GeologiaMineralogiaPetrografiaWGiG2012Folie, Turystyka i Rekracja, Semestr II


Literatura

L. Chodyniecka, W. Gabzdyl, T. Kapuściński - Mineralogia i petrografia dla górników, Katowice 1993.

E. Liber-Madziarz, B. Teisseyre - Mineralogia i petrografia, Wrocław 2002.

Przewodnik do petrografii - Praca zbiorowa pod red. A. Maneckiego i M. Muszyńskiego, Kraków 2008.

A. Bolewski, A. Manecki - Mineralogia szczegółowa, Warszawa 1993.

A. Bolewski, J. Kubisz, A. Manecki, W. Żabiński - Mineralogia ogólna, Warszawa 1990.

P. Czubla, W. Mizerski, E. Świerczewska-Gładysz - Przewodnik do ćwiczeń z geologii.

W. Mizerski - Geologia dynamiczna

W. Mizerski, H. Sylwestrzak - Słownik geologiczny

Geologia gr. geo - Ziemia, logos - słowo, nauka

Nauka o budowie litosfery, czyli skorupy skalnej Ziemi,

jej składzie oraz procesach kształtujących jej oblicze.

procesy endogeniczne (wewnętrzne)

diastrofizm, magmatyzm, metamorfizm

procesy egzogeniczne (zewnętrzne)

wietrzenie, erozja, powierzchniowe ruchy masowe, sedymentacja

Minerał - faza krystaliczna powstała w warunkach naturalnych

(w wyniku procesów geologicznych)

Skała - naturalny zespół minerałów

Skały skorupy ziemskiej:

magmowe

osadowe

metamorficzne

Cechy fizyczne minerałów

Barwa

Obserwowane barwy minerałów są skutkiem selektywnej absorbcji światła - zależą od tego, jaką część widma światła białego absorbuje dany minerał.

Na powierzchni niektórych minerałów mogą pojawiać się barwne naloty, maskujące właściwą barwę minerału. Są to tzw. barwy naleciałe. Często są spotykane na minerałach siarczkowych miedzi, np. bornit pokrywa się niebieskawo-fioletową powłoką produktów utlenienia.

Rysa

Rysa to barwa sproszkowanego minerału. Nazwa wywodzi się od sposobu uzyskiwania proszku badanego minerału - przez potarcie jego okazu o szorstką i względnie twardą powierzchnię, np. nieszkliwionej płytki porcelanowej. Minerał pozostawia wówczas na powierzchni porcelany ślad w postaci tzw. rysy. Rysę twardych minerałów uzyskujemy przez zarysowanie ich powierzchni stalowym (diamentowym) ostrzem.

Badanie rysy pozwala odróżnić minerały idiochromatyczne (barwne) od minerałów allochromatycznych (zabarwionych). Rysa minerałów barwnych jest również barwna, natomiast rysa minerałów bezbarwnych i zabarwionych jest bezbarwna - biała lub szara.

Przeźroczystość

W zależności od zdolności do przepuszczania światła dzielimy minerały na trzy podstawowe grupy:

Połysk

Światło odbite od powierzchni ścian kryształu sprawia wrażenie połysku, który jest tym silniejszy, im wyższe są wartości współczynnika odbicia oraz całkowitej absorbcji światła.

Intensywność połysku wzrasta wraz ze wzrostem współczynnika załamania światła minerału. Wyróżnia się następujące rodzaje połysku:

Przy odbiciu od nierównych powierzchni minerałów, na tzw. przełamie, światło ulega rozproszeniu lub pochłonięciu. Obserwujemy wówczas połysk tłusty (siarka rodzima, kwarc na przełamie), perłowy (gips, muskowit i inne minerały blaszkowe), jedwabisty (azbest i inne minerały włókniste), woskowy, ziemisty lub matowy (kaolinit). Ten ostatni termin w zasadzie oznacza brak połysku.

Łupliwość i przełam.

Łupliwość jest to zdolność kryształów do rozdzielania się lub pękania pod wpływem działających na nie sił (uderzenia, nacisku, zmian objętości związanych ze zmianami temperatury) wzdłuż płaskich powierzchni - płaszczyzn łupliwości.

Płaszczyzny łupliwości są równoległe do płaszczyzn sieciowych kryształów najsłabiej związanych ze sobą, zazwyczaj najbardziej odległych od siebie. Zależnie od stopnia gładkości powstajacych płaszczyzn łupliwości wyróżnia się łupliwość:

Łupliwość może byc jedno- i wielokierunkowa, ten sam minerał często wykazuje niejednakową łupliwość wzdłuż różnych systemów ścian. Do identyfikacji niektórych minerałów (np.  pirokseny, amfibole) wykorzystuje się kąty pomiędzy kierunkami łupliwości.

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

Twardość

Twardość jest to opór stawiany przez minerał przy próbie rozerwania spójności jego cząstek przez np. zarysowanie powierzchni lub ścieranie. Do oznaczania twardości minerałów stosuje się 10-stopniową skalę Mohsa; szereg 10 minerałów wzorcowych, które są uporządkowane według wzrastającej twardości:

1 talk Mg3(OH)2[Si4O10]

2 gips CaSO4·2H2O

3 kalcyt CaCO3

4 fluoryt CaF2

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

6 ortoklaz K[AlSi3O8]

7 kwarc SiO2

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

9 korund Al2O3

10 diament C

Do ścisłego, ilościowego określenia stopnia twardości minerałów służą specjalne przyrządy, np. sklerometry lub mikrotwardościomierze.

Gęstość

Gęstość (masa właściwa) to stosunek masy ciała (minerału) do jego objętości. Wśród minerałów najwyższą gęstość mają metale rodzime, natomiast najlżejsze są substancje organiczne np. bursztyn. Gęstości wybranych minerałów (w g/cm3):

grafit C 2.15

halit NaCl 2.16

gips CaSO4·2H2O 2.32

skalenie alkaliczne

(K,Na)[AlSi3O8] 2.6

kwarc SiO2 2.65

kalcyt CaCO3 2.7

anhydryt CaSO4 3.0

diament C 3.5

oliwiny (Mg,Fe)2[SiO4] 3.2-4.4

granaty

(Fe,Ca,Mg,Mn)3Al2[SiO4]3 3.6-4.3

syderyt FeCO3 4.0

chalkopiryt CuFeS2 4.3

baryt BaSO4 4.5

cyrkon Zr[SiO4] 4.7

piryt FeS2 5.0

magnetyt Fe3O4 5.2

kasyteryt SnO2 7.0

galena PbS 7.6

srebro rodzime Ag 10.5

złoto rodzime Au 19.3

Układy krystalograficzne

Układ krystalograficzny

Kąty
miedzyosiowe

Odcinki jednostkowe

Trójskośny

α ≠ β ≠ γ ≠ 90°

a ≠ b ≠ c

Jednoskośny

α = γ = 90° ≠ β

a ≠ b ≠ c

Rombowy

α = β = γ = 90°

a ≠b ≠ c

Trygonalny

α1 = α2 = α3 = 90°
γ = 120°

a1 = a2 = a3 ≠ c

Heksagonalny

α1 = α2 = α3 = 90°
γ = 120°

a1 = a2 = a3 ≠ c

Tetragonalny

α = β = γ = 90°

a = b ≠ c

Regularny

α = β = γ = 90°

a = b = c

Elementy symetrii kryształów

Proste:

- translacja o wektor t,

- oś symetrii (L),

- płaszczyzna symetrii (P)

- środek symetrii (C).

Oś symetrii to taka prosta, wokół której kryształ obrócony o 360º przyjmuje tożsame położenie przynajmniej dwukrotnie. W najprostszym przypadku (oś dwukrotna - L2) kryształ przyjmuje takie samo położenie po obrocie o 180º

Krotność osi

L2

L3

L4

L6

Kąt obrotu

180º

120º

90º

60º

Płaszczyzna symetrii (P) to taka płaszczyzna która dzieli kryształ na dwie części będące dla siebie wzajemnie zwierciadlanymi odbiciami.

Środek symetrii (C) to punkt wewnątrz kryształu o takiej własności, że dowolna prosta przezeń przechodząca przecina kryształ w dwóch punktach równo od niego odległych i geometrycznie równoważnych.

Złożone:

oś zwierciadlana

oś śrubowa

płaszczyzna poślizgu.

Rozmiary atomów i jonów w sieci krystalicznej minerałów

Rząd wielkości: 10-10 m (= 100 pm = 0.1 nm)

Jednostka układu CGS: 1Å = 10-8 cm

Najpospolitsze jony budujące minerały:

Si4+, Al3+, Ti4+, Fe3+, Fe2+, Mg2+, Mn2+, Ca2+, Na+, K+,
O2-, OH-, Cl-, F-, S2-

Generalnie aniony są większe od kationów. Rozmiary kationów zależą od ładunku (im większy ładunek tym mniejszy kation) oraz ilości powłok elektronowych, czyli okresu z układu okresowego pierwiastków.

rozmiary kationów/anionów

przykłady jonów

b. małe kationy

< 0.5 Å

Si4+, Al3+, Ti4+

małe kationy

~ 0.67 Å

Fe2+, Mg2+, Mn2+

średnie kationy

~ 1 Å

Na+, Ca2+

duże kationy

ok. 1.3-1.5 Å

K+, Rb+, Sr2+, Ba2+, Pb2+

aniony

ok. 1.5-1.8 Å

O2-, OH-, Cl-, F-, S2-

Kationy i aniony podobne geochemicznie i o podobnych rozmiarach często zastępują się w strukturach krystalicznych minerałów.

