41. Skały foidonośne

W poprzednim pytaniu wymienione skały foidonośne - skały klasy monzonitu - latytu

42. Cieszynity

Cieszynit - tą ogólną nazwą obejmuje się dość różnorodne pod względem petrograficznym skały magmowe głębinowe, o odczynie zasadowym, występujące jedynie na terenie Śląska Cieszyńskiego. Są to skały o strukturze drobnokrystalicznej, czasami grubokrystalicznej lub porfirowej i zróżnicowanym zabarwieniu, zaliczane do gabroidów.

Cieszynity powstały w dolnej kredzie. Tworzą intruzje żyłowe, powstałe przez wciśnięcie płynnej magmy między ławice innych skał. Wypływy magmy miały miejsce w czasie, gdy skały te, w tym przypadku łupki i wapienie obecnej płaszczowiny cieszyńskiej spoczywały jeszcze na dnie morskim. Następnie żyły cieszynitowe uległy sfałdowaniu wraz z otaczającymi je skałami (są to więc tzw. żyły pokładowe). Występują w formie pni, dajek, sillów.

Głównymi składnikami cieszynitów są plagioklaz (labrador), biotyt, piroksen (augit), amfibol sodowy, analcym, hornblenda i nefelin, niekiedy oliwin oraz skaleń potasowy. Minerały akcesoryczne to: apatyt, tytanomagnetyt, anataz, piryt, tytanit. Czasami występuje szkliwo.

Większość spotykanych cieszynitów należy do odmiany ciemno zabarwionej. Jej głównymi składnikami są czarne, wydłużone kryształy amfiboli i piroksenów, a także ziarna oliwkowozielonej barwy, będące produktami rozkładu oliwinu. W jasno zabarwionej odmianie cieszynitu przeważają białe i jasnoszare kryształy skaleni o szklistym połysku. Nazwa cieszynitu wywodzi się od miasta Cieszyna, w okolicach którego skała ta występuje i została opisana

43.Procesy deuteryczne i ich produkty

Procesy deuteryczne to przemiany, którym ulegają minerały wykrystalizowane z magmy; zachodzą pod wpływem gazów i roztworów wydobywających się z tej samej magmy po jej zestaleniu, ale przed całkowitym ochłodzeniem.

44.Skały osadowe - geneza i klasyfikacja

Skały osadowe (sedymentacyjne) - jeden z trzech głównych typów skał (obok skał magmowych i metamorficznych) budujących skorupę ziemską, powstają przez nagromadzenie się materiału przynoszonego przez czynniki zewnętrzne (np. wodę, lodowiec, wiatr), na skutek jego osadzania się lub wytrącania z roztworu wodnego. Nauka zajmująca się powstawaniem skał osadowych to sedymentologia.

Ze względu na sposób powstania wyróżnia się:

• skały okruchowe (klastyczne) - powstałe w wyniku nagromadzenia materiału pochodzącego z rozkruszenia starszych skał, jego przetransportowania i osadzenia przez wodę, wiatr lub lód:

• skały bardzo drobnookruchowe (pelity): ił, iłowiec, łupek ilasty;

• skały drobnookruchowe (aleuryty): muł, mułek, mułowiec, łupki osadowe;

• skały średniookruchowe (psamity): piasek, piaskowiec, arkoza, szarogłaz;

• skały grubookruchowe (psefity): gruz, żwir, brekcja, zlepieniec;

• skały piroklastyczne - powstałe z materiałów wyrzuconych w powietrze w czasie erupcji wulkanicznej, np. tuf wulkaniczny, tufit;

• skały rezydualne (alitowe, regolit) - zwietrzelina powstała "in situ" (na miejscu) w wyniku wietrzenia skał (przede wszystkim węglanowych):

• terra rossa, lateryt, boksyt.

• skały chemogeniczne (pochodzenia chemicznego) - powstałe w wyniku rozpuszczenia składników skał starszych i ponownego wytrącenia osadu wskutek parowania lub reakcji chemicznych z udziałem (lub bez) organizmów żywych:

• węglanowe - wapienie, dolomit, margiel - skała mieszana;

• krzemionkowe - gejzeryt, kwarcyt, krzemień, rogowiec, martwica krzemionkowa, opoka;

• żelaziste - żelaziak, ruda darniowa;

• gipsowe i solne - gips, anhydryt, sól kamienna, sole potasowe;

• fosforanowe - fosforyt, guano;

• manganowe, siarkowe (siarka rodzima), strontowe, barytowe, fluorytowe;

• skały organogeniczne (pochodzenia organicznego, biogeniczne) - powstałe ze szczątków organizmów zwierzęcych (skały zoogeniczne) i roślinnych (skały fitogeniczne),

• kopalne paliwa stałe: węgle kopalne - torf, lignit, węgiel brunatny, węgiel kamienny;

• kopalne paliwa płynne: ropa naftowa, asfalt, ozokeryt (wosk ziemny);

• łupki palne, łupki bitumiczne;

• kreda, wapień numulitowy, wapień rafowy, radiolaryt.

45.Wietrzenie fizyczne skał.

Wietrzenie- rozpad mechaniczny i/lub chemiczny skał magmowych, metamorficznych lub osadowych pod wpływem czynników egzogenicznych ( np. wahania temperatury (isolacja), działanie wód, wiatru, lodowców, organizmów żywych i in.).

Efektem działania ww. czynników jest dezintegracja (rozdrobnienie) skał macierzystych.

Produktami wietrzenia mechanicznego = fizycznego skał i ich składników są klasty (okruchy), tj. różnokształtne ziarna minerałów, rzadziej kryształów (krystaloklasty), a także fragmenty skał (litoklasty); też szczątki organiczne (bioklasty).

46.Wietrzenie chemiczne skał

procesy chemicznego rozkładu, w trakcie których dochodzi do rozpuszczania i uwalniania składników oraz syntezy nowych minerałów bądź pozostawiania trwałych produktów końcowych rozpadu. Wietrzenie chemiczne jest głównie spowodowane procesami rozpuszczania, hydratacji, hydrolizy, utleniania, redukcji i uwęglanowienia (karbonatyzacji) przebiegającymi głównie pod działaniem wody, tlenu, dwutlenku węgla, kwasów humusowych i bakterii.

Głównym czynnikiem wietrzenia jest woda, która w różnych warunkach jest zawsze w mniejszym lub większym stopniu zdysocjowana, tzn rozłożona jony OH- i H+ i zawiera rozpuszczone liczne jony.

Wietrzenie chemiczne to: rozpuszczanie, hydratacja (uwodnienie) i dehydratacja (odwodnienie), karbonatyzacja (uwęglanowienie), oksydacja (utlenianie), redukcja, hydroliza.

Efektami tych procesów są: zwietrzelina (eluwium, rezyduum, regolit), oraz roztwór (jonowy lub koloidalny).

Hydroliza- jest to chemiczny rozkład soli, do których należy większość minerałów. Polega on na wzbogacaniu minerałów w wodę, najczęściej luźno związaną, tzw. wodę fizycznie związaną (wilgoć).

Dehydratacja- polega na stwardnieniu osadów wskutek usunięcia z nich nadmiaru wody (wilgoć)

Karbonatyzacja- polega na wzbogaceniu skał (nie tylko osadowych) oraz ich składników mineralnych w węglany, głównie w kalcyt.

Oksydacja- polega na utlenianiu przede wszystkim żelaza; przykładowo w pirycie, w którym wyst.Fe2+, żelazo utlenia się do Fe3+ dając tlenki i/ lub wodorotlenki: hematyt, goethyt i inne.

47.Rodzaje transportu produktów wietrzenia skał

Produkty wietrzenia są zwykle przemieszczane na inne miejsca-transport :

-powierzchniowy,

-wodny,

-eoliczny,

-lodowcowy,

-grawitacyjny-

i osadzane w zbiorniku sedymentacyjnym,gdzie łączą się z materiałem in situ tego basenu.

W trakcie transportu materiału uprzednio silnie rozdrobnionego następują dalsze procesy przeobrażenia osadu (zmiany substancjonalne składników mineralnych.Wielkość tych zmian zależy od charakteru i długości działania ww.czynników fizycznych i chemicznych.

48.Sedymentacja osadów i procesy ich przeobrażeń

To osadzanie się produktów transportowanych w środowisku lądowym lub wodnym.

Efektem sedymentacji jest początkowo :

-skała luźna (osad,sedyment),która z czasem ulega utwardzeniu (lityfikacji,konsolidacji) w wyniku fizycznych i chemicznych procesów diagenetycznych,czyli trwających od etapu sedymentacji aż do zakończenia lityfikacji (np.kompakcja,cementacja,dehydratacja minerałów,rekrystalizacja,przemiany polimorficzne itd.)

Skała zlityfikowana może ulegać dalszym zmianom

-procesy epigenetyczne (np.metasomatyczne zastępowanie składników,wypełnianie pustek przez minerały krystalizujące z infiltrujących roztworów,wypłukiwanie niektórych składników itp.)

49.Skały klastyczne, geneza i klasyfikacja

Skały klastyczne

W zależności od genezy klastów wyróżnia się skały:

1/ piroklastyczne- w których dominują piroklasty (tj. produkty erupcji wulkanicznych),

2/ epiklastyczne- zbudowane w przewadze z epiklastów, tj. allogenicznych produktów wietrzenia fizycznego i rezystatów ( ziarna kwarcu, skaleni, minerałów ciężkich, blaszki mik, fragmenty skał i in.),

3/ kataklastyczne- utworzone z klastów powstałych w efekcie oddziaływania ciśnienia i ruchów różnicowych.

Skały autoklastyczne- powstałe na miejscu, bez udziału transportu i sedymetacji.

50.Skały piroklastyczne, geneza, klasyfikacja, gospodarcze znaczenie tych utworów

Skały piroklastyczne

Skały przejściowe pomiędzy magmowymi wulkanicznymi a osadowymi okruchowymi, posiadają złożoną genezę, zbudowane są z materiału piroklastycznego, który uległ przemieszczeniu i sedymentacji

Materiał piroklastyczny: okruchy szkliwa wulkanicznego (ostrokrawędziste, izotropowe, porowate).

fragmenty kryształów, okruchy skał wulkanicznych.

LUŻNE(tefra)

ogólna nazwa dla nagromadzenia materiału piroklastycznego.

bloki, bomby> 64 mm

lapille 64- 2 mm

popioły 2- 0,065 mm

pyły< 0,065 mm

ZWIĘZŁE PRODUKTY KONSOLIDACJI TEFRY

brekcje,aglomeraty (zbudowane z fragmentów zastygłej lawy spojonej popiołem wulkanicznym)

tufy, tufity, (lapillowe, popiołowe, pyłowe)

(zbudowane z zakrzepłej i rozdrobnionej podczas wybuchu lawy)

Tufy powstają w środowisku lądowym, tufity w wodnym w związku z tym zawierają domieszki materiału okruchowego, minerałów ilastych oraz fragmenty organizmów morskich. Tufity bywają warstwowane.

Występowanie skał piroklastycznych w Polsce jest związane z dawnym wulkanizmem (głównie permskim)na Dolnym Śląsku i w ok.Krakowa. (Skały piroklastyczne)

Luźną nieskonsolidowaną skałę piroklastyczną określa się ogólnym terminem tefra.

W zależności od rozmiarów ziaren materiału piroklastycznego, zgodnie z ustaleniami Podkomisji IUGS do spraw Systematyki Skał Magmowych, wyróżnia się kilka podstawowych rodzajów tefry:

blokową, bombową, lapillową, gruby popiół oraz drobny popiół (pył).

Zwięzłe skały piroklastyczne to brekcje piroklastyczne, aglomeraty, tufy, tufity.

W zależności od rozmiarów piroklastów wyróżnia się: bomby i bloki (>64 mm), lapille (z włos.-małe kamyki, żwir) (64-2 mm), grube ziarna popiołu (2-0,0625 mm), drobne ziarna popiołu= ziarna pyłu (<0,0625 mm).

51.Tufy i tufity, charakterystyka i występowanie w Polsce

tufy, tufity, (lapillowe, popiołowe, pyłowe)

(zbudowane z zakrzepłej i rozdrobnionej podczas wybuchu lawy)

Tufy powstają w środowisku lądowym, tufity w wodnym w związku z tym zawierają domieszki materiału okruchowego, minerałów ilastych oraz fragmenty organizmów morskich. Tufity bywają warstwowane.

Występowanie skał piroklastycznych w Polsce jest związane z dawnym wulkanizmem (głównie permskim)na Dolnym Śląsku i w ok.Krakowa. (Skały piroklastyczne)

Skały piroklastyczne- Tufy

Powstają w wyniku konsolidacji popiołowej lub lapillowej tefry. Ze względu na rozmiary budujących je ziaren wyróżnia się tufy:

lapillowe (lapillity),

popiołowe (grube lub drobne)

oraz pyłowe.

Z uwagi na rodzaj i udział piroklastów tufy dzieli się na:

-witrotufy (witroklastyczne tufy, szkliste tufy),

-krystalotufy (krystaloklastyczne tufy),

-litotufy ( litoklastyczne tufy, lityczne tufy),

Bywają też określane nazwami skał wulkanicznych, z którymi są genetycznie związane, np.: tuf ryolitowy, andezytowy, bazaltowy itp.

To skały zwięzłe, często makroskopowo podobne do skał wylewnych. Ich tekstura może być bezładna lub też równoległa ( uziarnienie frakcjonalne). Generalnie posiadają struktury porfirowe; prakryształy są wykształcone mniej lub bardziej idiomorficznie, zawierają dużo wrostków mineralnych ( s.poikilitowa). Barwa zróżnicowana zależnie od ich składu chemicznego.

Rodzaj piroklastów zależy od genezy popiołu, tj. od typu i miejsca erupcji oraz rodzaju magmy/lawy.

Kwarc tworzy często formy bipiramidalne z zanikiem ścian słupowych, co jest typowe dla wysokich temperatur (k.pirogeniczny).Charakterystyczne jest zjawisko korozji magmow.

Skały te szybko i łatwo ulegają przeobrażeniom ( dotyczy to zwłaszcza szkliwa, a szczególnie zasadowego).

Do najczęstszych przeobrażeń należą montmorillonityzacja, zeolityzacja, kaolinityzacja. Dacyty często ulegają albityzacji- albitofir= albityt= sacharyt.

Składnikami stanowiącymi substancję cementującą piroklasty są minerały węglanowe, minerały grupy SiO2, minerały ilaste, związki żelaza i in., powstałe z substancji uwolnionych w trakcie ich diagenezy, szczególnie z łatwo ulegającego rozkładowi szkliwa i ew. z innych składników okruchowych, lub z doprowadzonych przez krążące porami roztwory ( zwłaszcza hydrotermalne).

Tuf z Filipowic- struktura krystalolitoklastyczna, tekstura zbita, bezładna; tło skały stanowi przeobrażone ( zdewitryfikowane) w substancję ilastą szkliwo wulkaniczne, obecne są także liczne pseudomorfozy kaolinitowe po skaleniach z zachowanymi reliktami tych skaleni, pobocznie występuje kwarc pirogeniczny, zopacytyzowane blaszki biotytu i litoklasty. Obserwuje się też skupienia wtórnych minerałów węglanowych (kalcyt).Zgodnie z klasyfikacją tuf ten można nazwać tufem krystalitoklastycznym (mieszanym).

TUFITY są to skały piroklastyczne, które powstają wskutek nagromadzenia najdrobniejszego materiału (pył w środowisku morskim). Zbudowane są głównie ze szkliwa wulkanicznego. Niekiedy zawierają domieszki minerałów pochodzenia osadowego. Stanowią cienkie wkładki lub niekiedy b. grube pokłady w obrębie skał osadowych - wapieni, skał ilastych. W Polsce jako cienkie wkładki występują w pd-wsch obniżeniu G. Świętokrzyskich w okolicach Buska i Chmielnika.

52.Skały epiklastyczne, geneza i klasyfikacja ze względu na frakcję ziarnową

Osadowe skały klastyczne (okruchowe) są w ponad 50% zbudowane z klastów (okruchów), powstałych na ogół poza zbiornikiem sedymentacyjnym, a następnie do niego przetransportowanych, czyli z tzw. Składników allogenicznych. Do tych ostatnich należą epiklasty, tj. przytransportowane do zbiornika sedymentacyjnego produkty wietrzenia fizycznego i rezystaty (ziarna kwarcu, skaleni, minerałów ciężkich, blaszki mik, fragmenty skał, odporne elementy szkieletowe) oraz piroklasty, tj ziarniste, głównie okruchowe produkty erupcji wulkanicznych [kryształy i ich fragmenty, odłamki szkła ( szkliwa) i fragmenty skał z podłoża i otoczenia wulkanu]. Pierwsze z nich tworzą skały epiklastyczne, drugie zaś - piroklastyczne. Odrębną, marginalną grupę osadowych utworów klastycznych stanowią skały autoklastyczne, powstałe na miejscu, bez udziału transportu i sedymentacji.

Za skały piroklastyczne uznaje się te, które w ponad 75% są z piroklastów. Ze względu na ich skład i bezpośredni związek z procesami wulkanicznymi są one genetycznie bliższe wulkanicznym skałom magmowym niż osadowym. Z tymi ostatnimi łączy je jednak okruchowa forma składników i sposób powstawania, tj. przez osadzanie w zbiornikach wodnych lub na powierzchni lądu.

