Zależnie od rodzaju tych składników można wyróżnić wapienie organogeniczne, oołitowe , onkołitowe, detrytyczne, grudkowe, gruzełkowe itp.

W obrębie poszczególnych rodzajów wapieni ziarnistych można wyróżnić odmiany mikrytowe i sparytowe, zależnie od występowania w nich mikrytowego lub sparytowego spoiwa. W niektórych wapieniach występuje spoiwo mieszane - sparytowo - mikrytowe. Wapienie ziarniste można podzielić na kilka grup na podstawie wielkości ich składników ziarnistych. Na tej zasadzie są wyróżniane:

kalcyrudyty (wielkość składników wynosi powyżej 2 lub 1 mm),

kalkarenity (2 -0,lmm albo l-0,0625mm) i kalcylutyty(poniżej 0,1 lub 0,0625mm).

Szczególnym rodzajem wapieni są nieziarniste wapienie organogeniczne, zawierające duże nieporuszone wapienne szczątki organizmów.

Pod względem genetycznym wapienie mogą być podzielone na:

1. wapienie pochodzenia organicznego - wapienie organogeniczne

2. wapienie pochodzenia nieorganicznego- mogą powstawać w trojaki sposób: wskutek zmian zawartości dwutlenku węgla w wodzie, wskutek parowania oraz na drodze mechanicznej. Większa cześć wapieni nieorganicznych powstaje wskutek zmian zawartości dwutlenku węgła w wodzie. Węglan wapnia jest znoszony w dużych

ilościach do morza przez rzeki. Jednak w wodzie morskiej jest go mało. Zmniejszenie ilości dwutlenku węgla powodujące wytrącanie węglanu wapnia, może byćspowodowane przez: zmniejszenie ciśnienia CO₂ w powietrzu nad wodą, podwyższenie temperatury wody, zwiększenie stężenia jonów wodorowych

Woda morska jest zwykle prawie nasycona węglanem wapnia, dlatego strąca się on z niej stosunkowo łatwo. Ilość rozpuszczonego węglanu wapnia w wodzie morskiej zależy od zawartości dwutlenku węgla i kwasu węglowego, temperatury, słoności i stężenia jonów wodorowych.

Wody chłodne zawierają więcej rozpuszczonego węglanu wapnia, natomiast w bardzo słonych i ciepłych wodach łatwiej dochodzi do przesycenia i strącenia węglanu wapnia.

22. Wapienie organogeniczne

Wapienie organogeniczne powstają przez nagromadzenie i cementację skorup organizmów albo z węglanu wapnia wytrąconego wskutek procesów biologicznych (fotosynteza roślin, procesy bakteryjne).

Do pierwszej grupy należą wapienie powstające wskutek nagromadzenia się skorupek i szkieletów wapiennych. Wiele organizmów tworzy swe skorupki z węglanu wapnia (kalcytu, aragonitu) lub fosforanu wapnia(głównie apatytu).Organizmami mającymi znaczenie dla powstawania wapieni są: glony czerwone, glony zielone, kokolity, otwornice, korale, gąbki wapienne, mszywioły.

Organizmy tworzą skorupy wapienne nie tylko z dwutlenku wapnia znajdującego się w wodzie morskiej w roztworze, tzn. z Ca(HCO₃)₂, lecz prawdopodobnie przetwarzają także siarczan wapnia i inne sole wapnia znajdujące się w wodzie morskiej.

Stosunek ilościowy kalcytu do aragonitu w skorupach zależy od temperatury, pH oraz od zanieczyszczeń jonami żelaza manganu, strontu. Wody chłodniejsze sprzyjają powstawaniu kalcytu, a aragonit tworzy się w cieplejszych wodach. Podwyższenie pH oraz zanieczyszczenia sprzyjają strącaniu się aragonitu. Z nagromadzenia szkieletów skorupek tworzą się wapienie różnych typów, jak wapienie koralowe, litotamniowe, krynoidowe, muszlowe.

Falowanie rozbija szkielety lub skorupki wapienne na drobny piasek który scementowany tworzy wapień organodetrytyczny. Skałę utworzoną ze szkieletów i skorup organizmów, znajdujących się na tym miejscu na którym żyły, nazywa się biolitytem. Skały, które powstały wskutek pokruszenia szkieletów i skorup przez falowanie i prądy, są, zależne od stopnia rozdrobnienia, biorudytem - gdy materiał jest zlepieńcowi, bioarenitem - gdy materiał odpowiada frakcji piasku, biomikrytem - gdy resztki organiczne są bardzo drobno podzielone.

Wapienie organogeniczne utworzone ze skorup lub szkieletów tworzą wśród innych osadów albo soczewkowate masy określane jako biohermy, albo też organizmy te tworzą ławice, czyli biostromy.

Pokruszone elementy szkieletowe organizmów są nazywane bioklastami, a złożone z nich wapienie organogeniczne - wapieniami organodetrytycznymi. Wszystkie wapienie organodetrytyczne, a także wapienie organogeniczne utworzone ze stosunkowo drobnych , nieporuszonych elementów szkieletowych można włączyć do grupy wapieni ziarnistych.

Wapienie składające się z elementów szkieletowych zwierząt nazywa się - wapieniami zoogenicznymi, a wapienie złożone z elementów szkieletowych pochodzenia roślinnego -jako wapienie fitogeniczne.

W wapieniach organogenicznych mogą występować wyłącznie albo zdecydowanie przeważać szczątki jednej grupy organizmów, organizmów nawet jednego tylko rodzaju lub gatunku. Nazwy takich wapieni można tworzyć od nazw odpowiednich organizmów np. wapienie brachiopodowe.

Odmiany wapieni organogenicznych:

Kreda(kreda pisząca) - jest białą, miękką, mało spoistą i silnie porowatą skałą wapienną, której charakterystycznym i często przeważającym składnikiem są kokolity. Ponadto w kredzie mogą występować w znacznych ilościach skorupki otwornic i mikryt kalcytowi. Składników tych nie można wyróżnić makroskopowo. Niekiedy w kredzie piszącej występują ponadto muszle małżów, bełemnity, jeżówce, radiolarie i igły gąbek. Kreda pisząca odznacza się często wysoką zawartością węglanu wapnia, może jednak zawierać domieszki autogenicznej krzemionki, minerałów ilastych, glaukąnitu i detrytycznego kwarcu. W Polsce wychodnie kredy występują na Wyżynie Lubelskiej.

Wapienie kredowate - to z wyjątkiem kredy piszącej jakiekolwiek białe, słabo zwięzłe wapienie, silnie brudzące palce , o znacznej porowatości i szczególnie wysokiej zawartości węglanu wapnia. Wapienie kredowate występują w regionie świętokrzyskim i Wyżyny Śląsko - Krakowskiej.

Wapienie krynoidowe są skałami utworzonymi wyłącznie lub w przeważającej części z elementów szkieletowych liliowców. Szkielety liliowców zbudowane są z kalcytu. Wapienie, w których trochity liliowców występują stosunkowo licznie, ale są rozproszone albo skoncentrowane jedynie na powierzchniach ławic, bywają nazywane wapieniami trochitowymi. Wapienie te sąpospolite w regionie śląsko - krakowskim.

Muszlowce - wapienie utworzone w znacznej mierze z muszli małżów, ramienionogów, ślimaków, amonitów. Występują w obrzeżeniu Gór Świętokrzyskich.

Wapienie litotamniowe - Są przykładem wapieni glonowych. Są pospolite w miocenie południowych zboczy Gór Świętokrzyskich i na Roztoczu.

Wapienie rafowe - wapienie tworzące kopalne rafy. Charakteryzują się zróżnicowanym wykształceniem litologicznym.

Wapienie pelagiczne - wapienie powstałe z dala od lądów, zazwyczaj na dużych głębokościach) odznaczają się często charakterystycznym wykształceniem, zawierają liczne szczątki organizmów planktonicznych.

Mikrofacja - zespół stwierdzonych pod mikroskopem cech osadu świadczących o jego powstaniu w określonym środowisku sedymentacyjnym, niekiedy dostarczają informacji o wieku osadu.

Wapienie pochodzenia gąbkowego — swe powstanie zawdzięczają skałotwórczej roli gąbek W obrębie ciał gąbek występują wapienne lub krzemionkowe elementy szkieletowe - spikuje. Gąbki mogą też się zachować w wapieniach w postaci mumii gąbkowych, czyli zwapniałych ciał gąbek.

23. Wapienie detrytyczne, grudkowe i gruzełkowe

Wapienie detrytyczne - zasadniczym składnikiem wapieni detrytycznych są intraklasty. Jako intraklasty są określane fragmenty rozdrobnionego osadu, jeżeli zarówno osad macierzysty, jak i pochodzące z niego fragmenty zostały złożone w tym samym basenie sedymentacyjnym. Intraklasty mogą zachowywać nieregularne kształty lub ulec obtoczeniu. Intraklasty powstałe w wyniku rozmycia niezupełnie skonsolidowanego osadu mogą nie być ostro odgraniczone od otaczającego spoiwa. Intraklasty często są złożone wyłącznie z substancji mikrytowe, jednak gdy ulega erozji ziarnisty osad wapienny, mogą tworzyć się intraklasty zawierające w swym wnętrzu różne składniki ziarniste, np. ooidy lub szczątki organizmów. Intraklasty mogą mieć różne rozmiary - bardzo drobne nie osiągają 0,01 mm, szczególnie duże mogą mieć wielkość kilkudziesięciu centymetrów. Stosunkowo gruboziarniste wapienie detrytyćzne można rozpoznać makroskopowo. Rozpoznawanie wapieni detrytycznych ułatwia ich częste przeławicanie się z wapieniami, których częściowa erozja doprowadziła do utworzenia intraklastów. Wapienie te spotyka się np. w utworach dewonu i triasu Gór Świętokrzyskich.

Wapienie grudkowe - są utworzone z wapiennych ziaren agregacyjnych, czyli grudek. Grudki są to agregaty mikrytowego osadu wapiennego albo różnego rodzaju ziaren wapiennych, np. ooidów, onkoidów lub szczątków organizmów, zlepione wskutek działalności organizmów lub w wyniku wytrącania się spoiwa pomiędzy składnikami agregatu. Łatwe do rozpoznania pod mikroskopem są grudki graniaste, charakteryzujące się swoistymi, groniastymi kształtami. Na powierzchniach takich grudek zaznaczają się w postaci wypukłości występujące w ich obrębie drobniejsze ziarna. Szczególnym rodzajem ziaren agregacyjnych są grudki kałowe(koprolity). Grudki takie mają niekiedy specyficzne kształty, a osad wapienny złożony wyłącznie z koprolitów wytworzonych przez jeden określony gatunek organizmów odznacza się dobrą selekcją. Ziarna agregacyjne nie przekraczają na ogół wielkości kilku milimetrów. Stosunkowo duże grudki można niekiedy rozpoznać makroskopowo, posługując się lupą. Drobnoziarnistych odmian wapieni grudkowych zwykle nie można rozpoznać bez użycia mikroskopu. Wapienie grudkowe występują m.in. W górnej jurze regionu świętokrzyskiego.

