Zagadnienia do egzaminu 2013

1. Definicje : minerał, kryształ

0. minerał - naturalna faza krystaliczna powstała w wyniku procesów geologicznych lub kosmologicznych.

1. kryształ - ciało krystaliczne wykazujące samorzutnie wykształconą (naturalną) prawidłowa, wielościenną postać zewnętrzną (odbicie wewnętrznego uporządkowania)

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

Elementy symetrii:

0. oś symetrii (L) - jest to taki kierunek w krysztale, wokół którego kryształ obrócony o 360 stopni przyjmuje identyczne położenie w przestrzeni przynajmniej dwa razy. Krotność osi n wynika ze wzoru n=360/x , w którym x oznacza kąt, o jaki należy obrócić krysztal wokół osi, by przyjął identyczne położenie w przestrzeni.

1. płaszczyzna symetrii (P) - to płaszczyzna, która dzieli kryształ na dwie części, mające się do siebie jak przedmiot do swojego odbicia zwierciadlanego. Są kryształy wykazujące jedną lub więcej (max. 9) płaszczyzn symetrii, ale istnieją i takie kryształy, które nie maja ich w ogóle.

2. centrum symetrii (C) - jest to punkt wewnątrz kryształu, który ma taką właściwość, że dowolona prosta poprowadzona przez ten punkt przecina z obu stron, w tej samej odległości, jednakowe elementy powierzchniowe kryształu.

Klasa symetrii (klasa krystalograficzna) jest zbiorem wielościanów o takich samych elementach symetrii (jest ich 32).

Układ krystalograficzny – jest to zbiór kryształów różnych klas symetrii o pewnych wspólnych elementach symetrii geometrycznej które dają się odwzorować w takim samym układzie osi krystalograficznych. Inaczej mówiąc jest to grupa zbliżonych do siebie klas symetrii. Wyróżniamy 7 układów krystalograficznych:

• trójskośny α≠β≠γ a≠b≠c C (plagioklazy)

• jednoskośny α=γ=90° β≠90° a≠b≠c L² (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 L⁴_p L⁴_s (chalkopiryt)

• trygonalny α₁=α₂=α₃=90° γ=120° α₁=α₂=α₃≠90° a₁=a₂=a₃≠c, a=b=c L³ L⁶_s (kwarc β, kalcyt)

• heksagonalny α₁=α₂=α₃=90° γ=120° a₁=a₂=a₃≠c L⁶ (nefelin, apatyt, grafit)

• regularny α=β=γ=90 a=b=c 4L³ 4L⁶_s (halit, galena, sfaleryt)

3. 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)

4. Rudy Cu. Występowanie i eksploatacja rud Cu w Polsce w ujęciu historycznym.

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.

5. Rudy Zn i Pb. Występowanie i eksploatacja rud Zn i Pb w Polsce w ujęciu historycznym.

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.

6. 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 α−FeOOH i lepidokrokit γ−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.

7. Rudy polimineralne.

galman (ruda Zn) - należy do rud polimineralnych, najistotniejszym składnikiem galmanu jest smithsonit, hemimorfit +

zwizki Fe, relikty galeny i inne. Galmany zawierają domieszki kadmu Cd w ilości kwalifikującej się do wykorzystania

hutniczego.

W Polsce rozpowszechnione w strefie utleniania triasowych złóż kruszców Zn i Pb. Są to przeważnie czerwone galmany

smithsonitowe oraz krzemianowe galmany hemimorfitowe. W okolicy Chrzanowa występują galmany monheimitowe. Są

eksploatowane od połowy XVI w. w okolicach Bytomia, Tarnowskich gór, Olkusza, Trzebini i Długoszyna.

limonit (ruda Fe) - mieszanina mineralna o zmiennym składzie (goethyt, lepidokrokit, inne). Należy do najpospolitszych

związków żelaza. Nigdy nie występuje w postaci pokładów, lecz stanowi składnik większych serii osadowych.

Jest czasem używany jako surowiec do uzyskiwania żelaza, stosowany także do produkcji barwników.

boksyt (ruda Al) - ilasta skała osadowa składająca się głównie z wodorotlenków glinu (hydrargilitu, boehmitu, diasporu) i

FeOOH. Zawiera też minerały ilaste oraz krzemionkę. Najczęściej koloru czerwonego lub brunatnego, drobnoziarnisty,

miękki, słabo spojony lub zwięzły i twardy. W największych ilościach powstaje na miejscu wietrzenia skał

glinokrzemianowych w klimacie gorącym (wietrzenie laterytowe). Jest podstawową rudą glinu. Odmianą boksytu jest lateryt.

blenda cynkowa (sfaleryt), ZnS (ruda cynku), Siarczek cynku o zawartości 67% cynku. Często zaiwera izomorficzne domieszki żelaza i kadmu. Powstaje najczęściej w utworach hydrotermalnych razem z innymi siarczkami, a także w wrunkach osadowych w środowisku redukcyjnym. W Polsce złoża głównie w rejonie śląsko-krakowskim (Olkusz, Trzebionka).

8. Charakterystyka porównawcza piroksenów i amfiboli.

Pirokseny są krzemianami łańcuchowymi, krystalizuja w układzie jednoskośnym i rombowym. Symetria rombowa jest wymikiem wielokrotnego zbliźniaczenia submikroskopowych osobników jednoskośnych_. Ogólny wzór: A₂[Si₂O₆] gdzie A₂ oznacza bądż dwa kationy o średnich rozmiarach, np. Mg2+ lub Fe2+ (symetria rombowa bądź jednoskośna: enstatyt Mg2[Si₂O₆], ferrosilit Fe2[Si₂O₆]), bądź też jeden kation średniej wielkości i drugi znacznie większy, np. Mg2+ i Ca2+ (jednoskośna symetria: diopsyd CaMg[Si₂O₆], hedenbergit CaFe[Si₂O₆]).

Amfibole są krzemianami wstęgowymi. Odznaczaja się złożonym składem chemicznym. Pozostaje to w związku z rozpowszechnionym w tej grupie zjawiskiem podstawień izomorficznych. Podobnie do piroksenów krystalizują w układzie jednoskośnym i rombowym, przy czym osobniki rombowe są wynikiem wielokrotnego zbliźniaczeniaczenia submikroskopowych indywiduów jednoskośnych. Podobnie do piroksenów amfibole również podzielono na rombowe(antofyllit) i jednoskośne (tremolit, aktynolit, hornblenda). Zarówno wśród amfiboli jak i piroksenów jednoskośnych wyróżnia się także odmiany zasobne w alkalia - amfibole (glaukofan) i pirokseny (jadeit, egiryn) alkaliczne.