Klasyfikacja ze względu na frakcję ziarnową:

- gruboziarnista (psefitowa,>2mm) - gruzy, żwiry / zlepieńce

- średnioziarnista (psamitowa, 2-0,1 mm) piaski / piaskowce, zlepieńce, sarogłazy

- drobnoziarnista (aleurytowa, 0,1-0,01 mm) mułki (lessy) / mułowce (m. ilaste)

- (pelity, <0,01) - iły/iłowce

mm

Φ (phi)

bloki, bomby,

tefra blokowa i bombowa

brekcja piroklastyczna, aglomerat

lapille, tefra lapillowa

tufitowy zlepieniec (konglomerat)

gruby popiół

gruby tuf popiołowy

tufitowy piaskowiec

drobny popiół

drobny tuf popiołowy, tuf pyłowy

tufitowy piaskowiec

tufitowy mułowiec

tufitowy iłowiec

100-75%

75-25%

25-0%

Przeciętny rozmiar ziaren		Skały piroklastyczne		Skały piroklastyczno- epiklastyczne (tufity)	Skały epiklastyczne
		Luźne=tefra	Zwięzłe		luźne
64	-6			tufitowa brekcja	gruz
					tuf lapillowy		żwir
2	-1				Piasek
0,062	4				Pył
									muł
									ił
Zawartość piroklastów

53.Psamity, charakterystyka, klasyfikacja, zastosowanie

Psamity (arenity) - skały okruchowe luźne bądź zwięzłe, zbudowane przeważnie z ziarn frakcji psamitowej (piaskowej).

• Według klasyfikacji opartej na wielkości ziaren są to osadowe skały średniookruchowe o średnicy ziaren od 0,1mm do 2 mm.

• Do psamitów należą piaski i piaskowce a także arakozy, waka, szarogłazy, piaskowiec kwarcytowy (kwarcyt).

• Czasami występują jako domieszka w innych skałach (m. in. w wapieniach).

Szarogłaz (waka, szarowaka, szarowiak[1]) - odmiana piaskowca zawierająca co najmniej 25% okruchów skalnych w materiale detrytycznym. Skała osadowa, okruchowa, zwięzła, masywna, warstwowana lub bezładna zawierająca minerały ilaste oraz ortoklaz , plagioklazy, okruchy i minerały zasadowych skał krystalicznych : diabazów, melafirów, łupków krystalicznych rzadziej skał magmowych

Piasek - skała osadowa, luźna, złożona z niezwiązanych spoiwem ziaren mineralnych. Wielkość ziaren od 0,0625 do 2 mm, gęstość ziaren piasku kwarcowego ok. 2,62 g/cm³.

Piaski są najczęściej występującą luźną skałą osadową. Wraz z innymi składnikami tworzą gleby. Pod wpływem oddziaływania wody i wiatru piasek tworzy formy akumulacyjne takie jak wydmy, wały piaszczyste, rewy, odsypy boczne, łachy, zmarszczki, antydiuny, fale piaszczyste, wstęgi piaszczyste i inne. Pod wpływem procesów diagenezy i lityfikacji piasek może przejść w skałę osadową zwięzłą, nazywaną piaskowcem. Piasek do celów gospodarczych jest wydobywany metodą odkrywkową w kopalniach zwanych piaskowniami. Wykorzystywany jest m.in. do wyrobu szkła, a w budownictwie jako składnik betonu.

Piaskowiec to drobnoziarnista, zwięzła skała osadowa powstała w wyniku scementowania ziaren kwarcu, skaleni, miki oraz okruchów innych skał i minerałów o średnicy 0,063-2 mm za pomocą spoiwa ilastego, krzemionkowego lub żelazistego. Przyjmuje różne zabarwienia od szarego po żółte, czerwone i białe. Ze względu na skład mineralny szkieletu ziarnowego wyróżnia się piaskowce kwarcowe, arkozowe (zawierają znaczne ilości skaleni) i lityczne (zawierają okruchy różnych skał). ze względu na obecność drobnoziarnistej masy wypełniającej (matrix) na arenity („czyste” piaskowce) i waki (zawierają znaczne ilości frakcji mułowcowej).

54.Aleuryty, charakterystyka, zastosowanie

Aleuryty (siltyty) to pylaste skały okruchowe luźne bądź zwięzłe.

• Aleuryty zbudowane są z nagromadzonych okruchów mineralnych, pochodzących ze zwietrzałych skał.

• Według klasyfikacji opartej na wielkości ziaren są to osadowe skały drobnookruchowe o średnicy ziaren od 0,01mm do 0,1 mm.

• Składają się głównie z ziarn frakcji aleurytowej (pyłowej), która reprezentowana jest przez pył, muł, mułowiec, less.

Muł (szlam) - niezlityfikowana skała klastyczna, tworząca się w naturalnych zbiornikach wodnych, zbudowana z mieszaniny pyłu i iłu o różnym składzie mineralnym (ziarna o średnicy od 0,01 do 0,1 milimetra) z dodatkiem substancji organicznych. Muł zlityfikowany nosi nazwę mułowca, gdy zaś diageneza doprowadzi do powstania oddzielności łupkowej, mówimy o łupku mulastym.

Wyróżnia się kilka odmian mułu: muł czarny, muł czerwony, muł globigerynowy, muł kokolitowy, muł niebieski, muł okrzemkowy, muł pteropodowy, muł radiolariowy, muł zielony.

Mułowiec - zwięzła skała okruchowa, będąca zlityfikowanym (scementowanym) mułem. Złożona głównie z ziaren kwarcu, czasem łyszczyków, skaleni, minerałów węglanowych i ilastych.

W Polsce na powierzchni występuje m.in. w seriach osadowych karbonu, permu, kredy górnej w Sudetach, jako skała płonna w zagłębiach węglowych Górnego i Dolnego Śląska oraz często wśród różnowiekowych utworów Gór Świętokrzyskich.

Słabo zmetamorfizowane tzw. metamułowce występują w seriach metamorficznych Gór Kaczawskich i Pogórza Kaczawskiego (Metamorfik kaczawski) oraz Gór Bardzkich (Struktura bardzka).

Less - pylasta skała osadowa pochodzenia eolicznego.

W lessach dominuje frakcja aleurytowa (0,05-0,02 mm) złożona przede wszystkim z kwarcu z domieszką skaleni, węglanów, rzadziej innych minerałów. Zróżnicowanie wielkości ziaren w skałach jest bardzo małe, jest to więc skała dobrze wysortowana. Zazwyczaj bezstrukturalna, dość porowata. Barwa przeważnie żółtawoszara. Less jest skłonny do osiadania pod wpływem zawilgocenia względnie dodatkowego obciążenia. W stanie suchym wykazuje skłonności do pękania i tworzenia pionowych obrywisk, które zanikają, gdy less jest wilgotny i nasycony wodą.

55.Skały ilaste, geneza, klasyfikacja, zastosowanie

Skały ilaste- definicja

-W ujęciu geologicznym skałę nazywa się ilastą, jeśli w jej składzie ziarnowym ponad połowę stanowi frakcja ilasta (ziarna <2um), w której obok minerałów ilastych obecne są m.in. Tlenki i wodorotlenki Fe, Al, Mn, krzemionka, zeolity, a także węglany.

- W ujęciu petrograficznym skałę nazywa się ilastą jeśli zbudowana jest w ponad połowie z minerałów ilastych, a także minerały te przeważają w porównaniu do innych składników (kryterium mineralogiczne i genetyczne)

Skały ilaste

-Skały te tworzą się w róznych środowiskach, w największych ilościach w środowiskach morskich i lądowych. Mogą tworzyć się w wyniku wietrzenia skał macierzystych, praktycznie bez transportu (tzw. Skały rezydualne), bądź jako produkty działalności wód hydrotermalnych w połączeniu z transportem i sedymentacją.

-Budujące je minerały posiadają swoistą cechę- jest to zdolność przebudowy struktury przy zmianie warunków fizycznych i chemicznych środowiska.

-Przy tworzeniu się tych osadów zasadnicze znaczenie ma wpływ pH środowiska, jego chemizm i zmienność. Ten ostatni parametr decyduję o wielkości ziaren (im częstsze zmiany tym osad bardziej drobnoziarnisty) oraz strukturach sedymentacyjnych.

Podział skał ilstych

Ze względu na przeważające składniki wśród skał ilastych wyróżnia się:

- skały zasobne w kaolinit- kaoliny, iły kaolinitowe, łupki ogniotrwałe

- skały zasobne w illit- iły illitowi

- skały zasobne w montmorillonitotu- bentonity, iły bentonitowe, iły montmorillonitowe

Do rezydualnych skał ilastych należą: kaoliny pierwotne, bentonity, tonsteiny, paleogleby ilaste.

Skały ilaste redeponowane de facto są skałami klastycznymi (okruchowymi) frakcji pelitowe

Skały ilaste zasobne w kaolinit

-Skały kaolinitowe powstają głownie w środowisku chemicznie kwaśnym rzadziej obojętnym. Należą tu głownie:

- kaoliny

- iły kaolinitowe

- gliny kaolinitowe

- łupki ogniotrwałe

Są to skały zasobne w minerały grupy kaolinitu: kaolinit, niekiedy haloizyt, rzadziej dickit; obecne są też zazwyczaj minerały grupy SiO2, miki, gibbsyt (hydragillit), illit, smektyt, goethyt, hematyt, piryt, anataz, rutyl, ilmenit oraz podrzędnie turmalin, cyrkon: bywa też substancja organiczna.

56.Struktury i tekstury skał ilastych

Struktury i tekstury skał ilastych

-Struktury i tekstury tych skał związane są z ich geneza. W przypadku skał rezydualnych, będących produktem wietrzenia (kaolinizacji) granitów, gnejsów czy arkoz, zachowane są cechy skał wyjściowych. Większe zmiany zachodzą w przypadku skał wylewnych i skał piroklastycznych np. tufów, tufitów gdy szkliwo zostaje zastąpione przez minerały ilaste i zachowały się jedynie ślady pierwotnych tekstur.

-W przypadku skał powstałych w wyniku sedymentacji mechanicznej bądź chemicznej- na typ struktury silnie wpływa obecność ziarn detrytycznych, szczątków organicznych, charakter i kształt minerałów autogenicznych ilastych i innych.

Wyróżnia się struktury:

- pelitową (sk. Zasobne w minerały ilaste)

- fytopelitową (sk. Zasobne w szczątki organiczne)

- porfiroblastową (wynik rekrystylizacji autogenicznej)

- reliktową (ślady struktur pierwotnych)

Tekstury:

- bezładna, uporządkowana, też rytmiczna i mikrorytmiczna, niekiedy plamista

- zbita (najczęściej)

Ze względu na charakter mineralny i cechy strukturalno- teksturalne do skał ilastych zaliczamy:

a)iły (iłowce)- skały utworzone z minerałów ilastych z domieszką materiału okruchowego, minerałów autogenicznych (np. wodorotlenki Fe) i substancji organicznej

b)łupki ilaste (iłołupki)- iły (iłowce) struktura warstwowana

c)gliny- skały plastyczne z domieszką piasku i żwiru- stosowane w ceramice

d)glinki- szlachetne odmiany glin: porcelanowa i fajansowa

Argility- silnie zdiagenezowane, nieelastyczne, pelitowe, masywne lub warstwowane skały: zawierają oprócz ilastych także wodorotlenki glinu.

57.Skały ilaste zasobne w kaolinit

Skały ilaste zasobne w kaolinit

-Skały kaolinitowe powstają głownie w środowisku chemicznie kwaśnym rzadziej obojętnym. Należą tu głownie:

- kaoliny

- iły kaolinitowe

- gliny kaolinitowe

- łupki ogniotrwałe

Są to skały zasobne w minerały grupy kaolinitu: kaolinit, niekiedy haloizyt, rzadziej dickit; obecne są też zazwyczaj minerały grupy SiO2, miki, gibbsyt (hydragillit), illit, smektyt, goethyt, hematyt, piryt, anataz, rutyl, ilmenit oraz podrzędnie turmalin, cyrkon: bywa też substancja organiczna.

58.Kaoliny pierwotne i wtórne

Kaolinitem nazywa się skałę osadową zbudowaną głównie z kaolinitu (ok. 50%obj.), kwarcu (ok. 40% obj), domieszek (w różnym stopniu przeobrażone skalenie, blaszki mik, rutyl) minerały ciężkie- granat, cyrkon/

Kaoliny powstają wskutek przeobrażeń różnych skał, ale zawsze zasobnych w glinokrzemiany K i Na, w warunkach hipergenicznych. Tymi skałami są najczęściej granity, gnejsy, kwaśne skały wylewne, czasami średnie skały głębinowe i wylewne, a także niektóre skały osadowe np. piaskowce arkozowe.

-wśród kaolinów wyróżnia się 2 odmiany: pierwotne, występujące na złożu pierwotnym, leżące bezpośrednio na skale macierzystej, z której powstały, oraz wtórne- przeniesione z pierwotnego złoża, a więc nie leżace na skale macierzystej, należą więc do utworów redeponowanych.

-w porównaniu do kaolinów pierwotnych, kaoliny wtórne są przeważnie znacznie zasobniejsze w kaolinit, a uboższe w kwarc i inne składniki

-W Polsce kaoliny wystepują wyłącznie na dolnym Śląsku, na obrzeżach masywów granitowych, np. w Świdnicy czy Nysy

-kaoliny należą do podstawowych surowców przemysłu ceramiki szlachetnej

59.Łupki ogniotrwałe, charakterystyka, występowanie w Polsce

Tonsteiny

-To rezydualne skały ilaste powstałe w wyniku przemian materiału piroklastycznego w środowisku kwaśnym, bagiennym. Są na ogół silnie zdiagenezowane. Wystepują prawie wyłącznie w obrębie pokładów węgli kamiennych w formie cienkich przyrostów, prawie nigdy nie przekraczających 20cm.

-Zwykle mają barwę jasnoszarą, rzadziej kremową. Zespól minerałów nieilastych: kwarc pirogeniczny i terygeniczny, blaszki biotytu, minerały ciężkie (cyrkon, apatyt)

-Cenne surowce przemysłu materiałów ogniotrwałych.

-W Polsce występują w GZW, DZW i LZW

-Ogniotrwałe łupki kaolinitowe z ok. Nowej Rudy (Dolny Śląsk) powstały w skutek diagenezy produktów wietrzenia pogabrowych.

-Horyzonty korelacyjne (depozycja w krótkim czasie i na dużej przestrzeni) do kalibracji biozon, a także jako źródło minerałów użytecznych do datowania wulkanizmu (cyrkon, apatyt)

60.Skały ilaste zasobne w montmorillonit

Bentonity

Do skał montmorilonitowych zalicza się wszystkie te skał, w których dominującym składnikiem jest montmorilonit.

-W sposób bardzo ogólny skały te podzielić można na 3 grupy:

-bentonity

-iły montmorillonitowe

-gliny montmorillonitowe

-Najczęsciej wystepują iły montmorillonitowe oraz gliny montmorillonitowe; największą przydatność mają natomiast bentonity.

-są rezydualnymi skałami ilastymi utworzonymi w wyniku przemian materiału piroklastycznego w warunkach wietrzenia podmorskiego (halmyroliza). Od skał otaczających wyróżniają się na ogół jaśniejszym zabarwieniem (mogą być od czarnych do białych, zwykle jasnoszare z niebieskawym lub zielonym odcieniem lub jasnobrunatne).

-Duże zastosowanie w różnych działach przemysłu

-W polsce typowe bentonity wystepują w bardzo małych ilościach, głownie w południowo- wschodnich obrzeżach Gór Świętokrzyskich. Są to bentonity mioceńskie.

Iły montmorillonitowe

-w porównaniu do bentonitów odznaczają się bardziej zróżnicowanym składem mineralnym (oprócz montmorillonitu występuje także illit, niekiedy chloryty oraz minerały mieszanopakietowe illit/smektyt)

- Iły montmorillonitowe występują w różnych formacjach geologicznych. Tworzą się przy współudziale różnych skał i zróżnicowanych procesów fizyczno-chemicznych. Środowisko chemiczne towarzyszące procesom ich tworzenia się jest przeważnie alkaliczne lub silnie alkaliczne.

-W Polsce występują jako skały towarzyszące pokładom węgli kamiennych w GZW. Stanowią tam poziom o miąższości przekraczającej nawet kilka metrów (kop. Milowice, Radzionków, Sosnowiec)

Gliny montmorillonitowe

-Są najuboższe w montmorillonit w porównaniu do pozostałych. Odznaczają się zróżnicowanym składem mineralnym, dużym udziałem składników terygenicznych, a wśród nich okruchów różnych skał.

-Powstają przeważnie w skutek sedymentacji materiału terygenicznego w zbiorniku morskim lub jeziornym. W skałach tych często występują dość znaczne domieszki minerałów węglanowych, kalcytu, dolomitu. Tworzą się w środowisku alkalicznym

-W Polsce występują w dość dużych ilościach. Należą do nich przede wszystkim tzw. Iły krakowieckie powstałe w paleogenie w tzw. Rowie przedgórskim Karpat.

