilastych większe znaczenie mają okruchy skalne i minerały terrygeniczne oraz węglany i związki żelaza. Głównymi minerałami skałotwórczymi są kaolinit, illit, montmorillonit.

Wyróżnia się skały ilaste:

• kaolinitowe – kaoliny, iły i gliny kaolinowe oraz łupki ogniotrwałe

• illitowe – gliny i iły illitowe

• montmorillonitowe – bentonity i iły bentonitowe

Kaolin - skała osadowa zawierająca w swym składzie głównie kaolinit, a także m.in. kwarc i mikę. Kaolin powstaje na skutek wietrzenia skał magmowych, metamorficznych i osadowych. Jest "tłusty" w dotyku. Barwa – biała, szara, żółtawa do brunatnej lub błękitnawa.

Bentonit – skała powstała z przeobrażenia tufów i tufitów, barwy białej, szarej, żółtawej lub brunatnej, dosyć krucha, monomineralna lub prawie monomineralna, zbudowana przede wszystkim z montmorillonitu.

Łupek - Jest to skała o zróżnicowanym składzie i o charakterystycznej teksturze łupkowej.

Iłowiec - rodzaj niezłupkowaconej skały osadowej w postaci skonsolidowanego iłu.

Tonstein - skała osadowa, odmiana łupka ilastego występująca jako przerosty w pokładach węgla kamiennego. Zbudowana głównie z kaolinitu.

1. Podział wapieni (mikryt, sparyt- klasyfikacja wapieni )

Klasyfikacja wapieni wg wielkości ziarn i stopnia diagenezy:

• muły – luźne skały złożone z drobnych ziarn weglanów

• kredy – muły słabo zrekrystalizowane, kruche, miękkie i  porowate

• wapienie – zrekrystalizowana masa kredowa

• „marmury” – skały grubokrystaliczne, masywne, twarde, dające się polerować

Inne kryteria klasyfikacji skał węglanowych (strukturalne, genetyczne, mineralne) pozwalają wyróżnić:

• wapienie o charakterystycznych strukturach

• wapienie zbudowane z różnych organizmów

• wapienie z udziałem składników niewęglanowych

• skały zbudowane z różnych minerałów węglanowych

Klasyfikacja wapieni zależnie od wykształcenia komponentów i masy spoiwa:

• sparyt,

• mikryt

1. wapienie organiczne

2. detrytyczne

3. grudkowe

4. gruzełkowe

5. oolitowe

6. onkolitowe

minimykryt < 0,001 mm; mikryt 0,001 – 0,004 mm

mikrosparyt 0,004 – 0,01 mm ; sparyt > 0,010 mm

1. Charakterystyka wybranych skał węglanowych pochodzenia chemicznego i organicznego.

MARGLE - Margle są skałami pośrednimi między skałami węglanowymi a okruchowymi.

Zbudowane są głównie z kalcytu (od 50 do 70% według Czermińskiego, od 33 do 67 wg Smulikowskiego), 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 ciemniejsza barwą. Cechą charakterystyczną tych skał jest silne "burzenie" z 10% HCl, podczas którego wytrąca się i pozostaje osad minerałów ilastych.

DOLOMITY - 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.

WAPIENIE - Skały wapienne powstawać mogą w wyniku nagromadzenia się węglanowych szczątków

zwierząt, niekiedy również roślin, na dnie zbiorników morskich i śródlądowych oraz w wyniku wytrącenia węglanu wapnia z roztworów wodnych. Luźny osad wapienny ulega przekształceniu w zwięzłą 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 - 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 jasnoszarej barwie, niekiedy z odcieniem niebieskawym, pochodzącym od rozproszonego pirytu. Opoki, w których krzemionka jest pochodzenia organicznego określane są jako gezy wapienne.

1. 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 znaczna twardością bliską, twardości kwarcu. Najważniejszymi przedstawicielami tej grupy skał są: gezy, opoki lekkie, ziemia okrzemkowa i diatomit, spongiolity i radiolaryty.

GEZY - Gezy zbudowane są z dwóch podstawowych składników: detrytycznego kwarcu i

organogenicznej krzemionki (zazwyczaj pochodzenia gąbkowego). Niektóre gezy zawierają znaczną ilość węglanu wapnia, niekiedy także glaukonit i substancję ilastą. Na ogół są one barwy białej, żółtawej lun szarej. Odmiany bogate w glaukonit są zielonkawe. Gezy wieku kredowego występują w obrębie fliszu karpackiego i w regionie świętokrzyskim.