9. 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)

10. Charakterystyka minerałów ilastych

Minerały ilaste są uwodnionymi krzemianami glinu i żelaza; zaiwerają wodę w postaci grup hydroksylowych lub wodę adsorpcyjną (krzemiany warstwowe). Nie tworzą praktycznie większych kryształów. Wystepują w agregatach ziemistych, w których rozmiary poszczególnych kryształów najczęściej nie przekraczają kilku mikromertrów. Skupienia minerałów ilastych są miękkie, zimiste i dają się rozcierać w palcach. Robią wrażenie tłustych i śliskicg w dotyku. Pod wpływem wody stają się plastyczne, niekiedy także powiększają swoja objętość (pęcznieją).

Odgrywają istotną rolę w tworzeniu skał osadowych. Są głównym składnikiem rozmaitych zwietrzelin, a także iłów, glin i łupków ilastych. Wchodza również w skład spoiwa wielu skał okruchowych. Są istotnym składnikiem margli.

Do najposploitszych minerałów ilastych należą:

a) Kaolinit Al4(OH)8[Si4O10] - uwodniony krzemian glinu, układ jednoskośny. Ma pokrój blaszkowy lub włóknisty. Jest produktem wietrzenia chemicznego glinokrzemianów (gł. skaleni) w środowisku wilgotnym i kwaśnym (w obecności CO2). Proces ten zwany jest kaolinizacją. Kaolinit jest głownym składnikiem skały o nazwie kaolin. W Polsce występuje na Dolnym Śląsku (Jaroszów, Turoszów)

b) Montmorillonit (Ca.Na)0,33(Al,Mg,Fe)2(OH)2[(Si,Al)4O10]*nH2O - uwodniony krzemian sodu, wapnia i glinu, magnezu i żelaza. Minerał bardzo miękki i tlusty w dotyku. Jest głównym składnikiem iłów bentonitowych powstających w wyniku podmorskiego wietrzenia tufów i popiołów wulkanicznych. W Polsce znany jest jako składnik bentonitu występującego m.in. we fliszu karpackim.

c) Illit (hydroksymuskowit), KAl2(OH)2[(Si,Al)4O10]*nH2O - uwodniony glinokrzemian potasu i glinu. Jest głównym składnikiem iłów, zwietrzelin i gleb. Jest produktem wietrzenia chemicznego krzemianów (skaleni). Powstaje także kosztem innych minerałów ilastych w procesach diagenetycznych lub w wyniku wietrzenia i rozkładu hydrotermalnego muskowitu.

d) Glaukonit - K(Al,Fe3+,Fe2+,Mg)2(OH)2[(Si,Al)4O10] - uwodnionyglinokrzemian potasu, glinu, zelaza i magnezu. Jest posplitym składnikiem róznych osadów pochodzeni morskiego. W niektórych osadach piaszczystych jego koncentracja jest duża i nadaje zabarwienie (piaski glaukoniowe). W Polsce w najwiekszych ilościach występuje na Górze Barczy w G. Swietokrzyskich.

11. 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

12. 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.

13. Podział optyczny kryształów.

- 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

- izotropowe - (ciała bezpostaciowe i kryształy układu regularnego) pojedynczo załamują światło (n=const), pod względem optycznym róznią się od siebie wartością współczynnika załamania światła, barwą i połyskiem.Właściwości optyczne tych ciał sa niezależne od kierunków obranych w krysztale

- anizotropowe - podwójnie załamuja światło.

- jednoosiowe nε > nw + // nε < nw -

- dwuosiowe nγ - nβ > nβ - nα + // nβ < nβ - nα -

14. Tok badań mikroskopowych (definicje)

Badania mikroskopowe prowadzone przy jednym nikolu (1N):

a) pokrój - ziarna mogą byc 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.

15. Metody analizy fazowej. (???)

RENTGENOGRAFIA - przyczynia się do bardzo dokładnego identyfikowania minerałów występujących w danej

skale. Identyfikację rentgenowską dokonuje się na podstawie określania zespołu charakterystycznych odległości

międzypłaszczyznowych d(A) i odpowiadających im intensywności (I). Metoda rentgenograficzna oddaje szczególnie

duże usługi przy badaniach skał bardzo drobno ziarnistych, a także skał w skład, których wchodzą minerały, których

właściwości optyczne są zbliżone, np. przy badaniu skał wapienno - dolomitowych, w których kalcyt i dolomit mają

bardzo podobne własności optyczne.

TERMICZNA ANALIZA - wykonywana jest w badaniach petrograficznych w różnych odmianach, szczególnie duże

znaczenie ma termiczna analiza różnicowa (TAR) albo w określeniu międzynarodowym (DTA). Podobnie jak

rentgenografia oddaje także szczególnie duże usługi przy badaniu skał osadowych przede wszystkim ilastych i

węglanowych. Polega ona na równoczesnym ogrzewaniu dwóch próbek tzw. termicznie obojętnej, którą jest

przeważnie korund (Al2O3) (daje krzywą w formie prostej) oraz próbki badanej. Próbki badane różnie reagują podczas

tego ogrzewania w temperaturze 0-1000°C. Mogą zachodzić w nich reakcje polegające na pochłanianiu ciepła z

otoczenia - endotermiczne zaznaczone efektami w dół, bądź też reakcje polegające na wydzieleniu ciepła przez próbkę

- egzotermiczne zaznaczone efektami w górę od krzywej.

SPEKTROFOTOMETRIA W PODCZERWIENII - stosowana jest przede wszystkim przy badaniu skał w składzie,

których występują minerały z udziałem cząstki krzemianowej (Si04), węglanowej (CaO) i fosforanowej (PO). Pod

wpływem promieniowania podczerwonego cząstki te wprowadzane są w drgania dając odpowiednie refleksy w postaci

pików, na podstawie, których dokonuje się identyfikacji

MIKROSKOPIA ELEKTRONOWA - pozwala nam dokładnie określić sposób wykształcenia, wielkość, i ułożenie

elementów w skale, czyli strukturę i teksturę. Stosowana jest przede wszystkim w bardzo drobnoziarnistych skałach.

Powiększenie uzyskiwane przy tej metodzie to kilka a nawet kilkadziesiąt tysięcy razy

16. 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.

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.

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.

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.

17. 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.

Minerały nie wykazujące łupliwości pękają wzdłuż nierównych powierzchni tzw. przełamu. Gdy powierzchnia przełamu pokryta jest współśrodkowymi wgłębieniami i wypukłościami, podobnie do powierzchni muszli, to przełam określa się jako muszlowy. Inne rodzaje przełamu określa się terminami: zadziorowaty, haczykowaty, nierówny, włóknisty, ziemisty itp.