Wapienie gruzełkowe - złożone są z gruzełków wapiennych. Jako gruzełki określane są ziarna o nie zróżnicowanej wyraźnie budowie wewnętrznej, utworzone z substancji mikrytowej i nie przekraczające rozmiarów około 0,2 - 0,3 mm. Tego rodzaju ziarna mikrytowe mogą mieć różną genezę. Najczęściej są to drobne, złożone z substancjami mikrytowej intraklasty lub ziarna agregacyjne . Ziarna mikrytowe mogą jednak zostać utworzone także w wyniku stoczenia przez glony lub grzyby drążące różnorakich składników ziarnistych osadu wapiennego. Ponadto nie można wykluczyć możliwości utworzenia się gruzełków w wyniku zróżnicowanej rekrystalizacji osadu mikrytowego . Wapienie gruzełkowe można łatwo rozpoznać pod mikroskopem. Makroskopowo można je określić jako wapienie ziarniste.

Wapienie te występują w górnej jurze regionu świętokrzyskiego i Wyżyny Śląsko -Krakowskiej.

24. Wapienie oolitowe, pizolitowe i onkolitowe.

Wapienie oolitowe są utworzone z ooidów wapiennych. Ooidy są ziarnami o swoistej koncentrycznej budowie, złożonymi z jądra i zmiennej liczby otaczających je powłok. W przypadku ooidów wapiennych powłoki te są utworzone z węglanu wapnia wytrącanego gółwnie chemicznie, bez udziału organizmów. Powłoko często uzyskują wtórnie promienistą teksturę, toteż wiele kopalnych ooidów wapiennych, charakteryzuje się budową koncentryczno - promienistą. Jądrami ooidów mogą być jakiekolwiek ziarna wapienne, np. intraklasty, ziarna agregacyjne, gruzełki, konoidy lub elementy szkieletowe organizmów. Niekiedy roli jąder ooidów wapiennych występują ziarna niewęglanowe, np. kwarcowe. Wielkość ooidów wchodzących w skład morskich wapieni oolitowych wynosi najczęściej 0,1-lmm.

Oolity wapienne najczęściej tworzą się w morzach, jeziorach, najczęściej w ruchliwych wodach o głębokości nie przekraczającej kilku metrów głębokości. W skalach takich najczęściej obserwuje się warstwowanie skośne. Oolity wapienne mogą tworzyć się sporadycznie także w spokojnych lagunach głębszych strefach nerytycznych, płytkowodne ooidy mogą być transportowane do głębszych środowisk sedymentacyjnych. Wapienie oolitowe można bardzo łatwo rozpoznać pod mikroskopem . Pewne trudności nastręcza makroskopowe odróżnianie wapieni oolitowych od wapieni mikroonkołitowych. Wapienie oolitowe występują w obrębie górnej jury regionu świętokrzyskiego i Niżu Polskiego.

Wapienie pizolitowe(prochowiec), skałą osadowa, węglanowa (chemiczna), zbudowana z kulistych form (pizoidów) przypominających swym wyglądem i wielkością ziarna grochu. Tworzy się wokół gorących źródeł, źródeł także stosunkowo często w jaskiniach oraz niektórych kopalniach. Jest utworem białym, żółtawym lub czasami brunatnym; składa się głównie z kalcytu lub aragonitu, a podrzędnie może zawierać: dolomit, syderyt, hematyt, chalcedon. Odznacza się budową sferolityczną, przeważnie bezładną, porowatą, a rzadziej masywną.

Wapienie onkolitowe - utworzone są z onkoidów. Onkoidy podobnie jak ooidy, charakteryzują się koncentryczną budową i składają się z jądra i powłok. Onkoidy mają jednak inną genezę niż ooidy. Powstają w wyniku obrastania różnorakich ziaren wapiennych, np. szkieletowych organizmów lub ziaren agregacyjnych przez kolonie sinic, niekiedy przy udziale innych organizmów. Sinice, wytrącając biochemicznie węglan wapnia lub wiążąc biernie różne składniki osadu, powodują tworzenie się* powłok onkoidów. Szczątków sinic zazwyczaj nie można rozpoznać w tych powłokach. Onkoidy o wielkości do 2 mm nazywają się mikroonkoidami, od 2mm do 1 cm -pizoonkoidami, powyżej 1 cm - makroonkoidami.

Onkolity różnią się zazwyczaj od ooidów wykształceniem jąder i powłok. Powłoki kopalnych ooidów wapiennych utworzone są często z wyraźnie krystalicznego kalcytu i maja promienistą teksturę. Powłoki te są regularnie wykształcone i otaczają w sposób ciągły jądro, które jest zazwyczaj obtoczone i położone centralnie. Powłoki onkoidów natomiast są utworzone i mikrytowego węglanu wapnia , przetkanego często drobnymi ziarnami wapiennymi lub szczątkami organizmów. Powłoki te SA często nieregularne wykształcone, mogą mieć zmienną grubość, albo oblekać jądro tylko z jednej strony. Jądra onkoidów są często nie obtoczone i nie zawsze położone centralnie.

25. Wapienie i utwory wapienne lądowe.

Wapień lądowy - wapień tworzący się w warunkach lądowych , przeważnie w wyniku procesów chemicznych (chemicznych niekiedy biochemicznych).

Do wapieni lądowych należą:

- martwica wapienna — rodzaj martwicy zbudowanej głównie z węglanu wapnia ( kalcytu albo aragonitu), wytrącającego się z wód zimnych i gorących źródeł, przy wodospadach, w rzekach, na brzegach wysychających jezior oraz w jaskiniach, pod wpływem gwałtownego spadku ciśnienia lub/i temperatury.

- ruf wapienny- słabo zwięzła, niekiedy pylasta odmiana martwicy wapiennej.

- nawara wapienna - silnie porowata odmiana martwicy wapiennej, składająca się z kalcytu lub aragonitu, powstająca wokół gorących źródeł. Bywa często zbudowana z kulistych form ooidów łub pizoidów, tworząc charakterystyczne wapienie pizolitowe .

- trawertyn - zwięzła odmiana martwicy wapiennej , odznaczająca się charakterystyczną smużystą budową. Masywny trawertyn o wyraźnie smużystej lub pasiastej teksturze bywa określany jako onyks marmurowy.

- wapień naciekowy- wapień powstający najczęściej w wyniku chemicznego wytrącania węglanu wapnia z wód podziemnych, ściekających w jaskiniach. Najbardziej znanymi formami są: stalaktyty, stalagmity oraz stalagnaty.

Stalaktyt- naciek w kształcie sopla zwisający ze stropu jaskini, zbudowany najczęściej z węglanu wapnia.

Stalagnai - naciek jaskiniowy w kształcie kolumny powstałej w wyniku połączenia się ze sobą stalaktytu i stalagmitu.

Stalagmit - naciek w kształcie słupa lub stożka na dnie jaskini, narastający od dołu ku górze, najczęściej w wyniku wytrącania się węglanu wapnia z wody kapiącej ze stropu.

- kreda jeziorna — luźny osad wapienny, tworzący się w wyniku chemicznego lub częściej biochemicznego wytrącania węglanu wapnia w różnych słodkowodnych zbiornikach , w szczególności w płytkich, przybrzeżnych partiach jezior.

- Gytia wapienna — ciemnoszara lub brunatnoszara odmiana kredy jeziornej lub margla jeziornego, zawierająca znaczne domieszki iłu oraz substancji organicznej (głównie glonów).

1. Warunki sedymentacji, cechy oraz rodzaje margli i dolomitów.

Dolomitami są nazywane skały utworzone z minerału dolomitu CaMg(CO₃)₂. Istnieją też skały pośrednie między dolomitami dolomitami wapieniami, zawierające w różnym stosunku zarówno minerał dolomit, jak i węglan wapnia, reprezentowany zazwyczaj przez kalcyt. Szereg skał wapień - dolomit umownie dzieli się na następujące człony:

%CaMg(CO₃)₂

wapień 0-10

wapień dolomityczny 10-50

dolomit wapnisty 50-90

dolomit 90-100

Pod względem genetycznym dolomity można podzielić:

• Dolomity pierwotne(syndepozycyjne) powstająprzez wytrącenie osadu dolomitowego na dnie basenu sedymentacyjnego.

• Dolomity diagenetyczne powstają w wyniku przeobrażenia w dolomit osadu wapiennego podczas lub po zakończeniu jego lityfikacji. Przeobrażenie to następuje na dnie basenu sedymentacyjnego dzięki obecności w osadzie wody zawierającej jony magnezu. Proces przeobrażenia osadu lub skały wapiennej w dolomit nazywamy dolomitacją.

• Dolomity epigenetyczne tworzą się wskutek dolomityzacji wapieni przez krążące w nich wody zawierające magnez, przy czym między powstaniem wapieni a ich dolomityzacją upływa długi okres czasu, tak iż podczas swej dolomityzacji wapienie znajdują się zazwyczaj w innej sytuacji geologicznej aniżeli podczas ich tworzenia się na dnie zbiornika sedymentacyjnego. Epigenetyczna dolomityzacją wykazuje związek ze strukturami tektonicznymi i rozwija się szczególnie intensywnie wzdłuż przecinających wapienie uskoków i spękań.

Dolomity mogą być w całości utworzone z mikrytowej albo sparytowej masy podstawowej. Mikryt i sparyt dolomitowy określane bywają terminami dolomikryt i dolosparyt.Oprócz dolomikrytu lub dolosparytu pełniącego rolę spoiwa lub masy wypełniającej, w dolomitach mogą występować pierwotnie wapienne, a następnie zdolomityzowane szczątki organizmów i różne, właściwe wapieniom składniki ziarniste. Organizmy nie wytwarzają dolomitowych elementów szkieletowych . Bywają natomiast pierwotnie dolomitowe składniki ziarniste( głównie dolomitowe intrakłasty). Znacznie częstsze sąjednak składniki ziarniste pierwotnie wapienne, które następnie uległy dolomityzacji. Niepełna dolomityzacją wapieni prowadzi do powstania skał mieszanych - wapieni dolomitycznych i dolomitów wapnistych . Proces dolomityzacji działa często wybiórczo. Masa podstawowa i drobne składniki ziarniste ulegają dolomityzacji znacznie szybciej niż duże ziarna i elementy szkieletowe organizmów. Łatwiej ulegają dołomityzacji elementy szkieletowe utworzone z aragonitu lub kalcytu magnezowego niż zbudowane ze zwykłego kalcytu. Selektywny przebieg dolomityzacji może prowadzić do powstania skał dolomitowych zawierających wapienne składniki ziarniste lub elementy szkieletowe organizmów.

W obrębie dolosparytu często można obserwować pod mikroskopem charakterystyczne romboedryczne kształty minerału dolomitu. W niektórych skałach dolomitowych analogicznie romboedryczne kryształy są rozsiane wśród dolomitowego lub kalcytowego mikrytu. Dołomityzacja wapieni może zachodzić albo według zasady „objętość za objętość", albo według zasady „molekuła za molekułę". W drugim przypadku objętość dolomitu powstałego w wyniku dolomityzacji wapienia jest o 12% mniejsza od pierwotnej objętości wapienia. Utworzone w ten sposób dolomity uzyskują charakterystyczną porowatość, porowatość niekiedy nawet tekstury gąbczaste.