OPOKI LEKKIE - Opoka lekka jest skałą powstałą w wyniku odwapnienia skał węglanowych - opok. Różni się ona od nich mniejszym ciężarem i dużą miękkością. W stanie suchym opoka lekka ma ciężar mniejszy od ciężaru wody. W Polsce skały tego typu występują głównie na roztoczu i w Karpatach.

ZIEMIA OKRZEMKOWA I DIATOMIT - Są to skały organogeniczne utworzone głownie z pancerzyków okrzemek. Dodatkowo mogą tu występować szczątki innych organizmów, detrytyczny kwarc oraz kalcyt, glaukonit, substancje ilaste i związki żelaza. Ziemia okrzemkowa jest biała lub żółtawobiała, porowata, lekka, miękka, nie jest zwięzła (rozcieralna) i pylasta. Diatomit charakteryzuje się natomiast większą zwięzłością. Utwory okrzemkowe są osadami chłodnych mórz polarnych i jezior. W Polsce ziemia okrzemkowa występuje w niewielkich ilościach na obszarze Niżu Polskiego. Trzeciorzędowe diatomity znane są z fliszu karpackiego.

SPONGIOLITY - Są to skały organogeniczne utworzone z igieł gąbek spojonych lepiszczem krzemionkowym. Niektóre spongiolity zawierają domieszki węglanu wapnia, glaukonitu i detrytycznego kwarcu. Ich barwa jest najczęściej szara lub szaroniebieska, rzadziej zielonawa lub brunatna. W Polsce spongiolity spotkać można na obszarze Tatr (utwory jurajskie), fliszu karpackiego i obrzeżenia Gór Świętokrzyskich (utwory kredowe).

RADIOLARYTY - Są to 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. W Polsce spotkać je można na terenie Tatr, pienińskiego pasa skałkowego i w Górach Świętokrzyskich.Wartość glebotwórcza skał krzemionkowych jest niska. Większą przydatnością rolniczą charakteryzują się utwory miękkie, zawierające węglan wapnia i domieszki ilaste.

1. Dolomity, charakterystyka, podział

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

Nazwa skały	Zawartość dolomitu w %
Wapień	0 - 10
Wapień dolomityczny	10 - 50
Dolomit wapnisty	50 - 90
Dolomit	90 - 100

Ze względu na różny sposób powstawania tych skał wyróżniamy dolomity pierwotne (sedymentacyjne) oraz dolomity wtórne (metasomatyczne). Dolomity sedymentacyjne tworzą się wskutek bezpośredniego wytrącania dolomitu z wód morskich oraz jeziornych. Tworzą pokłady dość jednolite litologicznie, o wyraźnym uławiceniu i jednorodnej, zbitej strukturze. Dolomity metasomatyczne powstają w procesie metasomatycznych przemian osadów wapiennych (kalcytowych). Skały dolomitowe "burzą" z 10% HCl na gorąco lub po sproszkowaniu. Posiadają barwy jasne, czasem zabarwione na różne odcienie i najczęściej wykazują strukturę pelitową lub krystaliczną. W Polsce dolomity występują w Górach Świętokrzyskich, regionie śląsko-krakowskim oraz w Tatrach

1. Ewaporaty

Są to skały osadowe należące do grupy skał chemicznych, powstałe przez wytrącenie się i osadzenie związków mineralnych na skutek odparowania, czyli ewaporacji wód morskich (z płytkich lagun i zatok) lub słonych jezior.

Do nich należą:

• sole kamienne i potasowe

• złoża gipsowe i anhydrytowe

• sole potasowo - magnezowe

Czynniki krystalizacji:

• klimat (temp i wilgotność)

• morfologia i petrografia osadów dna

• skały otaczające i charakter zbiornika

W skład minerałów morskich wchodzie 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
- karnalit
- anhydryt CaSO4
- gips
- polihalit

1. Kaustobiolity – charakterystyka i klasyfikacja petrograficzna.

są to palne skały pochodzenia organicznego. Według stanu skupienia można wyróżnić kaustobiolity:

• stałe (torf, węgiel kamienny i brunatny, łupek palny)

• ciekłe (ropa naftowa)

• gazowe (gaz ziemny)

Stałe 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

WĘGIEL HUMUSOWY - posiada budowę warstwową i cztery odmiany petrograficzne.

