MINERAŁY I SKAŁY

Minerał - pierwiastek, związek chemiczny lub jednorodna mieszanina pierwiastków lub związków chemicznych, w normalnych warunkach o stałym stanie skupienia, powstała w sposób naturalny, bez ingerencji człowieka

Skała - to zespół różnych minerałów powstały w sposób naturalny. Skały jednomineralne (monomineralne) np. sól kamienna NaCl, wapień i wielomineralne (polimineralne).Kalcyt

MINERAŁY SKAŁOTWÓRCZE

• SKAŁY MAGMOWE

• SKAŁY OSADOWE

• SKAŁY METAMORFICZNE

Minerały skałotwórcze - to takie minerały, które w przeważającym udziale tworzą skały

Skały osadowe - jako produkty wietrzenia innych skał.

WŁAŚCIWOŚCI MAKROSKOPOWE MINE
RAŁÓW

Makroskopowe to takie, które jesteśmy w stanie rozpoznać „gołym okiem”.

Kryształy - większość substancji tworzy formy kryształów. Kryształ - to ciała stałe, powstają jako skutek uporządkowanej budowy wewnętrznej, tzn. takiej w której atomy rozmieszczone są prawidłowo, tworząc tzw. sieć przestrzenną.

Układy krystalograficzne

1. układ trójskośny

a
b
c

α, β, γ
90^O α
β
γ

2. układ jednoskośny

a
b
c

α = γ = 90^O α
β; γ
β

np. gips

3. układ trygonalny

a = b
c

α, β = 90^O γ = 120^O

4. układ rombowy

a
b
c

α = β = γ = 90^O

5. układ tetragonalny

a = b
c

α = β = γ = 90^O

6. układ heksagonalny

a = b
c

α = 90^O

γ = 120^O

β
α , γ

7. układ regularny

a = b = c

α = β = γ = 90^O

I Pokrój - kryształy posiadają określony kształt nazywany pokrojem.

Rodzaje pokroju:

• izometryczny - ma zbliżone wymiary w trzech kierunkach

• tabliczkowy - różne wymiary w trzech kierunkach

• płytkowy - podobne w dwóch wymiarach, a trzeci mniejszy

• listewkowy - różne wymiary w trzech kierunkach, ale jeden wyraźnie przeważa

• słupkowy - podobne wymiary w dwóch kierunkach, trzeci wyraźnie większy (np. pokrój pręcikowy, igiełkowy)

II Barwa - zależy od rodzaju i charakteru ułożenia atomów w przestrzeni, które wpływają na pochłanianie i odbijanie promieni świetlnych. Wyróżnia się minerały:

• barwne - o niezmiennej, charakterystycznej barwie

• zabarwione - o barwie pochodzącej od domieszek innych substancji

• bezbarwne

III Rysa - jest ona barwą sproszkowanego materiału. Bada się ją pocierając minerałem o niepolerowaną płytkę porcelanową. Minerały barwne dają rysę barwną, zaś bezbarwne i zabarwione mają zawsze rysę białą.

IV Przeźroczystość - określa ona zdolność minerałów do przepuszczania promieni świetlnych. Wyróżnia się minerały:

• przeźroczyste (kwarc)

• przeświecające (chalcedon)

• nieprzeźroczyste (większość)

V Połysk - jest to cecha powierzchni minerału (jego ścian, bądź powierzchni

powstałych po jego rozbiciu), określająca sposób w jaki odbija ona promienie świetlne. Wyróżnia się następujące rodzaje połysku:

• metaliczny: właściwy i półmetaliczny,

• niemetaliczny: diamentowy, szklisty, tłusty, perłowy, jedwabisty i matowy.

VI Łupliwość. Jest to zdolność minerałów do pękania pod wpływem uderzenia bądź nacisku na części ograniczone powierzchniami płaskimi. Łupliwość nie występuje u minerałów bezpostaciowych i u niektórych minerałów krystalicznych. Minerały mogą wykazywać łupliwość w jednym lub w kilku kierunkach. Kierunki te są w danym krysztale zawsze takie same, niezależnie od kierunku przyłożenia siły, np. uderzenia. W zależności od łatwości pękania minerału oraz stopnia prawidłowości powierzchni, łupliwość dzielimy na:

• doskonałą

• bardzo dobrą

• wyraźną

• niewyraźną (słabą)

VII Przełam. Cecha ta mówi nam o braku łupliwości. Minerał wykazujący przełam, pęka wzdłuż powierzchni zupełnie przypadkowych, jak np. kwarc. Ze względu na kształt tych powierzchni wyróżnia się następujące typy przełamów:

• równy (powierzchnie zbliżone do płaskich),

• nierówny: muszlowy (przypominający kształtem powierzchnię muszli), haczykowaty, zadziorowaty i inne.

Niektóre minerały pod wpływem uderzenia pękają wzdłuż słabo zaznaczających się, niezbyt równych powierzchni, które nie przecinają całego kryształu. Cecha ta określana jest jako oddzielność. Posiadają ją np. niektóre granaty.

VIII Twardość. Jest to opór jaki stawia minerał przy próbie zarysowania go ostrym narzędziem. Próbę wykonuje się swobodnie pociągając ostrzem po powierzchni minerału, bez stosowania silnego punktowego nacisku, powodującego jej kruszenie bądź miażdżenie. Twardość minerałów określa się porównując ją do twardości minerałów wzorcowych, tworzących skalę Mohsa. Jest to zestaw 10 minerałów ułożonych kolejno od najmniej do najbardziej twardego:

1. talk Mg3[(OH)2Si4O10]

2. gips CaSO4 . 2H2O

3. kalcyt CaCO3

4. fluoryt CaF2

1. apatyt Ca5F(PO4)3

2. ortoklaz K[AlSi3O8]

3. kwarc SiO2

4. topaz Al2F2SiO4

5. korund Al2O3

6. diament C

Sklerometr - przyrząd do badania twardości.

Skala twardości Mohsa podaje tylko następstwo twardości, a więc szereg minerałów rysujących kolejno wszystkie poprzednie. W praktyce cała skala Mohsa jest rzadko stosowana, a twardość określa się pośrednio. Minerały o twardości 1 i 2 dają się łatwo zarysować paznokciem, o twardości 1 do 4 - gwoździem żelaznym, o twardości do 5 - ostrzem stalowym. Minerały o twardości 7 i większej są zdolne zarysować szkło. Twardość jest cechą charakterystyczną i stałą dla danego minerału. W wypadku wielu kryształów mieszanych, zwłaszcza glinokrzemianowych, może się ona zmieniać w pewnych, ściśle określonych dla danego minerału granicach. Istnieją też minerały, w których twardość jest cechą kierunkową, np. dysten. Twardość określamy badając minerał w stanie świeżym, nie zmienionym w wyniku późniejszych procesów, np. wietrzeniowych. Minerały zwietrzałe mają na ogół twardość niższą.

IX Gęstość właściwa. W przypadku niektórych minerałów stanowi doskonałą cechę rozpoznawczą (np. barytu - 4,5 g . cm-1, galeny - 7,58 g . cm-1). Większość minerałów skałotwórczych ma jednak gęstość rzędu 2,5 - 3,5 g . cm-1. Cecha ta zatem w badaniach terenowych nie ma zatem praktycznego znaczenia.

X Inne cechy. W przypadku niektórych minerałów w badaniach makroskopowych wykorzystywane są inne charakterystyczne cechy. Należą do nich

• kruchość (np. turmalin)

• sprężystość (np. muskowit)

• giętkość (np. gips)

• kowalność (np. srebro rodzime)

• smak (np. halit)

• magnetyzm (np. magnetyt)

MINERAŁY SKAŁOTWÓRCZE

I SKALENIE

Skalenie - to najliczniejsza grupa minerałów. Podział:

1. skalenie potasowe

2. skalenie sodowo - wapienne

1. SKALENIE POTASOWE są składnikami wielu jasnych, bogatych w krzemionkę skał magmowych i metamorficznych. Uczestniczą również w budowie niektórych skał osadowych jako składniki detrytyczne. Skalenie potasowe są cennym surowcem stosowanym w ceramice. Przedstawicielami skaleni potasowych to mikroklin i ortoklaz.