-Wykorzystywane są głownie przez przemysł ceramiki budowlanej do produkcji cegły. Po pewnych zabiegach przeróbczych można z nich otrzymać asortyment bardziej wzbogacony w montmorillonit.

61.Bentonity

- największą przydatność mają bentonity.

-są rezydualnymi skałami ilastymi utworzonymi w wyniku przemian materiału piroklastycznego w warunkach wietrzenia podmorskiego (halmyroliza). Od skał otaczających wyróżniają się na ogół jaśniejszym zabarwieniem (mogą być od czarnych do białych, zwykle jasnoszare z niebieskawym lub zielonym odcieniem lub jasnobrunatne).

-Duże zastosowanie w różnych działach przemysłu

-W polsce typowe bentonity wystepują w bardzo małych ilościach, głownie w południowo- wschodnich obrzeżach Gór Świętokrzyskich. Są to bentonity mioceńskie.

62.Skały alitowe

Powstały wskutek wietrzenia laterytowego (rozpad krzemianowych minerałów glinu tj. hydrargilitu, diasporu, boehmintu). Wyróżnia się

-lateryty- z udziałem wodorotlenków Fe,

-terra rosa- (+okruchy wapienne)- residuum na wapieniach i dolomitach

-boksyty- (wodorotlenki Al.+, minerały ilaste + kwarc)

Skały te powstają w specyficznych warunkach klimatycznych i fizyczno-chemicznych (środowisko alkaliczne)- proces lateryzacji

63.Lateryty - geneza, skład mineralny, zastosowanie

-Powstają w wyniku wietrzenia (m.in. desilifikacji) różnych skał magmowych (granitów, syenitów, syenitów nefelinowych. Porfirów niekiedy bazaltów). Obok wodorotlenków Al zawierają także wodorotlenki żelaza stąd ich barwa czerwona- laterytowe rudy żelaza

-Skład mineralny niejednorodny. Głównymi składnikami są: Al2O3 (do50% wag), Fe2O3 (do 20% wag). Ilość SiO2 nieduża ok. 2-3 %. W dużych ilościach osady te tworzą się współcześnie, m.in. na kontynencie afrykańskim.

-skały z dużym udziałem hydrargilitu i diasporu to utwory przedstawiające bardzo zaawansowany proces lateryzacji. Są one faktycznie już typowymi boksytami

Terra rosa(dodatkowo)

Charakteryzują się największym rozprzestrzenieniem. Tworzą ją wodorotlenki Al, w mniejszych ilościach także uwodnione tlenki i wodorotlenki Fe, oraz obecne w różnych proporcjach kwarc, skalenie, chloryty

-ą to skały o charakterze residuów występujących na wapieniach. Tworzą się głównie w klimacie ciepłym albo w pewnych przypadkach w klimacie umiarkowanym.

-terra rosa jest czerwonym osadem pelitycznym lub aleurytowo- pelitycznym. Od laterytów różni się obecnością okruchów wapiennych oraz formami zalegania. Wypełnia ona zazwyczaj kieszenie, kawerny kominy, szczeliny krasowe w skałach węglanowych.

64.Boksyty - geneza, skład mineralny, zastosowanie

-skały złożone z mieszaniny tlenków i wodorotlenków glinu; domieszkami minerały Fe (hematyt, geothyt) i detrytyczny kwarc.

-skały te tworzą się najczęściej w wyniku wietrzenia alitowego. Powstają w środowisku alkaliczny. Z wietrzejących minerałów glinokrzemianowych wyprowadzana jest krzemionka wskutek tego produkty wietrzenia wzbogacają się w Al2O3. Ten typ wietrzenia przebiega najczęściej w klimacie ciepłym i gorącym. Skaly te powstają też z roztworów.

-boksyty należą do podstawowych surowców, z których otrzymuję się metaliczne aluminium. Zawartość Al2O3 w tych skałach wynosi ok. 40%obj, Ma duże znaczenie gospodarcze.

Geneza boksytów

- tworzenie się boksytów może przebiegać w różny sposób:

1) w skutek rozwijającego się procesu lateryzajacji na podłożu glinokrzemianowym, głównie wylewnych skał magmowych kwaśnych i średnich.

2) na drodze chemicznej wskutek wytrącania się wodorotlenków głownie Al, w zbiornikach wodnych

3) wskutek tworzących się residuów na podłożu węglanowym; zaklada się przy tym że skały węglanowe musiały być bogate w domieszki minerałów ilastych a powstałe residua były w pewnym etapie przetransportowane i sedymentowały w jednym większym zbiorniku.

4) poprzez rozkład siarczków i siarczanów przy współudziale Al2O3

Występowanie boksytów

Na terenie europy duże ilości boksytów występują na Węgrzech, w dawnych krajach Jugosławii, Albanii, Grecji. Jedne z największych złóż znane są z Gwinei. W Polsce niewielkie ilości boksytów (często określane jako skały boksytopodobne) znane są z miejscowości Najdziszów k. Mierzęcic na trasie Zawiercie- Tarnowskie Góry oraz w okolicach Nowej Rudy na Dolnym Śląsku. Boksyty z Najdziszowa z punktu widzenia genetycznego, zaliczane są do utworów residualnych powstałych na wapieniach i dolomitach triasowych. Skały z okolic Nowej Rudy powstały z kolei w wyniku procesów lateryzacji rozwijających się na podłożu utworów gabrowych.

65.Skały żelaziste

Utwory pochodzenia chemicznego i organicznego

Należą do nich osady:

żelaziste

manganowe

krzemionkowe

węglanowe

ewaporaty

kaustobiolity

Osady żelaziste

- najpospolitszymi skałami z tej grupy są syderyty. Skały te zbudowane są głownie z minerału syderytu FeCO3. Tworzą się w wyniku wytrącania z roztworów wodnych w różnych środowiskach , najczęściej jednak morskich, stosunkowo płytkich. Tworzące się tego typu skały wykształcają zwykle pokłady, buły bądź soczewki (przeważnie o budowie sferycznej, koncentrycznej). Tego rodzaju formy zwane są sferosyderytami.

-W Polsce skały syderytowe występują w skałach ilastych retykoliasu w okolicach Częstochowy i Zawiercia, w paleogeńskich skałach ilastych tj. Konina, Turowa, w łupkach i piaskowcach fliszowych Karpat.

Ruda darniowa i In.

Limonity- tworzą się w środowisku wodnym zasobnym w tlen.

W wyniku lateryzacji (proces przeobrażenia składników skał w klimacie gorącym i suchym) ultrazasadowych skał magmowych (dunit, perydotyt i in.) powstają żelaziaki laterytowe

Jako produkt wietrzenia złóż siarczków powstają żelaziaki brunatne.

Na podmokłych łąkach, bagnach powstają rudy darniowe i rudy bagienne, a w jeziorach rudy jeziorne.

- Skały te posiadają rdzawoszarawe zabarwienie

Skały glaukonitowe

Są to skały tworzące się w środowisku morskim i na dość dużych głębokościach nawet do 1km, i przy współudziale temperatury. Zbudowane są głownie z uwodnionego krzemianu Mg-Fe2+ czyli glaukonitu.

W Polsce skały te występują w bardzo małych ilościach ale w licznych miejscach, przeważnie wśród utworów kredowych i paleogeńskich.

Nie posiadają praktycznego znaczenia.

Skały żelaziste chlorytowe

- są to utwory zbudowane z chlorytów żelazistych tzw. Leptochlorytów (pochodzenia osadowego). Na uwagę zasługują 2 minerały: szamozyt i turyngit. Duże ich nagromadzenia są przedmiotem zainteresowania przemysłowego.

-w Polsce skały te występują na obszarze częstochowsko- radomskim, wśród utworów jurajskich.

-w dużej ilości występują zwłaszcza w Turyngii, stąd nazwa turyngit

66.Skały krzemionkowe (silicity), geneza

To utwory osadowe chemiczne lub biochemiczne złożone głownie (ponad 50% obj.) z minerałów grupy Si
- zwłaszcza opalu-CT, chalcedonu-LF i kwarcu mikrokrystalicznego (tzw. mikrokwarcu) w różnych proporcjach ilościowych, którym towarzyszą m.in. minerały węglanowe (kalcyt, dolomit) fosforany, tlenki, wodorotlenki,
siarczki Fe, fragmenty fauny, epiklasty i/lub piroklasty, itd.
Zdecydowana większość tych osadów jest genetycznie związana ze środowiskami morskimi. Krzemionka dostarczana jest w wyniku: wietrzenia na lądzie (w. laterytowe), podmorskiej działalności hydrotermalnej i procesów wietrzenia (halmyroliza) oraz rozpuszczania krzemionkowych elementów szkieletowych i transportowana w formie niezdysocjowanego kwasu krzemotlenowego
Si
jak i koloidalnej. Rozpuszczalność krzemionki wzrasta z temperaturą i ciśnieniem, alkalicznością, zasoleniem i ruchliwością wód, maleje w obecności materii organicznej C
.

Wyróżnia się skały powstałe:
- na drodze chemicznej, tj. przez wytrącanie się (bezpośrednią precypitację) krzemionki z roztworu wodnego żelu krzemionkowego w czasie sedymentacji lub diagenezy;
- poprzez nagromadzenia (depozycję) szczątków organicznych mających szkielety bądź skorupki krzemionkowe (np. gąbki, okrzemki, radiolarie);
- w wyniku koncentracji minerałów krzemionkowych w procesach diagenetycznych i/lub epigenetycznych przeobrażeń pierwotnie krzemionkowych skał ew. innych skał osadowych;
- procesów wietrzeniowych.

Skały krzemionkowe mogą mieć genezę organiczną, chemiczną bądź mieszaną.
Skały o genezie niemożliwej do jednoznacznego ustalenia określa się terminem kryptogeniczne.

67.Klasyfikacja skał krzemionkowych

Skały krzemionkowe nie mają ujednoliconego międzynarodowego nazewnictwa i klasyfikacji. Na podstawie składu mineralnego wydziela się dwie grupy:
1. Zbudowane z opalu - powstałe przez depozycję elementów szkieletowych lub ziarn opalowych; wytrącenie krzemionki z roztworów lub przez zastąpienie opalem składników skał niekrzemionkowych;
2. Zbudowane z kwarcu (także chalcedonu) - powstałe w wyniku zastąpienia kwarcem innej skały krzemionkowej (np. opalowej) lub niekrzemionkowej (np. węglanowej), ew. przez wykrystalizowanie kwarcu w wolnych przestrzeniach

Ze względu na stopień lityfikacji wydziela się trzy podstawowe grupy skał (Laschet, 1984):
1. OPALITY - słabo skonsolidowane skały o porowatości > 40%, zawierające > 50% opalu-A pochodzenia organicznego i/lub chemicznego;
2. PORCELANITY - średnio skonsolidowane skały o porowatości 15-40%, bez połysku, zawierające głównie (50-90%) niedetrytycznych opal-CT, chalcedon i mikrokwarc pochodzenia organicznego i/lub chemicznego oraz 10-50% niekrzemionkowych składników (głownie ilastych i węglanowych);
3. „CZERTY” - skały silnie skonsolidowane, zwięzłe, (porowatość do 15%), kruche, o szklistym połysku, zawierające głównie niedetrytyczny chalcedon i mikrokwarc pochodzenia organicznego i/lub chemicznego (ilość niekrzemionkowych domieszek do 10%)

68.Skały krzemionkowe pochodzenia organicznego

Skały krzemionkowe pochodzenia organicznego

* ziemia okrzemkowa - zbudowana ze szkieletów glonów słodko- i słonowodnych (zw. okrzemkami); głównie składniki to opal-A (biogeniczny), chalcedon i kwarc; skała luźna;
* diatomity - zwięzły odpowiednik ziemi okrzemkowej; skała silnie porowata;
* gezy i spongiolity - zbudowane ze szczątków, spong, igieł (spikul) gąbek morskich; osady płytkowodne; główne składniki to opal-A i chalcedon; skały zwięzłe;
* radiolaryty - zbudowane ze szczątków promienie (radiolarii); osady głębokomorskie; główne składniki to opal-A i chalcedon; skały zwięzłe (np. w osadach fliszowych Karpat).

Ziemia okrzemkowa -> diatomit
Ziemia okrzemkowa jest luźnym lub słabo zwięzłym utworem, o barwie białej, żółtej lub jasnoszarej, złożonym głównie z opalowych (opal-A) skorupek (pancerzyków) jednokomórkowych glonów (okrzemek-plankton). Ich skorupki mają zróżnicowane kształty (w przekroju okrągłe, owalne lub klinowate)
Diatomit to bardziej zwięzły odpowiednik ww. skały, w której skorupki okrzemek spojone są opalowym cementem (o różnym stopniu przekrystalizowania w chalcedon i mikrokwarc). To także skała silnie porowata (nawet do 90%), lekka (utrzymuje się na powierzchni wody; gęstość 0,4-0,96 G/cm3), krucha.

Obie skały wykazują związek genetyczny z podmorską działalnością wulkaniczną. Związane głównie z utworami kenozoicznymi rzadziej z paleozoicznymi.

Ze względu na właściwości sorpcyjne i izolacyjne ziemia okrzemkowa ma zastosowanie w przemyśle chemicznym jako materiał chłonny (sorbent) i nośnik katalizatorów oraz w przemyśle ceramicznym do produkcji wyborów termoizolacyjnych. Dawniej była stosowana do wytwarzania dynamitu.
Podobnie diatomity są używane jako materiał sorpcyjny i nośnik katalizatorów w przemyśle spożywczym i chemicznym, jako materiał termoizolacyjny i surowiec do produkcji betonów lekkich. Kruszony diatomit (też np. niektóre odmiany spongiolitów i radiolarytów) używane są jako lekkie kruszywa do betonu (tzw. krzemoporyt), również do wyrobu krzemionkowych materiałów ogniotrwałych, jako wypełniacz do farb, tworzyw sztucznych, gum i in. jako materiał filtracyjny do oddzielania drobnodyspersyjnych domieszek mechanicznych (np. do oczyszczania olejów), szlifierskich i polerski (zwłaszcza do polerowania metali kolorowych i lekkich). W przemyśle budowlanych materiałów wiążących skały te są dodawane jako aktywne dodatki mineralne do cementów.

Gezy i spongiolity (spekularyty, spikulity)
Są to skały krzemionkowe zbudowane ze szczątków gąbek.
Spongiolity są na ogół zbudowane z głównych części gąbek, natomiast gezy - z nagromadzenia igieł gąbek tzw. spikul (0,1-0,3 mm). Skały te tworzą się w środowiskach morskich. Głównym składnikiem mineralnym jest w nich opal-A. Niekiedy w masie opalowej rozwijają się procesy rekrystalizacji (->chalcedon).
W spongiolitach występują znaczne domieszki minerałów ilastych.
Skały te są znacznie mniej pospolitymi organogenicznymi utworami krzemionkowymi, płytkomorskimi lub sporadycznie słodkowodnymi. Często towarzyszą gezom, skałom glaukonitowym oraz klastycznym.

Radiolaryty
Są to skały zwięzłe, utworzone z chalcedonowych (pierwotnie opalowych) szkielecików pelagicznych promienic (radiolarii), o przekrojach owalnych, okrągłych, często z ząbkowanym obrzeżem (0,05-0,2mm). Są połączone krzemionkowym spoiwem (opal, chalcedon i /lub mikrokwarc), a ich zarysy są w różnym stopniu zatarte. Często zawierają domieszki związków Fe lub substancji węglanowej, a także substancji ilastej, stad ich barwa jest czerwonawa, zielonoszara, szara lub nawet czarna.
Obecność ich wskazuje na głębokomorski charakter osadów.
W Polsce radiolaryty występują w dość dużych ilościach wśród osadów fliszowych Karpat.

69.Skały krzemionkowe pochodzenia chemicznego

Skały krzemionkowe pochodzenia chemicznego:
*martice (nawary tzw. zendra) krzemionkowe i gejzeryty - powstają, w miejscach wypływu gorących wód (gejzery); skały jasne, o zróżnicowanym stopniu zwięzłości i porowatości, miękkie, z czasem twardnieją; główne składniki to opal i chalcedon, mogą zawierać szczątki organiczne. Duże ilości tych skał znane są z wystąpień na Islandii i Nowej Zelandii.

* limnokwarcyty (zsilifikowane piaskowce) - powstają w jeziorach stref wulkanicznych. Tworzą warstwy o zróżnicowanej miąższości. Pierwotnie osad opalowy (opal-A, -CT) rekrystalizuje w chalcedon lub mikrokwarc. Zwykle żółtawe, porowate. Mogą zawierać domieszki materiału klastycznego (przy wzroście jego udziału przechodzą poprzez gezy w skały klastyczne, np. piaskowce, zlepieńce o spoiwie krzemionkowym).