Ponieważ skały dolomitowe mogą. powstać w wyniku przeobrażania różnorodnych wapieni, a proces dolomityzacji może przebiegać w różnoraki sposób, skały te odznaczają się znaczną różnorodnością wykształcenia, tym bardziej, że niektóre z nich mogą podlegać procesom dolomityzacji kilkakrotnie. Niekiedy dolomity ulegają częściowemu lub całkowitemu przeobrażeniu w wapienie; proces taki jest nazywany dedołomityzacją. Dolomity utworzone z dolomikrytu lub dolosparytu nazywane SA dolomitami mikrytowymi lub sparytowymi.

Skały węglanowe mogą być zaklasyfikowane na podstawie analiz chemicznych jako: dolomity, dolomity wapniste, wapienie dolomityczne i wapienie. Skały te można rozpoznawać w pewnym stopniu na podstawie reakcji z kwasem solnym. W przeciwieństwie do wapieni które reagują z zimnym , rozcieńczonym kwasem solnym, dolomity reagują tak tylko w stanie sproszkowanym albo w przypadku podgrzania kwasu. Dolomity wapniste i wapienie dolomityczne reagują z kwasem solnym słabiej niż czyste wapienie. Niektóre dolomity można rozpoznać makroskopowo na podstawie następujących własności. W przeciwieństwie do wapieni, dolomity mogą być w całości utworzone ze sparytowej masy podstawowej. Jawnokrystaliczne dolomity charakteryzują się swoistym, cukrowatym przełamem. Niekiedy w skałach dolomitycznych można za pomocą lupy rozpoznać charakterystyczne romboedryczne kształty minerału dolomitu. Minerał ten często zawiera w swej sieci krystalicznej pewną ilość jonów żelaza. W trakcie wietrzenia, w wyniku procesów utleniania i uwadniania tworzyć się mogą związki żelaza, którym nadwietrzałe powierzchnie niektórych dolomitów zawdzięczają żółtawe lub brunatne zabarwienie. Powierzchnie takie są ponadto jakby „mączyste". Na podstawie tej cechy można niekiedy już z daleka odróżnić ławice dolomitów od przeławicających się nimi wapieni. Pewne dolomity można odróżnić na podstawie ich charakterystycznej porowatości lub tekstury gąbczastej Dolomity pierwotne, a często także dolomity diagenetyczne, występują w postaci warstw, rozwiniętych w zgodności stratygraficznej z innymi osadami basenu sedymentacyjnego. Dolomity diagenetyczne wykazują często cechy, świadczące o ich powstaniu w wyniku dolomityzacji wapieni, np. obecność zdolomityzowanych lub niezdolomityzowanych szczątków organizmów bądź charakterystycznych składników ziarnistych. W przypadku dolomitów epigenetycznych, które także wykazują cechy świadczące o ich powstaniu wskutek dolomityzacji, można stwierdzić zależność ich rozprzestrzenienia od struktur tektonicznych i spękań.

Czyste dolomity mają białawą lub żółtawą barwę, podobnie jak wapienie mogą wykazywać zabarwienie w przypadku występowania w nich domieszek różnych substancji niewęglanowych. Nierzadko są to np. domieszki iłowe. Istnieją skały pośrednie między dolomitami i iłami, co pozwala na wyróżnienie umownych skał:

%CaMg(CO₃)₂

dolomity 100-90

dolomity margliste 90-67

margłe dolomityczne 67-33

iły dolomityczne 33-10

iły 10-0

W Polsce dolomity są najbardziej rozpowszechnione w utworach dewonu i triasu. Dewońskie dolomity tworzą wychodnie w Górach Świętokrzyskich i regionie śląsko - krakowskim

Margle są zazwyczaj mniej twarde i zwięzłe niż wapienie, ponadto na ogół różnią się od wapieni ciemniejszą barwą. Brudzą palce, a przy ich reakcji z kwasem solnym pojawia się drobna zawiesina ilasta.

Wapienie margliste mają własności pośrednie między własnościami wapieni i margli. Iły margliste w miarę zmniejszania się zawartości węglanu wapnia upodabniają się coraz bardziej do iłów niemargłistych , dają się jednak od nich odróżnić za pomocą reakcji z kwasem solnym. Dokładne określenie zawartości węglanu wapnia w skałach margłistych wymaga wykonania analizy chemicznej.

Wapienie częściej niż margle tworzą wyraźne , wyodrębnione ławice, rzadko natomiast wykazują łupko watą oddzielność, która często charakteryzują się margle, a zwłaszcza iły margliste.

Niektóre margie, nazywane marglami piaszczystymi, zawierają kwarc o frakcji psamitowej.

Pewne skały węglanowe są utworzone z marglistej masy wypełniającej i rozmaitych

wapiennych składników ziarnistych lub szczątków organizmów. Tego rodzaju skały mogą być określane takimi nazwami jak: margliste wapienie organodetrytyczne, organogeniczne itp."

26. Warunki tworzenia się, cechy, skład mineralny oraz rodzaje osadowych skał żelazistych i manganowych.

Utwory żelaziste

W seriach geologicznych bardzo często występują, ławice lub konkrecje węglanów albo tlenków żelaza. Utwory najczęściej podporządkowane są seriom morskim, ale występują też w jeziornych lub bagiennych utworach lądowych. W niektórych okresach (proterozoik, ordowik, jura) tworzyły się znaczne ilości osadowych rud żelaza. Wodorotlenek żelaza jest koloidalny i łatwo ulega koagulacji przez koloidy przeciwnego znaku lub elektrolity i dlatego nie może być przenoszony na znaczne odległości. Natomiast, jeśli koloid wodorotlenku żelaza jest powleczony błonką koloidu organicznego, ten ostatni działa ochronnie na niego i zapobiega strącaniu go przez inne koloidy neutralizując jego ładunek elektryczny. Więcej jest żelaza transportowanego przez rzeki, dzięki działaniu ochronnych organicznych koloidów niż w postaci węglanów. Żelazo rozpuszcza się też jako chlorek, ale ponieważ kwas solny w przyrodzie jest rzadki, ten sposób transportu żelaza nie ma znaczenia geologicznego. Częściej żelazo rozpuszczane jest przez kwas siarkowy, który tworzy się w przyrodzie z rozkładu pirytu lub materii białkowych.

Jednak tak powstający siarczan żelazawy ulega utlenieniu się w żelazowy, ten zaś hydrolizuje się i tworzy koloidalny wodorotlenek, który jest łatwo strącany.

Rozpuszczalność żelaza zależy w dużym stopniu od pH; jest ona znacznie większa przy niskich wartościach pH.

Do morza dostaje się żelazo nie tylko z lądu dzięki roztworom ługującym zwietrzeliny, ale także na dnie morskim mogą istnieć ekshalacje wulkaniczne, dostarczające wodzie morskiej soli żelaza w postaci chlorków i węglanów.

- Węglany żelaza:

Jeśli do basenu wodnego żelazo zostanie przyniesione w postaci węglanu, strącanie żelaza odbywa się wtedy, kiedy zmniejszy się ilość dwutlenku węgla, który utrzymuje żelazo w roztworze. Odbywa się to za pomocą fotosyntezy roślin wodnych(glonów). Jeśli w wodzie jest dużo tlenu, z roztworu strąci się nie węglan, lecz wodorotlenek. Natomiast, jeśli w basenie wodnym odbywa się rozkład materii organicznej zużywający tlen, będzie się strącał węglan żelaza, czyli syderyt FeCO₃.Tworzenie syderytu wymaga warunków redukujących. Syderyty zazwyczaj zanieczyszczone są iłem, wraz, z którym strącają się na dnie. Tworzą one ławice lub kuliste buły. Syderyty występują w ciemnych łupkach, co do których należy przyjąć, że tworzyły się w basenach wodnych o stałej cyrkulacji, wskutek czego wody ich były ubogie w tlen.

Nie wszystkie syderyty są pochodzenia osadowego. Procesy metasomatyczne lub pirometasomatyczne mogą je wytworzyć przez działanie roztworów pochodzenia magmowego na wapienie.

- Tlenkowe rudy żelaza(limonity, hematyty,itp). Jeśli żelazo przyniesione do morza w postaci koloidalnego wodorotlenku, to koloidy przeciwnego znaku, np. krzemionka lub elektrolity łatwo je strącają. Również, gdy żelazo zostanie przyniesione do morza jako kwaśny węglan, przy stracie dwutlenku węgla i przy obfitości tlenu żelazo strąca się w postaci limonitu.

Z roztworów siarczanowych mogą się też strącać wodorotlenki żelaza wskutek zamieniania się siarczanu żelazawego w żelazowy i hydrolizy. W tym przypadku również limonit jest produktem końcowym. W strącaniu się tlenowych połączeń żelaza, współdziałać mogą bakterie oraz grzyby.

- Krzemiany żelaza.

Glaukonit uważany jest za produkt wietrzenia podmorskiego. Oprócz niego występuje szamozyt, najczęściej oolitowy, który uważany jest za produkt sedymentacyjny krzemianu żelaza przyniesionego z lądu.

Strącanie się i osadzanie związków żelaza, zależy w dużym stopniu od chemicznego charakteru środowiska, które można określić potencjałem redukcyjno -oksydacyjnym(Eh) i wykładnikiem stężenia jonów wodorowych(pH). Gdy wartości Eh są dodatnie, a wartości pH wysokie, tzn. gdy środowisko jest silnie utleniające i alkaliczne, tworzy się limonit lub hematyt; przy niższych wartościach Eh i pH- syderyt, a tworzeniu się pirytu sprzyjają ujemne wartości Eh i niskie pH. Zależność od pH wynika z tego, że utlenianie przebiega na ogół łatwiej w bardziej alkalicznych roztworach. Dlatego sole żelazawe są dość stałe w kwaśnych roztworach, utleniając się w nich bardzo powoli, natomiast w słabo kwaśnych roztworach lub alkalicznych roztworach oksydacja następuje bardzo prędko.

Utwory manganowe.

We współczesnych osadach tlenki i węglany manganu tworzą konkrecje. Konkrecje manganu są związane najczęściej z iłami i łupkami. Związki manganu tworzą też ławice występujące wśród łupków i piaskowców najczęściej pochodzenia morskiego. Niektóre złoża manganu mogły się tworzyć na lądzie w warunkach bagiennych. Mangan przenoszony jest w wodach rzecznych jako dwuwęglan albo jako tlenek koloidalny ochraniany przez koloidy organiczne.

W tej postaci znoszony jest do morza, ale nie jest jasne w jaki sposób ulega strąceniu.

Prawdopodobnie bakterie i glony, usuwające dwutlenek węgla z roztworu, powodują wytrącanie się manganu z węglanowych roztworów. Manganowe tlenki i wodorotlenki, często jako drobno podzielone substancje, barwią niektóre głębokowodne osady; tworzą one bteż brunatnofioletowe powłoczki na skorupkach, zębach i kościach.

Związki manganu dłużej są utrzymywane w roztworze niż związki żelaza, dlatego osady manganowe tworzą się na ogół dalej od brzegu niż osady związków żelaza.