Twardość jest to opór stawiany przez minerał przy próbie rozerwania spójności

jego cząstek przez np. zarysowanie powierzchni lub ścieranie. Do oznaczania twardości

minerałów stosuje się 10-stopniową skalę Mohsa; szereg 10 minerałów wzorcowych,

które są uporządkowane według wzrastającej twardości:

1 talk Mg3(OH)2[Si4O10]

2 gips CaSO4·2H2O

3 kalcyt CaCO3

4 fluoryt CaF2

5 apatyt Ca5(Cl,F,OH)[PO4]3

6 ortoklaz K[AlSi3O8]

7 kwarc SiO2

8 topaz Al2(F,OH)2[SiO4]

9 korund Al2O3

10 diament C

Do ścisłego, ilościowego określenia stopnia twardości minerałów służą specjalne

przyrządy, np. sklerometry lub mikrotwardościomierze.

18. 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 liczbe atomów. Kryształy izotypowe moga 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 sa 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 zdolnść zastępowania w swoich sieciach krystalicznych jednych atomów lub jonów przez inne.

19. Polimorfizm – rodzaje przemian polimorficznych. Przykłady.

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. W przypadku polimorfii pierwiastków mówimy często o allotropii. Substancją dymorficzną nazywamy substancję która tworzy tylko dwie fazy o odmiennej strukturze.

Przykłady polimorfizmu: diament i grafit (zdecydowanie różne pod względem właściwości fizycznych i chemicznych polimorfy węgla

Każda odmiana polimorficzna jest trwała w określonych warunkach fizyczno-chemicznych. Zmiany temp i ciśnienia mogą prowadzić do przemian fazowych odwracalnych(enancjotropowych), bądź nieodwracalnych(monotropowych) gdy przy zmianie warunków w kierunku odwrotnym faza B nie przechodzi w odmiane A (w takim przypadku mówimy że faza B jest trwała, a faza A - nietrwała), przykładem przemiany enancjotropowej jest odwracalne przejście trygonalnego kwarcu β w heksagonalny kwarc α przy 573°C. Przykładem przemiany monotropowej jest przejście rombowego CaCO3(aragonitu) w trygonalny (kalcyt).

Reguła stopni Ostwalda – w danych warunkach najpierw krystalizuje odmiana najmniej trwała przechodząc stopniowo później w modyfikacje coraz trwalsze..

Niektóre przemiany polimorficzne nie powodują zasadniczej zmiany ugrupowań koordynacyjnych atomów czy jonów, lecz tylko zmianę ich wzajemnego położenia. Wyróżniamy tu:

a) przemiany fazowe z przemieszczeniem, w których zachodzi nieznaczna deformacja sieci krystalicznej, bez zrywania wiązań; zachodzi ona szybko i odwracalnie (np. kwarc β w kwarc α)

b) przemiany fazowe z przebudową tj. związane ze zrywaniem wiązań i zasadniczą zmianą budowy sieci, zachodzą bardzo powoli, przykładem takich przemian są przejścia miedzy kwarcem, trydymitem i cristobalitem zachodzące opornie i powoli.

Przykładem przemiany polimorficznej pociągającej za sobą zmianę najbliższej koordynacji są przejścia między odmianami polimorficznymi CaCO3(LK wapnia w aragonicie-9, a w kalcycie-6). Podobnym przykładem jest przebudowa odmian pierwiastka C (w diamencie LK 4, a w graficie LK3). W drugim przypadku zachodzi również zmiana charakteru wiązań.

Szczególnym typem przemian polimorficznych są przemiany typu porządek-nieporządek. Zachodzą one wówczas, gdy atomy mogące się wzajemnie zastępować mają do dyspozycji nierównoważne pozycje sieciowe. Przykładu dostarcza Al, Si w skaleniach potasowych .

20. Rola wodoru w minerałach.

Wodór jest zdolny tworzyć szczególnego typu wiązanie wodorowe. Może ono powstać, gdy atom wodoru związany jest kowalencyjnie z jakimś silnie elektroujemnym atomem, zwykle O,N,F, znajdzie się w bliskim sąsiedztwie drugiego elektroujemnego atomu- takiego samego (np. O-H...O)lub odmiennego(np. N-H...O). W świecie minerałów szczególne znaczenie mają wiązania wodorowe pomiędzy dwoma atomami tlenu O-H...O. Położenie wodoru w tym wiązaniu jest bliżej środka jednego z atomów tlenu. Im bardziej odległe atomy tlenu tym bardziej atom wodoru zbliżony jest do jednego z nich, bowiem siła oddziaływania drugiego atomu tlenu zmniejsza się.

Wiązania wodorowe spotykamy m.in. w licznych hydratach, wodorotlenkach, krzemianach pakietowych, mineralnych substancjach organicznych i in. Fakt, że kation wodoru (proton) nie może obok atomu tlenu występować samodzielnie, lecz zawsze tworzy z nim kompleksy, skłania do wniosku, że krystalochemiczna rolę wodoru należy rozpatrywać łącznie z charakterem tlenu. Jeśli w krysztale są atomy tlenu spolaryzowane w różnym stopniu, wówczas wodór może pełnić różne funkcje, tzn. możliwe jest występowanie kilku różnych kompleksów wodorowo-tlenowych obok siebie.

21. Diadochia. Uwarunkowania zjawiska.

Diadochia - zdolność zastępowania się jonów w sieci krystalicznej, wynikająca z ich powinowactwa krystalochemicznego. Możliwość takiego zastępowania się jonów uwarunkowana jest ich zblizonymi 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 wartściowości, 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 poęciem 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 diadochowych 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.

22. Struktury skał magmowych.

Strukturę obejmuje: stopień wykrystalizowania masy skalnej, rozmiary i kształty ziaren, oraz stopien ich rozwoju morfologicznego. określa się ją ze względu na:

a) Stopień krystaliczności skały:

-Holokrystaliczna (pełnokrystaliczna) - wszystkie składniki skały są kryształami

-Hialinowa (szkliwo wulkaniczne)

-Hipokrystaliczna - zawiera zarówno składniki w postaci kryształów jak i szkliwo wulkaniczne

b) Wielkośc i wzajemny stosunek składników skały:

Równokrystaliczne: grubo-, średnio-, drobnokrystaliczne,

Różnokrystaliczne:

-porfirowa (prakryształy obtoczone ciastem skalnym)

-porfirowata (jeden kryształ wyróżnia się wielkością na tle średniokrystalicznej reszty skały)

c) Prawidłowość wykształcenia składników skały:

-Własnokształtna (idiomorficzna) - posiadają ją gównie skały wulkaniczne

-Obcokształtna (ksenomorficzna)

-Półwłasnokształtna (hipidiomorficzna) - posiadają ją głownie skały plutoniczne

23. Tekstury skał magmowych

Tekstura obejmuje: orientacje przestrzenną składników mineralnych, stopień wypełnienia przestrzeni skalnej przez składniki mineralne.