Izomorfizm (izotypia) polega na podobieństwie struktur minerałów o odmiennym składzie chemicznym, ale wykazujących analogiczne rozmieszczenie geometryczne atomów i/lub jonów.

Przykłady izotypii:

halit NaCl sylwin KCl galena PbS

kalcyt CaCO3 dolomit CaMg(CO3)2

Sfaleryt ZnS diament C

Izomorfizm sensu stricto występuje wówczas, gdy kryształy izotypowe tworzą szeregi izomorficzne (izomorficzne roztwory stałe, tzw. kryształy mieszane), tzn. wykazują zdolność zastępowania w sieciach krystalicznych jednych atomów lub jonów przez inne.

Szeregi izomorficzne:

oliwiny Mg2[SiO4] - Fe2[SiO4]

granaty (Fe,Ca,Mg,Mn)3Al2[SiO4]3

plagioklazy Na[AlSi3O8] - Ca[Al2Si2O8]

węglany trygonalne:

kalcyt - syderyt - magnezyt - rodochrozyt

CaCO3 FeCO3 MgCO3 MnCO3

Zjawisko zastępowania (podstawiania) w sieciach krystalicznych minerałów izomorficznych jednych atomów/jonów przez inne, o podobnych rozmiarach i własnościach krystalochemicznych (polaryzacyjnych), nazywane jest diadochią.

Diadochia izowalentna - podstawianie jonów o tej samej wartościowości;

np. Mg2+ ↔ Fe2+ ↔ Mn2+, Fe3+ ↔ Al3+, Zr4+ ↔ Hf4+ ,

K+ ↔ Rb+ ↔ Cs+

Diadochia heterowalentna - podstawianie jonów o różnej wartościowości;

np. Si4+ ↔ Al3+, Na+ ↔ Ca2+

POLIMORFIZM (wielopostaciowość) polega na występowaniu tej samej substancji chemicznej w postaci dwóch lub więcej faz krystalicznych (minerałów), różniących się strukturą wewnętrzną, postacią krystalograficzną oraz właściwościami fizycznymi. Zjawisko polimorfizmu, podobnie jak izomorfizmu, odkrył w 1822 r. niemiecki chemik i krystalograf E. A. Mitscherlich. Polimorfizm występuje zarówno wśród związków chemicznych jak i pierwiastków - w tym drugim przypadku nazywany jest alotropią. Każda odmiana polimorficzna danej substancji jest trwała w określonych warunkach ciśnienia i temperatury, zmiana tych warunków może doprowadzić do przemiany fazowej.

Przemiany fazowe dzielimy na odwracalne i nieodwracalne. Jeżeli pod wpływem zmiany ciśnienia i temperatury jedna odmiana polimorficzna przechodzi w drugą, a następnie - w wyniku zmian P-T w odwrotnym kierunku - druga odmiana polimorficzna przechodzi w fazę pierwszą, to jest to odmiana odwracalna (I↔II). Przykładem takiej przemiany jest kwarc, który w temperaturze 573OC szybko i odwracalnie przechodzi z trygonalnego β-kwarcu w heksagonalny α-kwarc. Gdy w określonych warunkach fizycznych faza I przechodzi w fazę II, ale powrót do pierwotnych warunków P-T nie powoduje już jej przejścia w odmianę I (I→II), to jest to przemiana nieodwracalna, faza I jest fazą nietrwałą (metastabilną), a tylko faza II jest trwałą. Przykładem takiej przemiany jest przejście rombowego aragonitu w trygonalny kalcyt. Ponieważ prędkość przemiany fazowej aragonitu w kalcyt jest bardzo mała, dlatego w przyrodzie wystepuje zarówno stabilny kalcyt jak i metastabilny aragonit (ale tylko w osadach kenozoicznych).

Systematyka mineralogiczna

Eksploatowane złoża miedzi

Lubińsko-Głogowski Okręg Miedziowy (LGOM)

Perm (cechsztyn) monokliny przedsudeckiej

KGHM Polska Miedź

kopalnie: Lubin, Rudna, Polkowice, Sieroszowice

Złoża historyczne:

kopalnia Konrad k. Bolesławca (niecka północnosudecka)

Miedzianka k. Chęcin (Góry Świętokrzyskie)

Miedzianka w Rudawach Janowickich (Sudety)

Minerały miedzi (Cu)

siarczki i siarkosole:

Chalkopiryt CuFeS2

Chalkozyn Cu2S

Bornit Cu5FeS4

Kowelin CuS

Tetraedryt-Tennantyt

minerały strefy utlenienia:

Kupryt Cu2O

Tenoryt CuO

Malachit Cu2[CO3(OH)2] - zielony

Azuryt Cu3[CO3(OH)]2 - niebieski

Chryzokola uwodniony krzemian Cu i Al

Eksploatowane złoża cynku i ołowiu - dolomity kruszconośne (Trias) Okręgu Śląsko-Krakowskiego (strefa: Bytom - Tarnowskie Góry - Olkusz)

Minerały Zn-Pb

siarczki

Sfaleryt ZnS

Wurcyt ZnS

Galena PbS

minerały strefy utlenienia

Smitsonit ZnCO3

Cynkit ZnO

Hydrocynkit

Hemimorfit (kalamin)

Cerusyt PbCO3

Anglezyt PbSO4

Piromorfit

mieszaniny kruszcowe

blenda cynkowa (skorupowa)

galman

Minerały żelaza


rudy

Magnetyt Fe3O4

Hematyt Fe2O3

Syderyt FeCO3

Goethyt FeOOH

Lepidokrokit FeOOH

limonit

siarczki

Piryt FeS2

Markasyt FeS2

Pirotyn (piryt magnetyczny)


Złoża rud żelaza w Polsce - tylko historyczne


Chromit FeCr2O4

czernie manganowe:

Złoto rodzime Au

Elektrum (Au,Ag)

Srebro rodzime Ag

Argentyt Ag2S

Pentlandyt (Fe,Ni)9S8

Milleryt NiS

Nikielin NiAs

Kobaltyn CoAsS

Smaltyn (Co, Ni)As3

Ilmenit FeTiO3

Rutyl TiO2

Wolframit (Fe,Mn)[WO4]

Molibdenit MoS2

Wanadynit Pb5[(VO4)3Cl]

Cyrkon Zr[SiO4]

Greenokit CdS

Kasyteryt SnO2

Cynober HgS

Metacynabaryt HgS

Arsenopiryt FeAsS

Realgar AsS

Aurypigment As2S3

Antymonit Sb2S3

Bizmutynit Bi2S3


Podział strukturalny krzemianów

anion O:Si

Krzemiany wyspowe [SiO4]4- 4 : 1

Krzemiany grupowe [Si2O7]6- 3.5 : 1

Krzemiany pierścieniowe [Si6O18]12- 3 : 1

Krzemiany łańcuchowe [Si2O6]4- 3 : 1

Krzemiany wstęgowe [Si4O11]6- 2.75 : 1

Krzemiany warstwowe [Si4O10]4- 2.5 : 1

Krzemiany przestrzenne 2 : 1

W glinokrzemianach część tetraedrów krzemotlenowych [SiO4]4- jest zastąpiona przez tetraedry glinotlenowe [AlO4]5-

Krzemiany wyspowe

Podstawowymi elementami struktury są tetraedry (czworościany) [SiO4]4-, które nie łącząc się bezpośrednio w bardziej złożone struktury pozostają jak izolowane wyspy.

Tetraedry są najczęściej połączone z dwoma dwuwartościowymi kationami (np. Mg, Fe2+ w oliwinach), znacznie rzadziej z trój- lub czterowartościowymi (Al, Ti, Zr).

Najpospolitsze minerały, które są krzemianami wyspowymi to:

Najważniejsze krzemiany wyspowe o nieco bardziej złożonej strukturze, obok [SiO4]4- zawierające inne aniony to:

Krzemiany grupowe

Czworościany [SiO4]4- łączą się w w grupy dwóch czworościanów, o wzorze chemicznym anionu [Si2O7]6-. Takie aniony często współwystępują z anionami [SiO4]4-, (OH)-, a także z molekułami wody krystalizacyjnej. Wolne wartościowości są najczęściej wysycone dwu- i trójwartościowymi kationami (Ca, Mg, Fe2+, Al3+, Fe3+).

Najpospolitsze minerały, które są krzemianami grupowymi to:

Epidot Ca2(Fe,Al)Al2[O|OH|SiO4|Si2O7]

Lawsonit CaAl2[(OH)2|(Si2O7)]·H2O

Hemimorfit Zn4[(OH)2|(Si2O7)]·H2O

Wezuwian Ca10(Mg,Fe)2Al4[(OH)4|(SiO4)5|(Si2O7)2]

Krzemiany pierścieniowe

Czworościany [SiO4]4- łączą się w zamknięte struktury (pierścienie), złozone z trzech lub - częściej - z sześciu czworościanów, o wzorze chemicznym anionu [Si6O18]12-.

Najpospolitsze minerały, które należą do tej grupy to:

Kordieryt Mg2Al3[AlSi5O18]

Beryl Al2Be3[Si6O18]

Turmaliny

Kordieryt jest w istocie glinokrzemianem - jeden z czworościanów w pierścieniu jest czworościanem [AlO4]5-. Natomiast turmaliny to grupa minerałów, które są borokrzemianami - w pierścieniach występują czworościany [BO4]5-.