Strącąjącysię na dnie morza uwodniony dwutlenek manganu ma znaczną zdolność adsorbowania. W przeciwieństwie do tlenków żelaza, ponieważ jest koloidem ujemnie naładowanym, adsorbuje on kationy, dlatego w konkrecjach i innych utworach manganowych częste są pewne ilości niklu, miedzi, cynku itd.

Jest możliwe, że powstanie większych złóż manganu wiąże się z działalnością wulkaniczną i związki manganu wydobywają się na dnie morza w ekshałacjach wulkanicznych.

W Polsce konkrecje manganowe występują w łupkach eoceńskich okolic Sanoka

27. Warunki powstawania, cechy oraz rodzaje utworów krzemionkowych

Są to skały utworzone w całości lub w przeważającej części z autogenicznej krzemionki, wykształconej w postaci opalu, chalcedonu lub kwarcu. Z upływem czasu występujący w skałach krzemionkowych opał ulega przeobrażeniu w chalcedon lub kwarc. Niektóre skały krzemionkowe powstają wskutek chemicznego wytrącania się krzemionki, inne zaś w wyniku nagromadzenia zbudowanych z krzemionki (opalu) elementów organizmów: okrzemek, radiolarii (promienie) - Radiolaria i gąbek krzemionkowych . Wreszcie, niektóre skały i utwory krzemionkowe zawdzięczają swe powstanie procesomom diagenetycznym lub epigenentycznym.

Występującjąc w skałach krzemionkowych pancerzyki okrzemek i radiolarii oraz spikule (igły) są nięrozpoznawalne makroskopowo. Zazwyczaj niemożliwe jest także makroskopowe rozróżnianie minerałów z grupy krzemionki. Skład mineralny skał krzemionkowych i zawarte organizmów nich elementy szkieletowe organizmów można rozpoznać pod mikroskopem. Większość skał krzemionkowych odznacza się znaczną twardością, bliską twardości kwarcu. Z wyjątkiem odmian zawierających węglan wapnia, skały krzemionkowe nie burzą z kwasem solnym.

Ziemia okrzemkowa i diatomit są skałami organogenicznymi utworzonymi głównie z pancerzyków okrzemek. Oprócz okrzemek w skałach tych mogą występować szczątki innych organizmów, detrytyczny kwarc oraz kalcyt, glaukonit, substancją ilasta i związki żelaza.Ziemia okrzemkowa jest biała lub żółtawobiała, porowata, lekka, miękka, ńiezwięzła rozcieralna i pylasta.

Diatomit różni się od ziemi okrzemkowej większą zwięzłością. Utwory okrzemkowe są najczęściej osadami chłodnych mórz i jezior. Ziemia okrzemkową występuje w Polsce w niewielkich ilościach wśród utworów Czwartorzędowych Niżu Polskiego, m.iri. koło Poznania, Augustowa i Łodzi. Trzeciorzędowe diatomity są znane z fliszu karpackiego.

Spongiolity to skały oregnogeniczne utworzone z igieł gąbek spojonych .krzemionkowym spoiwem. Niektóre spongiolity zawierają węglan wapnia, niekiedy występują także domieszki głaukonitu i detrytycznego kwarcu. Spongiolity są zazwyczaj szare lub szaromebieskawe, rzadziej zielonawe lub brunatne. Odznaczają się znaczną twardością i niekiedy muszlowym przełamem.

Spongiolity są znane z jury Tatr oraz kredy Karpat fliszowych i obrzeżenia Gór świętokrzyskich.

Gezy mają dwa podstawowe składniki: detrytyczny kwarc i organogeniczną krzemionkę (zazwyczaj pochodzenia gąbkowego). Niektóre gezy zawierają znaczną ilość węglanu wapnia, niekiedy też glaukonit lub substancją ilastą. Gezy są na ogół białawe, żółtawe lub szare; odmiany bogate w glaukonit są zielonkawe. Niektóre bezwapienne odmiany gez są lekkie, porowate i szorstkie w dotyku.

Gezy wieku kredowego występują w obrębie fliszu karpackiego i w regionie świętokrzyskim, a także w formacji zwanej „siwakiem" na pograniczu kredy i trzeciorzędu w północnej Lubelszczyźnie.

Opoka jest zbudowana z dwóch zasadniczych składników: węglanu wapnia i organogenicznej krzemionki pochodzenia gąbkowego. Obecna może być niewielka domieszka głaukonitu i substancji ilastej. Opoka jest skałą białą lub żółtawą, zwięzłą, ale brudzącą palce, dość lekką i porowatą. Jako skała wapienno-krzemionkowa, opoka burzy z kwasem solnym.

Opoka lekka (opoka odwapniona) jest skałą krzemionkową powstającą w wyniku wietrzenia chemicznego (odwapnienia) zwykłej opoki wapnistej. Objętość odwapnionej, skały nie ulega przy tym zmniejszeniu. Opoka lekka jest makroskopowo podobna do opoki wapnistej, jest jednak od niej miększa i lżejsza; w stanie suchym ciężar objętościowy opoki lekkiej jest'mniejszy od ciężaru wody. Nie burzy z kwasem solnym. Wystąpienia opoki odwapnionej są znane z Wyżyny Lubelskiej i z obrzeżenia Gór, Świętokrzyskich.

Radiolaryty powstają w wyniku nagromadzenia pancerzyków radiolarii. Niektóre radiolaryty zawierają domieszkę węglanu wapnia. Pospolitą, choć zwykle nieznaczną, domieszką są związki żelaza. Radiolaryty są skałami twardymi, o gładkim lub ządziorowatym przełamie, często drobnowarstowanymi i silnie spękanymi. Są zazwyczaj intensywnie sedymentacji. Radiolaryty występują w doggerze i malmie Tatr, w jurze i neokomie pienińskiego pasą. skałkowego oraz w dolnym karbonie Gór Świętokrzyskich.

Lidyty są warstwowanymi skałami krzemionkowymi, zabarwionymi substancją węglistą lub bitumiczną na czarno. Głównym składnikiem lidytow jest chalcedon, któremu towarzyszy autogeniczny kwarc. Lidyty są twarde, a zarazem kruche; pękają wzdłuż nieregularnych powierzchni, mniej wiece] prostopadłych do warstwowania skały. W Polsce sąj znane m.in. lidyty sylurskie Gór Bardzkich i łidyty karbońskie z Gór Świętokrzyskich.

Jaspisy są skałami krzemionkowymi zbudowanymi z kwarcu, intensywnie, najczęściej na czerwono, zabarwionymi przez związki żelaza.

Lidyty i jaspisy w wielu przypadkach zawdzięczają swe powstanie organizmom, głównie: radiolariorh. W skałach tych szczątki organiczne na ogół uległy zatarciu wskutek procesów diagenetycznych.

Rogowcami bywają nazywane różnego pochodzenia skały krzemionkowe występujące w postaci cienkich warstw.

Krzemienie i czerty są utworami krzemionkowymi występującymi w obrębie skał niekrzemionkowych w postaci konkrecji lub soczew. Najczęściej występują w wapieniach margiach, opokach, rzadziej natomiast w dolomitach lub skałach okruchowych i ilastych.

Krzemienie są ostro odgraniczone od otaczającej skały. Kształt ich bywa różny; często są mulast lub płaskurowate. Krzemienie są twarde i nader rozmaicie zabarwione, często w sposób pasiast lub plamisty. Zazwyczaj są pokryte jasną lub porowatą korą krzemionkową, miększą od sameg krzemienia. Zwykle pękają wzdłuż gładkich powierzchni tworzących ostre krawędzie.

W stosunku do skały, w której krzemienie mogą być syngenetyczne prawie syngenetyczne lub epigenetyczne. Dwie pierwsze odmiany tworzą się współcześnie z osadem albo wkrótce potem, w wyniku jego sylifikacji (skrzemionkowania). Krzemienie epigenetyczne powstają przez sylifikacje skał już skonsolidowanych. Krzemienie syngenetyczne lub prawie syngenetyczne są ułożone zazwyczaj zgodnie z warstwowaniem skał otaczających, a krzemienie epigenetyczne - niekiedy ze spękaniem skał.

Czerty nie tworzą ostrych granic ze skałą otaczającą; do której zazwyczaj upodobniają się barw; Czerty powstają na ogół w wyniku koncentracji krzemionki w osadzie nieskonsolidowanym.

Czerty i różnego rodzaju krzemienie są pospolite w różnych utworach górno jurajskich tórnokredowych Polski pozakarpackiej. Charakterystyczna odmiana krzemieni górnojurajskich krzemienie pasiaste - była już w neolicie wydobywana w dużej kopalni w Krzemionkac Opatowskich pod Ostrowcem Świętokrzyskim.

W wyniku wytrącania się krzemionki w warunkach lądowych powstają utwory krzemionkowe niewielkim rozprzestrzenieniu. Jasne, porowate, wytworzone głównie z opalu utwoi krzemionkowe, zwane gejzerytami, tworzą się przy gorących źródłach wulkanicznych. Utwoi krzemionkowe zawierające ślady roślin nazywają się martwicami krzemionkowymi.

28. Warunki tworzenia się, cechy, skład mineralny,oraz rodzaje utworów fosforanowyoh.

Pierwotnym źródłem fosforu jest minerał apatyt, który w drobnych ilościach występuje w skałach magmowych. Apatyt jest trudno rozpuszczalny, jednak wody zawierające dwutlenek węgla i materia humusowe rozkładają go z wolna na kwaśny węglan wapnia i fosforan amonowy. Z roztworu fosforan wapnia jest strącany przez węglan wapnia. Pod działaniem roztworów fosforanowych skały wapienne mogą być ługowane, a na miejscu rozpuszczonego węglanu wapnia strąca się fosforan wapnia Ca₃(PO₄)₂.

Koncentracja fosforu w przyrodzie odbywa się często na drodze organicznej. Rośliny zużywają fosfor czerpany z gleby, który następnie dostaje się do organizmów zwierząt i gromadzi się w ich szkieletach. Kości zwierząt zawierają fosfor, wiele ramienionogów ma skorupki zbudowane głównie z fosforanu wapnia.

Skały fosforanowe mogą być podzielone zależnie od ich genezy na dwie grupy:

1. Fosforany pierwotne

2. Fosforany wtórne - są produktem procesów diagenetycznych.

Pierwotne utwory fosforanowe morskie mogą być warstwowanie lub konkrecyjne. Składem zbliżają się do apatytu, ale są bezpostaciowe, zbite, oolitowe lub gruzełkowato — konkrecyjne. Zawierają zwykle węglowodory i markasyt, co wskazuje na to, że tworzyły się w warunkach redukcyjnych. Występujące w nich skorupki pierwotnie wapienne, przeobrażone są w fosforan wapnia; świadczy to o substytucji, a nie o bezpośrednim stącaniu się fosforanu.

Konkrecje fosforytowe są złożone głównie z kolofonu 3Ca₃(PO₄)₂ x Ca(F, OH)₂. Zazwyczaj w jądrze zawierają skorupkę. W Polsce fosforyty występują w utworach kredowych wschodnich zboczy Gór Świętokrzyskich.