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

WĘGIEL BRUNTNY - 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 wypełniających przestrzenie, niekiedy pod wysokim ciśnieniem, zwany błękitnym paliwem

1. Etapy metamorfizmu – przykładowe skały .

W zależności od rodzaju dominującego czynnika w procesach metamorficznych wyróżniamy

różne rodzaje metamorfizmu, z których najważniejsze są:

1. Metamorfizm termiczny (kontaktowy) ma miejsce wówczas, gdy skały dostaną się w bezpośrednie sąsiedztwo magmy. Nastąpić to może np. na skutek intruzji, tj. przemieszczenia się magmy w wyższe partie skorupy ziemskiej. Procesy metamorficzne przebiegają w strefie kontaktu, pod wpływem temperatury intrudującej magmy. Metamorfizm ten ma charakter lokalny.

2. Metamorfizm dyslokacyjny (dynamiczny) przebiega w strefach fałdowych, gdzie skały podlegają dużemu ciśnieniu kierunkowemu. Czynnikiem dominującym jest tu stress, temperatura odgrywa rolę podrzędną. Pod wpływem tego procesu zachodzi kruszenie i rozcieranie skał przy nieznacznej rekrystalizacji i wolno przebiegających reakcjach chemicznych. Metamorfizm ten ma charakter lokalny.

3. Metamorfizm regionalny obejmuje swoim zasięgiem wielkie obszary. Przebiega wtedy, gdy wskutek ruchów tektonicznych skały zostają pogrążone na znaczne głębokości, gdzie panuje duże ciśnienie i temperatura.

4. Metamorfizm metasomatyczny (allochemiczny) ma miejsce wówczas, gdy do środowiska skalnego, podlegającego jednemu z powyżej opisanych rodzajów metamorfizmu doprowadzone zostaną z głębi roztwory i gazy. Substancje te indukują rozmaite reakcje chemiczne polegające na rozpuszczeniu i wypieraniu jednych minerałów przy jednoczesnym powstawaniu nowych, w skład których wchodzą substancje pochodzące z zewnątrz.

5. Metamorfizm progresywny i regresywny. Metamorfizm progresywny przebiega w kierunku osiągnięcia wyższego stopnia zmetamorfizowania skał. Jeżeli jednak skały już zmetamorfizowane, w warunkach wysokiego ciśnienia i temperatury zostaną szybko przemieszczone w strefę wyraźnie niższych temperatur i ciśnień to dochodzi wówczas do przeobrażeń wstecznych. Procesy te nazywamy metamorfizmem progresywnym.

6. Ultramorfizm obejmuje procesy będące na granicy między procesami magmowymi i metamorficznymi. Procesy ultrametamorficzne polegają między innymi na częściowym przetopieniu skał metamorficznych lub przepojeniu produktami przetopienia.

1. Hornfels

2. Mylonit

3. Granulit

4. Amfibolit metasomatyczny

5. Granitognejs

6. Migmatyt

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

Podział ze względu na strukturę wewnętrzną

• wykazujące foliację: fyllit, łupek krystaliczny, gnejs, amfibolit, granulit, hornfels, migmatyt

• pozbawione foliacji (struktura granularna): marmur, kwarcyt, zieleniec, amfibolit, eklogit, granulit, hornfels

Podział ze względu na stopień przeobrażenia

• epizona – strefa najpłytsza 6 - 10 km, od 100  °C do 300  °C

• mezozona – strefa pośrednia 10 - 18 km, od 300  °C do 500  °C

• katazona – strefa najgłębsza 18 - 30 km, od 500  °C do 900  °C

Podział ze względu na facje metamorfizmu

• Facje metamorfizmu regionalnego

  • Facja zeolitowa

  • Facja zieleńcowa

  • Facja łupków glaukofanowych

  • Facja almandynowo-amfibolitowa

  • Facja granulitowa

  • Facja eklogitowa

• Facje metamorfizmu kontaktowego

  • Facja albitowo-epidotowo-hornfelsowa

  • Facja hornblendowo-hornfelsowa

  • Facja piroksenowo-hornfelsowa

  • Facja sanidynitowa

Powstają ze skał magmowych, osadowych i innych metamorficznych na skutek przeobrażenia 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.

+