Krzemiany łańcuchowe

Czworościany [SiO4]4- łączą się w łańcuchy, których dwa sąsiednie ogniwa tworzą anion [Si2O6]4-. Wolne wartościowości tego anionu są najczęściej wysycone dwoma dwuwartościowymi kationami (Ca, Mg, Fe2+), rzadsze są kombinacje anionów jedno- i trójwartościowych (Na+, Al3+, Fe3+).

Najpospolitsze krzemiany łańcuchowe to minerały z grupy piroksenów:

Krzemiany i glinokrzemiany wstęgowe

Czworościany [SiO4]4- i [AlO4]5- łączą się w podwójne łańcuchy (wstęgi), w których oczkach sytuują się aniony hydroksylowe (OH)-. Wolne wartościowości są wysycone kationami o zróżnicowanych rozmiarach i różnych wartościowościach, zajmującymi określone pozycje strukturalne.

Najpospolitszymi glinokrzemianami wstęgowymi są minerały z grupy amfiboli, np. hornblenda zwyczajna o wzorze chemicznym:

(Ca,Na)2-3(Mg,Fe,Al)5[Si6(Si,Al)2O22|(OH)2]

Krzemiany i glinokrzemiany warstwowe

Czworościany [SiO4]4- i [AlO4]5- łączą się w warstwy (pakiety), pomiędzy którymi znajdują się aniony hydroksylowe (OH)- oraz kationy. Wzór chemiczny anionu krzemianów warstwowych: [Si4O10]4-.

Do grupy krzemianów i glinokrzemianów warstwowych należą:

Talk Mg3[Si4O10](OH)2

Serpentyny Mg6[Si4O10](OH)8

Chloryty (Mg,Fe)6[(Si,Al)4O10](OH)8

Miki:

Muskowit KAl2[AlSi3O10](OH)2

Biotyt KMg3[AlSi3O10](OH)2

Minerały ilaste:

Kaolinit Al4[Si4O10](OH)8

Illit (hydromuskowit) (K,H3O)Al2[AlSi3O10](OH)2

Glaukonit (K,Ca,Na)(Al,Fe3+, Fe2+)2[AlSi3O10](OH)2·nH2O

Montmorillonit (Na,Ca)0-1(Al,Mg)2[Si4O10](OH)2·4H2O

Krzemiany i glinokrzemiany przestrzenne

Czworościany [SiO4]4- i [AlO4]5- łączą się w trójwymiarowe struktury w ten sposób, że każdy anion O2- jest wspólny dla dwóch sąsiadujących czworościanów.

Do grupy krzemianów i glinokrzemianów przestrzennych należą:

Minerały grupy SiO2

Kwarc, Trydymit, Krystobalit

Skalenie

Skaleniowce (foidy)

Leucyt KAlSi2O6

Nefelin (Na,K)AlSiO4

Skapolity

Zeolity

Natrolit Na2Al2Si3O10·2H2O

Heulandyt CaAl2Si7O18·6H2O

Chabazyt CaAl2Si4O12·6H2O

Stilbit CaAl2Si7O18·7H2O

Skalenie

Minerały z grupy skaleni są - ilościowo - najszerzej rozpowszechnionymi składnikami skorupy ziemskiej. Skalenie są minerałami skałotwórczymi większości skał magmowych, wielu skał metamorficznych, a także niektórych skał osadowych (utwory piroklastyczne, piaskowce arkozowe).

Krystalochemicznie skalenie są glinokrzemianami potasu, sodu, wapnia lub baru, o strukturze przestrzennej. Na podstawie składu chemicznego wyróżniamy:

Skalenie potasowe K[AlSi3O8]


ortoklaz

mikroklin

sanidyn

adular


Skalenie sodowo-wapniowe (plagioklazy) (Na,Ca)[Al(Si,Al)Si2O8] tworzą ciągły szereg izomorficzny:

Minerały skałotwórcze skał magmowych

Oliwin (Mg,Fe2+)2[SiO4]

Augit (Ca,Na)(Mg,Fe,Al,Ti)[Si2O6]

Hornblenda (Ca,Na)2-3(Mg,Fe,Al)5[Si6(Si,Al)2O22|(OH)2]

Muskowit KAl2[AlSi3O10](OH)2

Biotyt KMg3[AlSi3O10](OH)2

Skalenie

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

potasowe (ortoklaz) K[AlSi3O8]

Kwarc SiO2

Skaleniowce (foidy)

Leucyt KAlSi2O6

Nefelin (Na,K)AlSiO4

Minerały akcesoryczne:

Granaty (Mg,Fe2+,Mn,Ca)3Al2[SiO4]3

Cyrkon Zr[SiO4]

Tytanit CaTi[O|SiO4]

Minerały wtórne:

Epidot Ca2(Fe,Al)Al2[O|OH|SiO4|Si2O7]

Serpentyny Mg6[Si4O10](OH)8

Chloryty (Mg,Fe)6[(Si,Al)4O10](OH)8

Kalcyt, chalcedon, opal...

Minerały skałotwórcze skał magmowych

Oliwiny (Mg,Fe2+)2[SiO4]

Pirokseny (Augit) (Ca,Na)(Mg,Fe,Al,Ti)[Si2O6]

Amfibole (Hornblenda)

(Ca,Na)2-3(Mg,Fe,Al)5[Si6(Si,Al)2O22|(OH)2]

Miki:

Muskowit KAl2[AlSi3O10](OH)2

Biotyt KMg3[AlSi3O10](OH)2

Skalenie:

sodowo-wapniowe (Plagioklazy) (Na,Ca)[Al(Si,Al)Si2O8]

potasowe (Ortoklaz) K[AlSi3O8]

Kwarc SiO2

Minerały skał osadowych

grupa SiO2

kwarc SiO2
chalcedon SiO2
 opal SiO2·nH2O

węglany

kalcyt CaCO3
 aragonit CaCO3
 syderyt FeCO3
 dolomit CaMg(CO3)2

minerały ilaste

kaolinit Al4[Si4O10](OH)8
 illit (hydromuskowit) (K,H3O)Al2[AlSi3O10](OH)2
 glaukonit (K,Ca,Na)(Al,Fe3+, Fe2+)2[AlSi3O10](OH)2·nH2O
montmorillonit (Na,Ca)0-1(Al,Mg)2[Si4O10](OH)2·4H2O

minerały skał solnych

halit NaCl
sylwin KCl
karnalit KMgCl3·6H2O
kainit KMgClSO4·3H2O
anhydryt CaSO4
 gips CaSO4·2H2O
polihalit K2MgCa2(SO4)4·2H2O
kizeryt MgSO4·4H2O

wodorotlenki glinu

gibbsyt Al(OH)3
diaspor AlOOH
boehmit AlOOH

inne

siarka rodzima S

baryt BaSO4

fluoryt CaF2

Kwarc SiO2

Chemicznie kwarc jest dwutlenkiem krzemu, natomiast strukturalnie krzemianem przestrzennym (szkieletowym). Grupa kwarcu obejmuje polimorficzne odmiany substancji SiO2. Powyżej 573ºC powstaje heksagonalny kwarc α, poniżej 573ºC - trygonalny kwarc β. Poniżej 573ºC kwarc α przechodzi w kwarc β, zachowując jednak swą postać, dzięki czemu w skałach zwykle występują paramorfozy kwarcu β po kwarcu α.

Kwarc β tworzy kryształy o postaciach: słupa heksagonalnego, romboedru, trapezoedru, bipiramid itp. Kwarc β pospolicie występuje również w formach anhedralnych (ksenomorficznych, obcokształtnych), w postaci skupień ziarnistych lub zbitych oraz naskorupień.

Czysty kwarc jest bezbarwny, powszechne są również kryształy zabarwione. Bezbarwne lub zabarwione kryształy kwarcu, najczęściej pochodzenia hydrotermalnego noszą odrębne nazwy:

Pozostałe cechy fizyczne kwarcu

Kwarc występuje w znacznych ilościach w kwaśnych skałach magmowych (np. granit, riolit), w skałach osadowych okruchowych (piaski, piaskowce itp.) oraz w niektórych skałach metamorficznych (kwarcyty, gnejsy).

Minerały grupy SiO2

kwarc SiO2
chalcedon SiO2
 opal SiO2·nH2O

Opal - bezpostaciowy mineraloid, zestalona koloidalna krzemionka (stwardniały żel) zawierająca zmienną ilość (1-21%) H2O.

Chalcedon - skrytokrystaliczna odmiana kwarcu z submikroskopowymi porami, zazwyczaj wypełnionymi pewną ilością wody. Chalcedon jest często produktem odwodnienia i rekrystalizacji opalu. Nie tworzy samoistnych kryształów, występuje w formach skupień nerkowatych, kulistych, skorupowych lub naciekowych.

Makroskopowo opal i chalcedon są trudne do rozróżnienia. W stanie czystym są przeźroczyste (hialit), przeświecające lub białe (opal mleczny), ale często są zabarwione różnymi domieszkami. Barwne odmiany opalu i chalcedonu są określane nazwami: chryzopraz (zielony), onyks (czarny), agat, jaspis (wstęgowo zabarwione), karneol (czerwonawy), heliotrop.