Teksturę określa się ze względu na:

a) Wypełnienie przestrzeni przez składniki skały:

-Zbita (masywna) - skały plutoniczne

-Porowata - skały wulkaniczne

migdałowa - pory wypełnione przez minerały wtórne - węglany, zeolity, epidot, minerały grupy SiO2

miarolitowa - występowanie pustek ograniczonych płaskimi ścianami

b) Przestrzenne ułożenie składników w skale:

-Bezładna - skały plutoniczne

-Kierunkowa - skały wulkaniczne

24. Klasyfikacja skal magmowych w oparciu o skład mineralny. Charakterystyka skał w poszczególnych klasach. (?!)

Skały kwaśne -przesycone krzemionką, nadmiar uzewnętrznia się występowaniem kwarcu

1. Granity - najbardziej rozpowszechnione, stanowią około 90% obj. wszystkich skał magmowych głębinowych. Są skłami o zabarwieniu najczęściej jasnoszarym, szarym, różowawym, czerwonym aż do brunatnoczerwonego. Dominują skalenie potasowe (ortoklaz, mikroklin), plagioklazy sodowe, kwarc, biotyt, hornblenda. w Polsce występują obok innych skał granitoidowych m.in. w masywach: strzelińskim, strzegomskim i karkonoskim.

Skały obojętne- nasycone krzemionką, pozbawione skaleniowców np. nefelinu (wskazujace na jej niedomiar)

Skały zasadowe- niedosycone krzemionką, występowanie skaleniowców obok skaleni

Skały ultrazasadowe - niemal wyłącznie zbudowane 90-100% z minerałów ciemnych

25. Podział skał osadowych

Podział skał osadowych przeprowadza się w oparciu o ich genezę i skład mineralny:

- skały klastyczne (okruchowe),

~ piroklastyczne (Są to skały powstałe w wyniku depozycji materiały wulkanicznego (pyły wulkaniczne, bomby

wulkaniczne itd.). Skały te cechuje obecność składników magmowych, ale sposób ich

sedymentacji jest już efektem procesów osadowych.)

· terfa

· tufy

· tufity

· ignimbryty

· lapillity

· brekcje wulkaniczne

~ okruchowe (Są to skały powstałe w wyniku depozycji (redepozycji) rozkruszonego materiału abradowanych skał innego typu.)

- arenity

- waki

- mułowce

- skały ilaste (Skały te są produktem wietrzenia hialitowego. W efekcie powstają minerały ilaste. Głównymi składnikami tych skał są illit, kaolinit, montmorillonit z podrzędnie występującymi minerałami kwarcu, łyszczyków, węglanów, tlenków lub siarczków żelaza, substancją organiczną itp)

- skały pochodzenia chemicznego (chemogeniczne) i organicznego (organogeniczne).

· skały krzemionkowe

· skały alitowe

· skały węglanowe

· skały gipsowe i solne

· bitumity

26. 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.

Powstawanie skał osadowych związane jest z dużymi zmianami warunków fizycznych i

chemicznych środowiska ich powstawania. Za szczególnie istotne należy uznać:

0. wahania temperatury na powierzchni wietrzejących skał (od - 80 °C do + 80 °C ),

1. znaczna rozpiętość opadów (od zera do kilku tysięcy mm rocznie),

2. stosunek opadów do parowania ,

3. stężenie jonów wodorowych, które w naturalnych zbiornikach waha się w granicach

4. od pH 5 do pH 9,

5. potencjał oksydoredukcyjny ( Fe2+ - Fe3+),

6. udział organizmów żywych (mikroorganizmy, rośliny, zwierzęta).

Minerały wchodzące w skład skał osadowych są dwojakiego pochodzenia:

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.

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.

27. Struktury i tekstury skał okruchowych .Klasyfikacja skał okruchowych.

Podział struktur skał osadowych

Ze względu na wielkość składników:

· Struktura psefitowa > 2mm

· Struktura psamitowa 2,0 – 0,1mm

· Struktura aleurytowa <0,1mm

Ze względu na kształt ziaren:

· Ostrokrawędziste

· Słabo otoczone

· Częściowo obtoczone

· Obtoczone

· Bardzo dobrze obtoczone

Podział tekstur skał osadowych

Wśród skał osadowych wyróżnimy następujące makrotekstury:

· Bezładna

· Warstwowa

· Zbita

· Porowata

Skały okruchowe - Są to skały powstałe w wyniku depozycji (redepozycji) rozkruszonego materiału abradowanych

skał innego typu.

Podział skał okruchowych:

· Skały grubo okruchowe ( brekcje, gruzy, żwiry, zlepieńce itp.), szkielet ziarnowy powyżej

2,0mm średnicy stanowiący pomad 50% objętości skały.

· Skały średnio okruchowe (pisaki i piaskowce), szkielet ziarnowy powyżej 50% objętości skały

o średnicy 2,0 – 0,063mm

· Skały drobno okruchowe (muły, mułowce), średnica 0,063-0,004mm, minerały ilaste, matrix

· Skały bardzo drobno okruchowe (iły iłowce), poniżej 0,004mm średnicy.

28. Szczegółowa klasyfikacja skał średniookruchowych (szkielet ziarnowy, spoiwo matrix, cement)

SKAŁY ŚREDNIOOKRUCHOWE (PSAMITY) - Psamity reprezentowane są przez piaski (skały luźne) i piaskowce (skały scementowane).

Piaski eoliczne (wydmowe) są dobrze obtoczone i przesortowane. Składają się prawie wyłącznie z okruchów drobnoziarnistych, co uwarunkowane jest ograniczoną zdolnością transportową wiatru. Powierzchnia ziarn piasków eolicznych jest matowa i porysowana na skutek wzajemnego ich ocierania się w trakcie transportu. Skład mineralny tych piasków jest na ogół zróżnicowany, dlatego ich zabarwienie jest najczęściej żółtawe. Na terenie Polski wydmy tworzą się lub niedawno tworzyły się głównie w pasie przymorskim, na nadzalewowych tarasach rzek lub na obszarach sandrowych. Klasycznym obszarem wydmowym jest np. wybrzeże Bałtyku w okolicach Łeby.