70.Skały krzemionkowe o genezie mieszanej, występowanie w Polsce

Skały krzemionkowe o genezie mieszanej:

* krzemienie i czert -owalne konkrecje wśród skał węglanowych i marglistych; krzemienie -ostra granica ze skałą otaczającą; czerty-granica płynna; główne składniki to kwarc, chalcedon, opal i cristobalit; skały zwięzłe; pochodzenie krzemionki organiczne i chemiczne; znane od czasów prehistorycznych, obecnie ceniony materiał ścierny;
* rogowce - tworzą warstwy wśród innych skał (np. łupkach ilastych, piaskowcach); skały zwięzłe: główny składnik to chalcedon+ mikrokwarc; tekstura masywna, bezładna lub równoległa, struktura afanitowa lub drobnokrystaliczna; skały na ogół silnie zdiagenezowane, często o zatartych oznakach pierwotnej genezy, zapewne często organicznej.
* jaspisy (jasperyty) - barwne odmiany rogowców, tekstura bezładna lub wstęgowa, struktura kryptokrystaliczna; skała złożona głównie z autogenicznego kwarcu i chalcedonu. Barwa zmienna, w zależności od domieszek (czerwona, zielona). Często związane ze złożami rud Fe. Niekiedy zawierają szczątki organiczne (radiolarie, gąbki lub okrzemki). Tworzą formy soczew lub pokładów (niekiedy nawet dużej miąższości);
* lipidy (kamień probierczy) - skała czarna lub ciemnoszara, zwięzła, skryto-lub bardzo drobnokrystaliczna; złożona głównie z chalcedonu, podrzędnie z autogenicznego kwarcu, minerałów ilastych, substancji węglistej; materiał jubilerski;
* opoka lekka (trypla) - produkt odwapnienia zwykłej opoki; skała porowata; główny składnik to opal i chalcedon.

SKAŁY PRZEJŚCIOWE

* GEZY ( na pograniczu skał krzemionkowych, klastycznych i węglanowych) zawierają zmienne ilości krzemionkowych elementów szkieletowych (spikule, gąbek, szkielecików radiolarii i /lub okrzemek) oraz opalowego cementu, epiklastów (głównie ziarn kwarcu frakcji aleurytowej i /lub psamitowej) oraz minerałów węglanowych (głównie kalcytu). Wyróżnia się g. bezwapieniowe i g. wapienne. Są utworami morskimi, płytkowodnymi (facja glaukonitowa); bywają stowarzyszone ze spongiolitami i opokami.
* OPOKI (miedzy skałami krzemionkowymi a wapieniami) budują kalcyt oraz subtelny szkielet z autigenicznej krzemionki (opal, rzadziej chalcedon), często też szczątki organiczne (zwłaszcza igły gąbek); podrzędnie obecne są analogiczne domieszki jak w gezach (pospolite konkrecje krzemionkowe, pirytowe lub markasytowe)

Występowanie skał krzemionkowych

TATRY - radiolaryty;
KARPATY- jaspisy (Lanckorona k. Kalwarii Zebrzydowskiej); rogowce, diatomity, spongiolity w ok. Myślenic;
WYŻYNA KRAKOWSKO-CZĘSTOCHOWSKA - ciemno zabarwione w wapieniach (Krzemionki w Krakowie) oraz żwirowisko zasobne w krzemienie w Dubiu k. Krakowa;
GÓRY ŚWIĘTOKRZYSKIE - w wapieniach na obrzeżeniu G. Świętokrzyskich występują pasiaste krzemienie (tzw. salcesony) - Krzemionki k. Ostrowca Świętokrzyskiego - stanowisko paleolityczne.

71.Skały węglanowe, geneza, występowanie w Polsce, zastosowanie

SKAŁY WĘGLANOWE
ZAWIERAJĄ PONAD 50% MINERAŁÓW WĘGLANOWYCH

WAPIENIE DOLOMIT
Minerały skałotwórcze-kalcyt, aragonit Minerał skałotwórczy-dolomit

Pochodzenia Pochodzenia Pochodzenia
chemicznego organicznego chemicznego

Powstają w Materiałem budującym
wyniku reakcji ten rodzaj skał są
chemicznych szczątki organiczne
takich jak wytrącanie zbudowane z węglanu
wapnia

Najliczniej występują w przyrodzie skały osadowe. Długotrwale przebiegający proces wytrącania się tych soli może doprowadzić do utworzenia się dużych kompleksów skał, które mogą przekraczać nawet kilka tys. metrów.

Wapienie - występowanie

W Polsce wapienie występują w dużych ilościach, związane są z różnymi formacjami geologicznymi; koncentrują się głównie w regionach południowej i środkowej Polski.
Wapienie trzeciorzędowe znane są z występowania w ok. Buska i Pińczowa (tzw. Wapienie litotaminiowe pińczowskie lub litawskie); w. kredowe i jurajskie występują w największej ilości, tj. na Wyżynie Lubelskiej i Opolskiej (kreda) i na Wyżynie Śląsko-Krakowskiej (jura, na obszarze tym występują także triasowe dolomity kruszconośne z obecnością Zn i Pb); permskie skały węglanowe występują stosunkowo nielicznie w rejonie świętokrzyskim ( na Wyżynie Śląsko-Krakowskiej); karbońskie i dewońskie na Wyżynie Śląsko-Krakowskiej, w rejonie świętokrzyskim oraz w Sudetach. Ze starszych formacji skały węglanowe są na ogół silnie zmetamorfizowane i zaliczane są już do skał przeobrażonych

( o wystepowaniu dolomitów później)

72.Klasyfikacje skał węglanowych

KLASYFIKACJE skał węglanowych

Pod pojęciem skały węglanowej rozumie się zwykle skalę utworzoną ze scementowanych, klastycznych komponentów węglanowych lub wytrąconych bezpośrednio węglanów, zawierającą więcej niż 50% obj. Skałotwórczych minerałów węglanowych: kalcytu, aragonitu, dolomitu lub syderytu.
Podstawą klasyfikacji jest:
-skład chemiczny skały, w którym uwzględnia się zawartość: CaC
, CaMg[CO3]2, MgCO3, MgO lub stosunek Ca/Mg - klasyfikacja Wiszniakowa (1956) i Pettijohna (1975);
- zawartość składników niewęglanowych (zwykle kwarcu (SiO2) i minerałów ilastych - trójkątne diagramy klasyfikacyjne Leightona i Pendextera (1962) oraz Konty (1973).

KLASYFIKACJA WISZNIAKOWA

NAZWA SKAŁY	ZAWARTOŚĆ w % wag. CaCO3 CaMg(CO3)2
WAPIEŃ WAPIEŃ DOLOMITYCZNY WAPIEŃ DOLOMITOWY DOLOMIT WAPIENNY DOLOMIT WAPNISTY DOLOMIT	95 - 100 75-95 50-75 25 - 50 5 - 25 0-5	0 - 5 5 - 25 25 - 50 50 - 75 75 - 95 95 - 100

KLASYFIKACJA PETTIJOHNA

Nazwa skały	Zawartość CaMg[CO3]2 (%)	Zawartość MgCO3 (%)	Zawartość MgO (%)
Wapień	0 - 10	0 - 4,4	0 - 2,1
Wapień dolomityczny	10 - 50	4,4 - 22,7	2,1 - 10,8
Dolomit wapnisty	50 - 90	22,7 - 41	10,8 - 19,5
Dolomit	90 - 100	41 - 45,4	19,5 - 21,6

Klasyfikacje opisowe skał węglanowych

W opisowej charakterystyce skał węglanowych najczęściej stosowane są obecnie trzy podstawowe klasyfikacje:

• Folka (1959, 1962)

• Dunhama (1972), z uzupełnieniami Embry'ego i Klovana (1972)

• Wrighta (1992).

W podziale Dunhama (też Embry'ego i Klovana) wapienie klasyfikuje się na podstawie tekstur widocznych gołym okiem (w. allochtoniczne, w. autochtoniczne). Gdy tekstury depozycyjne nie można rozpoznać stosuje się określenie wapień krystaliczny.
Klasayfikacja Wright'a podkreśla rolę diagenezy w tworzeniu danej tekstury skały, jako wynik połączonego oddziaływania trzech czynników: warunków depozycji, procesów biogenicznych i diagenezy.

Klasyfikacja Folka
- w zależności od udziału poszczególnych składników wyróżnia się wapienie

73.Wapienie - geneza, klasyfikacja, skład mineralny (allo- i ortochemy)

WAPIENIE
Są to skały zbudowane głównie z kalcytu i/lub aragonitu. Wśród kalcytu wydziela się kalcyt niskomagnezowy (zawierający <4 mol % MgCO3) oraz kalcyt wysokomagnezowy (o zawartości > 4 % mol MgCO3) - metastabilny.
W większości kalcyt stanowi produkt krystalizacji z roztworów wodnych, ale częściej kalcyt ma charakter organogeniczny (otwornice, amonity, belemnity)

Obecnie są też domieszki minerałów ilastych (najczęściej illit, montmorillonit) również tlenki Fe, niekiedy mikrokwarc (często o charakterze autogenicznym) glaukonit i in.
Wapnie mogą ulegać dolomityzacji, tj. zastępowania CaCO3 przez CaMgCO3]2 ( niekiedy dolomit ulega rozpuszczeniu lub metasomatycznej przemianie w niskomagnezowy kalcyt podolomitowy zw. niekiedy dedolomitem.

Składniki skał węglanowych
Skały węglanowe są utworzone przez komponenty mineralne o zróżnicowanej genezie: sedymentacyjnej, biogenicznej bądź diagenetycznej.
Dzieli się je na dwie grupy:
1. ALLOCHEMICZNE ( inaczej: allochemy), tj. ziarna (inaczej składniki ziarnowe),
2. ORTOCHEMICZNE (inaczej: ortochemy) tj. spoiwo: matriks (tło skalne, cement)

Wapienie pochodzenia chemicznego

Są skałami o lokalnym rozprzestrzenieniu. Powstają na obszarach występowania np. gorących źródeł, część tworzy się też na skutek wytrącania się CaCO3 z wody morskiej.

* wapienie masywne - zbudowane z drobnokrystalicznego kalcytu wytrąconego z wody morskiej;
* wapienie oolitowe - zbudowane z owalnych form poniżej 2mm, o budowie koncentryczno- promienistej. Tworzą się w spokojnych przybrzeżnych warunkach w środowiskach jeziornych lub morskich;
* martwica wapienna (nawara) - powstaje podczas wpływu wód zasobnych w Ca. Na roślinach wytrąca się węglan wapnia (aragonit). Jest skałą porowatą często ze śladami dobrze zachowanych fragmentów roślin porastających obszary wokół źródeł. Starszą odmianą martwicy wapiennej jest trawertyn (następuje rekrystalizacja aragonitu w kalcyt). Jest skałą zwięzłą i porowatą
* w wyniku przeobrażenia gipsów i anhydrytów. W wyniku tego przeobrażenia wydziela się S Rodzim, a Ca łączy się z CO2 i powstaje kalcyt;
* ewaporaty wapienne- stalaktyty i stalagmity i in. formy.

Wapienie pochodzenia organicznego

Nazwy pochodzą od nazw budujących je orgazmów:

* muszlowce (zlepy muszlowe),
* wapienie rafowe,
* wapienie otwornicowe,
* wapienie krynoidowe (zbudowane z liliowców),
* kreda pisząca powstała w środowisku morskim zbudowana z kokolitów (odmiana glonów wapiennych) i pyłu kalcytowego, który pełni funkcję spoiwa.
* kreda jeziorna (wapień jeziorny). Podobna do kredy piszącej zbudowana ze szczątków organizmów słodkowodnych (mięczaków) oraz pyłu węglanowego.

74.Dolomity pierwotne i wtórne

DOLOMITY

* pierwotne - w wyniku chemicznego wytrącania z wód morskich lub jeziornych. Tworzą pokłady o dość jednolitym wykształceniu litologicznym i niekiedy o wyraźnym uławiceniu; zwykle drobnokrystaliczne (mikrytowe) i równokrystaliczne, często zawierają nagromadzenia pirytu framboidalnego i substancji organicznej. Tekstury masywne, niekiedy równoległe. Powstanie pierwotnych dolomitów (syngenetycznych) na drodze wytrącania to zjawiska rzadkie; dotyczą specyficznych środowisk (jezioro Bałchasz i salinarne jeziora nadmorskie Coorong w południowej Australii).

*wtórne - (metasomatyczne, epigenetyczne) - powstają w wyniku metasomatycznych przemian wapieni i margli pod wpływem krążących szczelinami wód zasobnych w Mg (częściowe zastąpienie Ca przez Mg powoduje zmniejszenie objętości, stąd dolomity wtórne są często porowate, grubokrystaliczne (sparytowe), nierównokrystaliczne i często okruszcowane Zn, Pb, Cu.

Dolomity wtórne
Dzieli się je na:

1. epigenetyczne - powstają najczęściej w wyniku przeobrażeń w pełni zlityfikowanych osadów pod działaniem zmineralizowanych roztworów, często w warunkach hydrotermalnych.

Zalicza się tu również dolomity krystaliczne, powstałe w warunkach niskiego stopnia metamorfizmu regionalnego.

2. diagenetyczne, znacznie bardziej rozpowszechnione, tworzą się :
   - w procesach ewaporacji (model Sebkha),
   - w wyniku dolomityzacji ciężkimi solankami,
   - w strefach mieszania (tzw. Model Dorag),
   - w procesie pogrzebania w wyniku zróżnicowanej kompakcji,
   -w procesie dolomityzacji w środowisku morskim.

Dolomity - występowanie:

• Dolny Śląsk - Rędziny k. kamiennej Góry, Ołdrzychowice k. Kłodzka;

• Góry Świętokrzyskie - Radkowice, Jurkowice;

Rejon Śląsko-Krakowski - ok. Dubia k. Krzeszowic, Klucze; rej. Bytomia, Tarnowskich Gór, Zawiercia, Olkusza, Jaworzna (posadzka w Sukiennicach)

75.Ewaporacja i jej produkty

EWAPORATY 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. Można powiedziec ze proces powstawania ewaporatów rozpoczyna sie organogenicznych i chemicznych osadów wapiennych i dolomitowych które można traktować jako prierwszy przejaw nasycenia soli rozpuszczonych w wodzie morskiej. Stwarza to warunki do silnego rozwoju fauny o szkieletach weglanowych i fosforanowych. W skutek tych procesów następuje wzbogacenie wody morskiej w Na+ , K+ , Mg2+ , Cl- , SO42- . Prowadzi to do krystalizacji siarczanu wapnia gipsu CaSO4 *2H2O lub anhydrytu CaSO4 zależnie od temperatury i zasolenia wody. Wskutek dalszej ewaporacji i wzrostu zasolenia wody morskiej następuje krystalizacja halitu. Tworzą się pokłady soli kamiennek, charakteryzujące się obecnością niewielkich ilości gipsu, anhydryu, polihalitu, langbeinitu i innych minerałów solnych, które mogą tworzyć w nich smugi (pierścienie roczne), przypominające przyrosty drzew. Powstanie i zróżnicowanie ich wiąże się z sezonowymi zmianami klimatycznymi. Przy wykrystalizowniu większej części siarczanów wapnia i halitu pozostaje w roztworze część Ca2+ Na+ , ale głównymi kationami stają się Mg2+ i K+ a także wzrost zawartości Br, B, Rb, Cs i innych słabiej rozpowszechnionych pierwiastków. Roztwory te tworzą wieloskładnikowy układ z którego krystalizują chlorki i siarczany Na+ , K+ , Mg2+ , Ca2+ ,a w mniejszym stopniu borany Na+ , Sr2+ , Mg2+ , Ca2 które są słabo rozpowszechnione w osadach solnych.

Występowanie: Sól kamiena w okolicach Inowrocławia (permskie wysady solne) oraz Bochni i Wieliczki (trzeciorzędowe osady solne)

Gips największe złoża gipsu występują w Niecce Nidziańskiej, Kietrz i Dzierżysławiu (koło Głubczyc) okolice Rybnika ( Czernica) Wodzisławia, Chełmka nad Wisłą, Krzeszowic i Krakowa (Płaszów, Łagiewniki) Anhydryt Niwnica koło Nowogrodźca, na Dolnym Śląsku, Anhydryty tworzą też wąski pas wychodni od Niwnic do Żarskiej Wsi Skały: gipsyty; anhydrytyty; sole-halityty-karnalityty-sylwinity

76.Klasyfikacja genetyczna ewaporatów

EWAPORATY.

DEF. Osady pochodzenia chemicznego, na ogół łatwo rozpuszczalne, powstające w wyniku rozpuszczania się soli z jonów zawartych w wodzie morskiej ( płytkich lagun i zatok), lub jeziornej wskutek intensywnego parowania w zbiorniku zamkniętym ( Ryka , Maliszewska 1991).

W takich środowiskach występuje koncentracja jonów: Na+, K+, Ca+, Mg+, Cl+, SO42-, HCO3-, oraz pierwiastków rzadkich: Br, J, B, Li i in.

Wytracanie ewaporatów zachodzi w końcowej fazie sedymentacji osadów chemicznych, po wytraceniu się wapieni i dolomitów.

ZE WZGLĘDU NA GENEZĘ DZIELIMY JE NA:

- powstałe w wyniku krystalizacji: jeziorne, morskie ( Typ I i Typ II)

- ewaporaty klasyczne ( detrytyczne)

- ewaporaty zmetamorfizowane

Ewaporaty powstałe w wyniku krystalizacji to ewaporaty - sensy stricte

Ewaporaty klasyczne - pow. w wyniku osadzania zerodowanych skał ewaporatowych, jeśli erozja następuje w zbiorniku ewaporacyjnym, jest związana ze stokowymi spływami osadów po dnie zbiorników( oligostromy) ( zubry) , lub w przybrzeżnej strefie abrazji ( zlepieńce śródformacyjne)

Ewaporaty zmetamorfizowane- pow. w wyniku przeobrażenia pod wpływem temperatury i ciśnienia w wyniku czego ulegają deformacjom.