Opal i chalcedon nie wykazują łupliwości, przy uderzeniu pękają z wytworzeniem nierównych powierzchni przełamu i ostrych krawędzi.

Połysk - tłusty, matowy, szklisty

Twardość - 5.5-6 w skali Mohsa

Gęstość:

opal - ok. 2.1 g/cm3

chalcedon - ok. 2.6 g/cm3

Opal i chalcedon występują w organizmach budujących elementy szkieletowe z krzemionki - w wyniku ich nagromadzenia powstają skały osadowe pochodzenia organicznego (skały krzemionkowe: diatomity, radiolaryty, spongiolity i in.)

Mogą również powstawać na drodze chemicznej, w wyniku zestalania i/lub krystalizacji koloidalnej krzemionki:

Skałotwórcze minerały węglanowe

kalcyt CaCO3
 aragonit CaCO3
 syderyt FeCO3
 dolomit CaMg(CO3)2
magnezyt MgCO3

Kalcyt CaCO3 - układ trygonalny, kryształy w postaci skalenoedru lub romboedru, często zbliźniaczone. W skałach osadowych kalcyt często jest krypto- lub mikrokrystaliczny, tworzy również konkrecje (ooidy) i formy naciekowe (stalaktyty, stalagmity).

W stanie czystym krystaliczny kalcyt jest bezbarwny (kalcyt optyczny, tzw. szpat islandzki), przy zawartości inkluzji i/lub domieszek może być biały, żółty, różowy itp.

Rysa biała

Połysk szklisty, w skupieniach włóknistych jedwabisty

Doskonała łupliwość w trzech kierunkach (romboedryczna)

Twardość - 3 (minerał wzorcowy w skali Mohsa)

Gęstość - 2.7 g/cm3

Kalcyt reaguje burzliwie z kwasami

CaCO3 + 2HCl ↔ CaCl2 + H2O + CO2↑

Kalcyt optyczny wykazuje makroskopowo widoczną dwójłomność

Kalcyt jest pochodzenia organicznego lub chemicznego. Jest podstawowym minerałem skałotwórczym m.in. wapieni i margli.

Materiałem organicznym tych skał są zazwyczaj elementy szkieletów zewnętrznych (skorupki) morskich organizmów bezkręgowych, zbudowane z kalcytu lub aragonitu.

Minerały ilaste

Minerały ilaste to uwodnione glinokrzemiany glinu, żelaza, magnezu i/lub wapnia, niektóre z domieszką alkaliów (K, Na), o strukturze warstwowej (pakietowej).

Zazwyczaj występują w formie submikroskopowych blaszek, rozmiarów pojedynczych mikrometrów, są miękkie (twardość 1-2 w skali Mohsa) i plastyczne, niektóre (montmorillonit, smektyty) w wodzie pęcznieją.

kaolinit Al4[Si4O10](OH)8
 illit (hydromuskowit) (K,H3O)Al2[AlSi3O10](OH)2
 glaukonit (K,Ca,Na)(Al,Fe3+, Fe2+)2[AlSi3O10](OH)2·nH2O
montmorillonit (Na,Ca)0-1(Al,Mg)2[Si4O10](OH)2·4H2O

smektyty

Analiza mikroskopowa minerałów i skał w płytkach cienkich (tzw. szlifach mikroskopowych o grubości 0.02 mm)

Badania przy jednym polaryzatorze

Identyfikacja minerałów przeźroczystych i nieprzeźroczystych

Dla minerałów przeźroczystych:

Badania przy polaryzatorach skrzyżowanych

Rozróżnianie minerałów izotropowych i anizotropowych

Dla minerałów anizotropowych:

Skały magmowe to skały powstałe w wyniku krystalizacji magmy

Magma - płynny stop krzemianowy nasycony gazami

Lawa wulkaniczna - magma, która wydostała się na powierzchnię Ziemi

Magma pierwotna - powstała przez wytopienie skał płaszcza lub skorupy

Magma macierzysta

Dyferencjacja (różnicowanie) magm

Krystalizacja frakcyjna - stopniowe wydzielanie się minerałów ze stopu w trakcie jego krzepnięcia w miarę spadku temperatury

Likwacja - proces odmieszania magm o różnej gęstości

Asimilacja skał otoczenia - zachodzi w brzeżnych partiach komory magmowej, polega na częściowym wytapianiu skał osłony lub wymiany substancji ze skałami osłony

Ksenolity - zatopione w magmie i termicznie zmienione okruchy skał osłony

Kontaminacja - zanieczyszczenie magmy przetopionym materiałem skał osłony

Magma - płynny stop krzemianowy nasycony gazami

jednofazowa - wyłącznie faza ciekła

dwufazowa - stop + kryształy lub stop + pęcherzyki gazu

trójfazowa - stop + kryształy + pęcherzyki gazu

Lawa wulkaniczna - magma, która wydostała się na powierzchnię Ziemi

Składniki lotne magm:

H2O, CO2, H2, CO, CH4, S, SO2,

H2S, N2, NH4, F2, HF, Cl2, HCl, O2

Gęstość magm: od ok. 2.4 g/cm3 (magmy kwaśne)

do ok. 2.9 g/cm3 (magmy zasadowe)

Lepkość

Temperatura: od ok. 1250°C do 650°C

temperatury likwidusu i solidusu

Ciśnienie

Wytapianie magm

wzrost temperatury

spadek ciśnienia litostatycznego

wzbogacenie w składniki lotne

Dyferencjacja (różnicowanie) magm

Krystalizacja frakcyjna - stopniowe wydzielanie się minerałów ze stopu w trakcie jego krzepnięcia w miarę spadku temperatury

Likwacja - proces odmieszania magm o różnej gęstości

Dyfuzja

Asymilacja skał otoczenia - zachodzi w brzeżnych partiach komory magmowej, polega na częściowym wytapianiu skał osłony lub wymiany substancji ze skałami osłony

Ksenolity - zatopione w magmie i termicznie zmienione okruchy skał osłony

Kontaminacja - zanieczyszczenie magmy przetopionym materiałem skał osłony, o odmiennym składzie chemicznym

Mieszanie magm - skały hybrydowe

Krystalizacja równowagowa i frakcjonalna

Frakcyjna krystalizacja magmy

Stadium wczesne - krystalizacja oliwinów, piroksenów i Ca-plagioklazów z akcesorycznymi granatami i chromitem. Powstanie skał ultrazasadowych.

Stadium główne - krystalizacja piroksenów i Ca-Na plagioklazów (magma gabrowa), później amfiboli i Na-Ca plagioklazów (magma diorytowa), jeszcze póżniej biotytu z dodatkiem skaleni alkalicznych (magma granodiorytowa).

Stadium późne - krystalizacja skaleni alkalicznych, biotytu, muskowitu i kwarcu (magma sjenitowa i granitowa).

Procesy pomagmowe

Kryteria klasyfikacji skał magmowych:

Skały:

Skały:

Główne składniki magmy:

SiO2, Al2O3, MgO, FeO+Fe2O3, CaO, Na2O, K2O, H2O, TiO2

Magmy ultrazasadowe są ubogie w krzemionkę (ok. 40% SiO2) i glinkę, praktycznie pozbawione alkaliów, natomiast bardzo bogate w MgO i FeO. Z takich magm krystalizują oliwiny i pirokseny - główne minerały skał ultrazasadowych (ultramaficznych).

Magma bazaltowa zawiera 45-52% SiO2, ok. 15% Al2O3, znaczne ilości CaO, MgO i FeO (do ok. 10% każdego z tych składników), natomiast niewiele alkaliów, zwłaszcza K2O. Z takiej magmy krystalizują przede wszystkim Ca-Na plagioklazy i pirokseny.

Magmy obojętne (np. andezytowa) są bogatsze w krzemionkę (52-65% SiO2) i alkalia, natomiast uboższe w CaO, MgO i FeO. Krystalizują z nich Na-Ca plagioklazy i skalenie alkaliczne, a z minerałów ciemnych głównie hornblenda i biotyt.

Magmy kwaśne (granitowe) zawierają ponad 65% SiO2, ok. 15% Al2O3, znaczne ilości alkaliów(w sumie do ok. 10% Na2O i K2O), są natomiast ubogie w CaO, MgO i FeO. Z takich magm krystalizują skalenie alkaliczne, Na-Ca-plagioklazy, biotyt oraz kwarc.