MIKROKLIN K[AlSi3O8]

CECHY MAKROSKOPOWE:

Postać występowania: mikroklin krystalizuje w układzie trójskośnym.

Pokrój kryształów: nie tworzy jednorodnych kryształów.

Barwa: od białej, szarej, żółtawej, poprzez różową , aż po ceglastoczerwoną.

Połysk: szklisty do perłowego.

Rysa: biała.

Twardość: 6,0.

Łupliwość: bardzo dobra.

Gęstość: 2,53 - 2,56 g . cm-3.

WYSTĘPOWANIE Mikroklin występuje w skałach magmowych takich jak: granity, sjenity, ryolity, trachity, fojality, fonolity, oraz w skałach metamorficznych (gnejsy) i osadowych (arkozy i szarogłazy)

ORTOKLAZ K[AlSi3O8]

CECHY MAKROSKOPOWE:

Postać występowania: ortoklaz krystalizuje w układzie jednoskośnym.

Pokrój kryształów: grubotabliczkowy.

Barwa: od białej, szarej, żółtawej, poprzez różową , aż po ceglastoczerwoną.

Połysk: szklisty.

Rysa: biała.

Twardość: 6,0 - wzorcowa w skali Mohsa.

Łupliwość: doskonała.

Gęstość: 2,53 - 2,56 g . cm-3.

WYSTĘPOWANIE Ortoklaz występuje w skałach magmowych takich jak granity, sjenity, ryolity, trachity, fojaity, fonolity, oraz w skałach metamorficznych (gnejsy) i osadowych (arkozy i szarogłazy). Ortoklaz jest również głównym źródłem potasu glebowego.

2. SKALENIE SODOWO - WAPIENNE

PLAGIOKLAZY

Plagioklazy są glinokrzemianami sodu i wapnia. Tworzą one szereg izomorficzny albit - anortyt. Albit jest glinokrzemianem sodu - Na[AlSi3O8], zaś anortyt glinokrzemianem wapnia - Ca[Al2Si2O8]. Ogniwa pośrednie szeregu izomorficznego plagioklazów stanowią mieszaninę albitu i anortytu, o różnej zawartości tych minerałów:

albit może zawierać 0 - 10% anortytu Na[AlSi3O8]

oligoklaz może zawierać 10 - 30% anortytu

andezyn może zawierać 30 - 50% anortytu

labrador może zawierać 50 - 70% anortytu

bytownit może zawierać 70 - 90% anortytu

anortyt może zawierać 90 - 100% anortytu Ca[Al2Si2O8]

Plagioklazy zasobne w albit określane są jako kwaśne, zaś zasobne w anortyt jako zasadowe.

CECHY MAKROSKOPOWE:

Postać występowania: wszystkie plagioklazy krystalizują w układzie trójskośnym.

Pokrój kryształów: zwykle grubotabliczkowy.

Barwa: jasna - biała, szara, kremowa, czasem żółta lub brunatna.

Połysk: szklisty, perłowy.

Rysa: biała.

Twardość: 6,0 - 6,5.

Łupliwość: doskonała.

Gęstość: stopniowo zwiększa się od 2,61 g . cm-1 (albit) do 2,77 g . cm-1 (anortyt).

WYSTĘPOWANIE Plagioklazy występują we wszystkich skałach magmowych, z wyjątkiem skał bardzo nie dosyconych krzemionką, oraz w skałach metamorficznych (gnejsy). Udział w budowie skał osadowych mają jedynie plagioklazy kwaśne, o większej od plagioklazów zasadowych odporności na wietrzenie.

II KWARC [SiO2]

Kwarc po skaleniach jest najtwardszy. Wzór [SiO2] (46,7% Si, 53,3% O2). Nazwa pochodzi od niemieckiego kwarc - zgrzyt lub kwardy = twardy, jest bardzo stały.

CECHY MAKROSKOPOWE:

Barwa: bezbarwny

Rysa: biała

Twardość: 7, kruchy

Łupliwość: niewyraźna, przełam muszlowy

Przeźroczystość: przeźroczysty, dla odmian barwnych przezroczysty, przeświecający, nieprzezroczysty

Połysk: szklisty, na powierzchni przełamu tłusty

Przełam: włóknisty, promienisty, skorupowy, ziemisty

Układ krystalograficzny: trygonalny, klasa trapezoedmu trygonalnego

Odmiany kwarcu:

- kwarc wysokotemperaturowy > 573 st.C

- kwarc niskotemperaturowy < 573 st.C

WYSTĘPOWANIE Znane są trzy polimorficzne odmiany krystalicznej krzemionki: kwarc, krystobalit i trydymit, różniące się między sobą temperaturą krystalizacji

III ŁYSZCZYKI (MIKI)

Łyszczyki są uwodnionymi glinokrzemianami potasu oraz kationów dwu- i trójwartościowych: glinu, magnezu, żelaza i innych. Tworzenie się tych minerałów wymaga obecności pary wodnej, dlatego występują one głównie w skałach głębinowych, natomiast brak ich wśród składników krystalizujących z law w warunkach wulkanicznych.

Łyszczyki występują powszechnie w wielu skałach. Należą do głównych minerałów skał magmowych, są ważnymi składnikami skał metamorficznych i często występują w skałach osadowych. Minerały należące do tej grupy są pospolite w wielu zwietrzelinach, gdzie zwracają na siebie uwagę charakterystycznym blaszowatym kształtem i połyskliwością (tzw. kocie złoto). Blaszki łyszczyków wykazują doskonałą łupliwość i sprężystość.

Wszystkie łyszczyki posiadają budowę trójwarstwową . Najistotniejszą rolę wśród łyszczyków odgrywają następujące minerały: muskowit, serycyt i biotyt

  MUSKOWIT KAl2[(OH,F)2AlSi3O10]

CECHY MAKROSKOPOWE :

Postać występowania: muskowit krystalizuje w układzie jednoskośnym.

Pokrój kryształów: blaszkowy lub tabliczkowy o zarysie heksagonalnym.

Barwa: muskowit najczęściej jest bezbarwny, niekiedy biały, żółtawy, szary lub brunatny.

Połysk: perłowy.

Rysa: biała.

Twardość: 2 - 2,5.

Łupliwość: doskonała.

Gęstość: 2,8 - 2,9 g . cm-1.

WYSTĘPOWANIE Muskowit jest pospolitym minerałem skałotwórczym. Występuje w skałach magmowych i metamorficznych. Znany jest także ze skał osadowych, gdzie występuje jako składnik allogeniczny, w postaci drobnych łusek i blaszek. W skałach magmowych pojawia się głównie w dwumikowych granitach i granodiorytach. W skałach wulkanicznych jast nieobecny. W utworach pegmatytowych kryształy muskowitu osiągają niekiedy znaczne rozmiary, tworząc złoża o znaczeniu gospodarczym. Muskowit jest również pospolitym składnikiem skał metamorficznych, głównie łupków łyszczykowych (mikowych) oraz gnejsów. Jest on ważnym komponentem materiału glebowego, gdzie występuje w postaci pojedynczych ziarn.

  SERYCYT KAl2[(OH,F)2AlSi3O10]

  Serycyt jest mikrokrystaliczną odmianą muskowitu, powstającą głównie wskutek

rekrystalizacji. Cechy jw., ale łuseczkowy.

CECHY MAKROSKOPOWE :

Postać występowania: serycyt krystalizuje w układzie jednoskośnym.