Ewaporaty powstałe w wyniku krystalizacji to ewaporaty - sensy stricte

TYP I - to klasyczny typ ewaporacyjny: krystalizacja zachodzi w basenach zamkniętych, gdzie zagęszczenie wody jest wynikiem jej odparowania ( woda nasycona w całej swojej objętości). Kolejność krystalizacji ewaporatów jest ściśle określona i zależy od składy roztworu , w którym następuje krystalizacja.

TYP II - krystalizacja ewaporatów odbywa się w zbiorniku ( na jego dnie) , w którym woda jest rozwarstwiona gęstościowo, są to przeważnie sole wielokrystaliczne.

Bez względu na typ genetyczny soli ( I lub II) krystalizacja odbywa się z zachowaniem układów równowagi chemicznej, w wyniku której pierwsze krystalizują gipsy , następnie chlorki sodu, a w fazie końcowej sole K-Mg . na tworzenie się konkretnych faz mineralnych maja wpływ zarówno chemizm solanek jak i temperatura wód w zbiorniku.

77.Struktury i tekstury skał solnych

STRUKTURY I TEKSTURY EWAPORATÓW

W ewaporatach o genezie związanej z krystalizacją, struktury skał mają charakter krystaliczny.

W ewaporatach o charakterze klasycznym struktury mają charakter okruchowy ( detrytyczny)

natomiast w ewaporatach pochodzenia metamorficznego minerały mają formę blastów , stąd struktury określa się jako blastyczne.

Podobne zasady SA stosowane w opisach tekstur tych skał.

78.Ewaporaty jeziorne (limnogeniczne)

EWAPORATY JEZIORNE- LIMNOGENICZNE

W przypadku jezior chemizm zawartych w nich wód zależy od warunków geograficznych i hydrogeologicznych do których należą:

1. skald chemiczny wód doprowadzanych przez rzeki bądź źródła wód poziemnych

2. charakter petrograficzny skała otaczających.

3. warunki klimatyczne

4. szata roślinna tego basenu

W klimacie wilgotnym stała cyrkulacja wód w zbiorniku jeziornym powoduje ciągłe zmiany chemizmu tych wód, co upodabnia je do wód rzecznych i w takich warunkach tworzenie się ewaporatów jest utrudnione.

W klimacie suchym i gorącym dochodzi natomiast do tak dużej nieraz koncentracji jonów, że mogą osiągać stan nasycenia i przy przekroczeniu iloczynu rozpuszczalności następuje ich krystalizacja.

W zależności od przeważającego w tych wodach zespołu jonów tworzą się różne osady:

 węglanowe - przeważa HCO3- nad Ca2+ i Mg2+: tworzą się w strefie wietrzenia skał magmowych zawierających zasadowe plagioklazy ( bytownit , anortyt) bądź rozmywania skał węglanowych.

W I etapie HCO3- przechodzi do CO2 i przy obecności jonów Ca2+ i Mg2+ krystalizują wapienie i / lub dolomity , a następnie soda rodzima, mirabilit ( NaSO4 *10H2O) i In.

( Wadi natrum, Egipt-150 tys. t / rok sody; jez. Pietachowskie, Syberia- 80 tys. t/rok sody).

siarczanowe- przeważa SO42- i Cl- nad HCO3- stąd krystalizuje halit, mirabilit, epsomit tzw. sól gorzka ( MgSO4*7H2O) itp. Złoża w Rosji nad morzem Kaspijskim oraz w Chile i In. rejonach Ameryki i Afryki;

 chlorkowe - wyraźnie przeważają jony Na+ i Cl-; głównym produktem ewaporacji jest halit ( NaCl )

 borowe - w rejonach działalności wulkanicznej połączonych z ekshalacjami borowonośnymi ; krystalizują borany Na i Ca, np. boraks rodzimy, kermit, celemanit i in. bądź borany Na i Mg.

Tego typy złoża występują w Tybecie i centralnej Azji oraz USA Newada Kalifornia. Często dochodzi w nich do podkoncentrowania takich pierwiastków jak: Li, K , B J ( Morze Martwe)

 azotanowe- gdzie źródłem azoty jest atmosfera. Tam azot pochodzi z :

• wyładowań atmosferycznych: powstający azot przechodzi do wód opadowych w formie N2O, N2O5, No2, NO3 itp.

• przechwytywany z atmosfery przez glony i bakterie, a więc organizmy strefy hipergenicznej. Tworzą się azotany Na+ i K+.

Najzasobniejszym w te związki jest pustynia Atakama w Chile.

W warunkach lądowych miąższość ww. osadów jest nieznaczna w porówna niu do osadów morskich, w których zaznacza się duże zróżnicowanie litologiczne w pionie i poziomie, duża liczba domieszek, liczne przewarstwienia z innymi nieewaporatowymi osadami.

79.Cyklotem solny ewaporatów morskich

Tworzenie się ewaporatów w wodzie morskiej odbywa się wg zasad podanych przez Van Hoffa:

siarczany Ca chlorek Na siarczany i chlorki Mg i K

kolejność ta składa się na pełną serię osadów, tzw. cyklotem solny.

W I etapie przy dużej zawartości jonów Ca2+ i Mg2+ dochodzi do tworzenia się osadów węglanowych : wapieni i dolomitów. Prowadzi to wzrostu koncentracji jonów Na+, K+, Mg+, SO42- iCl- co sprzyja ewaporacji , najpierw siarczanów wapnia ( gipsu i anhydrytu), potem chlorków ( głównie halitu). Wody wzbogacają się w ten sposób w kationy Mg2+ i K+ i w ostatnim etapie dochodzi do krystalizacji soli K -Mg

W etapach początkowych procesu ewaporacji miąższość tworzących się osadów jest wielokrotnie większa od powstałych w końcowych fazach tego procesu ( nierówność proporcji wody morskiej i osadu).

• 80.Skały siarczanowe - geneza, występowanie w Polsce, zastosowanie

SKAŁY SIARCZANOWE

- Skały gipsowe ( w niższych temperaturach)  drobnokrystaliczne  alabastry ;

- Skały anhydrytowe ( w wyższych temperaturach)  drobnokrystaliczne  vulpinity

Skały siarczanowe tworzą się najczęściej w zbiornikach morskich , zwłaszcza w lagunach ale również w jeziorach słonych. towarzyszą im skały ilaste, mułkowe i dolomity. Tworzą soczewki i pokłady niekiedy miąższości nawet kilkudziesięciu metrów. znane są od kambru (Rosja koło Irkucka ) aż do czasów współczesnych ( najbardziej rozpowszechnione są osadu cechsztyńskie i mioceńskie).

W Polsce głównie kotlina Nidy ( 30-40 m) oraz cały obszar występowania cechsztynu.

Przykłady:

GIPSYTSkały gipsowe gipsyty to monomineralne skały zbudowane z gipsyty ( 99% odj. pozostałe to domieszki : kwarcu, kalcytu, dolomitu, min ilastych, związków Fe, a także sub bitumicznej)Wyróżnia się skały gipsowe wielokrystaliczne w których kryształy mają wielkośc kilku a nawet kilkudziesięciu cm. ( tzw gipsy selenitowe) oraz skały gipsowe drobnokrystaliczne  alabastry.W warunkach podwyższonej temperatury gipsy oddają wodę i przebudowują się w anhydryty. Wiąże się to z poważną redukcją objętości skały oraz wydzielaniem się niej znacznej ilości wody.Barwa tych skał jest jasna, biała , szara lub żółtawa ( domieszki ub bitumicznych i wodorotlenku Fe)

ANHYDRTYT monomineralna skała zbudowana z anhydrytu. Dobrze wykształcone kryształy występują rzadko i są nietrwałe w warunkach powierzchniowych. szybko ulegają uwodnieniu przebudowując się w gipsy. Przebudowa anhydrytu w gips powoduje wzrost objętości skały o 30 %. Zjawisko to może powodować znaczne deformacje struktur złożowych oraz przyczynić się zaburzeń morfologicznych na pow Ziemi.Barwa skał jasna, biała , szra z z odcieniem niebieskim i czerwonawym.Typy anhydrytu: lity

konkrecyjny

Zastosowanie - ładnie wykształcone kryształy są cenione i poszukiwane przez kolekcjonerów (największe osiągają wielkość kilku metrów), -jest powszechnie stosowany w budownictwie m in. jako materiał wiążący ( - używany jako surowiec rzeźbiarski, stosowanie

• 81.Skały solne - geneza, występowanie w Polsce, zastosowanie

Skały solne ogólnie zaliczane są do ewaporatów, ponieważ powstają dzięki odparowaniu wody w zamkniętych basenach (laguny, słone jeziora),

Przyklady

SOLE KAMIENNE ( HALITYTY, HALITOWCE) sole kamienne zbudowane SA przede wszystkim z halitu ale mogą zwierać zarówno domieszki składników ewaporacyjnych jak i detrytycznych. Mówi się wówczas o solach kamiennych z anhydrytem , gipsem jak również o solach piaszczystych czy ilastych.

znane są również skały piroklastyczno - ewaporacyjne ( tufity halitowe- Bochnia), które tworzą się gdy pył wulkaniczny wpadnie do zbiornika ewaporacyjnego.

wśród wymienionych utworów wyróżnia się zatem:

- sole piaszczyste - z domieszką piasku kwarcowego

- sole zlepieńcowate:

- mułowce, piaskowce i zlepieńce ze spoiwem halitowym

SOLE POTASOWO- MAGNEZOWE Należą do tzw wyższych ewaporatów. jako końcowe produkty ewaporacji pojawiają się rzadziej ( np. w stosunku do soli kamiennych ) i tworza zwykle niewielkie nagromadzenia

Należą tu m.in. skały sylwinowe ( sylwinityty), karnalitowe ( karnalityty), kizerytowe ( kizerytyty), polihalitowe ( polihalityty), lagbenitowe ( langbenityty)

SKAŁY MIESZNE CHEMICZNO- KLASTYCZNE (DETRYTYCZNE) sole twarde- skały zbudowane z halitu, sylwinu i dowolnego materiału siarczanowego;

sole ilaste ( zailone) to skały o zawartości części ilastej 15%

zubry - skały ilasto ( illitowi)- halitowe zawierające 15-85 % halitu

Przyjmuje się za zubry skały, w których ilośc halitu mieści się w przedziale15-85%. gdy zawartośc ta jest mniejsza o 15% skały nazywa się iłami solnymi.

natomiast gdy halitu jest ponad 85% uważa się za sole ilaste.

ZŁOŻA SOLI W POLSCE

Główne nagromadzenie soli kamiennej w Polsce SA wieku mioceńskiego i cechsztyńskiego.

do mioceńskich zalicza się np. złoża w Wieliczce, Bochni i Baryczy : Sole wielickie dzieli się w zalewności os zawartości NaCl :

3. sól szybikowa ( najczęstsza średniokrystaliczna)

4. sól zielona ( zazwyczaj grubokrystaliczna)

5. sól spiżowa ( drobnokrystaliczna)

6. sól trzaskająca ( z inkluzjami gazowymi metanu)

7. sól włóknista ( tzw. szpaki solne)

Sole tego wieku znane są też w rejonie Górnego Śląska( Rybnik, Żory, Orzesze) na głębokości 200m.

Złoża cechsztynu to głównie osady zalegające od wybrzeży Bałtyku po ok. Łodzi i Wrocławia ( Kłodawa)

Zastosowanie- w medycynie i przemyśle spożywczym

• 82.Skały fosforanowe - geneza, występowanie w Polsce, zastosowanie

SKAŁY FOSFORANOWE

Skały osadowe o wysokiej zawartości fosforu, wynoszącej od kilkunastu do ok. 40% wag. P2O5

Do skał tych należą trzy grupy utworów różniących się genezom i składem mineralnym:

• fosforyty

• guano

• skały wiwianitowe

Najszerzej rozprzestrzenione są fosforyty.

Skaly fosforanowe powstają na drodze chemicznej , organicznej i mieszanej ( biochemicznej);marginalną grupę stanowią utwory epiklastyczne i wietrzeniowe.

Źródła fosforu:

- fosforanonośne minerały skał krystalicznych ( głównie apatyt) - fosfor pierwotny. Fosfor uwalnia się w trakcie wietrzenia i jest transportowany w wodzie w postaci jonu fosforanowego ( PO4)3-

- środowisko morskie w którym mają miejsce emanacje wulkaniczne i halmyrolityczny rozkład materiały wulkanicznego ;

- asymilowany przez faunę i florę z różnych środowisk( atmosfera , wody morskie) , których szczątki są wtórnym źródłem tego pierwiastka.

GENEZA FOSFORYTÓW

Fosforyty powstają w środowiskach morskich lub jeziornych.

Wśród fosforytów pochodzenia morskiego wyróżnia się

- f, konkrecyjne ( platformowe, bulaste, nodu-lowe)- do 20 cm, 10-30% P2O5 , niekiedy posiadaja budowę sferolitową , częste domieszki substancji organicznej i glaukonitu.

-f. pokładowe( warstwowe, geosynklinalne) do 17 m miąższości , do 37% P2O5 pospolita struktura oolitowa, brak domieszek sub organicznej i glaukonitu, także takich minerałów jak kwarc czy kalcyt natomiast obecny jest dolomit

podrzędne typy: f. muszlowe, kostne, stromatolitowe, klasyczne rezydualne.

GUANO

Skala organiczna krucha niekiedy o budowie konkrecyjnej.

Guano w powierzchniowych wystąpieniach odchody, zwłoki, resztki pokarmu i gniazd rybożernych ptaków morskich np. kormoranów, pelikanów, które z czasem ulegają diagenetycznym przeobrażeniom.

Guano jaskiniowe- tworzy się zarówno w gorącym jak i chłodniejszym wilgotnym klimacie przez nagromadzenie odchodów oraz szczątków nietoperzy tez większych kręgowców np. w plejstocenie niedźwiedzia jaskiniowego.

Skład mineralny guano jest bardzo złożony : tj. fosforany i azotany Ca, Mg, N, w mniejszych ilościach alkalia, siarczany, chlorki, szczawiany związki organiczne w miarę diagenezy ( ługowania łatwiej rozpuszczalnych składników ) guano wzbogaca się fosforany wapnia ( fosfatyzacja)

GOSPODARCZE ZNACZENIE SKAŁ FOSFORANOWYCH.

Największe znaczenie mają fosforyty- zwłaszcza warstwowe tworzące złoża o dużych miąższościach. wysokoprocentowe fosforyty (25-40% wag. P2O5) stanowią przede wszystkim surowce do produkcji sztucznych nawozów fosforowych ( superfosfatu, supertomasyny, precypitatu i in.) a niskoprocentowe ( 15-25% wag. P2O5) do naturalnych, tzw maczki fosforytowej.

Guano jest naturalnym nawozem azotowo-fosforowo-potasowym, lub fosforowym.

• 84.Skały wiwianitowe - geneza, występowanie, zastosowanie

SKAŁY WIWIANITOWE

Utwory te tworzy uwodniony fosforan żelaza- wiwianit Fe32+[PO4]2*8H2O: bezbarwny, uzyskujący na powietrzu wskutek utleniania charakterystyczną barwę niebieską. Wytrąca się z ubogich w fosfor roztworów w warunkach redukcyjnych ( pH<7, objętość jonów Fe), na bagnistych podmokłych obszarach wilgotnej strefy klimatycznej.

W podanych warunkach tworza się łąkowe i bagienne żelaziaki brunatne ( limonity) oraz torfy, które tez często towarzyszą utworom wiwianitowym. Te ostatnie odróżnia przeważnie ziemiste wykształcenie i barwa od jasno do czarno niebieskiej, a także formy skupień warstwowe, gniazdowe i soczewkowe. Występują one płytko pod powierzchnią ziemi a ich miąższość nie przekracza 1 m.

Utwory wiwianitowe są wykorzystywane przez przemysł chemiczny do produkcji związków fosforu o dużej czystości

85.Kaustobiolity - kopalne paliwa stałe; klasyfikacja genetyczna i stratygraficzna

Kopalne paliwa stałe. Kaustobiolity są to skały pochodzenia organicznego, powstałe na skutek akumulacji i uwęglenia szczątków organizmów roślinnych. Występują w obrębie skał osadowych. Zbudowane są z materii organicznej (C,H,N,O) oraz substancji mineralnej występującej w formie domieszek, odpowiedzialnej za ilość oraz skład popiołu. Do skał tych należą: TORF, WĘGIEL BRUNATNY, WĘGIEL KAMIENNY, ANTRACYT.

Ga­łąź petrografii zajmująca się organicznymi szczątkami kopalnymi nosi nazwę petrografii węgla. Nauka ta zajmuje się opisem cech morfologicznych, fizycznych i chemicznych oraz klasyfikacją składników węgla wyróżnionych w skali makro (litologia węgla) jak i w mikroobszarze przy użyciu mikroskopu optycznego (mikropetrografia) oraz submikro-obszarze przy pomocy obrazu uzyskiwanego w transmisyjnym i skanningowym mikroskopie elektronowym.