Główne skały magmowe

grupa skał

głębinowe

żyłowe

wylewne

minerały główne

inne minerały

ultra-maficzne (ultra-zasadowe)

dunit

pikryt

kimberlit

oliwin

piroksen, granat, spinel

perydotyt

oliwin, piroksen

granat, spinel

zasadowe

gabro, noryt

diabaz (doleryt)

bazalt, melafir

piroksen, Ca-plag.

oliwin, hornblenda

obojetne

dioryt

lamprofir

andezyt

hornblenda, Na-Ca-plag.

biotyt, piroksen, K-skaleń

sjenit

trachit

K-skaleń, Na-plag., biotyt

hornblenda, piroksen, kwarc (Q)

kwaśne

granit

pegmatyt, aplit

riolit

skalenie, Q, biotyt

muskowit hornblenda

grano-dioryt

riodacyt

skalenie, Q, biotyt, hbl.

tonalit

dacyt

Na-Ca-plag., biot., hbl., Q

K-skaleń

Kolejność powstawania minerałów i skał magmowych
według szeregu reakcyjnego Bowena

szereg Bowena

rodzaj skał

oliwin anortyt

bytownit

piroksen

labrador

amfibol andezyn

biotyt oligoklaz

skalenie alkaliczne

muskowit + kwarc

skały ultrazasadowe

skały zasadowe

skały obojętne

skały kwaśne

Struktura - sposób wykształcenia składników skały

struktura holokrystaliczna (pełnokrystaliczna)

struktura hipokrystaliczna

struktura hialinowa (holohialinowa, szklista)

struktura fanerokrystaliczna (jawnokrystaliczna)

grubokrystaliczna

średniokrystaliczna

drobnokrystaliczna

struktura afanitowa (skrytokrystaliczna)

mikrokrystaliczna

kryptokrystaliczna

struktura porfirowa - fenokryształy w afanitowym cieście skalnym

struktury równo- i nierównokrystaliczne

struktura fanerokrystaliczno-porfirowa

kryształy euhedralne (automorficzne, idiomorficzne)

kryształy subhedralne (hipidiomorficzne)

kryształy anhedralne (ksenomorficzne)

Tekstura - sposób ułożenia i rozmieszczenia składników w skale oraz wypełnienia przez nie przestrzeni

tekstura bezkierunkowa (bezładna)

tekstury kierunkowe (np. fluidalna)

tekstura zbita, masywna

tekstury porowate (pęcherzykowa, pumeksowa, migdałowcowa itp.)

Schemat opisu skały magmowej

Na podstawie powyższych cech ustalamy rodzaj i nazwę skały

Skały osadowe tworzą się w tzw. strefie hipergenicznej, w  warunkach P-T podobnych do panujących na powierzchni Ziemi. Najczęściej powstają w wyniku sukcesywnej sedymentacji (depozycji) materiału na dnie basenów sedymentacyjnych.

Charakterystycznymi cechami zdecydowanej większości skał osadowych i ich formacji są warstwowanie i uławicenie.

Wiele skał osadowych zawiera skamieniałości - szczątki zwierząt (rzadziej roślin) dokumentujące historię i ewolucję życia na Ziemi.

Skały osadowe są skałami macierzystymi i zbiornikowymi dla ropy naftowej i gazu ziemnego, skałami osadowymi są również węgle.

Skały osadowe są źródłem m.in.

Procesy prowadzące do powstawania skał osadowych:

Wietrzenie

Wietrzenie fizyczne prowadzi do rozluźnienia spójności, a  następnie rozpadu minerałów i skał pod wpływem m.in. dobowych i  sezonowych zmian temperatury (insolacja → rozszerzanie termiczne minerałów, zamarzanie i topnienie wody, krystalizacja soli) oraz mechanicznego działania wody, wiatru, roślin itp.

Dezintegracja blokowa i granularna

Wietrzenie chemiczne to chemiczny rozkład minerałów pod wpływem wód opadowych (zawsze zawierających O2 i CO2) oraz takich substancji jak SO2, (H2SO4), związki Cl, kwasy humusowe, a także bakterii i innych mikroorganizmów.

Procesy wietrzenia chemicznego:

Charakter wietrzenia istotnie zależy od czynników klimatycznych;

wietrzenie fizyczne dominuje na pustyniach i w warunkach zimnego klimatu (strefy podbiegunowe, obszary górskie),

wietrzenie chemiczne zachodzi najintensywniej w strefach klimatów wilgotnych, ciepłych i gorących, a praktycznie zanika poniżej 0ºC.

Transport

Czynniki transportu:

Sedymentacja - proces osadzania (depozycji) materiału w określonym środowisku sedymentacyjnym.

W wodach płynących sedymentacja zaczyna się wraz ze spadkiem siły nośnej wody.

Sedymentacja eoliczna postępuje w miarę spadku siły nośnej wiatru, od strony zawietrznej.

Sedymentacja lodowcowa odbywa się w miarę topnienia i cofania się lodowca.

W zbiornikach wodnych (morza i oceany, jeziora) sedymentacja odbywa się na skutek grawitacyjnego opadania materiału detrytycznego, wypadania drobnych cząstek z zawiesiny, opadania na dno szczątków organicznych oraz wytrącania substancji mineralnych (soli) z roztworu.

Środowiska sedymentacyjne

Morskie:

strefa litoralna - do ok. 50 m głębokości

strefa nerytyczna - szelf do ok. 250 m gł.

strefa batialna - stok kontynentalny

strefa abysalna - głębia oceaniczna

poziom CCD (calcite compensation depth)

Przejściowe:

Kontynentalne:

Diageneza - zespół procesów fizycznych i chemicznych prowadzących do lityfikacji luźnego materiału osadowego.

Kompakcja - zmniejszanie porowatości i wyciskanie wody (odwodnienie) prowadzi do wzrostu gęstości osadów.

Cementacja - wypełnienie porów w osadzie przez spoiwo.

Rekrystalizacja - krystalizacja minerałów z roztworów i/lub żeli (opal → chalcedon), wzrost wielkości kryształów, powstawanie obwódek regeneracyjnych itp.

Metasomatoza - rekrystalizacja połączona ze zmianą składu chemicznego i mineralnego skały (np. dolomityzacja, silifikacja).

Minerały allogeniczne i autogeniczne

Minerały i składniki allogeniczne powstały poza basenem sedymentacyjnym, do którego zostały dostarczone jako produkty wietrzenia starszych skał. Do tej grupy należą m.in.

kwarc,

miki (głównie muskowit),

skalenie (najczęściej alkaliczne),

odporne na wietrzenie minerały ciężkie:

cyrkon, rutyl, turmaliny, granaty, magnetyt, ilmenit,

sillimanit, dysten, kasyteryt, monacyt, złoto rodzime.

okruchy skał (odpornych na wietrzenie),

redeponowane skamieniałości itp.

Minerały autogeniczne to te, które tworzą się w basenie sedymentacyjnym i/lub na jego dnie, w trakcie sedymentacji lub diagenezy. Do tej grupy należą m.in.

opal, chalcedon,

minerały ilaste (kaolinit, illit, montmorillonit, glaukonit),

tlenki i wodorotlenki żelaza (hematyt, goethyt),

węglany (kalcyt, aragonit, dolomit, syderyt),

siarczany (gips, anhydryt),

chlorki (halit, sylwin, karnalit).

Skały osadowe

Skały piroklastyczne

tufy i tufity, ignimbryty, popioły wulkaniczne itp.

Skały klastyczne (okruchowe)

psefity: żwiry, gruzy, zlepieńce, konglomeraty, brekcje

psamity: piaski i piaskowce (arenity, waki itp.)

aleuryty: mady, muły, mułowce

pelity - zob. skały ilaste

Skały ilaste

iłowce, łupki ilaste, tonsteiny itp.

kaoliny

bentonity

Skały węglanowe

wapienie (organiczne i chemiczne)

wapienie mikrytowe (pelityczne)

wapienie ziarniste (gruzełkowe, grudkowe)

wapienie oolitowe

wapienie organodetrytyczne

muszlowce

kreda

wapienie rafowe

martwice wapienne i trawertyny

dolomity: syngenetyczne i epigenetyczne

syderyty

margle i opoki

Skały krzemionkowe

ziemie okrzemkowe i diatomity

spongiolity

radiolaryty

rogowce

lidyty, jaspisy

opoki

gezy

krzemienie i czerty

Skały alitowe

boksyty, lateryty, terra rossa

Skały fosforanowe

Skały żelaziste

Skały ewaporatowe (solne)

siarczanowe (gipsy, anhydryty)

chlorkowe (sól kamienna, sole potasowe)

Kopalne paliwa stałe (kaustobiolity)

torf, węgle brunatne, kamienne, antracyt

Skały osadowe okruchowe (klastyczne)

Kryteria klasyfikacji:

wielkość ziarn (frakcja)

obecność lub brak spoiwa

skład mineralny

Frakcja. Cztery główne przedziały frakcji, które są podstawą podziału skał osadowych okruchowych na poszczególne typy:

nazwa frakcji wielkość okruchów/ziarn

psefitowa (żwirowa, grubookruchowa) > 2 mm

psamitowa (piaskowa, średniookruchowa) 2 - 0.1 mm

aleurytowa (mułowa, drobnookruchowa) 0.1 - 0.01 mm

pelitowa (iłowa, bardzo drobnookruchowa) < 0.01 mm

Składniki szkieletu ziarnowego piaskowców

Rodzaje spoiw skał osadowych okruchowych

Teksturalne:

Genetyczne

Typowe spoiwa skał osadowych okruchowych

substancja tworząca spoiwo

nazwa spoiwa

cechy diagnostyczne

kalcyt

Wapniste

burzliwa reakcja z HCl

kalcyt + min. ilaste

Margliste

burzliwa reakcja z HCl
+ osad

dolomit

Dolomityczne

reakcja z HCl
po sproszkowaniu

tlenki i wodoro-tlenki żelaza

Żelaziste

barwy czerwono-brunatne

krzemionka

krzemionkowe

wysoka twardość,
duża zwięzłość skały

minerały ilaste

Ilaste

mała zwięzłość skały, brudzi palce

gips, anhydryt

Siarczanowe

Skały ilaste

Iły, iłowce i łupki ilaste

Kaoliny - rezydualne skały ilaste, złożone głównie z minerału kaolinitu, który jest produktem wietrzenia chemicznego skaleni potasowych