Pokrój kryształów: blaszkowy o zarysie heksagonalnym.

Barwa: muskowit najczęściej jest bezbarwny, niekiedy biały, żółtawy, szary lub brunatny.

Połysk: perłowy.

Rysa: biała.

Twardość: 2 - 2,5.

Łupliwość: doskonała.

Gęstość: 2,8 - 2,9 g . cm-1.

WYSTĘPOWANIE Podobnie jak muskowit. Często pojawia się jako produkt wietrzenia skaleni. Jest typowym minerałem skał metamorficznych.

  BIOTYT K(Mg,Fe2+)3[(OH,F)2AlSi3O10]

CECHY MAKROSKOPOWE :

Postać występowania: biotyt krystalizuje w układzie jednoskośnym.

Pokrój kryształów: blaszkowy lub tabliczkowy o zarysie heksagonalnym.

Barwa: zawsze ciemna, brunatna z odcienien zielonawym lub czerwonawym lub całkiem czarna.

Rysa: biała.

Twardość: 2,5 - 3,0.

Łupliwość: doskonała.

Gęstość: 2,8 - 3,4 g . cm-1.

WYSTĘPOWANIE Biotyt jest najbardziej pospolitym minerłem wśród łyszczyków, posiadającym duże znaczenie skałotwórcze. Podobnie jak muskowit występuje głównie w granitach i granodiorytach, znany jest również z ciemnych skał żyłowych. Biotyt powszechnie występuje w niektórych skałach metamorficznych, takich jak łupki łyszczykowe (mikowe) czy gnejsy. W budowie skał osadowych odgrywa znacznie mniejszą rolę niż muskowit, ponieważ charakteryzuje się mniejszą odpornością na wietrzenie chemiczne.

Obecność biotytu w glebach zaznacza się jedynie tam, gdzie procesy wietrzenia zachodzą bardzo powoli. Przyjmuje tam postać wydłużonych, blaszkowatych ziarn.

IV AMFIBOLE

Krzemiany wstęgowe powstają przez równoległe łączenie dwóch łańcuchów typu piroksenów i tworzą płaskie wstęgi zbudowane z anionów [Si4O11]6-. Wśród krzemianów wstęgowych najważniejszymi minerałami są amfibole.

Do grupy amfiboli należy duża liczba minerałów o bardzo zróżnicowanym składzie

chemicznym i różnej postaci kryształów. Zróżnicowanie to wynika z dużych możliwości wzajemnego podstawiania jonów.

Amfibole mogą krystalizować w układzie rombowym lub jednoskośnym, tworząc dwa

szeregi kryształów mieszanych. Makroskopowe rozróżnienie poszczególnych kryształów amfiboli rzadko jest możliwe, ponieważ zwykle mają one postać kryształów wrosłych.

Najważniejszą rolę skałotwórczą w tej grupie minerałów odgrywa hornblenda.

HORNBLENDA

 Hornblenda jest bardzo skomplikowanym uwodnionym krzemianem rozmaitych metali

(Ca, Na, Fe, Mg, Mn, Ti itp.). Możliwości podstawienia jonów są bardzo duże, wskutek czego wyróżnia się kilka odmian hornblendy, które różnią się składem chemicznym i innymi właściwościami. Z tego względu hornblendzie przypisuje się zazwyczaj bardzo uproszczony wzór ogólny: (Ca,Na)2(Fe2+,Mg)2[(OH)(Si,Al) Si2O11]2

Tworzenie się hornblendy wymaga obecności pary wodnej. Dlatego też minerał ten

występuje w skałach magmowych głębinowych, a w skałach wylewnych należy do składników powstałych w głębi ziemi (prakryształy), przed wylaniem lawy. Brak jej natomiast wśród składników krystalizujących z lawy w warunkach wulkanicznych.

CECHY MAKROSKOPOWE:

Postać występowania: hornblenda krystalizuje w układzie jednoskośnym.Obserwacje

ścian kryształu rzadko są możliwe, gdyż minerał ten w zasadzie tworzy tylko kryształy wrosłe. Dobrze wykształcone osobniki można spotkać w andezytach.

Pokrój kryształów: najczęściej słupowy lub długosłupowy (kryształy o kształcie

wydłużonym).

Barwa: najczęściej zielonoczarna , brunatnoczarna lub zupełnie czarna.

Połysk: szklisty, ziemisty.

Rysa: szara.

Twardość: 5,5.

Łupliwość: doskonała.

Gęstość: 3,0-3,5 g . cm-1.

WYSTĘPOWANIE Hornblenda jest bardzo pospolitym minerałem występującym w wielu skałach magmowychtakich jak dioryty, sjenity, sjenodioryty, andezyty, trachity, latyty, a także w licznych skałach metamorficznych - amfibolitach, łupkach amfibolowych, gnejsach hornblendowych.

Hornblenda zalicza sie do minerałów o średniej odporności na wietrzenie. W glebach

występuje ona niezbyt często w postaci pojedynczych nieregularnych ziarn. Pod wpływem procesów wietrzenia hornblenda z czasem ulega rozkładowi, dostarczając zwietrzelinie wielu składników pokarmowych dla roślin. Produktami procesu wietrzenia hornblendy są najczęściej chloryty, wermikulit, montmorillonit, getyt.

V PIROKSENY

Grupa piroksenów obejmuje wiele minerałów o dużej zmienności składu chemicznego i

postaci kryształów. Ogólnie mówiąc, są one krzemianami wapnia, magnezu i żelaza, w mniejszym stopniu manganu, sodu a także glinu. Pirokseny tworzą mniej lub bardziej ciągłe szeregi kryształow mieszanych, krystalizują w układach rombowych i jednoskośnych. Rozpoznawanie makroskpowe większości piroksenów nie jest możliwe.

Właściwości piroksenów omówione zostaną na przykładzie augitu, majacego spośród

nich najistotniejszą rolę skałotwórczą.

  AUGIT: (Ca,Na,Mg,Fe2+,Al,Ti)2[(Si,Al)2O6]

CECHY MAKROSKOPOWE:

Postać kryształów: augit krystalizuje w układzie jednoskośnym.

Pokrój kryształów: bardzo grubotabliczkowy lub bardzo krótkosłupkowy,

nieraz prawie izometryczny.

Barwa: przewżnie czarna, niekiedy o odcieniach jaśniejszych szarawych lub

brunatnawych.

Połysk: szklisty, ziemisty.

Rysa: szara.

Twardość: 6,0.

Łupliwość: doskonała.

Gęstość: 3,2 - 3,6 g . cm-1.

WYSTĘPOWANIE Augit jest bezwodnym glinokrzemianem wapnia, magnezu, żelaza dwu - i trójwartoścoiwego oraz glinu. Część jonów magnezowo-żelazawych jest podstawiona jonami żelazowymi i tytanowymi, a wapń może być częściowo podstawiony sodem. Ogniwa o odmiennym składzie traktowane są jako osobne odmiany, a nawet minerały np. augit zwyczajny, augit diopsydowy (diallag - omówiony poniżej).

Augit jest pospolitym składnikiem wielu skał magmowych, takich jak gabra, dioryty oraz bazalty i andezyty. W skałach ulega on przeobrażeniu w minerały z grupy amfiboli.

W glebach występuje stosunkowo rzadko, ponieważ łatwo ulega rozpuszczeniu i

wymyciu. Sporadycznie występuje tu w postaci nieregularnych, pojedynczych ziarn. Zależnie

od warunków środowiska, przechodzić może w wodorotlenek żelaza, getyt, hematyt, oprócz tego montmorillonit, wermikulit, chloryt, uwalniając w trakcie wietrzenia wiele cennych składników pokarmowych dla roślin.

  DIALLAG Ca(Mg,Fe)[Si2O6].