Klasyfikacja kaustobiolitów dotyczy genezy, stratygrafii, składu petrograficznego i własno-ści fizyczno-chemicznych węgli. Kaustobiolity traktowane jako biogeniczne, a głównie fito-geniczne skały osadowe są utworami bardzo zróżnicowanymi pod względem cech fizycznych i chemicznych, wynikających głównie z ich genezy. Stanowi to podstawę do wyróżnienia wielu odmian ukształtowanych w różnych warunkach torfogenezy (sedymentacji torfu), diagenezy, katagenezy i metagenezy. Wyróżnia się klasyfikację genetyczną, stratygraficzną, petrograficzną, litologiczną oraz fizyczno-chemiczną.

Klasyfikacja genetyczna

• Węgle humusowe (humolity)

Torf W. brunatny W. kamienny Antracyt

(produkty rozkładu ligniny i celulozy roślinności lądowej)

• Węgle sapropelowe (sapropelity)

Sapropel Gytia Dyssodyl Boghead

(produkty rozkładu białek i tłuszczy flory i fauny wodnej

- glony, megaplankton)

• Węgle liptobiolitowe (liptobiolity)

Bursztyn Woski, żywice Piropissyt Tasmanit

(żywice i woski - nabłonki liści i zarodków roślin lądowych)

Wśród składników chemicznych roślin wyróżnia się: kompleksy wę­glowodorowe (celuloza, chemicelulozy, chityna), ligniny, białka, substan­cje woskowe i żywiczne. Są one w różnym stopniu odporne na destrukcyjne działania czynników biochemicznych, chemicznych i fizycz-nych, w związku z tym w klasyfikacji genetycznej węgli kopalnych wyróżnia się:

1. kopalne paliwa humusowe (humolity) (ang. humic coals) - obfitujące w humus powstały z butwiejących składników roślinnych w warunkach tlenowych na torfowiskach bagienno-lądowych;

2. kopalne paliwa sapropelowe (sapropelity) (ang. sapropelic coals) - bogate w związki węglowodorowe, utworzone z gnijącej materii organicznej w środowisku wodnym jako osad denny w warunkach beztlenowych;

3. liptobiolity (ang. liptobiolic coals) (zawierające ciała bitumiczne) powstałe z nadzwyczaj

odpornych na zniszczenie produktów roślinnych, takich jak substan­cje żywiczne i wosko-we oraz nabłonki liści i zarodników. Typowym liptobiolitem jest bursztyn. Żywice roślinne podobne do bursztynu występują w humusowych węglach brunatnych i kamien-nych rozproszone w postaci ziarn lub skupień soczewkowatych

Klasyfikacja stratygraficzna

ROŚLINNOŚĆ KARBONU PRODUKTYWNEGO

Lycopodiales, Egnisetiales, Pteridospermae, Cordaitales (formy drzewiaste)

ROŚLINNOŚĆ MEZOZOIKU

Rośliny szpilkowe, sagowcowe, miłorzębowate, paprocie nasienne

ROŚLINNOŚĆ KENOZOIKU (Paleogenu)

Rośliny okrytonasienne

WNIOSKI: zmienny charakter roślinności; zmienne zespoły ekologiczne; zmienny klimat.

Wśród roślin karbonu przeważały formy drzewiaste. Były to rośliny widłakowate (Lycopodiales), skrzypowe (Equisoetales), paprocie właściwe, paprocie nasienne (Pterodospermae) i kordaity (Cordaitales). W erze mezofitycznej pojawi­ły się rośliny szpilkowe, sagowcowate, miłorzębowate, dominowały jed­nak nadal paprocie nasienne. W trzeciorzędzie rośliny okrytonasienne (Angiospermae) uzyskały wyraźną przewagę nad nagonasiennymi (Gymnospermae). Znacznie większe bogactwo form roślinnych żyjących w róż­nych strefach klimatycznych spowodowało w trzeciorzędzie większe zróżnicowanie macierzystego dla węgli materiału roślinnego niż w karbonie. Zespoły te w miocenie były raczej zbliżone do współczesnych ze­społów torfowiskowych. Rozwój roślin na kuli ziemskiej następował sto­sunkowo szybko, gdyż już w dewonie mogły one dostarczyć materiału do powstania pokładów węgli.

86.Stadia procesu uwęglenia

Przeobrażeniu szczątków roślin w kaustobiolity towarzyszy zmiana składu chemicznego, wyrażająca się przede wszystkim wzrostem zawar­tości pierwiastka C. Proces ten określany jest jako proces uwęglania. W procesie tym wyróżnio następujące stadia przemian (Brzyski, (1984; Gabzdyl, 1999):

- stadium biochemiczne (syngeneza) - powstawanie torfu,

- stadium geochemiczne (diageneza) - tworzenie się węgli brunatnych miękkich,

- katagenezę wczesną - tworzenie się węgli brunatnych twardych,

- katagenezę późną - tworzenie się węgli kamiennych (typ płomienny i gazowy),

- metagenezę wczesną - tworzenie się węgli kamiennych (typ koksowy),

- metagenezę późną - tworzenie się węgli kamiennych chudych i antracytowych,

- metamorfizm wczesny - powstanie antracytu,

- metamorfizm późny - powstanie metaantracytu.

Diageneza kończy się przejściem kwasów huminowych w huminy. Metamorfizm węgli bywa również okre­ślany terminem uwęglenie. Przyczynami uwęglenia są temperatura i ciśnienie wy­wołane metamorfizmem statycznym, termicznym (wpływ intruzji mag­mowych) lub dynamicznym

87.Klasyfikacja litologiczna kaustobiolitów

LITOTYP (podstawowa jednostka) jednorodne (w sensie sedymentologicznym) nagroma-dzenie uwęglonego lub zwęglonego materiału organicznego, oddzielone od innych wyraźną granicą stropową lub spągową. Wyróżnienie granic - odmienny skład petrograficzny, różnica struktur i tekstur, istnienie powierzchni nieciągłości (sedymentologicznej lub erozyjnej). Litotyp powstaje w oddzielnym, pojedynczym akcie sedymentologicznym.

Wyróżnia się litotypy:

- proste (jednorodne); - złożone

Węgiel brunatny Węgiel kamienny

miękki i matowy W. brunatny błyszczący

w. ksylitowy witryn (błyszczący)

detrytowy duryn (matowy)

fuzynowy fuzyn (jedwabisty)

ksylitowodetrytowy klaryn klarynowitryn

detrytowoksylitowy klarynoduryn

LITOTYPY MIKRO LITOTYPY MACERAŁY

bad. refleksyjności (%) (gr. witrynitu); fluorescencji (gr. egzynitu),

mikrotwardości;

analiza elementarna - na zawartość: C, H, N, S, O

analiza techniczna - na zawartość: popiołu (A), wilgotność (W),

kaloryczność (Q), własności koksownicze (ciepło

spalania, udział części lotnych) i in.

analiza paleobotaniczna

specjalne metody fazowe: XRD, DTA, SEM-EDS, IR, EPR

88.Torf. Typy torfowisk

TORF to osad fitogeniczny, niezdiagenezowany. To surowiec głównie (neogeński) zbudowa-ny z częściowo rozłożonych szczątków roślinności błotnej w warunkach silnego zawodnienia i ograniczonego dostępu tlenu - oznacza to, że zawartość % C jest < 60 % wag. GYTIA - odpowiednik torfu w sapropelitach. Osad niezdiagenezowany, denny - powstaje w jeziorach z gnijących szczątków glonów, pierwotniaków i bakterii.

Cechy makroskopowe torfu: barwa - odcienie jasne (rzadko ciemne) brunatna, brunatno-żółta; struktura - rozluźniona i porowata, tekstura - drzewiasta, włóknista (spilśniona), szczątki roślinne > 1 cm; detrytyczna - szczątki roślinne o dł. < 0,1 mm; miażdżysta - szczątki roślinne nierozróżnialne makroskopowo.

Torfy (ang. peats) składają się przynajmniej w połowie z obumarłych i otorfiałych, zhumifi-kowanych szczątków roślin, z nierozłożonych fragmentów roślinnych, domieszek mineral-nych i wody. Humus jest to ciemna bezpostaciowa substancja o złożonym skladzie chemicz-nym, pochodzenia organicznego, która nadaje torfom barwę ciemnobrunatną i pewną elasty-czność. Skład chemiczny humusu zależy od rodzaju materiału pierwotnego oraz warunków tworzenia się torfowiska. Istotną cechą torfu jest stopień rozkładu, tj. stopień jego humifi-kacji wyrażony w % zawartości amorficznej rozłożonej masy. Do­bra aeracja (przewietrzanie) torfowiska sprzyja jego wzrostowi, natomiast duża wilgotność ogranicza wzrost. Od stopnia rozkładu zależą własności fizyczne torfu (pojemność wodna, gęstość pozorna), zawartość C i własności tech­nologiczne, a także tzw. dojrzałość torfu. Rozróżnia się torfy słabo (10-25%), średnio i silnie rozłożone (powyżej 45%). Torfy typu niskiego cechuje zwykle dość jednolity stopień rozkładu, a wśród wysokich naj­większy stopień rozkładu osiągają torfy sosnowo-wełniankowe (do 45%). Torfy słabo rozłożone mają największą pojemność wodną, chłonność, filtrację wody, przewodnictwo cieplne, a zarazem najmniej zawierają bituminów, mają najmniejszą wartość opałową. Świeży torf jest materiałem porowatym. Odznacza się dużą zawar­tością wody - 75-90% wag. W stanie naturalnym daje się krajać i moż­na z niego mechanicznie wyciskać wodę. Materiałem opałowym torf sta­je się po wysuszeniu na powietrzu do stanu powietrzno-suchego. Zawar­tość wody obniża się w nim wówczas do około 30% wag. W tym stanie jego wartość opałowa wynosi 2800-3400 kcal, a ciężar objętościowy 180-500 kG/cm³.

Typy torfowisk. Podstawowy warunek powstania węgla kopalnego to nagromadzenie dostatecznej ilości szczątków roślinnych i częściowy ich rozkład biochemiczny. Powstały akumulat torfowy musi ulec zakonserwowaniu, tracąc składniki najmniej odporne na destrukcję. Akumulacja (przyrost masy torfowej) musi przeważać nad jej rozkładem. Ochronę masy roślinnej stanowi pogrążenie jej w wodzie, całkowite lub częściowe odcięcie dostępu powietrza, a następnie przykrycie nadkładem mineralnym. Wyróżnia się akumulację autochtoniczną i allochtoniczną (warunek podstawowy - zasobność wody). Wzrost (nara-stanie) torfu - intensywna, długotrwała, ciągła lub przerywana wegetacja roślin torfo-twórczych; poziom wody gruntowej podnosi się lub podłoże torfowiska stopniowo się obniża; opady atmosferyczne, temperatura, wilgotność powietrza, żyzność siedliska, ukształtowanie terenu i in. Torf w ciągu roku przyrasta średnio o ok. 1 mm. Torfy tworzą się w torfowiskach, które z punktu widzenia stosunków geomorfologicznych i hydrologicznych dzielimy na: torfowiska niskie, wysokie i przejściowe.

TORFOWISKA NISKIE - o bogatym zestawie gatunków roślin, zasilane wodami żyznymi = eutroficznymi, na podmokłych obniżeniach terenu, w rozlewiskach, pradolinach rzek, na obrzeżach jezior i płytkich zatok, w rowach i zapadliskach tektonicznych, na wysadach solnych. Zasilane są wodami krążącymi, żyznymi, czyli eutroficznymi (bogatymi w związki mineralne). Rosną tu turzyce, trzciny, sitowie, mchy rokietowe, skrzypy i in. gatunki roślin. Torfy pochodzące z tych torfowisk są ciemne, zwykle brązowoczarne, zasobne w popiół. Materiał roślinny jest w nich silnie rozłożony.

TORFOWISKA WYSOKIE - zasilane wodami jałowymi = oligotroficznymi (pochodzący-mi z opadów atmosferycznych), magazynujące wodę w bardzo chłonnej, gąbczastej masie mchów z rodz. Sphagnum, dzięki czemu mogą wyrastać ponad poziom wód gruntowych.

Torfowiska te o powierzchniach kopulastych, występują zwykle na wododziałach, tam gdzie wody stagnują. Odznaczają się stosunkowo ubogim zestawem gatunków roślin i zasilane są wodami głównie atmosferycznymi czyli oligotroficznymi. Na torfowiskach tych dominują mchy z rodzaju Sphagnum a w mniejszych ilościach występuje wełnianka i wrzos. Torfy są tu żółtawobrunatne, po wysuszeniu niekiedy stają się białawe, lekkie (w stanie wysuszonym ciężar objętościowy wynosi 0.25 g/cm³). Sa słabo zmineralizowane. Odznaczają się również słabym stopniem rozłożenia masy roślinnej.

TORFOWISKA PRZEJŚCIOWE - zasilane wodami mezotroficznymi. Torfowiska przejś-ciowe o umiarkowanie bogatym i zróżnicowanym składzie roślin, zasilane wodami o średniej wartości odżywczej, czyli mezotroficznymi.

Przy tworzeniu się torfów zasadniczą rolę odgrywają: stopień rozwoju flory, klimat, rzeźba lub tektonika obszaru torfowiska oraz stosunki hydrologiczne. Rośliny torfowiskowe zanu-rzone w wodzie (typu szuwarowego) nazywane są immersyjnymi, natomiast budujące pływa-jący „kożuch” - to rośliny emersyjne.

Podział torfów jest dokonywany pod różnym kątem widzenia. Zróż­nicowanie roślin torfo-twórczych jest podstawą podziału na: torfy jedno­rodne i niejednorodne (mieszane). Wśród torfów jednorodnych wyróż­nia się: torfy trzcinowe, sitowiowe, skrzypowe, turzycowe, torfowcowe, wełniankowe i bagnicowe. Torfy niejednorodne, zbudowane z różnych zespołów roślin, klasyfikuje się zależnie od najobficiej reprezentowanych grup roślin, występujących w ilości większej od 15% masy organicznej, np. torf utworzony w 70% ze szczątków turzycy i w 20% z sitowia okre­śla się jako torf sitowiowo-turzycowy.

Podział strefowy torfowiska. W ogólnej klasyfikacji torfowisk wyróżnia się torfowiska paraliczne (gr. paralos- morze) związane głównie z deltami morskimi, także lagunami, równiami pływowymi z estuariami, oraz limniczne (gr. limnos - jezioro), a ściślej limnofluwialne, związane z środowiskiem jeziornym, rzecznym lub źródliskowym. W tych ostatnich wyróżnia się: część limniczną - rośliny typowo wodne; część telmatyczną - rośliny szuwarów; część terrestryczną - rośliny zabagnionego, podmokłego lub wilgotne-go lądu.

Odmienne własności węgli kopalnych są spowodowane od­miennym przebiegiem rozkładu materiału roślinnego zależnie od dostępu czy braku tlenu atmosferycznego, działalności bakterii, udziału wody oraz rozpuszczonych w niej substancji mineralnych. Znane są cztery ro­dzaje rozkładu materii organicznej: butwienie, próchnienie, torfienie i gnicie. Największe znaczenie dla tworzenia pokładów kaustobiolitów stałych ma torfienie, gdyż prowadzi do powstania utworów hu­musowych. Gnicie natomiast doprowadza do powstania utworów sapropelowych.

89.Węgiel brunatny. Występowanie w Polsce

Węgiel brunatny to osad organiczny, zdiagenezowany; zawartość C 60-76 % wag. Wyróżnia się: węgiel brunatny miękki: 60 - 71% C

węgiel brunatny twardy (matowy): 71 - 73% C

węgiel błyszczący: do 76% C

Węgle brunatne (ang. brown coals) są utworami przejściowymi między torfami a wę­glami ka-miennymi. Granice między tymi skałami nie zawsze są wyraźne. Znane są np. torfy plioceń-skie z okolic Mannheim (Niemcy), które odpo­wiadają pod względem składu chemicznego węglom brunatnym. Z dru­giej strony znamy też wiele przykładów węgli brunatnych o charak-terze przejściowym, bardzo podobnych do węgli kamiennych. Węgle brunat­ne stanowią określony etap stopniowych przemian, którym ulegają szczątki organiczne. W trakcie diage-nezy węgli brunatnych różnicują się one petrograficznie. Wegiel brunatny dzielony jest na niżej uwęglony miękki węgiel brunatny (ang. lignite), o barwie od jasno- do ciemno-brunatnej, przełamie ziemistym bądź łupkowym, wykazujący większe podobieństwo do torfu i twardy węgiel brunatny (ang. subbituminous coal) o cechach zbliżonych do węgla kamiennego. W tym ostatnim wyróżnia się dwie odmiany - matową o barwie ciemnobrunatnej do czarnej, zbitą i jednorodną oraz błyszczącą, czarną.

Węgiel brunatny humusowy. Na podstawie zespołu zewnętrznych cech fizycznych określa-jących typ zachowania składników oraz odzwierciedlających rodzaj materiału wyjściowego i stopień jego przeobrażenia w trakcie torfogenezy i diagenezy, w węglu brunatnym humusowym ( w odmianach miękkich i twardych) wyróżnia się następujące litotypy: węgiel ksylitowy, węgiel detrytowy i węgiel fuzynowy. Są to litotypy jednorodne zbudowane głównie z ksylitu, detrytu oraz z fuzynu.. Do litotypów złożonych - zbudowanych z dwóch głównych składników, należy zaliczyć: węgiel detroksylitowy oraz węgiel ksylodetrytowy.