4KAlSi3O8 + 6H2O → Al4(OH)8[Si4O10] + 8SiO2 + 4KOH

Iły kaolinitowe

Łupki ogniotrwałe (tonsteiny) - silnie zdiagenezowane iły kaolinitowe, zwięzłe, nieplastyczne, występują jako wkładki (przerosty) w pokładach węgla

Bentonity - skały złożone z montmorillonitu i/lub smektytów, powstają w procesach podmorskiego wietrzenia szkliwa wulkanicznego

Iły montmorillonitowe

Gliny - różnoziarniste, niewysortowane osady polodowcowe

Lessy - drobnoziarniste osady eoliczne

Skały węglanowe

Wapienie organiczne i chemiczne

wapienie mikrytowe (pelityczne)

wapienie ziarniste (gruzełkowe, grudkowe)

wapienie oolitowe

wapienie organodetrytyczne

muszlowce

kreda

wapienie rafowe

martwice wapienne i trawertyny

Margle

Opoki

Dolomity

syngenetyczne

epigenetyczne

Syderyty

Minerały skał węglanowych

kalcyt CaCO3 2.72 g/cm3
 aragonit CaCO3 2.93 g/cm3
 dolomit CaMg(CO3)2 2.86 g/cm3
syderyt FeCO3 3.96 g/cm3

kalcyt wysokomagnezowy (Mg-kalcyt)
- zawiera do 30% MgCO3

kalcyt niskomagnezowy - zawiera max. kilka % MgCO3

protodolomit - dolomit z ok. 10% nadmiarem CaCO3

Niewęglanowe składniki skał węglanowych:

rzadziej występujące:

Powstawanie osadów i skał węglanowych

wytrącanie z przesyconych roztworów wodnych

aglomeracja szczątków organicznych

materiał detrytyczny ze starszych skał węglanowych

Rozpuszczanie CaCO3 w wodzie - dysocjacja CaCO3

CaCO3 ↔ Ca2+ + CO32-

dwustopniowa dysocjacja H2CO3

H2CO3 ↔ H+ + HCO3-

HCO3- ↔ H+ + CO32-

Rozpuszczalność CO2 w wodzie zależy od warunków P-T:

spada ze wzrostem temperatury,

wzrasta ze wzrostem ciśnienia.

CaCO3 wytrąca się przy usuwaniu H+ z roztworu (alkalizacji środowiska) oraz przy spadku ciśnienia w środowisku.

Strefy akumulacji materiału węglanowego:

litoralna

nerytyczna

batialna

abysalna

poziom CCD na głębokości ok. 4000 m.

Organizmy żywe

plankton

nekton

bentos (mobilny i osiadły)

Klasyfikacja wapieni wg wielkości ziarn i stopnia diagenezy:

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

Strukturalne typy wapieni

Wapienie mikrogranularne, złożone z ziarn < 20 μm, niekiedy z dodatkiem rozproszonego pirytu i minerałów ilastych. Osady spokojnych, słabo przewietrzanych, stosunkowo głębokich mórz epikontynentalnych, np. wapienie litograficzne z Solnhofen w Bawarii (Archaeopteryx lithographica).

Wapienie gruzełkowe, utworzone z drobnych konkrecji wapieni mikrogranularnych, z dodatkiem minerałów ilastych, osady stoków podmorskich wyniesień, kordylier, skłonów basenów geosynklinalnych.

Wapienie oolitowe, złożone z ooidów; drobnych kuleczkowatych utworów złożonych z jądra (ziarno kwarcu, bioklast, kryształ kalcytu) i koncentrycznie warstwowanej otoczki. Osady ciepłych, ruchliwych i płytkich mórz.

Wapienie żwirowe, zlepieńcowate, niekiedy brekcje wapienne to utwory mórz epikontynentalnych bardzo ruchliwego środowiska, np. u wapiennych wybrzeży klifowych.

Martwice wapienne i trawertyny tworzą się w miejscach wypływu źródeł na powierzchnię, węglan wapnia (aragonit lub kalcyt) wytrąca się na roślinach i innych zarodkach krystalizacji.

Wapienie organogeniczne - powstałe przez akumulację szczątków organicznych, najczęściej wapiennych elementów szkieletowych morskich bezkręgowców, in situ lub transportowane.

Wapienie organogeniczne

Kreda pisząca Coccolithophorales

Wapienie krynoidowe Crinoidea

Wapienie otwornicowe Foraminifera

Muszlowce, zlepy muszlowe e.g. Inoceramus

Wapienie litotamniowe Lithothamnium

Wapienie rafowe Anthozoa, Spongiae, Bryozoa

biohermy, biostromy

Wapienie pelagiczne e.g. Calpionella

Wapienie onkoidowe, stromatolity Cyanophyta

Klasyfikacja R. L. Folka (1959, 1962)

składniki terrygeniczne - ziarna kwarcu, skaleni, okruchy skał, resedymenytowane okruchy skał węglanowych, ilasta matrix

składniki allochemiczne - utworzone w obrębie basenu sedymentacyjnego intraklasty, ooidy, peloidy (pellety), bioklasty, onkoidy, szczątki organiczne

składniki ortochemiczne - utworzene w osadzie przez wytrącanie z roztworu (precypitację) lub metasomatycznie - mikryt, sparyt

mikryt - ziarna poniżej 4μm

mikrosparyt - ziarna 0.004 - 0.01 mm

sparyt - ziarna (kryształy) powyżej 0.01 mm

Dominant

constituent

Rock Type

Sparite cement

Micrite matrix

Ooids

peloids

bioclasts

intraclasts

oosparite

pelsparite

biosparite

intrasparite

oomicrite

pelmicrite

biomicrite

intramicrite

in situ growth: biolithite

Dolomity

Składniki dolomitów

dolomikryt

dolosparyt

Dolomity w Polsce

Dewon regionu śląsko-krakowskiego i Gór Świętokrzyskich

Trias regionu śląsko-krakowskiego (dolomity kruszconośne)

Trias w Górach Świętokrzyskich i w Tatrach

Syderyty - skały utworzone z minerału syderytu, mogą zawierać domieszki kalcytu, dolomitu, kwarcu, tlenków i wodorotlenków Fe, minerałów ilastych (syderyty ilaste).

Sferosyderyty - owalne konkrecje syderytowe.

Syderyty w Polsce

Skały krzemionkowe - złożone głównie z autigenicznych minerałów grupy SiO2 (opal, chalcedon, kwarc)

Geneza skał krzemionkowych:

Skały krzemionkowe:

Ziemie okrzemkowe i diatomity - luźne lub zwięzłe, złożone z opalowych skorupek (pancerzyków) glonów - okrzemek (Diatomea). W diatomitach skorupki okrzemek są spojone cementem; opal - częściowo przekrystalizowany w chalcedon i mikrokwarc. Skały porowate, lekkie (gęstość 0.40-0.96 g/cm3, utrzymują się na powierzchni wody) i kruche.

Radiolaryty - zwięzłe skały organiczne, utworzone głównie z krzemionkowych szkieletów promienic (Radiolaria) spojonych opalem, chalcedonem lub mikrokwarcem. Często zawierają domieszki związków żelaza, substancji węglistej lub minerałów ilastych, barwiące skały na zielonkawo, czerwono-wiśniowo, szaro lub czarno.

Spongiolity - zwięzłe skały organiczne, zbudowane z krzemionkowych igieł (spikul) gąbek (Spongiae), pierwotnie z opalu, w starszych skałach z chalcedonu lub mikrokwarcu. Często zawierają domieszki detrytycznego kwarcu, węglanów, fosforanów, substancji ilastej (glaukonitu) lub pirytu.

Rogowce - nazwa obejmująca zwięzłe, zbite, skryto- lub drobnokrystaliczne skały krzemionkowe, różnej barwy, złożone głównie z chalcedonu i mikrokwarcu, często tworzące ławice wśród innych skał osadowych. Zazwyczaj są silnie zdiagenezowane, co w znacznym stopniu lub całkowicie zaciera ich pierwotną genezę, najczęściej organiczną.

Lidyt (kamień probierczy) - czarna lub ciemnoszara odmiana rogowca, barwa związana z domieszką substancji węglistej.

Jaspis - nazwa barwnych odmian rogowców, najczęściej czerwono-brunatnych, ale również brązowych, żółtawych, zielonkawych i in. Zabarwienie skał - związane z domieszkami związków żelaza - może być jednorodne, wstęgowane lub plamiste. Niektóre jaspisy są uważane za zsilifikowane tufy.

Chalcedonit - ogólna nazwa wtórnych, diagenetycznych skał krzemionkowych, złożonych głównie z chalcedonu.

Gejzeryty, nawary i martwice krzemionkowe - skały młode, często współczesne, tworzą się lokalnie, na obszarach działalności wulkanicznej oraz w pobliżu wypływów wód geotermalnych. Barwy jasnej (białawe, jasnoszare), w różnym stopniu porowate, niekiedy zwięzłe. Mogą zawierać szczątki roślin, a także tworzyć inkrustacje na szczątkach organicznych. Pierwotnie zbudowane z opalu, szybko przekrystalizowują w chalcedon.