Piaski aluwialne (rzeczne) są średnio obtoczone, błyszczące, warstwowane, a w obrębie warstwy dość dobrze wysortowane. Słabe obtoczenie ziarn jest wynikiem transportu w środowisku wodnym, w którym poszczególne ziarna pozornie tracą na ciężarze. Każde z ziarn jest dodatkowo otoczone cienką błonką wodną, działającą przy zderzeniach jak amortyzator. Selekcje pod względem wielkości ziarn zależy od siły transportowej rzeki. Piaski aluwialne posiadają jasną lub białą barwę pochodzącą od dobrze przemytych ziarn kwarcu. Są one ubogie w tlenki i wodorotlenki żelaza, skalenie, minerały ilaste i inne składniki. Są one pospolitymi osadami w dolinach polskich rzek, osiągając nieraz znaczne miąższości.

Piaski zwałowe, wytworzone w wyniku działalności lodowca, charakteryzują się brakiem wysortowania i warstwowania, a obok okruchów obtoczonych występują ziarna ostrokrawędziste. W porównaniu z innymi utworami piaszczystymi są one znacznie zasobniejsze w składniki pokarmowe dla roślin. W Polsce występują dość powszechnie.

Piaski fluwioglacjalne (rzecznolodowcowe) składają się z ziarn obtoczonych jeszcze słabiej niż ziarna piasków rzecznych. Charakteryzują się słabą selekcją i urozmaiconym składem mineralnym. W porównaniu z piaskami aluwialnymi wykazują mniejsze przesortowanie i przemycie. Obok glin morenowych stanowią one najbardziej rozpowszechnioną skałę macierzystą gleb na obszarze centralnej i północnej Polski.

Piaski morskie cechuje dobre obtoczenie i selekcja. Własności te w dużym stopniu zależą jednak od typu wybrzeży. Częstym składnikiem piasków pochodzenia morskiego jest glaukonit, np. w glaukonitowych piaskach oligoceńskich niecki mazowieckiej. Przy sprzyjających warunkach w strefie plażowej może dojść do wzbogacenia piasku w minerały ciężkie (mówi się wtedy o złożach szlichowych). Na całym polskim wybrzeżu Bałtyku występują skupienia piasków wzbogaconych, np. piaski magnetytowe z granatami ma Helu, w okolicach Jastrzębiej Góry i Łeby.

Piaskowce powstają w wyniku diagenezy piasków. Zależnie od składu mineralnegowyróżnia się:

Piaskowce kwarcowe. Są one najbardziej powszechnymi scementowanymi psamitami. Składają się głównie z dobrze obtoczonych i wysortowanych ziarn kwarcu (ok.80%). Piaskowce kwarcowe o spoiwie krzemionkowym, które uległy rekrystalizacji, zwane są piaskowcami kwarcytowymi lub ortokwarcytami. Są to skały bardzo odporne na wietrzenie, z których powstają silnie szkieletowe, płytkie i bardzo ubogie gleby. Na terenie Polski spotkać można także inne odmiany piaskowców, o bardziej zróżnicowanym składzie mineralnym, np. występujące w Tatrach piaskowce dolomitowe, piaskowiec wąchocki i szydłowiecki z rejonu Gór Świetokrzyckich oraz piaskowiec ciosowy, występujący w rejonie Sudetów (Góry Stołowe, okolice Lwówka Śląskiego i Złotoryi).

Arkozy są odmianą piaskowców zawierającą, obok kwarcu, ponad 20% skalenia potasowego. Dodatkowo mogą tu być obecne pewne ilości łyszczyków i innych minerałów. Skały arkozowe są zwykle barwy różowej lub czerwonawej, wykazują słaby stopień scementowania, najczęściej spoiwem żelazistym. Ziarna są słabo wysortowane, grube, o niskim stopniu obtoczenia. Obecność w arkozach minerałów stosunkowo łatwo wietrzejących reprezentowanych przez skalenie, łączy ich genezę ze środowiskami o słabym wietrzeniu chemicznym, np. obszarami klimatu półpustynnego, wysokogórskiego lub glacjalnego.

Szarogłazy składają się ze źle obtoczonych okruchów skał drobnoziarnistych, ziarn minerałów ciemnych, kwarcu, łyszczyków i skaleni, silnie ze sobą scementowanych. Są to skały zwięzłe, masywne, o szarym lub prawie czarnym zabarwieniu, scementowane najczęściej lepiszczem ilasto-krzemionkowym. Stanowią częściej od arkoz spotykany rodzaj piaskowców, występują np. we fliszu karpackim.

Szkielet ziarnowy to dominująca w danej skale frakcja ziarnowa, tj. stanowiąca ponad 50% obj.

Na cechy ziaren stanowiących szkielet ziarnowy składają się: rodzaj budującej je substancji oraz własności geometryczne: wielkość i morfologia (kształt, stopień obtoczenia, charakter powierzchni).

Składnikami allogenicznymi szkieletu ziarnowego, czyli epiklastami, mogą być:

- ziarna kwarcu,

- ziarna skaleni,

- okruchy skał,

- blaszki mik i chlorytów,

- ziarna minerałów cięŜkich.

Szkielet złożony z kilku rodzajów składników określa się, jako polimiktyczny.

Utworzony z jednego składnika, ew. z niewielką domieszką innych, nazywa się

monomiktycznym lub oligomiktycznym

- matrix (spoiwo wypełniające = masa wypełniająca) – drobnoziarniste spoiwo

okruchowe, okruchowo-ilaste, ilaste, o ziarnach mniejszych od najdrobniejszych

ziaren szkieletu danej grupy skał klastycznych,

- cement – spoiwo utworzone w wyniku procesów fizykochemicznych. Najczęściej

spotyka się spoiwa wapniste, krzemionkowe, Ŝelaziste, margliste i dolomityczne.

29. Typy i rodzaje spoiw w skałach okruchowych .

Spoiwo lub lepiszcze to substancja wiąŜąca ziarna szkieletu w skale klastycznej i

jednocześnie wypełniająca przestrzeń między nimi.

Pod względem genezy wyróŜnia się spoiwo typu:

- matrix (spoiwo wypełniające = masa wypełniająca) – drobnoziarniste spoiwo

okruchowe, okruchowo-ilaste, ilaste, o ziarnach mniejszych od najdrobniejszych

ziaren szkieletu danej grupy skał klastycznych,

- cement – spoiwo utworzone w wyniku procesów fizykochemicznych. Najczęściej

spotyka się spoiwa wapniste, krzemionkowe, Ŝelaziste, margliste i dolomityczne.