Minerał ten charakteryzuje się nieco prostszą od augitu zwyczajnego budową chemiczną, oraz bardziej zielonawym zabarwieniem i połyskiem zbliżonym do jedwabistego lub perłowego (niekiedy nawet metalicznego). Diallag występuje pospolicie w skałach magmowych, jest np. głównym składnikiem gabra.

VI OLIWINY

OLIWINY - (Mg,Fe)2[SiO4]

Oliwiny stanowią grupę minerałów będących składnikami skał magmowych

masywnych i niedosyconych krzemionką. Tworzą one szereg kryształow mieszanych o ogólnym wzorze (Mg,Fe)2[SiO4], którego skrajnymi członami są forsteryt - Mg2[SiO4] i fojait - Fe2[SiO4]. Oliwin właściwy (chryzolit) zawiera od 70 do 90% mol. forsterytu oraz 10 do 30% mol. fojaitu.

CECHY MAKROSKOPOWE:

Postać występowania: wszystkie oliwiny krystalizują w układzie rombowym, makroskopowa postać kryształów jest rzadko widoczna, gdyż z reguły występują jedynie osobniki wrosłe.

Pokrój kryształów: grubotabliczkowy lub krótkosłupkowy, nieraz prawie izometryczny.

Barwa: u oliwinów właściwych bardzo charakterystyczna, oliwkowozielona, niekiedy z odcieniem lekko żółtawym. Silniej żelaziste odmiany bywają ciemniejsze, aż do oliwkowobrunatnych.

Połysk: szklisty, tłustawy.

Rysa: szara.

Twardość: 6,5-7,0.

Łupliwość: słaba, często prawie niedostrzegalna.

Gęstość: 3,3 g . cm-1.

WYSTĘPOWANIE Oliwiny stanowią łatwo wietrzejący składnik skał magmowych zasadowych takich jak bazalt, gabro oraz ultrazasadowych, takich jak dunit i perydotyt

Oliwiny są minerałami mało odpornymi chemicznie. Już w warunkach magmowych

ulegają często wtórnym przeobrażeniom, przechodząc przeważnie w agregaty piroksenów , amfiboli , magnetytu lub innych minerałów. Przemiany zachodzące w oliwinach pod wpływem pary wodnej prowadzą do rozkładu, którego produktami są minerały z grupy serpentynu oraz magnezyt , chalcedon i inne. Mała odporność oliwinów na wietrzenie powoduje, że minerały te nie występują w skałach osadowych ani w glebach.

VII SKALENIOWCE

Tworzą się w przypadku dużego niedoboru krzemionki, w stopie magmowym. Skaleniowce są minerałami podobnymi do skaleni, jednak są od nich znacznie uboższe

w krzemionkę i dlatego występują w skałach o charakterze zasadowym. Najważniejszymi przedstawicielami tej grupy minerałów są leucyt, nefelin, sodalit. Nie mają znaczenia dla budownictwa.

MINERAŁY AKCESORYCZNE

GRANATY - (Mg,Fe)3Al2[SiO4]3

Granaty stanowią dużą grupę minerałów izostrukturalnych (tzn. wykazujących bardzo

podobną budowę, lecz różniących się składem chemicznym), będących krzemianami metali dwuwartościowych (wapnia, magnezu, żelaza, manganu) i trójwartościowych (żelaza, glinu, chromu). Największe znaczenie skałotwórcze mają granaty właściwe.

CECHY MAKROSKOPOWE:

Postać występowania: wszystkie granaty krystalizują w układzie regularnym.

Pokrój kryształów: kryształy izometryczne, najczęściej w postaci dwunastościanu rombowego.

Barwa: różna w zależności od składu chemicznego - granaty właściwe mają barwę

czerwoną, czasami krwistoczerwoną, częściej wiśniowoczerwoną, nieraz z odcieniem lekko liliowym lub brunatnawym. Inne minerały tej grupy mogą mieć barwy od żółtych, żółtawobrunatnych i zielonobrunatnych, przez szmaragdowozielone, czerwone aż po prawie czarne.

Połysk: szklisty lub tłusty, niekiedy zbliżony do diamentowego.

Rysa: biała.

Twardość: 6,5-7,5.

Łupliwość: niewyraźna.

Gęstość: 3,5-4,4 g . cm-1.

WYSTĘPOWANIE Granaty występują w skałach metamorficznych, takich jak łupki granatowomikowe, łupki granatowochlorytowe, granulity, eklogity i inne. W skałach magmowych obecne są jako składnik akcesoryczny (np. w granitach, fonolitach).

Granaty wykazują dużą odporność na wietrzenie, dzięki czemu mogą gromadzić się w

okruchowych skałach osadowych (granatowe piaski plażowe). Dzięki dużej twardości stosowane są w produkcji materiałów ściernych. Niektóre odmiany używane są w jubilerstwie jako kamienie półszlachetne.

TURMALIN XY3Z6[(OH)4(BO3)3(Si6O18)]

Gdzie: X - Na; Y - Fe, Mg, Ca, Mn, (Li + Al.); Z - Al, Fe
- borokrzemiany sodu, wapnia, glinu, litu, magnezu, żelaza, manganu. Niekiedy zawierają też: chrom, nikiel, tytan, wanad, itr.

• Układ krystalograficzny - wszystkie krystalizują w układzie trygonalnym

• Twardość w skali Mohsa - 7 do 7,5

• Łupliwość - niewyraźna, brak

• Rysa - biała

• Przełam - muszlowy, nierówny

• Gęstość - 2,90 do 3,26 g/cm³

• Barwa - wyjątkowo duża różnorodność barw

• Połysk - szklisty, czasami żywiczny

TOPAZ - Al2(OH,F)2[SiO]4

CECHY MAKROSKOPOWE:

Postać występowania: topaz krystalizuje w układzie rombowym.

Pokrój kryształów: krótkosłupkowy.

Barwa: topaz najczęściej jest bezbarwny lub żółty, znane są też odmiany o barwie niebieskawej, zielonawej bądż różowej.

Połysk: szklisty.

Rysa: biała.

Twardość: 8,0 - wzorcowa w skali Mohsa.

Łupliwość: bardzo dobra.

Gęstość: 3,5-3,6 g . cm-1.

WYSTĘPOWANIE Topaz spotkać można w pegmatytach granitowch. Jego znaczenie skałotwórcze jest niewielkie, jest natomiast znany jako piękny kamień szlachetny. Zastosowanie w jubilerstwie znajdują jednak tylko osobniki o dużej czystości i przezroczystości. Topaz jest minerałem odznaczającym się dużą twardością.

SKAŁY MAGMOWE

KLASYFIKACJA SKAŁ MAGMOWYCH

W zależności od głębokości krystalizacji magmy:

- głębinowe

- wylewne - stożki wulkaniczne, rozlew lawowy

- skały żyłowe: pomiędzy głębinowymi i wylewnymi: sille - równoległe, dajki - przecinają, żyły niezgodne

Skały magmowe wykazują różną budowę wewnętrzną tj. strukturę i teksturę.

STRUKTURA

Struktura określa sposób wykształcenia minerałów.

Ze względu na stopień wykrystalizowania masy skalnej wyróżnia się następujące typy struktur:

1. pełnokrystaliczne (holokrystaliczne) - gdy wszystkie składniki są wykrystalizowane; taka strukturę mają wszystkie skały magmowe głębinowe, a także część skał wylewnych,

2. półkrystaliczne (hipokrystaliczne) - gdy w nieskrystalizowanej (szklistej) masie tkwią pojedyncze kryształy lub ich zespoły,

3. szkliste - gdy nie doszło do krystalizacji, a cała skała zbudowana jest z bezpostaciowego szkliwa, które z biegiem czasu na ogół rekrystalizuje; z tego względu szkliwo występuje zwykle tylko w młodszych skałach.