Krzemienie - konkrecje oraz inne ciała krzemionkowe, zazwyczaj niewielkich rozmiarów, o wyraźnie zaznaczonych konturach, występujące w obrębie innych skał osadowych (najczęściej węglanowych). Złożone głównie z chalcedonu lub mikrokwarcu, najmłodsze krzemienie mogą być z opalu. Mogą zawierać relikty krzemionkowych elementów szkieletowych (np. spikule gąbek), a także domieszki minerałów żelaza (hematyt, goethyt, piryt), bituminów oraz węglanów. Barwy krzemieni są silnie zróżnicowane; czarne, brunatne, szare, niebieskawe, zielone, żółtawe, białe, niekiedy plamiste lub koncentryczno-pasiaste (krzemienie pasiaste).

Czerty - konkrecje krzemionkowe podobne do krzemieni, lecz o słabo zaznaczonych, nieostrych konturach, przenikające się ze skałą otaczającą i o zbliżonej do niej barwie.

Gezy - skały mieszane, złożone z autigenicznej krzemionki i składników klastycznych, a niekiedy również węglanowych (wapieni). Zawierają zmienne ilości krzemionkowych elementów szkieletowych (spikule gąbek, skorupki radiolarii, okrzemek), opalowego cementu, epiklastów (głównie ziarn kwarcu frakcji aleurytowej lub psamitowej), a także węglanów (głównie kalcytu), minerałów ilastych (zwłaszcza glaukonitu) oraz fosforanów. Skały zazwyczaj jasne i bardziej porowate od współwystępujących z nimi wapieni i margli.

Opoki - skały mieszane, przejściowe między skałami krzemionkowymi i wapieniami. Złożone z kalcytu oraz subtelnego szkielet z autigenicznej krzemionki (opal, rzadziej chalcedon), często zawierają również organiczne elementy szkieletowe (zwłaszcza igły gąbek). Typowe domieszki to minerały ilaste i/lub fosforanowe. Mogą również zawierać konkrecje (krzemionkowe, markasytowe lub pirytowe).

Opoka lekka (opoka odwapniona) - typowo wietrzenna skała krzemionkowa, reziduum powstałe w wyniku wietrzenia chemicznego (odwapnienia) opoki. Krzemionkowy szkielet pozostały po wyługowaniu kalcytu tworzy porowatą, lekką (w stanie suchym lżejszą od wody) i kruchą skałę, barwy zazwyczaj jasnej. Może zawierać domieszki minerałów ilastych (zwłaszcza glaukonitu), wodorotlenków żelaza oraz drobnoziarnistych składników detrytycznych.

Minerały skał ewaporatowych


Morskie

Halit NaCl

Sylwin KCl

Karnalit KMgCl3·6H2O

Kainit KMgClSO4·3H2O

Anhydryt CaSO4

Gips CaSO4·2H2O

Polihalit K2MgCa2(SO4)4·2H2O

Kizeryt MgSO4·4H2O

Lądowe (pustynne, jeziorne, etc.)

Halit, gips, anhydryt

Epsomit MgSO4·7H2O

Trona Na2CO3·NaHCO3·2H2O

Mirabilit Na2SO4·10H2O

Thenardyt NaSO4

Bloedyt Na2SO4·MgSO4·4H2O

Gaylussyt Na2CO3·CaCO3·5H2O

Glauberyt CaSO4·Na2SO4


Skład chemiczny wody morskiej

woda morska

woda "słodka" (zaw. jonów
ok. 120 ppm)

ppm

%

Cl-

18000

55.05

7.8

Na+

10770

30.61

6.3

SO42-

2715

7.68

11.2

Mg2+

1290

3.69

4.1

Ca2+

412

1.16

15.0

K+

380

1.10

2.3

HCO3-

140

0.41

58.4

Br-

67

0.19

0.02

H3BO3

26

0.07

0.1

Sr2+

8

0.03

0.09

F-

1.3

0.005

0.09

H4SiO4

1

0.004

13.1

Kaustobiolity - palne skały pochodzenia organicznego

(gr. kaustos - palny, bios - życie, lithos - skała)

Kaustobiolity:

Pochodzenie węgli:

z uwęglenia szczątków roślinnych bujnie rozwijających się w warunkach wilgotnego i gorącego klimatu, a następnie pogrzebanych w osadach.

Środowiska sedymentacji i zagłębia węglowe:

Główne składniki roślin:

celuloza, lignina, białka, tłuszcze, woski, żywice, kutyna, suberyna, garbniki

celuloza (C6H10O5)n - główny składnik roślin drzewiastych, rozkłada się biochemicznie z wydzieleniem CH4 i CO2, w zasadzie nie zachowuje się w stanie kopalnym.

lignina (C12H18O8)n - główny składnik tkanki drzewnej, impregnujący ściany komórek, trwalsza od celulozy, przechodzi w stan kopalny.

białka - składniki protoplazmy, nośniki S, P, N

tłuszcze - występują w nasionach roślin i w glonach.

woski - występują w nabłonkach liści i korzeni.

Rozkład materiału węglotwórczego

Procesy stadium biochemicznego

Próchnienie - zachodzi przy pełnym dostepie tlenu, utlenianie większości materiału roślinnego prowadzi do wyselekcjonowania najodporniejszych składników materii roślinnej, takich jak: żywice, pyłki, spory, nabłonki liści - składniki węgli liptobiolitowych.

Butwienie - zachodzi przy ograniczonym dostępie tlenu, powstają substacje humusowe (składniki gleb), bez znaczenia węglotwórczego.

Torfienie - proces humifikacji prowadzący do powstania węgli humusowych, początkowo zachodzi przy ograniczonym dostępie tlenu, później w warunkach beztlenowych. Kosztem ligniny i celulozy powstają kwasy huminowe, tkanka ligninowo-celulozowa ulega żelifikacji w warunkach beztlenowych, przy wysokim poziomie wód gruntowych w torfowisku. Żel, twardniejący po odwodnieniu, jest materiałem do utworzenia macerałów grupy huminitu i witrynitu. Pod wpływem bakterii tlenowych tkanki roślinne (zarówno pierwotne jak i zżelifikowane) ulegają fuzynizacji.

Gnicie - rozkład szczątków roślinnych i zwierzęcych na dnie zbiorników wodnych, zachodzi przy braku tlenu. Bakterie beztlenowe przekształcają białka i tłuszcze w produkty bitumiczne, stosunkowo bogate w wodór. Powstaje sapropel (węgle sapropelowe).

Trzy grupy genetyczne węgli

węgle humusowe (humolity): torf, węgle brunatne, kamienne

węgle sapropelowe (sapropelity): bogheady, węgle kennelskie

węgle liptobiolitowe: piropissyt, dysodyl

Wybrane minerały skałotwórcze skał metamorficznych

Granaty (Mg,Fe2+,Mn,Ca)3Al2[SiO4]3

Epidot Ca2(Fe,Al)Al2[O|OH|SiO4|Si2O7]

Sillimanit, Andaluzyt
Dysten Al2O3·SiO2 lub AlAl[O|SiO4]

Staurolit 2FeO·AlOOH·Al2[O|SiO4]

Chlorytoid Fe2+2Al4[(OH)4|O2|(SiO4)2]

Lawsonit CaAl2[(OH)2|(Si2O7)]·H2O

Wezuwian Ca10(Mg,Fe)2Al4[(OH)4|(SiO4)5|(Si2O7)2]

Kordieryt Mg2Al3[AlSi5O18]

Serpentyny Mg6[Si4O10](OH)8

Chloryty (Mg,Fe)6[(Si,Al)4O10](OH)8

Talk Mg3[Si4O10](OH)2

Metamorfizm to zespół procesów fizyko-chemicznych, prowadzących do zmian składu mineralnego, niekiedy również chemicznego, oraz strukturalno-teksturalnych przeobrażeń skał, pod wpływem temperatur i ciśnień znacznie wyższych niż na powierzchni Ziemi, a zarazem istotnie różnych od tych, w których te skały (osadowe, magmowe bądź metamorficzne) pierwotnie powstały.

Przemiany te zasadniczo zachodzą w stanie stałym; bez istotnego ilościowo udziału fazy ciekłej, aczkolwiek niewielkie ilości fluidów (głównie H2O i CO2) mogą być obecne pomiędzy ziarnami (kryształami, blastami) minerałów.

W trakcie metamorfizmu skały ulegają dwóm podstawowym typom przemian:
strukturalno-teksturalnym i mineralogicznym.

Przemiany strukturalno-teksturalne, prowadząca do powstania nowych struktur i tekstur to kataklaza i rekrystalizacja.

Kataklaza to kruszenie kryształów i ziaren skały.

Rekrystalizacja to przebudowa sieci krystalicznej, najczęściej związana ze wzrostem kryształów. Najlepiej widoczna jest w skałach monomineralnych takich jak marmury lub kwarcyty.

Przemiany mineralogiczne (przemiany fazowe związane z reakcjami chemicznymi) to zastępowanie pierwotnych minerałów przez nowe minerały metamorficzne, nie istniejące w metamorfizowanym protolicie.

Czynniki metamorfizmu

Za główne czynniki metamorfizmu uważa się temperaturę i ciśnienie litostatyczne, a w dalszej kolejności ciśnienie kierunkowe (stress), oddziaływanie fluidów, wędrówkę substancji i czas.

Metamorfizm ma miejsce gdy skała jest poddana oddziaływaniu czynników nowego środowiska chemicznego lub fizycznego, na tyle różniącego się od warunków jej powstania, że jej dotychczasowy zespół minerałów (parageneza) już nie jest termodynamicznie stabilny.