Na lądzie tworzą się nagromadzenia odchodów ptaków osady fosforanowe, zwane guano. Guano składa się z fosforanów Ca, Mg, NH₃, K azotowych połączeń organicznych. Wskutek ługowania rozpuszczalnych części przez wody opadowe utwór wzbogaca się w P₂O₅. Wapienie porowate, np. koralowe, przykryte pokładami guana mogą wtórnie przeobrazić się w skały fosforanowe. Ługowanie z guana związki fosforu wsiąkają w podłożę i reagując z węglanem wapnia tworzą fosforan wapnia.

1. Warunki tworzenia się, cechy oraz rodzaje utworów bitumicznych

Niektóre łupki zawierają substancję, która po ogrzaniu przechodzi w ciekłe węglowodory.

Substancja ta tworzy maleńkie kuleczki lub plamki barwy żółtej do ciemnobrunatnej

przyczepione do ziaren iłu. Łupki takie mają charakterystyczny zapach ropy i noszą nazwę łupków bitumicznych. W Polsce występują w Karpatach w trzeciorzędzie jako łupki menilitowe.

Substancje bitumiczne występują w skałach nie tylko jako ciała stałe, ale też jako ciecze lub gazy. Są to ropa(ołej skalny) i gaz ziemny. Występują one w skałach porowatych, a więc przede wszystkim w piaskach, piaskowcach, porowatych lub jamistych wapieniach albo nawet w zwietrzałych skałach ogniowych wypełniając próżnie, pory i szczeliny.

Ropa pod względem chemicznym składa się z węglowodorów przeważnie ciekłych, chociaż niektóre z nich są ciałami stałymi lub gazowymi rozpuszczonymi w ciekłych węglowodorach. Ilość C w ropie wynosi 83 - 87%, H- 11- 14%, ponadto zawartość O, N, i S dochodzić może do 5 %.

Zależnie od składu chemicznego ropy mają różny ciężar i barwę. Ropy lekkie i jasne mają dużo węglowodorów z serii parafinowej; ropy ciemne i ciężkie dużo połączeń z serii naftenowej. Benzeny występują w cięższych ropach, acetylen zaś i naftaleny znajdują się w ropie w niewielkiej ilości.

Gazy ziemne są złożone głównie z metanu, prócz którego występować mogą też człony serii parafinowej. Jeśli zawierają one odpowiednią ilość pentanu, heksanu i heptanu, mogą być przerabiane na gazolinę. Gazy takie noszą nazwę mokrych w przeciwieństwie do gazów suchych, zawierających tylko metan i początkowe człony serii parafinowej. Gazy suche nadają się do celów oświetleniowych, ogrzewania itd., gazoliny z nich jednak produkować nie można.

Powstawanie ropy i gazów ziemnych. Ogólnie przypuszcza się, że ropa i gazy ziemne

powstają z przeobrażania się materii organicznej. Nie odnosi się to do niektórych złóż

metanu, który tworzy się przez odgazowywanie złóż węgla, oraz helu, który powstaje

wskutek rozpadu promieniotwórczego pierwiastków zawartych w minerałach skał

głębinowych.

Ropy są związane głównie z utworami morskimi, rzadziej z jeziornymi. Dlatego należy przypuszczać, że materia organiczna gromadząca się w morzu jest materiałem macierzystym ropy. Prawdopodobnie przede wszystkim plankton roślinny i zwierzęcy szybko rozmnażający się i w dużych ilościach opadający na dno, może być uważany za materiał macierzysty węglowodorów.

Podobnie jak węgiel ropa naftowa powstaje w dwóch stadiach rbiochemicznym i

geochemicznym.

W stadium biochemicznym gromadząca się w osadzie materia organiczna ulega

przeobrażeniom pod wpływem utleniania, hydrolizy i działalności mikroorganizmów.

W powstaniu ropy dużą rolę przypisuje się bakteriom. Bakterie te nie tworzą wprost

węglowodorów, ale zabierając tlen z węglowodanów i innych składników materii

organicznej, wzbogacają ją procentowo w pierwiastek węgiel i wodór. Te substancje nazwano protoproduktami albo kerogenem.

Z chwilą przysypania zawierającego przeobrażoną materię organiczną kończy się stadium biochemiczne, a rozpoczyna się stadium geochemiczne, polegające na działaniu ciśnienia i temperatury.

Z łupku bitumicznego przez ogrzewanie w temperaturze 3.50- 400 stopni bez dostępu do powietrza (destylację)można uzyskać ciekłe węglowodory. Podobny rezultat można uzyskać stosując ciśnienie.

Wpływ głębokości na jakość ropy zaznacza się w wielu złożach naftowych; na ogół im głębiej znajduje się złoże ropy, tym jest ona lżejsza. Dlatego przypuszcza się, że początkowo powstają ciężkie ropy, które później stopniowo przechodzą w ropy lekkie.

Ropy i gazy w skałach skorupy ziemskiej jako lżejsze od wody mogą w pewnych warunkach wydostać się na powierzchnię w postaci wycieków. Ropy stykając się z wodami powierzchniowymi i tracąc frakcje lotne zmieniając się w warstwach przypowierzchniowych w asfalty, asfaltyty i woski ziemne.

Najkorzystniejsze warunki do tworzenia się ropy są w warstwach ilastych, mimo to ropy występują głównie w skałach porowatych np. w piaskowcach, piaskach, żwirach lub wapieniach.

Ropy nie występują na całej rozciągłości kolektora, ale koncentrują się w pewnych strefach nieraz w olbrzymich ilościach.

Przyczyny koncentracji ropy i gazów w pewnych strefach stara się wyjaśnić kilka teorii.

Najważniejsza z nich jest teoria grawitacyjna rozbudowana przez I. C. White'a. Punktem wyjścia tej teorii jest spostrzeżenie, że węglowodory koncentrują się w strefach antyklinalnych i są podścielone przez wodę. Ropa wyciskana z łupku natrafia na ławice porowatego piaskowca zazwyczaj mniej lub więcej przepojonego wodą. Jako lżejsze, ropa i gaz podnoszą się do stropu ławicy piaskowca. Jeśli ławica piaskowca jest nakryta łupkiem lub iłem, które są nieprzepuszczalne, węglowodory nie mogą opuścić ławicy. Gdy ławica piaskowca jest ustawiona ukośnie, tzn. ma pewien upad, wskutek różnicy w gęstości wody i ropy. ropa będzie migrowała ku górze, tj. w górę upadu. Ponieważ ropa jest lżejsza nie może wędrować w dół w warstwie wypełnionej wodą, będzie więc gromadzić się w szczytowej

partii antykliny.

Do utworzeni się złoża ropy konieczne są zatem:

1. Obecność porowatej warstwy, czyli kolektora

2. Istnienie upadu

3. Istnienie nadkładu nieprzepuszczającego ropy w górę

4. Istnienie zapory, która by zatrzymała ropę wędrującą w górę upadu wskutek różnic ciężkości w stosunku do wody. Zaporą może być przegub antyklinalny, uskok, słup solny lub zmniejszenie się porowatości.

Szczególną formę wycieków węglowodorów stanowią wulkany błotne. Wydobywające się gazy mieszają się czasem z wodą i luźną zwietrzeliną i, gdy ciśnienie gromadzącego się gazu stanie się dostatecznie duże, następuje wybuch i wyrzucenie błotnistej mieszaniny.

2. Warunki sedymentacji, cechy, skład mineralny oraz rodzaje ewaporatów

W skład tej grupy wchodzą: gips - utworzony z minerału gipsu, anhydryt- utworzony z minerału anhydrytu, halityt, czyli sól kamienna - złożona z halitu oraz różne sole potasowo-magnezowe. Wymienione skały powstają chemicznie wskutek odparowania (ewaporacji) wody morskiej, stąd też nazywane są ewaporatami. Ewaporaty są wskaźnikami suchego klimatu, ale mogą tworzyć się w różnych środowiskach sedymentacyjnych: w strefach literalnych typu sebha, w mniej lub bardziej odciętych lagunach, zatokach lub zbiornikach morskich, ale też w centralnych częściach rozległych i głębokich basenów sedymentacyjnych. Gips i anhydryt tworzą większe kompleksy skalne, niekiedy dobrze warstwowanie, lub drobne wkładki w innych skałach. Częstymi domieszkami w skałach gipsowych i anhydrytowych są: kwarc detrytyczny, substancje ilaste, i bitumiczne. Gips jako skała jest wyraźnie krystaliczny, przy czym wielkość kryształów może być bardzo różna. Bardzo drobnokrystaliczna odmiana czystego gipsu o białej barwie nazywa się alabastrem. Gips może być także wykształcony w postaci agregatu dużych kryształów przeźroczystych lub zmętniałych, bywa też włóknisty. Barwa gipsu- skały może być biała, szara, żółtawa lub brunatnawa.

3. Cyklliczność sedymentacji skał osadowych (cyklotemy).

Następstwo warstw może okazywać rytmiczność, polegającą na wielokrotnym powtarzaniu się w profilu pionowym sekwencji złożonych z dwóch, trzech lub więcej członów. Np. piasek - ił, piasek- margiel - ił, wapień - margieł, zlepieniec- piaskowiec - ił itd.. albo też rytmiczności nie okazuje.

Zmiany warunków sedymentacji, powodujące naprzemianległość dwóch lub więcej typów osadów, mogą mieć charakter epizodyczny, chwilowy, np. zmiana prądów podczas burzy, powstanie prądu zawiesinowego.wywołanego osuwiskiem podmorskim lub trzęsieniem ziemi, albo też zmiany są rezultatem długotrwałych zmian klimatycznych, morfologicznych lub tektonicznych. Zazwyczaj jest dość trudno oddzielić zmiany epizodyczne od zmian drugiego typu, które nazywamy sekularnymi.

W sedymentacji rytmicznej wyróżniamy sedymentację cykliczną, jeśli podejrzewamy, że zmiany wywołujące rytm osadów są spowodowane czynnikami sekularnymi. Cykliczność sedymentacji dotyczyć może osadów zarówno lądowych, jak też morskich Sedymentacja zaznacza się też w utworach solnych, gdzie w cyklotemach odzwierciedlających zjawiska sekularne (odcinanie i wyparowywanie zbiorników) zaznacza się też rytmiczność sezonowa.

W seriach geologicznych obserwuje się często naprzemianłegłość wapieni i margli, przy czym górne powierzchnie wapieni okazują często ślady rozpuszczania, co nasuwa podejrzenie, że przykrywające je margle mogą być produktem rozpuszczania wapieni, z których część węglanu wapnia została usunięta.

Sedymentacja cykliczna może być spowodowana albo czynnikami diastroficznymi, albo klimatycznymi.

Naprzemianłegłość piaskowców i łupków może być również wywołana sedymentacją niezależną od ruchów dna morza lub linii brzegowej.

Przykładem sedymentacji epizodycznej jest flisz. Jest to utwór morski, jak o tym świadczą zawarte w jego osadach skamieniałości organizmów morskich. Składa się on z ogromnej ilościsekwencji zlepieniec - piaskowiec - mułowiec - ił lub piaskowiec - mułowiec - ił albo piaskowec.

Sedymentacja epizodyczna zaznacza się też w utworach lądowych. Utwory rzeczne mogą być złożone, podobnie jak flisz, z utworów na przemian grubo- i średnioziarnistych; utwory gruboziarniste są osadem powodzi lub przyborów, a drobnoziarniste tworzyły się podczas opadania wód; w okresie niżówek zazwyczaj nie tworzą się żadne osady.