Ze względu na ilość spoiwa i związany z tym sposób wypełnienia przestrzeni

międzyziarnowej (intergranularnej), wyróŜnia się spoiwa:

podstawowe (bazalne), porowe i kontaktowe (stykowe). Spoiwo podstawowe, zwane też bazalnym, ma

charakter tła skalnego, w którym ziarna szkieletu tkwią luźno, nie stykając się ze sobą. Spoiwo porowe wypełnia pustki (pory) między stykającymi się ze sobą ziarnami; może być ono pełne lub niepełne. Spoiwo kontaktowe lub stykowe występuje tylko w miejscach kontaktu ziaren oraz ewentualnie częściowo wypełnia pory, o ile są one obecne.

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

Skały te są produktem wietrzenia hialitowego. W efekcie powstają minerały ilaste. Głównymi składnikami tych skał są illit, kaolinit, montmorillonit z podrzędnie występującymi minerałami kwarcu, łyszczyków, węglanów, tlenków lub siarczków żelaza, substancją organiczną itp.

Podział:

wg stopnia zwięzłości:

· iły (świeże sypkie),

· iłowce (zwięzłe),

· łupki ilaste (łupkowa oddzielność)

wg składu mineralnego:

· zasobne w kaolinit, montmorillonit, illit i inne.

wg środowiska powstania:

· rezydualne, (ły rezydualne powstają na dużych obszarach w wyniku wietrzenia skał zasobnych w

glinokrzemiany (skalenie, łyszczyki, amfibole, pirokseny). Ich głównymi składnikami są minerały ilaste oraz minerały odporne na wietrzenie: kwarc, cyrkon, rutyl, turmalin, topaz itp. Przykładem iłów rezydualnych są skaolinizowane części masywów granitowych, np. w Jaroszowie koło Strzegomia.)

· transportowane,

· glacjalne, (Iły pochodzenia lodowcowego reprezentowane są prze iły zastoiskowe (warwowe),

tworzące się w pobliżu krawędzi ustępującego lądolodu, w jeziorach zastoiskowych. Charakteryzują się one bardzo wyraźnym warstwowaniem. Składają się z naprzemianległych warstewek jasnych (nieco grubszych) i ciemnych ( nieco cieńszych). Parę warstewek, obejmującą warstewkę jasną i ciemną nazywamy warwą (ze szwedzkiego - wstęga). Jasna warstewka powstała w lecie: składa się głównie z detrytusu kwarcowego o frakcji pelitowej (a często i grubszej, do psamitowej włącznie). Ciemne zabarwienie warstewki zimowej pochodzi obecnych w niej nierozłożonych szczątków organicznych, minerałów ilastych i tlenków żelaza. Wśród składników ilastych dominuje illit. Zawierają one również sporo kalcytu (do 35%).Iły warwowe występują w Polsce niezbyt dużymi płatami w pasie nizin oraz napojezierzach.)

· fluwialne, (Iły pochodzenia rzecznego zawierają przede wszystkim detrytyczny materiał

blaszkowaty, często również kaolinit, powstały w wyniku wietrzenia innych minerałów. Charakteryzują się dość wysoką zawartością krzemionki i glinu oraz niska zawartością potasu. Tworzą się one w dolnym biegu rzek oraz na terenach zalewowych. Znane są zarówno w osadach współczesnych jak i kopalnych.)

· limniczne, (Są to osady podobne do iłów rzecznych, składające się głównie z kaolinitu lub (przy

odczynie zasadowym) illitu. W stosunku do iłów rzecznych zawierają więcej potasu i magnezu. Tworzą się w wyniku spokojnego dopływu materiału detrytycznego z lądu do zbiornika. Równocześnie występować może sedymentacja chemiczna, w wyniku której wytrącają się węglany.

W Polsce iły jeziorne reprezentowane są przez tak zwane iły poznańskie (pstre), które

powstały w rozległym jeziorzysku słodkowodnym w trzeciorzędzie. Ich zabarwienie jest szare, zielonkawe, niebieskawe, a po zwietrzeniu pojawiają się na nich brunatne plamy. Dzieję się tak na skutek utleniania rozproszonego w nich pirytu.)

· morskie.

łupek, ( skała osadowa bardzo drobnoziarnista, o wyraźnej kierunkowości, często laminowana lub warstwowana. Składa się z bardzo drobnych ziaren kwarcu i minerałów ilastych, głównie kaolinitu. Powstaje w wyniku kompakcji i diagenezy iłowców (iłu). Barwa: szara, niebieskoszara, zielonkawoszara, białoszara, żółtawa, żółtobrązowa, czerwona do czarnej, w zależności od różnych domieszek. Charakteryzuje się oddzielnością międzywarstwową lub złupkowaniem.)

ił, ( skała osadowa, bardzo drobnoziarnista, zbudowana jest głównie z minerałów ilastych (najczęściej kaolinit i illit) z domieszką łyszczyków oraz pyłu kwarcowego)

iłowiec, (rodzaj niezłupkowaconej skały osadowej w postaci skonsolidowanego iłu.)

glina, ( to skały zbudowane wyłącznie z min ilastych. Nieznaczną domieszkę stanowią w nich

detrytyczne kwarce i pojedyncze okruchy skał. Powstają w środowisku lądowym lub wodnych zbiornikach

zamkniętych występujących na lądzie. Tworzą się w wyniku zwietrzenia skał glinokrzemianowych zasobnych głównie

w miki i skalenie. W glinach kaolinitowych z reguły występuje duża domieszka tlenków żelaza nadających tym skałom

barwę brunatnoczerwoną. Gliny wykorzystywane są głównie w przemyśle ceramiki czerwonej produkującym głównie

cegłę i dachówkę.)

bentonit, (to skały, w których zawartość montmoryllonitu przekracza 90% objętościowych. Powstają wskutek

montmoryllinityzacji tufitów zbudowanych głównie z kwaśnego materiału piroklastycznego w tym przede wszystkim

ze szkliwa. Tworzą się także w wyniku montmoryllinityzacji kwaśnych i obojętnych skał wylewnych np. ryolitów,

dacytów, tonalitów itp)

tonstein ( są to skały osadowe, które tworzą cienkie przerosty nieprzekraczające kilkudziesięciu cm w obrębie

pokładów węgli kamiennych. Zbudowane są z kaolinitu. Domieszkami są sanidyn, kwarc, apatyt, cyrkon. Powstają

wskutek nagromadzenia a następnie przeobrażenia w środowisku kwaśnym materiału piroklastycznego głównie skaleni

i mik. )

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

WAPIENIE - są to głównie skały zbudowane z kalcytu. W większości kalcyt stanowi w nich produkt krystalizacji z

roztworów wodnych, część kalcytu ma charakter organogeniczny, wiąże się ze szczątkami organicznymi zbudowanymi

pierwotnie z tego składnika. Do tych szczątków należą min: otwornice, amonity, belemnity i wiele innych. Poza

kalcytem w wapieniach wyst. domieszki min ilastych najczęściej illit i montmoryllonit czyli min charakterystyczne dla

środowisk alkalicznych jakie stwarza węglan wapnia, tlenki żelaza niekiedy kwarc często o charakterze autogenicznym

glaukonit i inne. W Polsce wapienie występują w dużych ilościach. Związane są z różnymi formacjami geologicznymi,

koncentrują się głównie w regionach pd. i śr. Polski.