Większość skał magmowych posiada strukturę pełnokrystaliczną, w której zależnie od

wielkości wykrystalizowanych składników wyróżnia się struktury:

1. jawnokrystaliczną (fanerytową, fanerokrystaliczną) - gdy poszczególne składniki mineralne są widoczne gołym okiem; w zależności od rozkładu wielkości kryształów budujących skałę struktura fanerytowa może mieć postać:

1. równoziarnistą, gdy minerały występujące w skale tworzą kryształy mniej więcej jednakowej wielkości; struktura równoziarnista, w zależności od przeciętnej wielkości ziarn, może być:

• gruboziarnista (średnica ziarn powyżej 5 mm)

• średnioziarnista (średnica ziarn od 5 mm do 2 mm)

• drobnoziarnista (średnica ziarn poniżej 2 mm)

2. nierównoziarnistą, gdy minerały występujące w skale tworzą kryształy różnej wielkości; struktura ta, w zależności od rozkładu wielkości kryształów, może być:

• porfirowata, gdy wielkość ziarn zmienia się stopniowo od największych do najdrobniejszych

• fanerytowo-porfirowa, gdy ziarna dzielą się na dwie zasadnicze grupy: ziarna duże i małe.

• skrytokrystaliczną (afanitową) - gdy poszczególne składniki skały są tak małe, że można je rozróżnić jedynie pod mikroskopem

• porfirową - gdy w skrytokrystalicznym tle skalnym (tzw. cieście skalnym) widoczne są pojedyncze ziarna tzw. prakryształów; struktura ta jest dostrzegalna okiem nieuzbrojonym na świeżym przełomie skały.

TEKSTURA

Tekstura - określa sposób rozmieszczenia minerałów w skale. Pojęcie to obejmuje takie cechy jak uporządkowanie składników skały i stopień wypełnienia przez nie przestrzeni w skale. Cechy te zależą przede wszystkim od dynamiki krzepnącego stopu, a w mniejszym stopniu od jego składu chemicznego.

W zależności od stopnia uporządkowania składników skały wyróżnia się tekstury:

1. bezładną - gdy rozmieszczenie składników skały nie wykazuje żadnej prawidłowości; tekstura taka wykazuje, że krystalizacja magmy przebiegała równomiernie w całej masie, a czynniki porządkujące ułożenie i rozkład składników w skale nie miały znaczenia. Jest to najczęściej spotykana tekstura skał magmowych, szczególnie zaś plutonicznych.

2. kierunkową (uporządkowaną) - gdy składniki skały rozmieszczone są w sposób regularny; tekstura ta powstaje w wyniku działania na krzepnącą magmę czynników porządkujących np. ciśnienia kierunkowego, płynięcia magmy itp. Najczęściej obserwacja tego typu tekstury możliwa jest jedynie pod mikroskopem.

Uwzględniając stopień wypełnienia przestrzeni skalnej wyróżnia się tekstury:

1. masywną (zbitą) - gdy składniki mineralne całkowicie wypełniają przestrzeń skalną nie pozostawiając żadnych wolnych przestrzeni (porów, próżni skalnych)

2. porowatą - gdy pomiędzy składnikami mineralnymi skały występują wolne przestrzenie, nie zapełnione podczas krystalizacji magmy substancją mineralną w stanie stałym. Tekstura ta powstaje najczęściej w skałach, których tworzeniu towarzyszy gwałtowne odgazowanie krzepnącej magmy. Odmianami tekstury porowatej są tekstury: pęcherzykowata, gąbczasta i migdałowcowa. Ta ostatnia powstaje wskutek wtórnego wypełnienia pęcherzyków pogazowych przez rozmaite minerały (np. kwarc, chalcedon, chloryty itp.).

PODZIAŁ SKAŁ MAGMOWYCH

I. Skały bardzo nie dosycone krzemionką (brak minerałów jasnych).

Skały te powstały z magmy zbyt ubogiej w SiO2 aby utworzyły się skalenie i inne minerały jasne. Z tego względu są one zbudowane wyłącznie z minerałów ciemnych.

II. Skały nie dosycone krzemionką (skalenie + skaleniowce).

Skały te powstały z magmy o zawartości SiO2 niewystarczającej do całkowitego wykrystalizowania skaleni. Obok skaleni wytworzyły się więc uboższe w krzemionkę skaleniowce, które są minerałami wskaźnikowymi dla tej grupy skał.

III. Skały nasycone krzemionką (skalenie, brak skaleniowców i kwarcu).

Skały te powstały z magmy o zawartości SiO2 wystarczającej do wykrystalizowania skaleni (nie wytworzyły się skaleniowce). Po wykrystalizowaniu wszystkich składników nie pozostał też nadmiar krzemionki i nie powstał kwarc (lub bardzo mała jego - ilość do 10%)

IV. Skały przesycone krzemionką (skalenie + kwarc).

Skały te powstały z kwaśnej magmy, wykazującej nadmiar SiO2 w stosunku do innych składników. W warunkach tych, po wytworzeniu wcześniej krystalizujących minerałów pozostały nadmiar krzemionki wykrystalizował w postaci kwarcu. Skały tej grupy charakteryzują się obecnością kwarcu (10% - 35%) i odróżniają się od innych skał jasną barwą i najniższą gęstością.

W każdej gromadzie wyróżnia się klasy (rodziny), do których należą skały wylewne

i głębinowe o podobnym składzie mineralogicznym. Zagadnienie to zostało bliżej omówione na stronach dotyczących charakterystyki ważniejszych skał magmowych.

Zaznaczyć należy, że występują również skały o właściwościach pośrednich dla różnych gromad i klas, jednak nie są one powszechne w przyrodzie.

Tabela 1 - Uproszczona klasyfikacja skał magmowych

Grupa skał		Klasa	Skały		Skład mineralny *
nazwa	minerały wskaźnikowe			głębinowe	wylewne	minerały główne	inne minerały
I. Bardzo nie dosycone krzemionką	minerały ciemne (brak minerałów jasnych)	perydotytu	perydotyt dunit piroksenit	-----------------	oliwiny, pirokseny	---------------
II. Nie dosycone krzemionką	skalenie oraz skaleniowce	fojaitu i fonolitu	fojait	fonolit	skaleń potasowy	plagioklazy, skaleniowce, pirokseny, hornblenda
III. Nasycone krzemionką	skalenie (brak skaleniowców i kwarcu)	gabra i bazaltu	gabro	bazalt	plagioklazy zasadowe	pirokseny
				diorytu i andezytu	dioryt	andezyt	plagioklazy kwaśne	amfibole
				monzonitu i latytu	sjenodioryt, monzonit	latyt	plagioklazy kwaśne, skaleń potasowy	biotyt, hornblenda
				sjenitu i trachitu	sjenit	trachit	skaleń potasowy	plagioklazy, biotyt, hornblenda
IV. Przesycone krzemionką	skalenie, kwarc	granitu i ryolitu	granit	ryolit dacyt (PORFIR)	kwarc ,skaleń potasowy, plagioklazy kwaśne	łyszczyki

SKAŁY OSADOWE

Skały osadowe powstają w wyniku nagromadzania i osadzania produktów wietrzenia

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

Powstawanie skał osadowych związane jest z dużymi zmianami warunków fizycznych i

chemicznych środowiska ich powstawania. Za szczególnie istotne należy uznać:

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

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

• stosunek opadów do parowania ,

• stężenie jonów wodorowych, które w naturalnych zbiornikach waha się w granicach
  od pH 5 do pH 9,

• potencjał oksydoredukcyjny ( Fe2+ - Fe3+),

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

Minerały wchodzące w skład skał osadowych są dwojakiego pochodzenia:

1. Minerały allogeniczne, tzn. powstałe poza środowiskiem tworzenia się skał osadowych. Dostają się one do środowiska osadowego w wyniku mechanicznego wietrzenia skał starszych niż dany osad i przetransportowania do zbiornika sedymentacyjnego.