4. Aluwia - warunki tworzenia się, cechy oraz rodzaje.

Depozycja grubszych materiałów niesionych przez rzekę zachodzi wtedy, gdy prędkość rzeki jest za mała, aby dalej unosić materiał transportowany; dotyczy to materiałów transportowanych w stanie zawieszonym lub wleczonym. Utwory składane przez rzekę na dnie koryta lub na jego brzegach (brzegach okresach powodzi) nazywa się napływami, czyli aluwiami.

Materiał osadzony w ałuwiach pochodzi z mechanicznego rozdrabniania skał przez płynącą wodę, jest więc materiałem klastycznym.

Osadzanie materiału przez rzekę zależy od prędkości osadzania, która jest niższa od prędkości erozyjnej i transportowej.

Rodzaje aluwiów rzecznych.

Transport materiału w rzece odbywa się podczas powodzi, osadzanie w okresie zmniejszania się prędkości i ilości wody w czasie opadania wód powodziowych. Rzeka składa napływy w korycie rzecznym i na równi zalewowej.

W korycie rzecznym gromadzi się zwykle bardziej gruboziarnisty materiał, tworząc mielizny korytowe. Są to podwodne podłużne nasypy, wielometrowej długości, ułożone dłuższą osią równolegle do kierunku płynięcia. Po opadnięciu poziomu wody mogą one stanowić wyspy aluwialne, które nieraz dzięki roślinności utrwalają się i powodują rozgałęzienia rzeki, czyli roztoki. Stok mielizn korytowych zwrócony pod prąd jest łagodny, stok w kierunku prądu jest bardziej stromy. Ponieważ w tym kierunku materiał wleczony przez rzekę jest zsypywany, kąt nachylenia stoku w kierunku prądu jest kątem naturalnego zsypu; zależy on od gruboziarnistości materiału, stopnia zaokrąglenia ziaren, siły prądu i gęstości ośrodka (w wodzie jest mniejszy niż w powietrzu).

Mielizny koryta są przesuwane przez prąd w dół rzeki i są zazwyczaj zjawiskiem

przejściowym. Trwałej zachowane być mogą w odciętych lub opuszczonych meandrach.

W rzekach meandrujących tworzą się mielizny i wały odsypowe na wewnętrznych stronach meandrów, gdzie prąd jest wolniejszy. Mielizny tworzą się nawet w czasie normalnego stanu wody, wały w czasie powodzi. Są one równoległe do łuków meandrów, ale ponieważ meandry przesuwają się, wały odsypowe są ścinane przez meandrującą rzekę, która będzie w stosunku, do nich płynąć skośnie lub nawet prostopadle.

W czasie wysokiego stanu wody rzeka niesie różnorodny materiał, ale gdy jej wydolność zmniejszy się, transportuje tylko drobniejszy materiał, a grubszy zostawia. W ten sposób powstaje bruk rzeczny złożony z większych odruchów.

Na równi zalewowej rzeki niosące dużo materiału usypują tuż przy krawędzi koryta wały nasypowe.

Poza korytem lub poza wałami nasypowymi, jeśli są rozwinięte, tworzą się napływy równi zalewowej. Podczas gdy w korycie i na wałach nasypowych osadza się grubszy materiał ( w dolnym biegu dużych rzek są to zwykle drobnoziarniste piaski), na równiach zalewowych osadzają się bardzo drobnoziarniste utwory, głównie te, które rzeka w czasie powodzi niesie jako zawiesiny, a więc muły i iły. Utwory te zazwyczaj zawierają dużo materii organicznej.

Ponieważ rzeka w dolnym biegu z reguły meandruje, utwory równi zalewowej będą nieraz erodowane, a w wycięciach erozyjnych składane osady bardziej gruboziarniste. Dlatego aluwia w przekroju składają się często z utworów ilasto - mułowcowych, wśród których występują soczewki utworów utworów piaszczystych. Wśród osadów równi zalewowych występują też zwykłe iły z obfitym materiałem roślinnym lub torfy powstające przez zarastanie i wypełnianie starorzeczy.

5. Typy warstwowania osadów rzecznych

Z chwilą, gdy rzeka traci nośność, rozpoczyna się osadzanie materiału na dnie. Osadzony materiał tworzy nieznaczną nierówność na dnie. Na stoku tej nierówności, zwróconym w kierunku prądu, niesione ziarna układają się w warstewki pochylone w kierunku prądu, a skośne względem dna. Zazwyczaj grubsze ziarna gromadzą się w niższej części warstewek, gdyż staczają się najdalej po wytworzonej nierówności. Zwiększenie się prędkości prądu musi spowodować erozyjne ścięcie pochyło ułożonych warstewek; następne zmniejszenie się nośności rzeki spowoduje ułożenie nowego zespołu ukośnych warstewek. W ten sposób powstają warstwy złożone każda z zespołu ukośnie ułożonych warstewek, pochylonych w kierunku prądu. Jest to warstwowanie przekątne. Na ogół im wolniejszy jest prąd, tym warstwowanie przekątne jest bardziej regularne, ale kat warstwowania przekątnego mniejszy. Wyróżnia się dwa typy warstwowania przekątnego: płaskie, gdy powierzchnie ścinają się mniej więcej względem siebie równoległe i rynnowe, jeśli warstwy skośnie uwarstwione wypełniają zagłębienia utworzone między dwiema sąsiednimi mieliznami lub wyerodowane w mieliznach w czasie silniejszego prądu. Gdy prąd jest silny, nagły spadek prędkości przy wejściu prądu do głębszej części koryta rzecznego powoduje, ze materiału osadza się dużo i kąt pochylenia warstewek jest duży. Tworzy się wtedy warstwowanie przekątne strome, uważane za charakterystyczne dla napływów złożonych przez nawałnicowe strumienie. Gdy rzeka ma jednocześnie dużą nośność i znaczną wydolność, niesie różnorodny materiał, który przy spadku prędkości na równym dnie osadza się w ten sposób, że najpierw osadzają się głównie grubsze ziarna i okruchy, a drobniejszy materiał osadza się później. Wtedy w złożonej warstwie osadu w dolnej części będą przeważały grubsze frakcje, a ku górze zwiększać się będzie ilość drobniejszych frakcji. Powstaje wtedy warstwowanie frakcjonalne, które w utworach rzecznych bywa rzadkie.

6. Stożki napływowe,- stożki usypiskowe oraz delty - cechy charakterystyczne, warunki sedymentacji, występowanie, podobieństwa oraz różnice

7. Warunki oraz formy akumulacji lodowcowej

8. Warunki tworzenia się, cechy charakterystyesne oraz rodzaje noren lodowcowych

9. Formy sedymentacji fluwioglacjalnej

10. Eratyki - charakterystyka, rodzaje, nazwy sfcał, miejacs pochodzenia, znaczenie

11. Pradoliny - charakterystyka, miejsce i warunki tworzenia się oraz przebieg na obszarze Polski

12. Przyczyny zlodowaceń i ich cykliczności

13. Dyluwia - warunki tworzenia się, charakterystyczna cechy, rodzaje oraz występowanie na obszarze Polski

14. Formy akumulacji eolicznej

15. Rodzaje, charakterystyka oraz warunki tworzenia się wydm

Wydma - piaszczyste wzniesienie o różnym kształcie, usypane przez wiatr.

Powstawanie wydm jest ściśle związane z transportem i akumulacją materiału piaszczystego. Piasek pędzony wiatrem blisko powierzchni lub wleczony po niej zatrzymuje się za takimi przeszkodami jak głazy, zarośla czy nierówności gruntu - gromadząc się wówczas tworzy wydmę.

Większość wydm cechuje asymetria stoków.

Nakładające się wydmy tworzą nieregularne, rozległe formy poprzeczne do kierunku wiatru -pola wydmowe.

Rozróżnia się następujące rodzaje wydm, w zależności od:

1 .ich położenia

- Wydma nadmorska - jeden z typów wydm.

Zwykle wydmy tego typu poprzedzielane są obniżeniami i nieckami deflacyjnymi. Cechuje je podobnie jak większość wydm asymetria stoków: stoki dowietrzne, po których wiatr przesuwa piasek w górę są łagodne (3 do 12 ) i twarde; stoki odwietrzne, ze szczytu których ziarna piasku staczają się pod wpływem grawitacji, są strome (30 do 33°) i mniej ubite.

Starsze, dobrze ustabilizowane wydmy są siedliskami nadmorskiego boru sosnowego, -wydmy śródlądowe

2. ich dynamiki

-Wydmy ruchome -jeden z rodzajów wydm piaskowych.

Charakteryzują się tym, że niniejsze ziarna, występujące w niewielkich ilościach w piasku nadmorskim, są wywiewane ze szczytu. Ciągłe przesypywanie ziaren piasku nie zatrzymywanych przez roślinność powoduje stopniowe przemieszczanie szczytów wydm zgodnie z kierunkiem dominujących wiatrów. Ruch wydm ustaje w momencie pojawienia się na nich utwierdzającej rośliny.

W Polsce najbardziej znane wydmy ruchome występują w Słowińskim Parku Narodowym

-wydmy ustalone,

3. ich kształtu:

-Wydma paraboliczna - jeden z typów pojedynczych wydm. Charakteryzuje się tym, że ma kształt łuku, o ramionach skierowanych pod wiatr. Mniej ubita miękka część, znajduje się na kierunku przeciwnym niż kierunek dominującego wiatru. Największą wysokość wydmy paraboliczne osiągają w miejscu zagięcia łuku, w tzw. czole.

-Barchan, wydma sierpowata - rodzaj ruchomej wydmy o półksiężycowatym kształcie i ramionach wysuniętych zgodnie z kierunkiem wiatru (w stronę zawietrzną),

charakterystyczny dla pustyń piaszczystych, pozbawionych roślinności. Gdy kilka barchanów połączy się powstaje wydma wałowa.

16. Typy warstwowania oraz cechy osadów eolicznych

17. Geneza, właściwości oraz występowanie lessów

18. Warunki powstawania oraz rodzaje osadów pustyniowych

KRYSZTAŁY I MINERAŁY (R)

1.Ciała bezpostaciowe, a kryształy - właściwości, różnice, przykłady

KRYSZTAŁ-jest to ciało o prawicowej budowie wewnętrznej tj. takiej w którym atomy lub jony są rozmieszczone prawidłowo, tworząc Uw. sieć przestrzenną (krystaliczną). Powstawanie kryształu (krystalizacja) odbywa się najczęściej ze stopu np. krystalizacja magmy, lub z roztworu nasyconego np. krystalizacja halitu z wody morskiej.