*mikryt – materiał węglanowy o b. drobnej frakcji (rzędu kilku tysięcznych mm), może występować jako jedyny składnik wapieni

*sparyt – zespoły stosunkowo dużych kryształów węglanu wapnia, często widocznych gołym okiem

Wapienie organiczne i chemiczne:

ü wapienie:

~ mikrytowe (pelityczne)

~ ziarniste (gruzełkowe, grudkowe)

~ oolitowe

~ rafowe

~ organodetrytyczne

ü muszlowce

ü kreda

ü martwice wapienne i trawertyny

Klasyfikacja wapieni wg wielkości ziarn i stopnia diagenezy:

· Muły – luźne skały złożone z drobnych ziarn węglanów

· Kredy – muły słabo zrekrystalizowane, kruche, miękkie i porowate.

· Wapienie – zrekrystalizowana masa kredowa

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

32. Charakterystyka wybranych skał węglanowych pochodzenia chemicznego i organicznego.

Wapienie krynoidowe utworzone są z elementów szkieletowych liliowców - najważniejszej pod względem skałotwórczym grupy szkarłupni. Ich szkielety zbudowane są z aragonitu, przy czym każdy element szkieletu, np. człon łodygi liliowca (trochit) utworzony jest z jednego kryształu tego minerału. W związku z tym elementy szkieletowe szkarłupni zachowane są w skałach wapiennych w postaci dużych zazwyczaj kryształów kalcytu, na ogół rozpoznawalnych makroskopowo. Wapienie krynoidowe są pospolite w środkowej jurze Tatr i pienińskiego pasa skałkowego.

Wapienie rafowe zbudowane są z różnych osiadłych organizmów morskich o szkieletach węglanowych. Utwory rafowe powstają w wodach czystych i płytkich oraz w warunkach obniżającego się dna morskiego. Najpospolitsze organizmy rafotwórcze to korale, mszywioły, gąbki i niektóre glony.

Wapienie oolitowe powstają w płytkiej strefie przybrzeżnej mórz i jezior. Zbudowane są z owalnych lub kulistych utworów, zwanych ooidami. Ooidy są ziarnami o swoistej, koncentrycznej budowie, złożone są z jądra i zmiennej liczby otaczających je powłok. W przypadku ooidów wapiennych powłoki te utworzone są a węglanu wapnia, wytrąconego chemicznie, bez udziału organizmów.

33. Charakterystyka wybranych skał krzemionkowych pochodzenia chemicznego i organicznego

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

34. Dolomity, charakterystyka,podział

DOLOMITY - są to skały zbudowane z min dolomitu CaMg(C03)2. Dolomity krystalizują z roztworów bardzo

bogatych w Mg iloczyn rozpuszczalności dolomitu jest bardzo wysoki. Oprócz dolomitu w tych skalach wyst.

domieszki: illit montmoryllonit, detrytyczny kwarc czasami subst. organiczne (bitumiczne). Pierwsze dolomity

powstały w skutek bezpośredniej krystalizacji dolomitów z roztworów należą do rzadkości. Najczęściej dolomity

powstają wskutek dolomityzacji wapieni, czyli metasomatycznego częściowego wypierania wapnia przez magnez.

Ładunek elektryczny magnezu jest większy od wapnia wiec może go wypierać. Matasomatoza w wapieniach przebiega

na bardzo dużą skale. Magnez niezbędny w procesie dolomityzacji związany jest z woda morską lub w niektórych

przypadkach z roztworami hydrotermalnymi. Dolomity niezupełnie czyste występują w Polsce głównie wśród formacji

paleozoicznych. Najczęściej w dewonie i Karbonie. Podobnie jak wapienie skały te wyst. w dużych ilościach w

regionach Polski pd. i śr.

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). Proces ten polega na częściowym wyparciu węglanu wapnia i zastąpieniu go przez węglan magnezu. Źródłem magnezu niezbędnego do tych przemian jest woda morska. Przeobrażanie osadu wapiennego w dolomit pociąga za sobą zmniejszenie objętości o 12,3%, dlatego też liczne dolomity wtórne są porowate i jamiste. 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.

35. Ewaporaty

EWAPORATY - to produkty pochodzenia chemicznego powstają w wyniku wytrącenia soli m.in. gipsu, anhydrytu,

soli kuchennej czyli Halitu, soli potasowej w tym KC1 czyli Sylwinu. Wytrącanie ewaporatów zachodzi w końcowej

sedymentacji osadów chemicznych. Po wytrąceniu się wapieni i dolomitów. W Polsce skały te występują w dużych

ilościach.

GIPS - Gipsy zbudowane są głównie z minerału o tej samej nazwie. Dodatkowo zawierać mogą

domieszki minerałów węglanowych, ilastych, żelazistych i innych. Drobnokrystaliczna, zbita odmiana gipsu nazywana jest alabastrem. ze skał gipsowych powstają gleby określane jako rędziny gipsowe.

W Polsce rędziny gipsowe występują w Niecce Nidziańskiej.

ANHYDRYT - Anhydryty są najczęściej skałami monomineralnymi, zbudowanymi głownie z anhydrytu

(CaSO4). Minerały stanowiące najczęstsze domieszki to: dolomit, gips, minerały ilaste. Barwa anhydrytów jest najczęściej szara z odcieniem niebieskawym.

SÓL KAMIENNA- Jest to najczęściej skała ziarnista, drobno- lub średniokrystaliczna, o zabarwieniu białym,

szarym, zielonawym lub różowym. Głównym składnikiem soli kamiennej jest halit, obok którego występować może anhydryt i minerały ilaste.

Sól kamienna jest produktem krystalizacji wody morskiej w środowisku lagunowym.

Powstaje również w płytkich morzach, odciętych od oceanów.

36. Kaustobiolity – charakterystyka i klasyfikacja petrograficzna.

Do tej grupy skał należą surowce energetyczne i chemiczne, które dzielimy na kopalne paliwa stałe, kopalne paliwa płynne i łupki palne.