2. Minerały autogeniczne, tj. powstałe w środowisku tworzenia się skał osadowych. Powstają one w wyniku bezpośredniego wytrącenia z roztworu, na skutek procesów biochemicznych lub w wyniku późniejszych przemian diagenetycznych w obrębie złożonego osadu.

Niektóre minerały mogą występować w skałach osadowych zarówno jako allo- jak i

autogeniczne. Odnosi się to przede wszystkim do kwarcu, który nieraz w tej samej skale występuje w postaci allogenicznych ziarn oraz autogenicznego spoiwa (lepiszcza). Spośród minerałów skał magmowych i metamorficznych, minerałami allogenicznymi skał osadowych stają się te, które wykazują największą odporność na wietrzenie. Do najważniejszych minerałów autogenicznych należą: opal, kwarc autogeniczny, chalcedon, minerały ilaste, glaukonit, gibbsyt, diaspor, getyt, lepidokrokit, piryt autogeniczny, markasyt, kalcyt, dolomit, syderyt, apatyt, wiwianit, anhydryt, baryt, kizeryt, halit, sylwin, karnalit i kainit.

Wszystkie skały osadowe występują w postaci warstw (pokładów). Pierwotnie ułożenie

tych warstw jest zbliżone do horyzontalnego. Wszelkie istotne odstępstwa od tego położenia są wynikiem późniejszych deformacji tektonicznych. Swoistą cechą budowy skał osadowych jest uławicenie i warstwowanie. Ławicą nazywany jest pokład oddzielony od innych wyraźnymi powierzchniami nieciągłości oraz odznaczający się spoistością. Uwarstwienie natomiast jest cechą teksturalną polegającą na przestrzennym uporządkowaniu składników w obrębie ławicy. Uławicenie występuje we wszystkich skałach osadowych, warstwowanie jest zaś cechą charakterystyczną głównie dla skał okruchowych i ilastych.

Skały osadowe są w petrografii sklasyfikowane na trzy grupy, w zależności od genezy:

1. skały osadowe okruchowe

2. skały osadowe pochodzenia chemicznego - wytrącone z roztworu, z wody

3. skały pochodzenia organicznego - głównie rośliny

WIETRZENIE SKAŁ I MINERAŁÓW WIETRZENIE CHEMICZNE

SKAŁY OKRUCHOWE

Do skał okruchowych, czyli klastycznych należą te, w których składzie przeważa

materiał allogeniczny, tzn. powstały w wyniku wietrzenia (rozdrobnienia) starszych skał. Nagromadzanie w ten sposób materiału, złożonego z okruchów, odłamków skalnych i ziarn, prowadzi do powstania skały okruchowej luźnej.

DIAGENEZA

W wyniku diagenezy dochodzi do cementacji materiału klastycznego i powstają skały

okruchowe zwięzłe (scementowane), składające się z okruchów, ziarn mineralnych oraz spoiwa (lepiszcza), czyli substancji wiążącej. Spoiwo może mieć charakter:

1. spoiwa właściwego, strąconego chemicznie w przestrzeniach międzyziarnowych,

2. spoiwa detrytycznego, w postaci tzw. masy wypełniającej, złożonej z drobnoziarnistego materiału okruchowego,

3. spoiwa chemiczno-detrytycznego, gdy w spoiwie chemicznym znajduje się pewna ilość detrytycznego materiału, określanego jako matriks.

STRUKTURA

Przy określaniu struktury skał okruchowych bierze się pod uwagę następujące kryteria:

1. Rozmiary ziarn, na podstawie których wyróżnia się następujące typy struktur:

• psefitowe (grubookruchowe), o przeciętnej średnicy ziarn powyżej 2 mm;

• psamitowe (średniookruchowe), o przeciętnej średnicy ziarn w granicach
  2 - 0,1 mm;

• aleurytowe (drobnookruchowe), o przeciętnej średnicy ziarn 0,1 - 0,01 mm;

• pelitowe (bardzo drobnoziarniste), o przeciętnej średnicy ziarn poniżej 0,01 mm;

• okruchowo-pelitowe (różnoziarniste), gdy występują nie przesortowane okruchy wymieszane z częściami pelitowymi.

Stopień obtoczenia, czyli stopień zaokrąglenia pierwotnie kanciastego materiału okruchowego (obtoczenie następuje podczas wzajemnego ocierania się ziarn podczas transportu i jest wypadkową długości transportu i odporności ziarn na ścieranie). Wyróżniamy tu następujące typy ziarn:

• kanciaste,

• słabo obtoczone,

• obtoczone,

• dobrze obtoczone,




• Stopień selekcji (wysortowania). Mówimy tu o strukturach:

• dobrze wyselekcjonowanych, czyli równoziarnistych - gdy skała składa się z okruchów lub ziarn o podobnych rozmiarach,

• źle wyselekcjonowanych, czyli różnoziarnistych - gdy w skład skały wchodzą różne frakcje materiału okruchowego.

• Charakter powierzchni, świadczący o środowisku powstawania skał. Wyodrębnić można następujące rodzaje powierzchni:

• gładkie, świadczące o transporcie wodnym,

• matowe, nie poddane obróbce w czasie transportu, charakterystyczne dla utworów rezydualnych,

• porysowane, związane z transportem eolicznym i lodowcowym,

• o charakterystycznych śladach, np. drążenia przez organizmu żywe żyjące w określonym środowisku sedymentacyjnym.

Tekstury skał okruchowych mogą być, podobnie jak w innych grupach skał, kierunkowe (równoległe) bądź bezładne.

GRUPY SKAŁ OKRUCHOWYCH

Wyróżniamy następujące grupy skał okruchowych:

1. skały piroklastyczne - Skały piroklastyczne są grupą przejściową pomiędzy skałami wulkanicznymi a osadowymi - okruchowymi. Są to produkty wybuchu wulkanicznego, skierowane do atmosfery następnie opadają

- brekcje wulkaniczne - w powietrzu

- tufy - popioły wulkaniczne na lądzie

- tufity - popiół, który osadził się w wodzie

2. skały grubookruchowe (psefity)

- gruzy - nagromadzenie okruchów ostrokrawędziowych

- żwiry po 2 mm, z reguły otoczaki

- brekcje: piargowa, krasowa (w jaskiniach), klifowa (w wybrzeżach, zdiagenezowany gruz - scementowany)

- zlepieńce (scementowany żwir)

SKORIA - jest to grunt pochodzenie wulkanicznego organicznego

3. skały średniookruchowe (psamity)

- piaski: aluwialne, morskie, eoliczne, fluwioglacjalne

- piaskowce (piasek po diagenezie): kwarcowe, arkozowe, szarogłazowe

amfibole, pirokseny, łyszczyki - ciemne barwy

4. skały drobnookruchowe (aleuryty)

- muły - pył kwarcowo - skaleniowy

- lessy: kwarc 45%, substancja ilasta i pelit kwarcowy 37%, węglany (kalcyt) 12%, limonit 6%

- mułowce - zdiagenezowany muł

5. skały bardzo drobnoziarniste (pelity)

- skały alitowe: lateryty, terra rosa (produkt wietrzenia wapieni), boksyty (tlenki glinu)

- skały ilaste: iły, iłowce (zdiagenezowany ił)

6. skały okruchowo-pelitowe

- gliny - wszystkie frakcje

SKAŁY WĘGLANOWE

Należą do nich te skały, które zawierają co najmniej 50% minerałów węglanowych.