Właściwości kryształów:

a) anizotropowość czyli ujawnianie w różnych kierankaeh kryształu niejednakowych własności fizycznych wektorowych; np. rozszerzalność cieplna, twardość łupliwość

b) jednorodność fizyczna czyli wykazywanie w każdym punkcie kryształu jednakowych własności fizycznych skalarnych; np. ciężaru właściwego , ciepła topnienia

c) jednorodność chemiczna czyli wykazywanie w każdej części kryształu jednakowego składu chemicznego

d) prawidłowa postać zewnętrzna, polegająca na ograniczeniu ścianami płaskimi, odpowiadającymi pewnym płaszczyzną w obrębie sieci krystalicznej; cecha ta uwidacznia się tylko w przypadku swobodnego wzrostu kryształu w danym ośrodku np. pustej szczelinie skalnej

CIAŁO BEZPOSTACIOWE- minerały nie wykazujące prawidłowej budowy wewnętrznej; ich elementy wewnętrzne są ułożone bezładnie np. opal, bursztyn, asfalt, ozokeryt (wosk ziemny).

2. Cechy fizyczne i morfologiczne kryształów

a) elementy morfologiczne kryształów

• elementy ograniczające kryształy (elementy jej powierzchni) to ściany, krawędzie, naroża

• elementy symetrii kryształów:

- płaszczyzna symetrii jest to płaszczyzna która dzieli kryształ na dwie jednakowe części, pozostające do siebie w takim stosunku, jak przedmiot swego odbicia w lustrze; oznaczamy ją duża litera P

- os symetrii jest to prosta, wokół której kryształ podczas pełnego obrotu zajmuje n-krotnie swoje pierwotne położenie; n-2,3,4 i 6; oś oznaczamy L

- środek symetrii jest to punkt wewnątrz kryształu mający tę własność, że każda prosta przeprowadzona przezeń w tej samej odległości od tego punktu, jednakowe elementy ograniczające kryształ; środek symetrii oznaczamy C

b) cechy fizyczne kryształów

własności mechaniczne

• twardość

• łupliwość

własności optyczne

• barwa- minerały dzielimy na barwne( mające stałą i charakterystyczną dla siebie barwę; np. grafit-czama, piryt- mosiężną); minerały bezbarwne (nie mające charakterystycznej dla siebie barwy, ani tez w idealnym przypadku żadnej barwy; zwykle minerały bezbarwne mają domieszki, które dają im zabarwienie np. kwarc, kalcyt

• rysa- barwa sproszkowanego minerału; minerały barwne (rysa barwna), minerały zabarwione (rysa biała)

• przezroczystość-; minerały barwne są zazwyczaj nieprzezroczyste, minerały bezbarwne w zasadzie są idealnie przezroczyste

• połysk- jest to własność powierzchni minerału jego ścian bądź powierzchni powstałych po rozbiciu; wyróżnia się:

-połysk szklisty- przypomina wygląd powierzchni szkła -tłusty- wygląd powierzchni natłuszczonej -perłowy -jedwabisty -metaliczny -diamentowy

3. Układy krystalograficzne- rodzaje, cechy charakterystyczne, zasady wyróżniania

W przyrodzie istnieje siedem typów sieci przestrzennej.

Aby przedstawić schemat budowy poszczególnych typów, wystarczy rozpatrzyć najmniejszy element sieci przestrzennej, zwany komórką elementarną, a ograniczony ośmioma węzłami

Komórki elementarne poszczególnych układów krystalograficznych różnią się odległościami między węzłami wzdłuż trzech osi krystalograficznych: X,Y,Z oraz kątami miedzy tymi osiamiα,β,δ. Odległościami między sąsiednimi węzłami czyli odcinki tożsamości, oznaczamy a, b, c.

4.Minerały i ich klasyfikacja

MINERAŁ-jest to pierwiastek, związek lub jednorodna mieszanina pierwiastków lub związków chemicznych, w normalnych warunkach, o stałym stanie skupienia, powstały w sposób naturalny (bez ingerencji człowieka).

• Minerały główne-będace podstawowymi składnikami skal, decydującymi o ich przynależności systematycznej; np. kwarc, skalenie, miki, amfibole, pirokseny, oliwiny,

• Minerały poboczne- występujące dość powszechnie prawie we wszystkich typach skał, lecz bardzo w niewielkich ilościach i nie decydują o przynależności systematycznej danej skały; np. magnetyt, hematyl, piryt, apatyt, beryl

• Minerały akcesoryczne-występujaee sporadycznie tylko w niektórych typach skał, najczęściej nie odgrywających roli w jej klasyfikacji; np. granaty, lurmalin, chromit

• Minerały wtórne- w różnych typach skał, pojawiają się niejednokrotnie minerały wtórne, będące rezultatem procesów pomagmowych, metamorficznych lub wietrzeniowych; minerały powstające w procesach pomagmowych mogą być rezultatem przeobrażeń minerałów wcześniejszych np. produkty przeobrażeń oliwinów; inne minerały powstają w wyniku procesów melamorjGzmu lub wietrzenia (epidot, chloryt)

• Minerały allogeniczne, to znaczy powstałe poza środowiskiem tworzenia się skał np. opał, chalcedon, kwarc; minerały te dostają się do środowiska osadowego w wyniku wietrzenia mechanicznego skał starszych niż dany osad-magmowych, metamorficznych łub osadowych

• Minerały autogeniczne powstają one w wyniku bezpośredniego wytracania z roztworu łub wskutek procesów biochemicznych, bądź w wyniku późniejszych (diagenetycznych) przemian w obrębie złożonego osadu; minerały powstałe w środowisku tworzenia się skał np. glaukonit, halil

5. Klasyfikacja chemiczna minerałów

Minerały mają bardzo rozmaiły skład chemiczny. Stosunkowo nieliczne minerały będące wolnymi pierwiastkami określamy nazwą pierwiastka z dodatkiem przymiotnika rodzima np. siarka rodzima, złoto rodzime. Związki chemiczne mają natomiast swoje własne nazwy mineralogiczne, np. chlorek sodu- halit

Przykłady:

krzemiany siarczany fluorowce itd.

Diadochia jonowa- wzajemne zastępowanie się jonów w sieci krystalicznej, polegające na tym, że w momencie wzrostu kryształów poszczególne węzły przeznaczone na dany jon są obsadzane nie tylko przez ten jon, ale również przez inne jony, mające takie same lub bardzo zbliżone rozmiary ;kryształy wykazujące diadochie nazywamy mieszanymi

6. Pokrój minerałów wraz z przykładami

Pokrój kryształów to ich ogólny kształt.

Wyróżnia się pokroje:

• Izometryczny, gdy kryształ ma identyczne lub zbliżone wymiary w trzech kierunkach

• Tabliczkowy, gdy kryształ ma różne wymiary w trzech kierunkach

• Płytkowy, gdy kryształ ma podobne wymiary w dwóch kierunkach, w trzecim zaś kierunku wymiar wyraźnie mniejszy nich w dwóch pozostałych

• Listewkowy, gdy kryształ ma rożne wymiary w trzech kierunkach przy czym jeden wymiar" znacznie przeważa nad pozostałymi

• Słupowy, gdy kryształ ma podobne wymiary w dwóch kierunkach, w trzecim zaś kierunku wymiar wyraźnie większy od dwóch poprzednich; w przypadku bardzo dużej przewagi tego trzeciego wymiaru wyróżniamy pokrój: pręcikowy, igiełkowy lub włóknisty.

Pokrój kryształów nie zależy od układu krystalograficznego, z tym jedynym wyjątkiem, że wszystkie kryształy układu regularnego są izometryczne.

7.Wykształcenie minerałów wraz z przykładami.

Doskonale wykształcone kryształy, mające wszystkie charakterystyczne dla nich ograniczające elementy symetrii (ściany, krawędzie, naroża), tworzą się tylko wtedy, gdy kryształ może swobodnie rosnąć we wszystkich kierunkach. Kryształy takie występują jednak z reguły w postaci kryształów wrosłych (występują w obrębie litej skały) są to takie minerały, które ze wszystkich stron są obrośnięte przez inne i wyseparować je ze skały jest bardzo trudno.

Kryształy dobrze wykształcone spotyka się takie w postaci kryształów narosłych (znajdują się w wypustkach skalnych i ogranicza go tylko podłoże).

Rosnące kryształy często nie mogą wykształcić niektórych lub nawet żadnych charakterystycznych dla nich elementów ograniczających, gdyż swoboda wzrostu tych kryształów jest ograniczona przez inne kryształy, utworzone wcześniej. Kryształy takie mogą więc nie mieć w ogóle płaskich ścian; zwykle zachowują jednak właściwy sobie pokrój.

Kryształ fantom- wewnątrz widzimy starszy kryształ (ciemniejszy).

Kryształ szkieletowy- bardzo słabe wykształcenie ścian kryształu, ale bardzo dobrze wykształciły się naroża i krawęd»e.

Kryształ dendrytyczny- drzewiasty.

Kryształ fałszywy (pscudomorfoza)- minerał, który utworzył się w miejscu innego pierwotnego minerału dziedzicząc po nim formę zewnętrzną np. piryt- limonit-getyt

Paramorfora- taka specyficzna sytuacja kiedy kryształ pierwotny i wtórny jest to ta sama substancja chemiczna, ale o różnych układach krystalograficznych

Jeżeli substancja posiada identyczny skład chemiczny, którym jest pojedynczy pierwiastek i tworzy polimorficzne minerały to mówimy o alotrofli

Roztwór stały (minerały micszane)-jest to fizycznie jednorodna, krystaliczna mieszanina dwóch lub więcej izomorficznych substancji znajdujących się w stałym stanie skupienia. Sieć krystaliczna zbudowana jest w zmiennych proporcjach z atomów, jonów lub cząstek składników mieszaniny np.plagioklazy

8. i 9.Postacie skupień minerałów

Przerosty-przypadkowe lub prawidłowe zrosty dwóch lub więcej kryształów tego samego lub różnych minerałów:

• Przerosty pismowe- jednakowo zorientowane, wydłużone, klinowate wzrostki kwarcu w skaleniu potasowym

Zrosty

Tego samego minerału

• zrost równoległy

• zbliżniaczenia - są to zrosty dwóch lub więcej pojedynczych kryształów tej samej substancji; mamy zbliźniaczenia kontaklowe(stykowe), penelracyjne (przerosłe); w bliźnisikach występują kąty ujemne czyli wklęsłe; tego nie ma w pojedynczych kryształach; zbliźniaczenia wielokrotne, poUsyntetyczne(rownoległe), cykliczne

innych minerałów

• zrosty epitaksjalnej- wykazują parametry podobne lub identyczne np.. piryt- markasyt

• rodzaje skupień: ziarniste, włókniste, słupkowe, pręcikowe, igiełkowe, tabliczkowe, blaszkowe, łuseczkowe, promieniste, wachlarzowale, pilśniowe, pierzaste, rozetowe, naciekowe, nerkowate, graniaste, kulisie, skorupkowe, konkrecje, agregaty mineralne........