- kopalne paliwa stałe - torf, węgiel kamienny oraz antracyt. Powstają na skutek nagromadzenia i uwęglenia szczątków organizmów, głownie roslinnych.

W zależności od rodzaju tych organizmów i przebiegu procesów uwęglenia wyróżniamy:

~ kopaliny stałe humusowe, powstające wskytek torfienia szczątków roślin lądowych,

~ kopaliny sapropelowe, powstające wskutek gnicia szczątków roślin wodnych oraz szczątków zwierzęcych.

Liptobiolity - np. bursztyn, są to kopalne substancje roślinnego pochodzenia, najbardziej odporne na utlenianie i niszczące działanie bakterii.

Najwyższym stopniem uwęglenia odznaczają się antracyty. Do najbardziej rozpowszechnionych kopalin humusowych zalicza się węgle brunatne i kamienne.

- kopalne paliwa płynne - najwazniejszym przedstawicielem tej grupy jest ropa naftowa. Jest ona mieszaniną weglowodorów ciekłych, gazowych i stałych. Jej składniki gazowe moge tworzyc odrębne nagromadzenia (złoża) w skorupie ziemskiej znane pod nazwą gazu ziemnego. Z ropą naftową wiążą się także złoża wosku ziemnego i asfaltu. Wosk ziemny jest produktem naturalnej filtracji tzw. dyferencjacji krystalizacyjnej ropy naftowej. Asfalt naturalny powstaje w wyniku wietrzennia i odgazowania ropy naftowej.

- Łupki palne - są to utwory o charakterze pośrednim między kaustobilitami i łupkami ilasto-marglistymi lub ilasto-mułowcowymi. W zalezności od substancji organicznej zawartej w tych skałach mamy do czynienia z łupkami palnymi węglonośnymi lub roponośnymi.

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

Skały metamorficzne to skały powstałe w głębi skorupy ziemskiej w wyniku oddziaływania wysokiego ciśnienia i

temperatury, a niekiedy czynników chemicznych na istniejące już skały magmowe lub osadowe. Przy czym

przemiana ta odbywa się w stałym stanie skupienia lub w częściowym przetopieniu.

Skały metamorficzne charakteryzują się strukturami pełnokrystalicznymi, które określane są jako blastyczne. Podkreśla to podstawowy efekt metamorfozy, polegający na pojawieniu się krystalicznych minerałów nawet w skałach pierwotnie niekrystalicznych (krystaloblasteza).

W zależności od wielkości kryształów (blastów) wyróżnia się struktury: drobno-, średnio-, i gruboblastyczne.

Struktury gruboblastyczne wyglądem odpowiadają strukturze jawnokrystalicznej skał magmowych.

Tekstury skał metamorficznych odznaczają się swoistym wykształceniem. Najczęściejdochodzi do powstania tekstur kierunkowych:

Łupkowej, która jest wynikiem równoległego ułożenia minerałów blaszkowych (np. łyszczyków, chlorytów itp.), które występują w skale w dużej ilości. Powoduje to występowanie złupkowacenia, czyli rozdzielności na cienkie równoległe do tekstury, płaskie pakiety nie różniące się między sobą składem mineralogicznym.

Gnejsowej, powstającej w wyniku zróżnicowania składu mineralogicznego na warstwy skaleniowo-kwarcowe (zawierające także inne minerały) oraz na warstwy zasobne w łyszczyki, chloryty lub inne krzemiany warstwowe. Jeżeli skalenie lub kwarc osiągają znaczne rozmiary, to w zależności od ich kształtu wyróżnia się struktury oczkowe, soczewkowate, laminowane i inne.

1. ze względu na stosunki wielkości blastów:

a) homeoblastyczna (równoblastyczna)- blasty mniej więcej tej samej wielkości,

b) heteroblastyczna- (różnoblastyczna)- blasty różnej wielkości,

c) porfiroblastyczna- jeden minerał tworzy blasty wyraźnie większe od pozostałych,

d) poikiloblastyczna,

2. ze względu na bezwzględną wielkość blastów:

a) drobnoblastyczna,

b) średnioblastyczna,

c) drobnoblastyczna,

3. ze względu na pokrój blastów:

a) granoblastyczna,

b) lepidoblastyczna,

c) nematoblastyczna,

KWARC- zachowuje się bez zmian, opal i chalcedon

przekrystalizowują w kwarc.

SKALENIE ALKALICZNE- reprezentowane są głównie przez

mikroklin.

PLAGIOKLAZY- reprezentowane są głównie przez ogniwa o

wyższej zawartości sodu (Na) (albit, oligoklaz).

PLAGIOKLAZY ZASADOWE- (zasobne w Ca) ulegają

przeobrażeniu w nowe minerały: zoizyt, klinozoizyt i epidot.

MIKI AMFIBOLE i PIROKSENY- zachowują się na ogół bez zmian,

choć odmiany ze skał magmowych przechodzą zazwyczaj w

odmiany charakterystyczne dla skał metamorficznych.

Np.

MUSKOWIT przechodzi w odmianę drobnołuseczkową serycyt,

AMFIBOLE przechodzą w aktynolit, tremolit, glaukofan,

PIROKSENY- przechodzą w omfacyt,

SKALENOIDY, OLIWINY całkowicie rozkładają się na bardzo

urozmaicone produkty przemian serpentyn (antygoryt, chryzotyl) lub

chloryty.

MINERAŁY ILASTE- przeobrażają się w miki,

GLAUKONIT- przechodzi w różne minerały żelaziste np. epidot,

chloryty.

WĘGLANY- syderyt i dolomit trwałe są tylko w płytkich strefach

metamorfizmu. W głębszych strefach metamorfizmu zachowuje się

tylko kalcyt. Aragonit przechodzi w kalcyt.

FOSFORANY- przechodzą w apatyt.

Minerały poboczne i akcesoryczne skał magmowych (hematyt, piryt,

granaty, turmaliny) na ogół pozostają trwałe.

Uwodnione tlenki i wodorotlenki Fe przechodzą w bezwodne tlenki:

hematyt, magnetyt.

Uwodnione tlenki i wodorotlenki Al. przechodzą w bezwodny tlenek:

korund.

Siarczany i chlorki nie zachowują się.

Przykłady: Fyllity, Łupki grafitowe, Kwarcyty, Łupki serycytowe, chlorytowe, zieleńce, serpentynity, łupki łyszczykowe, gnejsy, amfibolity, marmury, granulity, hornfelsy,

37. Etapy metamorfizmu – przykładowe skały .