Należą do nich:

• wapień - składa się z kalcytu [CaCO₃] - Skały wapienne powstawać mogą w wyniku nagromadzenia się węglanowych szczątków

zwierząt, niekiedy również roślin, na dnie zbiorników morskich i śródlądowych oraz w wyniku wytrącenia węglanu wapnia z roztworów wodnych. Luźny osad wapienny ulega przekształceniu w zwięzłą skałę w wyniku szeregu procesów, określanych łącznie mianem diagenezy. Skały węglanowe, dzięki swemu składowi chemicznemu, intensywnie reagują ("burzą") z 10% kwasem solnym, a nawet z kwasem octowym. Czyste wapienie są barwy białej, lecz często zawierają domieszki (np. kwarc, minerały ilaste, gips), nadające im zabarwienie szare, żółtawe, kremowe, różowe, a nawet czarne.

Wapienie dzieli się w zależności od okresu, w którym powstały (np. wapienie triasowe,

jurajskie, kredowe, trzeciorzędowe, itp.)

• dolomit - z dolomitu [Ca,Mg(CO₃)₂]

• margiel - z minerałów: kalcytu + min. ilaste lub dolomit + min. ilaste

nazwa skały zawartość dolomitu w %

wapień 0-10

wapień dolomitowy 10-50

dolomit wapienny 50-90

dolomit 90-100

opoki - lżejsze wapienie, mniej węglanu wapnia

gezy wapienne - to opoki z krzemionką organiczną

trawertyn - tworzą się przy gorących źródłach

SKAŁY KRZEMIONKOWE

Są to skały utworzone w całości lub w przeważającej części z autogenicznej krzemionki,

wykształconej w postaci opalu, chalcedonu lub kwarcu. Niektóre skały krzemionkowe powstają wskutek chemicznego wytrącania się krzemionki, inne zaś w wyniku osadzania się szczątków organizmów zbudowanych z krzemionki: okrzemek, radiolarii i gąbek krzemionkowych. Większość skał krzemionkowych odznacza się znaczna twardością bliską, twardości kwarcu. Najważniejszymi przedstawicielami tej grupy skał są: gezy, opoki lekkie, ziemia okrzemkowa i diatomit, spongiolity i radiolaryty.

GEZY

Gezy zbudowane są z dwóch podstawowych składników: detrytycznego kwarcu i

organogenicznej krzemionki (zazwyczaj pochodzenia gąbkowego). Niektóre gezy zawierają znaczną ilość węglanu wapnia, niekiedy także glaukonit i substancję ilastą. Na ogół są one barwy białej, żółtawej lun szarej. Odmiany bogate w glaukonit są zielonkawe.

Gezy wieku kredowego występują w obrębie fliszu karpackiego i w regionie świętokrzyskim.

OPOKI LEKKIE

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

ZIEMIA OKRZEMKOWA I DIATOMIT

Są to skały organogeniczne utworzone głownie z pancerzyków okrzemek. Dodatkowo

mogą tu występować szczątki innych organizmów, detrytyczny kwarc oraz kalcyt, glaukonit, substancje ilaste i związki żelaza. Ziemia okrzemkowa jest biała lub żółtawobiała, porowata, lekka, miękka, nie jest zwięzła (rozcieralna) i pylasta. Diatomit charakteryzuje się natomiast większą zwięzłością. Utwory okrzemkowe są osadami chłodnych mórz polarnych i jezior.

W Polsce ziemia okrzemkowa występuje w niewielkich ilościach na obszarze Niżu

Polskiego. Trzeciorzędowe diatomity znane są z fliszu karpackiego.

SPONGIOLITY

Są to skały organogeniczne utworzone z igieł gąbek spojonych lepiszczem

krzemionkowym. Niektóre spongiolity zawierają domieszki węglanu wapnia, glaukonitu i detrytycznego kwarcu. Ich barwa jest najczęściej szara lub szaroniebieska, rzadziej zielonawa lub brunatna.

W Polsce spongiolity spotkać można na obszarze Tatr (utwory jurajskie), fliszu

karpackiego i obrzeżenia Gór Świętokrzyskich (utwory kredowe).

RADIOLARYTY

Są to skały utworzone głównie z pancerzyków radiolarii (promienic), niekiedy

zawierają domieszkę węglanu wapnia i związków żelaza. Radiolaryty są skałami twardymi, często silnie spękanymi. Zazwyczaj są one silnie zabarwione na czerwono, zielonkawo, a nawet czarno przez występujące w nich związki żelaza.

W Polsce spotkać je można na terenie Tatr, pienińskiego pasa skałkowego i w Górach

Świętokrzyskich.

Wartość glebotwórcza skał krzemionkowych jest niska. Większą przydatnością rolniczą

charakteryzują się utwory miękkie, zawierające węglan wapnia i domieszki ilaste.

SKAŁY ŻELAZISTE

Jest to grupa skał wzbogaconych w tlenki i sole żelaza. Przyjmuje się iż zawartość żelaza

niezbędna do zakwalifikowania skały do tej grupy wynosi 15%. Do skał żelazistych należą między innymi: rudy darniowe i bagienne, żelaziaki brunatne i osadowe syderyty.

ŻELAZIAK BRUNATNY

Żelaziak brunatny czyli limonit zbudowany jest głównie z getytu i lepidokrokitu oraz

minerałów ilastych i kwarcu. Limonity tworzą się w środowiskach podmokłych, bagnistych, jeziornych oraz w przybrzeżnych strefach mórz.

RUDY DARNIOWE I BAGIENNE

Osady te tworzą się zwykle w glebach pod podmokłymi łąkami i na bagnach w strefie

klimatu umiarkowanego. Są to utwory wykształcone w postaci konkrecji lub warstw o barwie brunatnej i ziemistym wyglądzie.

OSADOWE SYDERYTY

Skały te znane są pod nazwą syderytów ilastych i sferosyderytów. Oprócz syderytu i

minerałów ilastych w ich skład wchodzą dodatkowo kalcyt, piryt, kwarc i inne minerały o podrzędnym znaczeniu. Występują one w postaci wkładek warstwowych (syderyty ilaste) lub w formie utworów konkrecyjnych (sferosyderyty) wśród skał ilastych i ilasto-mułkowych.

Znane są z Gór Świętokrzyskich, gdzie są eksploatowane.

Utwory żelaziste występują ponadto w glebach bielicoziemnych, tworząc zbite warstwy w poziomach iluwialnych, określane jako orsztyn.

EWAPORATY

Ewaporaty powstają w zbiornikach wodnych po wytrąceniu węglanu wapnia, gdy po

odparowaniu wody składniki mineralne ulegają dalszej koncentracji. Należą do nich złoża gipsu, anhydrytu, halitu oraz złoża wielomineralne, np. sole potasowo-magnezowe. Najważniejszymi skałami należącymi do tej grupy są: gips, anhydryt, sól kamienna, sole potasowe i potasowo-magnezowe.

GIPS


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

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

W Polsce rędziny gipsowe występują w Niecce Nidziańskiej.

ANHYDRYT CaSO₄

Anhydryty są najczęściej skałami monomineralnymi, zbudowanymi głownie z anhydrytu (CaSO4). Minerały stanowiące najczęstsze domieszki to: dolomit, gips, minerały ilaste. Barwa anhydrytów jest najczęściej szara z odcieniem niebieskawym.

SÓL KAMIENNA NaCl

Jest to najczęściej skała ziarnista, drobno- lub średniokrystaliczna, o zabarwieniu białym, szarym, zielonawym lub różowym. Głównym składnikiem soli kamiennej jest halit, obok którego występować może anhydryt i minerały ilaste.

Sól kamienna jest produktem krystalizacji wody morskiej w środowisku lagunowym.

Powstaje również w płytkich morzach, odciętych od oceanów.

SKAŁY POCHODZENIA ORGANICZNEGO

Torfy są skałami powstającymi współcześnie w wyniku nagromadzenia szczątków

obumarłych roślin w warunkach nadmiernego uwilgotnienia oraz w wyniku zarastania jezior.