1O.Łupłiwosc, oddzielność i przełam minerałów,

Łupliwość jest to zdolność minerałów do pękania pod wpływem uderzenia bądź nacisku na części ograniczone powierzchniami płaskimi (własność wektorowa); skala łupliwości: doskonała, bardzo dobra, wyraźna, niewyraźna np.. miki mają łupliwość doskonała; ołiwiny łupliwość słaba

Przełam jest to cecha braku łupliwości; przełam może być : nierówny (muszlowy), gładki, zadziorowaty, haczykowaty np. kwarc przełam muszlowy

Oddzielność- niektóre minerały pod wpływem uderzenia lub nacisku pękają wzdłuż słabo zaznaczających się, mniej więcej równoległych powierzchni, które niejednokrotnie nie przecinają całego kryształu np. własność tę posiadają niektóre granaty

11. Spójność minerałów

Sposób zachowywania się minerałów pod wpływem różnych, na nie, działających czynników mechanicznych. Po tym względem wyróżnia się m.in. minerały: sprężyste(np. mika), giętkie (np. talk, gips), kruche (np. rozpryskliwe; np. turmalin, sfaleryt), strugale (strużynę; np. argentyn), kowalne(np. miedź rodzima, złoto rodzime, Argentyn) oraz spoiste (np. serpentyn, aktynolit, tremolit)

12. Twardość minerałów

Skala Mohsa- dziesięciostopniowa skala służąca do określania względnej twardości minerałów, skala ta obejmuje 10 wzorcowych minerałów ułożonych od najmniej twardego do najtwardszego; SA to kolejno:

1. TALK Mg[(OH)₂SiO₁o]

2. GIPS CaSO₄ 2H₂O

3. KALCYT CaCO₃

4. APATYT Ca₅F(PO₄)₃

5. FLUORYT CaF₂

6. ORTOKLAZ K[AlSi₃O₈]

7. KWARC SiO₂

8. TOPAZ Al₂F₂SiO₄

9. KORUND Al₂O₃

10. DIAMENT C

Każdy kolejny minerał skali zarysowuje wszystkie poprzednie odznaczające się niższym stopniem twardości. Względną twardość dowolnego badanego minerału określa się porównując ją z minerałami wzorcowymi. W praktyce twardość minerałów można określić w sposób przybliżony, nie dysponując żadnymi minerałami wzorcowymi. Minerały o twardości 1,2- dają się zarysować paznokciem, 3- monetą miedzianą, do 5- ostrzem scyzoryka, 6-pilnikiem stalowym, natomiast minerałami minerałami o twardości 6 do 10 można zarysować szkło okienne.

13. Właściwości optyczne minerałów

BARWA-każdy minerał ma określoną barwę; wyróżniamy dwie grupy: minerały barwne( czyli takie które mają stałą charakterystyczną dla siebie barwę np: kwarc mleczny- białą, limonit- cytrynowo żółtą, granat- czerwoną, malachit- odcienie zielonego) minerały bezbarwne( czyli takie, które nie wykazują żadnej barwy, są przezroczyste np: kryształ górski- odmiana kwarcu, halit,)

RYSA- barwa sproszkowanego minerału, może być bardzo różna i może różnić się od barwy minerału np: skalenie rysa biała, miki rysa biała,

PRZEZROCZYSTOŚĆ- pozostaje w pewnej zależności od barwy, minerały bezbarwne są doskonale przezroczyste natomiast minerały barwne mogą być przezroczyste np: kryształ dymny, niektóre oliwiny, lub nieprzezroczyste.

POŁYSK-jest to własność powierzchni minerałów( lub powierzchni przełamu),połysk może być: matowy, szklisty, tłusty, perłowy, jedwabisty, metaliczny.

14. Właściwości kwarcu

Kwarc( kwarzec)- minerał z grupy krzemianów; dwutlenek krzemu SiO2

- układ krystalograficzny: trygonalny( kwarc P niskotemperaturowy) i heksagonalny( a wysokotemperaturowy)

- twardość: 7 wzorcowy w skali Mohsa

- rysa: biała

Tworzy zazwyczaj kryształy słupkowe w postaci heksagonalnego słupa( o sześeiobocznym przekroju), zakończony ścianami romboedrów, niekiedy występuje w formie bipiramid. Ściany słupa wykazują często poprzeczne prążkowanie; często bywa zbliźniaczony, tworzy też skupienia ziarniste skrytokrystaliczne( chalcedon) i zbite a także żyły. Kwarc jest minerałem kruchym, przezroczystym do nieprzezroczystego o szklistym połysku( na ścianach kryształu) i tłustym( na powierzchniach przełamu) połysku. Oznacza się trudnodostrzegalną lub brakiem łupliwości oraz muszlowym przełamem.

Jest bezbarwny(kryształ górski), a także tworzy wielu odmian barwnych, określających odmiennymi nazwami.(m.in. kwarc mleczny-biały, kwarc dymny - szary, ametyst-fioletowy, morion - czarny)

Kwarc często zamiera i okluzje gazowe, ciekłe orz stałe, wywołując ciekawe efekty optyczne np. irytyzację, opalescencję.

Kwarc należy do najbardziej pospolitych minerałów skałotwórczych. Stanowi produkt procesów magmowych, hydrotermalnych oraz, metamorficznych. Jest głównym składnikiem kwaśnych skał magmowych(granitoidy, porfiry kwarcowe)

15. Rodzaje oraz właściwości skaleni

16. Właściwości oraz rodzaje plagioklazów

17. Właściwości oraz rodzaje skaleni potasowych

Minerały z gromady krzemianów zaliczane do skaleni alkalicznych, reprezentowane przez glinokrzemiany potasu KfAlSisOs]; (sanidyn, ortoklaz, adular, mikroklin). Skalenie potasowe odznaczają się takim samym składem chemicznym i podobnymi właściwościami fizycznymi-mechanicznymi, różnią się natomiast strukturą sieci krystalicznej i postacią kryształów. Większość krystalizuje w uk. Jednoskośnym tylko mikroklin i jego zielona odmiana amazonit są skaleniami trójskośnymi. Właściwości fizyczne są typowe dla całej grupy skaleni.

18. Właściwości oraz rodzaje mik

Grupa minerałów zaliczana do gromady krzemianów. Nazwa pochodzi od łac. mica = ziarno bądź miarce = błyszczeć. Miki są zasadowymi glinokrzemieniami: potasu, sodu, wapnia, glinu, magnezu, żelaza, i manganu, a rzadziej rubidu, cezu, baru, cynku, wanadu, litu, tytanu i chromu. Często odznaczają się- niekiedy znacznymi- zawartościami fluoru. Z uwagi na ogólne zabarwienie są dzielone na: miki jasne (np. muskowit, serycyt) i miki ciemne (biotyd, flogopit). Wszystkie miki krystalizują w układzie jednoskośnym; pokrój- tabliczkowy, krótkosłupkowy, płytkowy bądź blaszkowy. Tworzą skupienia ziarniste, zbite, blaszkowe i rozetowe.

Barwa- bezbarwne, srebrzystobiałe, szare, ziełonawe (miki jasne) bądź odznaczają się barwą ciemnoszarą, brunatną, albo czarną (miki ciemne)

Rysa- biała

Połysk- szklisty, perłowy, (na powierzchniach łupliwości) jedwabisty; są przeźroczyste bądź przeświecające.

Łupliwość- doskonała w jednym kierunku

Twardość- 2-3 w skali Mohsa

Większość mik odznacza się znaczną giętkością i elastycznością, tylko nie wielka część jest krucha i łamliwa. Są minerałami skałotwórezymi, występują w skałach magmowych i metamorficznych niektórych utworach osadowych (piaskowce, iłowce, mułówce).

19. Właściwości oraz rodzaje skaleniowców (foidów)

Grupa minerałów skałotwórczych zaliczanych do krzemianów o składzie chemicznym podobnym do skaleni stąd też ich nazwa, lecz różnią się mniejszą zawartością krzemionki. Skaleniowe są glinokrzemianami sodu, potasu i wapnia.

Krystalizują w uk. regularnym( analnym, sodalit, lazuryt, nosean), tetragonalnym( pseudoregularny leucyt) , heksagonalnym( nefelin, kankrynit)i jednoskośnym( wairakit);

pokrój mają słupkowy albo rysę; połysk- od matowego do perłowego; niewyraźna bądź wyraźna łupliwośc, inuszlowy łub nierówny przełam, stosunkowo dużą twardość- 5-6 w skali Mohsa.

Do skałotwórczych należą: nefelin, leucyt, analnym; dużo mniejszą rolę skałotwórczą odgrywają:kankrynit, wairakit, sodalit,nosean, lazuryt.

Skaleniowe są składnikiem wielu skał głównie zasadowych skał magmowych cechujących się małą zawartością krzemionki; niektóre występują w skałach metamorficznych

20. Amfibole oraz właściwości hornblendy

AMFIBOLE

Duża grupa minerałów zaliczanańo krzemianów; najczęściej krzemiany wapnia, sodu,

potasu, magnezu, żelaza, glinu. Krystalizują w układzie rębowym (antofyllit) oraz

jednoskośnym (aktynolit, tremolit, glaukofan, hornblenda)

Pokrój- słupkowy, igiełkowy lub włóknisty (azbest amfibolowy); występują w skupieniach

ziarnistych ziarnistych zbitych

Na ogół są kruche; przeświecające do nieprzeźroczystych, odznaczają się szklistym

połyskiem, połyskiem niekiedy pustym i perłowym. Charakteryzują się doskonałą

dwukierunkową łupliwością; przełam najczęściej nierówny lub muszlowy

Barwa- zazwyczaj zielone, ciemnozielone, szare, brunatne, czarne

Twardość- 5-6 w skali Mohsa. Stanowią bardzo ważne minerały skałotwórcze skał

magmowych i metamorficznych.

HORNBLENDA- minerał z gromady krzemianów zaliczany do amfiboli; zasadowy glinokrzemian wapnia, sodu, potasu, magnezu, żelaza i glinu ( Ca, Na, K)₂-₃ (Mg, Fe, Fe, Al.)₅ [(OH, F)/(Si, Al.) Si₃ O₁₁]₂

-układ krystalograficzny jednoskośny

-twardość 5-6

-rysa- biała a także szarobiała, szarozielona

Tworzy kryształy pokroju słupkowym, pręcikowym; występuje w skupieniach zbitych, ziarnistych, wachlarzowatych, promienistych. Jest minerałem kruchym, przeświecającym do nieprzeźroczystego, o szklistym połysku. Przeważnie ma barwę czarną, zielonoczarną lub brunatnoczarną. Tworzy wiele odmian traktowanych niekiedy jako odrębne minerały (np. horglenda zwyczajna i horglenda bazaltowa=lamprobolit)

21. Pirokseny oraz właściwości augitu

Duża grupa minerałów zaliczana do gromady krzemianów. Są krzemianami różnych pierwiastków głównie wapienia, sodu, litu, magnezu, żelaza, glinu. Krystalizują w układzie rombowym oraz jednoskośnym. Przeważnie wykazują pokrój słupowy lub igiełkowy. Na ogół są kruche i odznaczają się szklistym, a niekiedy tłustym, jedwabistym lub metalicznym połyskiem. Zwykle charakteryzują się wyraźną do doskonałej łupliwością dwukierunkową. Najczęściej mają nierówny lub muszlowy przełam. Są zazwyczaj zielone, ciemnozielone, brunatne, albo czarne (a także mogą być: bezbarwne, białe niebieskie, żółte). Mają białą, jasnoszarą lub jasnozielonkawą rysę. Twardość waha się w przedziale od 6 do 7 w skali Mosha.

Pirokseny stanowią bardzo ważne minerały skałotwórcze skal magmowych( w szczególności zasadowych i ultrazasadowych)

---