Węgiel ksylitowy są to warstwowe lub soczewkowate skupienia ksylitów, które stanowią co najmniej 90% ich objętości. Do ksylitów zalicza się wszelkie fragmenty kopalnego drewna o zachowanej strukturze i o długości co najmniej 1 cm. Ksylity występują w trzech odmianach strukturalnych: rozszczepialnej, kruchej i rozsypliwej.

Węgiel detrytowy (ziemisty) zbudowany jest z drobnych cząstek humusowych, które tworzą podstawową masę, makroskopowo mniej lub bardziej jednorodną. Wegiel ten pochodzi głów-nie z roślin zielnych. Jest dominującym litotypem w większości trzeciorzędowych złóż Polski i Niemiec.

Węgiel fuzynowy to warstwowe nagromadzenie fuzynu o grubości co najmniej 3 cm. Węgiel ten reprezentuje zwęglony materiał organiczny (skutek pożarów przesuszonych torfowisk) składający się z fragmentów ksylitów i krzewów oraz mchów i traw. Ma barwę czarną, połysk jedwabisty lub szklisto-jedwabisty i przełam strzępiasty.

Węgiel detroksylitowy i ksylodetrytowy należą do litotypów niejednorodnych zbudowanych w swojej głównej treści z ksylitów i humusowego detrytu.

Składniki węgla brunatnego. Elementarne, jednorodne składniki węgla brunatnego, obser-wowane w badaniach mikroskopowych nazywa się macerałami. Macerały przedstawiają fragmenty uwęglonych i zwęglonych (całkowicie lub częściowo) tkanek roślinnych o odmiennych cechach morfologicznych, zmiennym stopniu zachowania budowy tkankowej i zmiennym stopniu żelifikacji. Do macerałów zaliczane są również wytwory roślinne i produkty ich geochemicznych przemian. Zgodnie z klasyfikacją międzynarodową ICCP wyróżnia się trzy grupy macerałów: huminitu, liptynitu i inertynitu. W węglach kamiennych występują odpowiadające im analogiczne grupy: witrynitu, liptynitu i inertynitu. Wraz ze wzrostem uwęglenia macerały zmieniają swe własności. Największe zróżnicowanie cech optycznych składników węgli brunatnych występuje w grupie huminitu.

Huminit obejmuje trzy podgrupy macerałów: humotelinit, humodetrynit i humokolinit i sześć macerałów: tekstynit, ulminit, atrynit, densynit, żelinit i korpohuminit pochodzących z materii humusowej. Huminit pochodzi z parenchymatycznych i drzewnych tkanek ligninowo-celulozowych budujących korzenie, pnie, łodygi i liście roślin bagiennych. Struktury tkankowe są mniej lub bardziej widoczne i w różnym stopniu zachowane w zależności od procesu rozkładu i stopnia humifikacji lub żelifikacji materii organicznej. I tak np. macerał tekstynit stanowi dobrze zachowane, co najwyżej częściowo zżelifikowane tkanki i pojedyncze ścianki komórek a ulminit przedstawia tkanki o dość zaawansowanym, choć zmiennym stopniu żelifikacji. Ze względu na stopień zżelifikowania wyróżnia się dwa submacerały ulminitu: tekstoulminit (częściowo zżelifikowany) i euulminit (ulminit doplerytowy, całkowicie zżelifikowany). Obydwa mogą występować w odmianach A (ciemniejszej) i B (jaśniejszej). Euulminit B jest powszechnie stosowany do pomiarów refleksyjności jako parametr (wskaźnik) uwęglenia wegla. Refleksyjność euulminitu B zmienia się w granicach od 0,20 do 0,40 %. Ulminit jest prekursorem kolotelinitu w węglu kamiennym. Humodetrynit jest utworzony z najdrobniejszych zhuminizowanych okruchów roślin i rozdrobnionego żelu (atrynit) złączonych amorficzną substancją spajającą (densynit). Atrynit jest głównym składnikiem miękkiego węgla brunatnego. Stanowi on masę zasadniczą dla innych macerałów. Humokolinit tworzą koloidalne żele humusowe, żelowe wypełnienia komórek, w tym także produkty utlenienia garbników roślinnych. Żelinit jest to amorficzny żel, wypelniający wnętrza komórek i puste przestrzenie. W zależności od tekstury wyróżnia się mikroziarnisty bardzo drobno porowaty poriżelinit i całkowicie bezstrukturalny lewiżelinit. Korpohuminit to występujące in situ lub izolowane wydzieliny (garbniki) oraz wtórne humusowe wypełnienia wnętrz komórek drzew szplikowych. Skupienia korpohuminitu mają kształt kulisty, eliptyczny, wydłużony lub słupkowy.

Do grupy liptynitu należą składniki utworzone z nabłonków zarod­ników i pyłków roślin okrytonasiennych (sporynit), z nabłonków liści oraz młodych pędów i korzeni (kutynit), żywic i wosków roślinnych (rezynit), chlorofilu (chlorofyllinit) lub z okruchów kutynitu, sporynitu i rezynitu (liptodetrynit), a także utworzone z glonów (alginit), z bituminów (bituminit) oraz z suberyny (suberynit).

W budowie węgli brunatnych ilościowo małą rolę grają składniki grupy inertynitu. Są tu zaliczane produkty zwęglenia materiału organicznego, które obejmują: macerały o zachowanych strukturach tkankowych - fuzynit, semifuzynit i funginit oraz macerały nie wykazujące budowy komórkowej - sekretynit, makrynit i inertodetrynit.

Humusowe węgle brunatne zawierają średnio: 65-78% C, 4,5-6,8% H i 14-32% O + N. Wartość użytkową węgli brunatnych określa się na podstawie wy­ników analizy elementarnej i technicznej, uwzględniając przy tym cie­pło spalania, wartość kaloryczną oraz zawartość bituminów, wydajność prasmoły i innych produktów wytlewania. Oznaczenia zawartości bitumi­nów dokonuje się przez ekstrakcję sproszkowanej próbki węgla miesza­niną etanolu i benzenu. Oznaczenie wydajności produktów wytlewania polega na określeniu ilości produktów uzyskanych w wyniku ogrzewania próbki węgla bez dostępu powietrza w temperaturze 520°C. Odróżnianie węgli brunatnych od kamiennych niejednokrotnie sprawia dużo kłopotu. Trudności wynikają z podobieństwa cech zewnętrz­nych niektórych ich odmian. Kryteriami odróżniającymi są: rysa (brunatna węgla brunatnego), reak­cja z KOH lub NaOH (gwałtowna z węglem brunatnym, barwa roztworu brunatna), zawartość wody higroskopijnej oraz za­chowanie się podczas koksowania.

Węgiel sapropelowy (sapropelit). Spokojne, zastoiskowe zbiorniki wodne; sedyment denny powstający z gnijących organizmów roślin wodnych (glonów) i części zwierzęcych w warunkach ograniczonego lub odciętego dopływu tlenu. Węgiel jednorodny, zwięzły, lity, o przełamie muszlowym, połysku matowo-tłustym, smołowym - częste siarczki Fe nadają mu barwę czarną. Przejścia w odmianę humusowo-sapropelową BOGHEADY - czarne.

Węgiel liptobiolitowy -

skład: żywice, woski - sporopollenina - kutyna i in. Powstał w słabo zawilgoconych zbiornikach leśnych, gdzie mniej odporne elementy roślin uległy całkowitemu rozłożeniu i eliminacji (lignina, celuloza). Budowa jednolita, znaczna spoistość, gładki, równy przełam, połysk tłustawy. Barwa: żółty, brunatnawy; żywiczno-balsamiczna woń.

90.Węgiel kamienny. Występowanie w Polsce

Węgiel kamienny. Podstawowe parametry technologiczne to:

1. wilgoć: < 2 - 10 %

2. zawartość części lotnych: V^daf < 42% 10 % (antracyt)

3. C^daf > 75 - 77 % 90 % (antracyt)

4. Q^daf > 24 mg/kg

5. R^o > 0,60 % 2,4 % (antracyt)

6. barwa: ciemna, czarna;

7. połysk: matowy błyszczący (antracyt)

8. inne: warstwowanie, oddzielność;

9. kliważ: pierwotny (endogeniczny), wtórny (egzogeniczny, tektoniczny - kompakcja).

Węgle kamienne (ang. bituminous coals, hard coals) i antracyty (ang. anthracites) stanowią najwyższe ogniwa szeregu kaustobiolitów. W ich budowie uczestniczą tkanki oraz te części roślin, które pozostały odporne na czynniki destrukcyjne działające podczas fosylizacji roślin. Składniki podatniejsze na te działania uległy rozkła­dowi bądź też dostarczyły substancji spajających węgiel lub wypełnia­jących zawarte w nim tkanki. Dlatego to w masie roślinnej, która ule­gła przeobrażeniu w węgiel kamienny, mniejsza jest ilość szczątków zachowanych w stanie rozpoznawalnym. Makroskopowo rozpoznawalne pasemka węgli humusowych nazy­wamy, podobnie jak w węglach brunatnych - litotypami, natomiast mikrolitotypy stanowią zespoły składników wyróżnianych w obrazach mikroskopowych. Utwory jednorodne pod względem morfologicz­nym, fizycznym i chemicznym nazwano macerałami. Czasami dodatkowo wyróżnia się rów­nież submacerały i odmiany macerałów. Litotypy odpowiadają petrograficznym odmianom makroskopowym węgli humusowych.

Macerały:

Witrynit telinit C^daf = 77 - 91 %

kolinit H^daf = 5,5 - 1,5 %

witrodetrynit V^daf = 45 - 10 %

Egzynit (liptynit) sporynit

kutynit

rezynit

alginit

liptodetrynit

Inertynit mikrynit

makrynit

semifuzynit

fuzynit

sklerotynit

inertodetrynit

Międzynarodowa klasyfikacja węgla (ICE 1993, JCCP 1989) uwzględnia:

• stopień uwęglenia (oceniany według R);

• skład petrograficzny (w zakresie grup macerałów);

• stopień czystości (wyrażany popielnością (A).

Stopień uwęglenia - to rezultat działania na osad organiczny temperatury w czasie geologi-cznym. Może być:

1. niski = „lignit” i „subbitumiczny A” ~ w. brunatny;

2. średni = „subbitumiczny” ~ w. kamienny;

3. wysoki = antracyt.

Skład petrograficzny = typ facjalny:

1. witrynitowy;

2. liptynitowy;

3. fuzynitowy.

zależy od warunków przeobrażenia osadu w materiał organiczny (rozkład aerobowy przy udziale bakterii tlenowych, anaerobowy w warunkach suchych lub wilgotnych).

Stopień czystości - facja - gradacyjna zmiana „czystości i wzbogacalności” osadu w szeregu: węgiel osad mineralny.

Występowanie węgla w Polsce:

ZAGŁĘBIA PARALICZNO-LIMNICZNE

GZW - zagłębie orogeniczne, utworzone w zapadlisku przedgórskim

morawsko-śląskiej strefy fałdowej Waryscydów;

niecka typu synklinalnego,

sedymentacja wykazuje stopniowe przejście od utworów

fliszowych do węglonośnych utworów molasowych;

DZW - zagłębie limniczne, depresja śródsudecka;

zasoby nieznaczne

LZW - zagłębie perykratoniczne, utworzone w strefie brzeżnej platformy

wschodnioeuropejskiej.

91. metamorfizm

. METAMORFIZM - wprowadzenie

To procesy fizyczno-chemiczne przeobrażenia skał starszych magmowych, osadowych, metamorficznych, w których głównymi czynnikami są:

- temperatura,

- ciśnienie,

- współdziałające z nimi procesy chemiczne.

Przyjmuje się, że każda skała przeniesiona z warunków przypowierzchniowych (poza polami stabilności swoich składników mineralnych) w głąb skorupy ziemskiej podlega przeobrażeniu. Może to być spowodowane:

- sukcesywnym obniżaniem się terenu w danym miejscu i pogrążaniem skał;

- oddziaływaniem zjawisk diastroficznych.

• 92.Czynniki metamorfizmu CZYNNIKI METAMORFIZMU

Za podstawowe czynniki metamorfizmu uważa się:

1. temperaturę,

2. ciśnienie litostatyczne,

3. ciśnienie kierunkowe (stress),

4. oddziaływanie fluidów,

5. czas trwania procesu.

• 93.Rodzaje metamorfizmu

CZYNNIKI METAMORFIZMU ^ RODZAJE METAMORFIZMU

Skały ulegają oddziaływaniu wysokich temperatur i ciśnień:

1. w miarę przemieszczania się w głębsze strefy skorupy ziemskiej (m. lokalny, m. regionalny),

2. w sąsiedztwie intruzji gorących ciał magmowych (m. kontaktowy),

3. w wyniku krótkotrwałych ale bardzo gwałtownych

procesów dynamicznych (m. uderzeniowy).

Metamorfizm przebiega w zakresie temperatur 200-800°C

(dolna wartość to granica z diagenezą i powstanie pierwszych

zespołów minerałów metamorficznych, górna — to granica

topienia skał).

Procesy metamorficzne przebiegające przy częściowym przetopieniu skał określane są jako ultrametamorftzm.

RODZAJE METAMORFIZMU

Według SCMR IUGS wyróżnia się: Metamorfizm regionalny - zachodzi w strefach globalnych procesów geotektonicznych (subdukcja i kolizja płyt litosfery, spreading dna oceanicznego), obejmując swoim zasięgiem tysiące kilometrów sześciennych skał.

Metamorfizm lokalny - zachodzi pod wpływem czynnika o ograniczonym zasięgu (intruz]a magmowa, iyslokacja, upadek meteorytu) i obejmuje stosunkowo liewielkie objętości skał (zazwyczaj do 100 km3), V ich obrębie wydziela się m.in. podtypy: m. orogeniczny (m. tref subdukcji, m. stref kolizji), m. z pogrzebania, m. dna

TYPY METAMORFIZMU LOKALNEGO

Metamorfizm termiczny (kontaktowy, ultrameta-morfizm=pirometamorfizm) - wynika ze wzrostu temperatury w skałach otaczających intruzję magmową (przemiany endo- i egzokontaktowe). Metamorfizm dynamiczny (kata kia styczny, dynamometamorfizm) - czynnikiem jest ciśnienie; zachodzi najczęściej wzdłuż płaszczyzn uskoków lub stref ścinania, jako rezultat intensywnych deformacji skał w bezpośrednim sąsiedztwie ruchu. Często mechaniczne roztarcie jest związane z rekrystalizacją lub wzrostem minerałów uwodnionych, dzięki fluidom penetrującym strefy deformacji (-> myło nity).

TYPY METAMORFIZMU LOKALNEGO

Metamorfizm uderzeniowy (impaktowy) - jest wynikiem upadku znacznych rozmiarów meteorytu o dużej prędkości na powierzchnię naszej planety. Wytworzona fala uderzeniowa przechodzi przez otaczające skały i w ułamku sekundy poddaje je ekstremalnie wysokim ciśnieniom. Następujące odprężenie (relaksacja) sieci krystalicznej minerałów prowadzi do gwałtownego wzrostu temperatury, co z kolei skutkuje topnieniem lub nawet parowaniem skał.

INNE TYPY METAMORFIZMU

Z uwagi na oddziaływanie (lub nie) procesów chemicznych wyróżnia się dwa typy metamorfizmu: 1/ izochemiczny; 21 allochemiczny.

Skład chemiczny wielu skał metamorficznych jest podobny do ikładu skały macierzystej (protolitu), poza niewielkimi ró/.nica-ni związanymi z odprowadzeniem lub doprowadzeniem gazowych składników (zwykłe H20) - metamorfizm izochemiczny. Niekiedy dochodzi do głębszych zmian substancjonalnych pod wpływem doprowadzenia czynników z zewnątrz (metamorfizm allochemiczny) - im starsza skała metamorficzna tym lepiej widoczne są w niej znamiona tego metamorfizmu.

Gdy skład chemiczny zmetamorfizowanych skał zmienia się w szerszym zakresie - taki proces jest określany jako metasoima-tpza, a powstałe utwory - skały meta somatyczne.

• 94.Typy metamorfizmu lokalnego

TYPY METAMORFIZMU LOKALNEGO Metamorfizm uderzeniowy (impaktowy) - jest wynikiem upadku znacznych rozmiarów meteorytu o dużej prędkości na powierzchnię naszej planety. Wytworzona fala uderzeniowa przechodzi przez otaczające skały i w ułamku sekundy poddaje je ekstremalnie wysokim ciśnieniom. Następujące odprężenie (relaksacja) sieci krystalicznej minerałów prowadzi do gwałtownego wzrostu temperatury, co z kolei skutkuje topnieniem lub nawet parowaniem skał.