Torfy wykształcone w dawniejszych okresach geologicznych uległy przekształceniu

w pokłady węgla brunatnego (utwory trzeciorzędowe) lub kamiennego (utwory karbońskie) Wyróżnia się torfy niskie, przejściowe i wysokie.

TORFY NISKIE

Torfy niskie powstają zwykle w dolinach rzek i jezior przy udziale wód przepływowych. Wykazują one znaczny stopień zamulenia, ciemnobrunatną lub czarną barwę i dość zbitą konsystencję. Ich geneza związana jest z roślinami takimi, jak turzyce, olchy itp. W zależności od stopnia rozkładu zawierają mniej lub bardziej widoczne szczątki roślinne. Odczyn torfów niskich jest najczęściej mniej kwaśny od pozostałych.

TORFY WYSOKIE

Torfy wysokie tworzą się na wododziałach i w zagłębieniach bezodpływowych, przy

udziale wody ubogiej w tlen i związki mineralne. Powstają one przede wszystkim w wyniku nagromadzenia szczątków mchów sfagnowych, wełnianek itp. Od torfów niskich odróżnia je jasnobrunatna barwa, słaba spoistość i obecność słabo rozłożonych szczątków roślinnych, które decydują o ich biomorficznej strukturze. Torfy wysokie mają zazwyczaj silnie kwaśny odczyn.

TORFY PRZEJŚCIOWE

Utwory te charakteryzują się cechami pośrednimi pomiędzy torfami wysokimi a niskimi. W ich podłożu zalega zazwyczaj torf niski.

Wartość glebotwórczą posiadają właściwie tylko torfy niskie. Torfy wysokie pełnią

funkcję naturalnych zbiorników retencyjnych wody opadowej.

Utwory torfowe są na terenie Polski dość powszechne, choć występują jedynie lokalnie.

Największe obszary zajmują w dolinach rzek (oraz ich dopływów): Narwi, Biebrzy Noteci, Obry i u ujścia Odry.

WAPIEŃ OD DOLOMITU ROZPOZNAJEMY PO REAKZJI Z 10% KWASEM SOLNYM HCL - WAPIEŃ REAGUJE, DOLOMIT NIE.

SKAŁY METAMORFICZNE

Skały metamorficzne powstają w wyniku działania procesów metamorficznych. Ich charakter

zależy od rodzaju skały wyjściowej oraz zakresu temperatury i ciśnienia w jakich zachodzi przeobrażanie. Na tej podstawie wyróżniono (U. Grubenmann, P. Niggle) trzy strefy metamorfizmu, w których powstają skały różniące się składem mineralnym i teksturą:

• Strefa górna (Epi) - 6-10 km, temp. 100-300 st.C. charakteryzuje się działaniem dużych ciśnień kierunkowych (stressu), małego ciśnienia hydrostatycznego oraz niskiej temperatury. Stress decyduje o wykształceniu się wyraźnej tekstury łupkowej.

• Strefa pośrednia (Mezo) - 10-18 km, temp. 300-500 st. C. Cechuje się działaniem silnego stressu, dużego ciśnienia hydrostatycznego oraz średniej temperatury. Warunki takie sprzyjają rekrystalizacji składników i powstawaniu minerałów o dużej gęstości, np. granatów. W strefie tej powstają skały o strukturze bezładnej lub grubołupkowej, podkreślonej równoległym ułożeniem blaszek łyszczyków, słupków amfiboli itp.

• Strefa dolna (Kata) - 18-30 km, temp. 500-900 st. C. Panuje w niej duże ciśnienie hydrostatyczne i wysoka temperatura, aż do powstania faz półpłynnych. Oddziaływanie stressu jest nieznaczne. Powstają tu skały wykazujące na ogół teksturę bezładną i strukturę gruboblastyczną, co upodabnia je do magmowych skał głębinowych.

Skład mineralny:




kwarc

skalenie

łyszczyki

amfibole

pirokseny

minerały skał metamorficznych

dysten

andaluzyt

kordieryt

sylimanit

serpertyn

staurolit




STRUKTURA I TEKSTURA

Skały metamorficzne charakteryzują się strukturami pełnokrystalicznymi, które określane są

jako blastyczne. Podkreśla to podstawowy efekt metamorfozy, polegający na pojawieniu się krystalicznych minerałów nawet w skałach pierwotnie niekrystalicznych (krystaloblasteza). W zależności od wielkości kryształów (blastów) wyróżnia się struktury: drobno-, średnio-, i gruboblastyczne. Struktury gruboblastyczne wyglądem odpowiadają strukturze jawnokrystalicznej skał magmowych.

Tekstury skał metamorficznych odznaczają się swoistym wykształceniem. Najczęściej

dochodzi do powstania tekstur kierunkowych:

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

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

W niektórych skałach metamorficznych, zwłaszcza powstających w strefie Kata, rozwijają się

również struktury bezkierunkowe.

Zestawienie produktów różnych stref metamorfizmu regionalnego z uwzględnieniem skał wyjściowych i powstających tekstur przedstawia tabela:

Strefa metamorfizmu	SKAŁY WYJŚCIOWE (osadowe oraz magmowe)
		Skały ilaste i mułowcowe	Piaskowce kwar-cowe, s-kały krz-emionkowe	Skały węglanowe (wapienie, dolomity)	Granitoidy, porfiry kwarco-we, przejściowe (obojętne) skały magmowe, arko-zy, szarogłazy	Zasadowe skały magmowe, margle, margle dolomityczne	Ultrazasadowe skały magmowe	Margle, skały węglanowo-krzemianowe
		SKAŁY METAMORFICZNE
EPI	Metalowce, metamułowce, fylity, łupki seryc-towe, łup-ki chloryt-owo-sery-cytowe	kwarcyty	Wapienie krystaliczne, dolomity krystaliczne, serpentynity	Łupku kwarcowo-skaleniowe, łupki kwarcowo-skaleniowo-łyszczykowe	Łupki chlorytowe, łupki chlorytowo-epidatowe, łupki aktynolitowe, zieleńce	Łupki chlorytowe, łupki talkowe, serpentynity	Fylity węgl-anowe, łup-ki serycyto-wo-węgla-nowe, łupki epidotowe
MEZO	Łupki łyszczykowe (miki)	kwarcyty	Marmury kalcytowe, marmury dolomitowe	gnejsy	amfibolity	Terpentynity, amfibolity	Łupki węglanowe, łupki miko-wo-węgla-nowe, amfi-bolity,erlany
KATA	Gnejsy, granulity	kwarcyty	Marmury kalcytowe, marmury dolomitowe	Gnejsy, granulity	Eklogity, piribolity	Eklogity, piribolity	Erlany, eklogity

Skały metamorficzne należą do słabo rozpowszechnionych w przyrodzie. Za najważniejsze

uznać należy: gnejsy , fyllity , łupki krystaliczne , kwarcyty , marmury , zieleńce , serpentynity , amfibolity , granulity , eklogity

ERA KENOZOICZNA	CZWARTORZĘD				HOLOCEN
										PLEJSTOCEN
						TRZECIORZĘD				NEOGEN: pliocen, miocen
										PALEOGEN: oligocen, eocen, paleocen
ERA MEZOZOICZNA	KREDA	JURA		TRIAS
ERA PALEOZOICZNA	1 perm	2 karbon		3 dewon
		4 sylur	5ordowik		6 kambr
ERA PREKAMBRYJSKA	1PROTEOZOIK		2ARCHAIK

Proteozoik - 70% dziejów ziemi, cała reszta 30%

Prekambr - serie skał krystlicznych, pewne struktury pierwotne

Od paleozoiku - start życia organicznego

Ordowik, sylur. Dewon - ryby pierwotne

Trias - dolomity w Polsce, cynk, ołów

Jura - krakowsko - częstochowska, eksplozja życia. Od jury do niocenu tworzą się Karpaty




---