Ponieważ zainicjowanie i realizacja tych przemian wymaga pewnej energii, która wzrasta wraz ze wzrostem temperatury, ta ostatnia jest jednym z kluczowych czynników metamorfizmu.

Drugim podstawowym czynnikiem metamorfizmu jest ciśnienie; wyższe ciśnienia są niezbędne dla reakcji mineralnych i przemian fazowych, zaś niejednolity stress prowadzi do deformacji i rekrystalizacji skały, co przejawia się w postaci nowych tekstur metamorficznych.

Nowe warunki chemiczne mogą ponadto powodować infiltrację fluidów, które wchodzą w reakcje ze skałami.

Przemiany fazowe i reakcje mineralne w stanie stałym zachodzą bardzo wolno, dlatego za istotny czynnik metamorfizmu należy również uznać czas.

Temperatura (T)

Skały ulegają oddziaływaniu wysokich temperatur w miarę przemieszczania się w głębsze strefy skorupy ziemskiej, w sąsiedztwie intruzji gorących ciał magmowych, ewentualnie (sporadycznie) w trakcie krótkotrwałych, acz bardzo gwałtownych procesów dynamicznych, charakterystycznych dla metamorfizmu uderzeniowego.

Temperatura wzrasta w głąb Ziemi, a prędkość tego wzrostu jest określana jako gradient geotermiczny (ang. geothermal gradient). Gradienty geotermiczne są zwykle rzędu 15-30ႰC/km, ale zdarzają się ekstremalne gradienty rzędu 5-10 lub 50-60ႰC/km.

Generalnie strumień ciepła w skorupie kontynentalnej jest wyższy niż w starszych basenach oceanicznych, ale młoda skorupa oceaniczna generuje wyższy strumień ciepła, gdyż wciąż jeszcze stygnie od czasu jej utworzenia się w temperaturach magmowych. Trzy główne składowe strumienia ciepła to:

a) ciepło dopływające do skorupy ziemskiej z płaszcza;

b) ciepło pochodzące z rozpadu radioaktywnych pierwiastków w skorupie ziemskiej - wyższe dla skorupy kontynentalnej niż oceanicznej;

c) ciepło dostarczane do skorupy przez wznoszące się ciała magmowe.

Ponadto młode łańcuchy górskie odznaczają się wyższymi wartościami strumienia ciepła, ponieważ ich wypiętrzanie i erozja stosunkowo szybko, bez większych strat ciepła, wynoszą ciepłe skały na powierzchnię Ziemi.

Metamorfizm przebiega w zakresie temperatur 200-800ႰC. Dolny limit to granica z diagenezą i powstanie pierwszych zespołów minerałów metamorficznych. Górny zakres temperatur, zależny od składu chemicznego i mineralnego skał oraz obecności H2O w systemie, to granica topienia skał. Procesy metamorficzne przebiegające przy częściowym wytopieniu skał są określane jako ultrametamorfizm.

Ciśnienie (P)

Ciśnienie jest miara siły na jednostkę powierzchni której podlega skała i zależy od masy nadległych skał, a zatem od głębokości. W geologii najczęściej stosowana jednostką ciśnienia jest bar lub kilobar (kbar).

1 bar = 0.987 atm = 105 Pa

1 kbar = 108 Pa = 0.1 GPa

Całkowite ciśnienie wywierane w danym punkcie skorupy ziemskiej powodowane przez nadkład skał jest znane jako ciśnienie litostatyczne i jest równe iloczynowi dgh, gdzie d jest średnią gęstością skał nadkładu, h to głębokość, a g jest przyspieszeniem ziemskim.

W większości środowisk metamorficznych zakładamy, że ciśnienie oddziaływujące w danym punkcie jest raczej jednorodne we wszystkich kierunkach i jest równe ciśnieniu litostatycznemu. Dlatego dla oszacowania całkowitego ciśnienia jakiemu podlega skała posługujemy się wartościami ciśnienia litostatycznego i te wartości są krytyczne przy ocenie efektu ciśnienia na stabilność minerałów metamorficznych.

Można przyjąć, że ciśnienie wywierane przez nadkład skał o miąższości 10 km jest rzędu 2.6 do 3.2 kbar, w zależności od składu mineralnego, a zatem i gęstości skał. Ciśnienia rzędu 10 kbar panują na głębokościach około 35 km. Bardzo ważną zmienną ciśnienia w metamorfiźmie jest ciśnienie fluidów, czyli ciśnienie wywierane przez fluidy w przestrzeni porowej i wzdłuż granic ziaren.

Fluidy metamorficzne

Ciekła woda podlega przemianie fazowej w parę wodną przez wrzenie w 100ႰC pod ciśnieniem atmosferycznym, a temperatura wrzenia wzrasta ze wzrostem ciśnienia. Im wyższa temperatura przy której woda wrze, tym mniejsza zmiana objętości towarzysząca konwersji cieczy w gaz. Przy ciśnieniu 220 bar i temperaturze 374ႰC nie ma już żadnej różnicy objętości między wodą i parą. Na diagramie fazowym krzywa wrzenia, oddzielająca te dwie fazy po prostu kończy się w tym punkcie, określanym jako punkt krytyczny. Woda w warunkach ciśnień wyższych niż 220 bar i temperaturze wyższej niż 375ႰC jest określana raczej jako ponadkrytyczny fluid (ang. supercritical fluid) niż jako gaz. Należy zauważyć, że krytyczne ciśnienie H2O (220 bar) jest stosunkowo niskie w porównaniu do ciśnień metamorficznych.

Czas

Skały są stosunkowo dobrymi izolatorami, wolno przewodzącymi ciepło. Rozległe kompleksy skalne, o znacznych objętościach, a takie podlegają metamorfizmowi regionalnemu, zwykle wymagają dziesiątek milionów lat aby doznać znaczących zmian temperatury. Analogicznie rozległe aureole kontaktowe wokół znacznych rozmiarów intruzji (o dużej pojemności cieplnej) tworzą się przez setki tysięcy lub nawet miliony lat.

Typy metamorfizmu, kryteria klasyfikacji

Typy i rodzaje metamorfizmu można wydzielić na podstawie szeregu różnych kryteriów, takich jak:

metamorfizm regionalny i lokalny

metamorfizm orogeniczny, dna oceanicznego,

z pogrzebania, dyslokacyjny, kontaktowy itp.

np. metamorfizm termiczny

np. metamorfizm uderzeniowy, hydrotermalny

monometamorfizm, polimetamorfizm

metamorfizm progresywny i retrogresywny.

Współczesne podręczniki oraz propozycje SCMR IUGS przyjmują pierwszy, zasadniczy podział metamorfizmu na regionalny i lokalny oraz dalsze wydzielenia.

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 (intruzja magmowa, dyslokacja, upadek meteorytu) i obejmuje stosunkowo niewielkie objętości skał (zazwyczaj do 100 km3).

Metamorfizm orogeniczny prowadzi do powstania rozległych kompleksów skał metamorficznych w wielu łańcuchach orogenicznych. Wzrost temperatury zachodzi bez bezpośredniego wpływu okreslonych ciał magmowych, chociaż intruzje moga mieć miejsce i przyczyniać się do ogólnego wzrostu temperatury. Metamorfizm orogeniczny jest prawie zawsze związany z deformacjami i fałdowaniem. Dalszy podział metamorfizmu orogenicznego pozwala wyróżnić metamorfizm stref subdukcji oraz metamorfizm stref kolizji.

Metamorfizm z pogrzebania (ang. burial metamorphism) jest odmianą metamorfizmu regionalnego, która zachodzi gdy miąższa sukcesja skał osadowych lub wulkanicznych i osadowych rozwija się w basenie ulegającym subsydencji, tak że u jej podstawy osiągnięte sa warunki metamorfizmu niskiego stopnia (ang. low grade metamorphic conditions) bez jakichkolwiek deformacji lub fałdowania.

Metamorfizm dna oceanicznego zachodzi w pobliżu stref spreadingu skorupy oceanicznej. Są to strefy wysokich gradientów geotermicznych, a metamorficzna rekrystalizacja zachodzi w szerokim zakresie temperatur.

Metamorfizm hydrotermalny obejmuje przemiany chemiczne (metasomatoza) jako integralną część procesu i jest efektem cyrkulacji gorących wód w górotworze wzdłuż szczelin i pęknięć. Ten rodzaj metamorfizmu jest często związany z aktywnością magmową, ponieważ konwekcja fluidów wymaga wysokich wartości gradientu temperatury, takich jak obecne wokół intruzji. Zapewne najbardziej rozpowszechnionym typem metamorfizmu hydrotermalnego jest metamorfizm dna oceanicznego, zachodzący w grzbietach śródoceanicznych.

Metamorfizm termiczny (kontaktowy) to metamorfizm wynikający ze wzrostu temperatury w skałach otaczających intruzje magmową. Zwykle skały aureoli kontaktowej nie są deformowane podczas rekrystalizacji metamorficznej, tak że ziarna wzrastaja razem tworząc masywna skałę - hornfels. Hornfelsy mogą niekiedy zawierać relikty kierunkowych struktur powstałych w trakcie wcześniejszych procesów np. metamorfizmu regionalnego.

Metamorfizm dynamiczny lub kataklastyczny jest zwykle jeszcze bardziej lokalny niż metamorfizm kontaktowy. Zachodzi on zwykle 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.

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


Wyszukiwarka