• 95.Struktury i tekstury skał metamorficznych

Struktury skał metamorficznych

Struktury skal metamorficznych zawsze mają charak¬ter holokrystaliczny (krystaloblastyczny). Z punktu widzenia kształtu wyróżnia się idio- i ksenoblasty (szereg idioblastezy; Becke, 1903); na podstawie pokroju: łepido- (blaszki), nemato- (słupki), granoblasty (formy kuliste -glomero, kumuloblasty) - stąd struktury lepido-, nemato- i glomeroblastyczne (zwykle mieszane). Ze względu na wielkości poszczególnych osobników mineral¬nych wyróżnia się struktury drobno-, średnio- i gruboblasty-czne, a przy obecności dużych ziam na tle drobnej łub średniej masy skalnej - porfiroblastyczne Struktury reliktowe. Struktury: kataklazowa i mylonitowa.

Tekstury skał metamorficznych

Mikrotekstury skał metamorficznych mogą być bezładne lub

zorientowane, najczęściej równolegle, uporządkowane, kierunkowe. Wynika to z oddziaływania najczęściej nierównego I ciśnienia. Gdy jest przewaga ciśnienia kierunkowego, tworzące ' się minerały muszą zawsze podporządkować się temu reżimowi i układają się prostopadle swym wydłużeniem do kierunku działającego ciśnienia.

Anizotropia teksturalna, będąca wynikiem działania stressu, prowadzi do utworzenia fołiacji i lineacji. Wraz ze wzrostem metamorfizmu, a zatem ze wzrostem tem¬peratury i ciśnienia, kierunkowość tekstur skał metamorficznych jest coraz mniej zaznaczona. Na pewnych głębokościach,

gdzie działa ciśnienie hydrostatyczne, tekstura kierunkowa w skałach ^netamorficznych zanika.

KLASYFIKACJA TEKSTURALNA:

W oparciu o cechy teksturalne wydziela się trzy grupy skał metamorficznych:

1. silnie złupkowane, łatwo pękające wzdłuż płaszczyzn foliacji (fyllity, łupki krystaliczne o różnym składzie min.)

2.o słabo zaznaczonej foliacji (gnejsy, migmatyty, mylonity)

3. masywne, bezkierunkowe (amfibolity, serpentynity, zieleńce, granulity, eklogity, marmury, kwarcyty, hornfelsy, skarny, grejzeny)

• 96.Facje metamorfizmu regionalnego

Facje metamorfizmu regionalnego

Wyróżnia się facje (Miyashiro (1994):

1. zeolitowa,

2. prehnitowo-pumpellyitowa,

3. zieleńcowa,

4. amfibolitowa,

5. granulitowa

6. lawsonitowo-albitowo-chlorytowa,

7. łupków glaukofanowych,

8. eklogitowa.

• Metamorfizm - metasomatyzm

METASOMATOZA

To procesy rozpuszczania pierwotnych minerałów i zastępowania ich nowymi, przy czym przez cały czas trwania przeobrażeń skała znajduje się w stanie stałym.Metasomatoza odbywa się za pośrednictwem fluidów (ciekłych i gazowo-ciekłych) migrujących przez kapila-ry przestrzeniami porowymi między składnikami prze¬obrażanej skały. W zależności od mechanizmu transportu tych substancji metasomatoza może być dyfuzyjna, infiltracyjna lub jo nowo-dyfuzyjna. Skały metasomatyczne tworzą się w szerokim ^zakresie temperatur i ciśnień.

• 97.Facje metamorfizmu kontaktoweg

FACJE METAMORFIZMU KONTAKTOWEGO

Metamorfizm kontaktowy zazwyczaj zachodzi przy stosunkowo niewielkich ciśnieniach rzędu 1 -3 kbar, ale w szerokim interwale temperatur 300-800°C. Wyróżniono dwie facje tego metamorfizmu:

1. piroksenowo-hornfelsową,

2. sanidynitową.

Ad.1. Typowym minerałem jest andaluzyt (może występować również sillimanit); stabilne są: wollastonit, anortyt i diopsyd. Ad. 2. Bardzo wysokie temperatury, przy stosunkowo bardzo niskim ciśnieniu (warunki porównywalne z wulkanicznymi); obecne są: trydymit, cristobalit, anortoklaz, wysokotemperatu¬rowe plagioklazy (kwarc), cordieryt, sillimanit, piroksen, wollastonit

• 98.Skały metamorficzne strefy epi- (fyllity i łupki fyllitowe, łupki krystaliczne, zieleńce i łupki zieleńcowe, serpentynity, kwarcyty, marmury)

• 99.Skały metamorficzne strefy mezo- (gnejsy, amfibolity, łupki krystaliczne, kwarcyty, marmury)

• 100.Skały metamorficzne strefy kata- (eklogity, granulity, kwarcyty, marmury

[OGÓLNIE O CO CHODZI)

Strefy głębokościowe metamorfizm u regionalnego (Grubenmann, 1906-1908)

Ze względu na progresywnie wzrastające ciśnienie oddziaływujące na skały zanurzone w głębi skorupy ziemskiej Grubenmann wydzielił trzy charakterystycz¬ne strefy (zony) metamorfizmu:

1. epi-

2. mezo-

3. kata-.

W strefie epimetamorfizmu - skały o bardzo dobrze podkreślonej teksturze warstwowej. Poszczególne składniki mineralne są ułożone niemal równolegle, co wynika z bardzo silnie oddziaływującego ciśnienia pionowego, jednokierunkowego (stressu). I W strefie tej tworzą się skały, które nazywane są łupkami meta-I morficznymi. Posiadają doskonałą łupliwość, łupią się na tabliczki, I plastry. Są to skały na ogół słabo zmetamorfizowane. Należą do [ nich m.in. łupki chlorytowe, łupki mikowe (muskowitowo-biotyto we), łupki o składzie mineralnym mieszanym (chlorytowo-mus-kowitowo-biotytowo-serycytowe).

Niekiedy występuje w nich duże nagromadzenie substancji orga¬nicznej, która pod wpływem wysokiej temperatury przeobraża się w grafit (łupki grafitowe). Skały te mają barwę czarną, wyjątkowo dobrą podzielność. W Polsce występują m.in. w ok. Nysy, Srebr¬nej Gony na Dolnym Śląsku.

Oprócz typowych łupków metamorficznych w strefie epi tworzą pc kwarcyty, marmury i in. skały.

W strefie mezometamorfizmu w dalszym ciągu ctaEl

minującym czynnikiem jest ciśnienie kierunkowe (stress), jednakże zaznacza się też działanie ciśnienia bocznego; wskutek tego tekstura w tych skałach nie jest tak uporządkowana, równoległa. W panujących na tych głębokościach warunkach p-T dochodzi do dużych przemian substancjonalnych składników mineralnych skał

(m. allochemiczny), szeroko rozwiniętych przemian metasomatycznych, tworzenia się różnych struktur itd.

W tej strefie powstają: gnejsy, amfibolity, kwarcyty, marmury i in. utwory mieszane.

1 W strefie katametamorf izmu ciśnienie ze wszystkich

stron jest prawie takie same (ma charakter hydrostatyczny), wskutek tego nie może nastąpić uporządkowane ułożenie względem siebie poszczególnych minerałów. Tworzą się więc tekstury bezładne, zbliżone do utworów głębinowych magmowych. Struktury są natomiast charakterystyczne dla skał metamorficznych.

Odróżnienie skał metamorficznych strefy kata od skał magmowych głębinowych możliwe jest wyłącznie na podstawie struktur. W katazonie dochodzi do najintensywniejszych przemian, gdyż jest to strefa, która graniczy z procesem upłynniania skał tzn. anateksis.

i/V katazonie powstają eklogity, granulity.

STRFA- EPI-

PRZEGLAD NAJWAŻNIEJSZYCH SKAŁ METAMORFICZNYCH:

FYLLITY, ŁUPKI FYLLITOWE (łupki plamiste, metaargility)

To słaboprzeobrazone skały ilaste (metapelity) i mułowcowe (metaaleuryty). Efektem tych przemian jest silne scementowanie skał oraz intensywne

odwodnienie, dehydratacja mienarałów ilastych (illit, serycyt, chloryt)

Są najczęściej ciemnoszare, niekiedy z odcieniem w zalezności od faz domieszkowych (chloryty, hematyt, grafit i in)

Odznaczają się wyrazna foliacją, niekiedy też laminacją oraz bardzo dobra odzielnością ( łupki dachówkowe). struktura bardzo drobnoblastyczna, lepidoblastyczna

lub lepido-granoblastyczna.

FYLLITY, ŁUPKI FYLLITOWE C.D.

Skład mineralny jest możliwy do ustalenia w zasadzie tylko mikroskopowo lub też innymi instrumentalnymi

badaniami fazowymi (XRD). Główne minerały to:serycyt, chloryt i kwarc; składniki poboczne skalenie (albit, mikroklin), węglany(kalcyt, dolomit) lub biotyt.

Akcesorycznie występują m.in hematyt, grafit ( łupki grafitowe) i piryt.

Podstawą szczegółowej klasyfikacji fyllitów jest ich skład mineralny. Nazwy systematyczne tworzy się przez dodanie przed nazwa skały przedrostka złożonego z minerałów

występujących w ilości powyżej 5% w kolejności rosnacej, np. albitowo- chlorytowo-serycytowo-kwarcowy fyllit.

Odznaczania się małym rozprzestrzenianiem. Występuja na ogół dość daleko od intruzji magmowych. W Polsce m.in. w staropaleozoicznym podłożu Wyżyny Śląsko- Krk w ok.Zawiercia

i Mrzygłodu oraz w sasiedztwie intruzji porfirowych i mikrogranitowych.

ŁUPKI KRYSTALICZNE

sZEROKO ZRÓZNICOWANA (skład min. i facjalny) grupa skał, których wspólną cechą jest mechaniczna oddzielność (łatwo pękają na cienkie i stosunkowo zwięzłe płytki). Ich składniki mineralne

są nieco większych rozmiarów niż w fyllitach, a foliacja (miki, chloryty) zazwyczaj wyraźna.

Makroskopowo widoczne jest zróżnicowanie składu min. w naprzemianległych ciemnych (łyszczykowo-chlorytowych) i jasnych (kwarcowo-skaleniowych) warstewkach.

Wyróżniono łupki: chlorytowe, talkowe, łyszczykowe.

ZIELEŃCE I ŁUPKI ZIELEŃCOWE

Skały barwy szaro- lub ciemnozielonej, masywne lub złupkowane. Główne minerały to: epidot, chloryt, albit, aktynolit, pobocznie i akcesorycznie mogą

występować:kwarc, biotyt, węglany. magnetyt, apatyt, tytanit.

Makroskopowo sa drobnoblastyczne, w obrazie mikroskopowych wykazują teksture mikroporfiroblastyczną z nieco większymi tabliczkami albitu w drobnej masie epidotowo-chlorytowej.

Są charaterystycznymi utworami facji zieleńcowej. Najczęściej powstają jako produkty metamorfizmu wylewnych skał zasadowych typu bazaltów i ich tufów

ale tez skał gabrowych i diabazów, a niektóre zieleńce są produktami przeobrażeń marglistych skał osadowych.

SERPENTYNITY

Są produktami przeobrażeń ultrazasadowych skał magmowych. Barwa ciemnozielona, brunatna, zielono-czarna, znane również odmiany plamiste.

Skały drobnoblastyczne, bezkierunkowe, zbite, masywne, często poprzecinane żyłami białego magnezytu.

W składzie min. dominują minerały z grupy serpentynu (antygoryt, chryzotyl, lizardyt), pospolite są relikty oliwinu; akcesorycznie obecme są spinele

(chromit, magnetyt) pirokseny, talk (produkt wtórny), chloryt( produkt wtórny) i ww. magnezyt.

W Polsce wyst. w duzych ilosciach w ok. Sobótki, Ząbkowic Śląskich, Złotego Stoku.

KWARCYTY I ŁUPKI KWARCYTOWE

Skały jasne, niemal białe, szare lu7b czerwonawe, niekiedy smużyste i pasiaste. Są skałami masywnymi; niekiedy z wyraźną laminacją podkreśloną ułożeniem

obecnych w skale minerałów blaszkowych (łupki kwarcytowe)

Dominujących składniekiem jest kwarc, a ponadto: muskowit, skalenie, chloryt, sillimanit, dysten, cordieryt, talk, granat, epidot, turmalin i in.

Kwarcyty powstaja ze skał osadowych bogatych w SiO2, w wyniku metamorfizmu regionalnego lib kontaktowego w szerokim zakresie temperatur i ciśnień. Występują przede wszystkim na Dolnym Śląsku

, w Tatrach i Górach Świętokrzyskich.

MARMURY

Sa białe, ale czesto też jasnoszare, rózowawe, zielonkawe lub nawet ciemne ( barwa jest wynikiem rozproszonych domieszek różnych substancji, np. tlenków Fe, grafitu, bituminów itp.)

Marmury powst. w wyniku metamorfizmu regionalnego lub termicznego wapieni i dolomitów w szerokim zakresie ciśnień i temperatur. Głównych procesem jest rekrystalizacja

ziaren; osadowe skały węglanowe (zazwyczaj mikrytowe drobno sparytowe) ulegają przeobrażeniu w skały wyraźnie krystaliczne, gruboblastyczne, niekiedy cukrowate.

Dominującym składnikiem marmurów sa kalcyt lub dolomit ( jesli pierwotne skały węglanowe zawierały kwarc i/lub minerały ilaste, powstałe z nich marmury mogą zawierać również: serycyt, biotyt, talk,

diopsyd, granat, serpentyn, kwarc i in)

Wystepowanie na Dolnym Śląsku w ok. Stronia Śl. (Rogóżka), Wojcieszów, Rędziny (m. dolomitowe)

STREFA- MEZO- tu wchodza tez łupki krystaliczne, marmury oraz kwarcyty

AMFIBOLITY

To skały ciemnozielone, ciemnoszare, niekiedy prawie czarne. Zazwyczaj sa masywne, drobno- lub średnio blastyczne, o teksturze zwykle uporządkowanej,

podkreslonej ułożeniem słupków hornblendy. Odmiany o wyraźnie równoległej teksturze, zbudowane głównie z hornblendy, a ubogie w skalenie, nazywane są 'łupkami amfibolitowymi".

Główne minerały amfibolitów to: amfibole (hornblenda, gedryt, cummingtonit) i plagioklazy; pobocznie wyst: kwarc, biotyt, epidotyt, pirokseny,granat, tytanit i in.

Sa produktami średniego stopnia metamorfizmu (facja amfibolitowa) skał klasy gabra i bazaltu, diorytoidów oraz ich tufów i tufitów (ortoamfibolity) lub margli (paraamfibolity). Mogą tez

powstawać w procesie metamorfizmu kontaktowego, także w wyniku diaftorezy eklogitów (wtedy zawierają relikty tych ostatnich)

GNEJSY

Są rozpowszechnioną, a zarazem silnie zróżnicowaną pod względem skladu min. i tekstury grupą skał.

Zwykle jasne, niekiedy różowo-czarne (zależy ods składu min)

Makroskopowo są średnio- lub gruboblastyczne, niekiedy porfirowate, granolepidoblastyczne. Wykazują wyraźną łupkowatość, często teksturę oczkową lub słojową, a także laminację

o oddzielność płytkową. Główne minerały to: skalenie, kwarc, a także: biotyt,hornblenda, muskowit, chloryt,piroksen,

granat,cordieryt, sillimanit lyb epidot.

GNEJSY C.D.

Sa typowymi produktami średniego i wysokiego metamorfizmu regionalnego facji amfibolitowej i granulitowej.

Często skład min. gnejsów jest podobny do granitoidów, od których odrózniają się foliacją i wystepowaniem biotytu w warstewkach,

naprzemian ległych z laminami lub oczkami skaleniowo-kwarcowymi.

Moga tworzyć się zarówno z protolitów magmowych (ortognejsy) jak i osadowych (paragnejsy). Ultrametamorficzną odmianą gnejsów

sa gnejsy migmatyczne, w których jasne minerały, o nizszych temp. transformacji fazowych uległy częściowemu wytopieniu i pionowej rekrystalizacji. Buduja podłoże Gór Sowich.

STREFA -KATA- tu tez sa marmury i kwarcyty

EKLOGITY

Skały ciemne, drobno- lub średnioblastyczne, najczęsciej bezkierunkowe.

Główne składniki to granat i alkaliczny piroksen (omfacyt); poboczne: rutyl, kwarc, glaukofan (nikiedy też diament).

Skały te często wyst. w postaci niewielkich soczewek w utworach różnych facji metamorfizmu regionalnego m.in. w granulitach, gnejsach, amfibolitach i łupkach glaukofanowych,

stąd uważa się, że eklogity powstają ze skał zasadowych (gabrowych), w war bardzo wysokich ciśnień (za czym przemawiają

m.in. skład min. i chemiczny oraz znaczna gęstość do 3,5 g/cm3).

GRANULITY

Są zróżnicowane, częściej jasne, szaroróżowawe; tekstury bezkierunkowe, drobno- lub srednioblastyczne, granoblastyczne.

Główne minerały to skalenie, kwarc i granaty (jasne), lub granaty i pirokseny (ciemne); akcesorycznie obecne są: rutyl, dysten, rzadziej sillimanit.

Granulity są typowymi produktami najgłębszych stref metamorfizmu regionalnego- facji

granulitowej

Mogą tworzyć ciagłe przejścia od skał pokrewnych, tj. gnejsów lub eklogitów

---