Jądro wewnętrzne

Promień 1221 km
Masa ~1,7% masy Ziemi
Gęstość ~13 g/cm3
Temperatura >4600 K
Ciśnienie 3,29-3,64 Mbar*
Temperatura topnienia 6150-7000 K
Stan stały
Skład Fe, Ni, (S, O)

Jądro zewnętrzne

Granica jądro zewnętrzne-płaszcz 3480 km od środka Ziemi
Masa ~31% masy Ziemi
Gęstość 9,9-12,2 g/cm3
Temperatura 4000-4600 K
Ciśnienie 1,36-3,29 Mbar
Temperatura topnienia 2600-5000 K
Stan ciekły
Skład Fe, Ni, (+10% S, O)

Średni skład chemiczny meteorytów metalicznych, % wag.

Fe 90,85
Ni 8,50
Co 0,60
C 0,03
S 0,04
P 0,17
Cu 0,02
Mg 0,03
Ca 0,02
Si 0,01
Mn 0,05
Cr 0,01

Minerały meteorytów metalicznych

Kamacyt Fe+7,5%Ni
Taenit Fe+25%Ni
Troilit FeS
Daubréelit FeCr2S4
Cohenit (Fe,Ni,Co)3C
Haxonit (Fe,Ni,Co)23C6
Schreibersyt (Fe,Ni)3P
Chromit FeCr2O4
Grafit C
Diament C
Lonsdaleit C

Stałe żelazoniklowe jądro wewnętrzne obraca się w środku płynnego żelazoniklowego jądra zewnętrznego. Skutkiem jest powstanie silnego pola magnetycznego Ziemi.

Sfera D”

3480-3680 km od śr. Ziemi.
Najniższe 200 km płaszcza
Sfera: niskich gradientów sejsmicznych, dużego rozrzutu prędkości, dużego rozrzutu amplitudy, rejony obniżonej oraz podwyższonej temperatury, zróżnicowany kontrast z otoczeniem.
Odmienna chemicznie sfera płaszcza, bogata w glin, wapń i tytan:
a) wytopiona z jądra substancja;
b) subdukowana najwcześniejsza litosfera.

P - fale podłużne, S - fale poprzeczne

Płaszcz dolny (mezosfera) - w różnym stopniu plastyczny

3480-5720 km od środka Ziemi.
Masa ~49% masy Ziemi
Gęstość 3,9-6,0 g/cm3
Temperatura 1800-4000 K
Ciśnienie 0,30-1,36 Mbar
Skład: głównie tlen, krzem, magnez, mniejsze zawartości żelaza, wapnia i glinu
Związki: (Mg>>Fe)SiO3 ; MgO, SiO2 (stiszowit); (Mg,Fe)O, Al2O3
Skład chondrytowy

Pirokseny rombowe:
enstatyt MgSiO3
hipersten (Mg,Fe)SiO3
ferrosilit FeSiO3 Przejście do struktury perovskitu

Struktura perovskitu

Oliwin (Mg,Fe)2SiO4
Oliwin = piroksen perovskitowy+magnezjowüstyt (Mg,Fe)O

Chondry - kuliste składniki chondrytów o śr. 0,1-10mm, zbudowane z oliwinu, piroksenu i niewielkich ilości szkliwa oraz żelazoniklu; należą do najstarszych obiektów układu słonecznego (4,57 mld lat), powstały w mgławicy słonecznej.

Chondryty węgliste CI mają skład odpowiadający słonecznemu (bez składników lotnych).

Chondryty powstały w czasie pierwszych 100 mln lat tworzenia się Układu Słonecznego.

Chondryty węgliste CI mają skład odpowiadający słonecznemu (bez składników lotnych).

Achondryty - skład podobny do składu ziemskich i księżycowych bazaltów, skał Marsa, asteroid.

Metaliczno-kamienne - zderzenia kosmiczne?

Strefa przejściowa

5720-5970 km od środka Ziemi.
Masa ~7,5% masy Ziemi
Gęstość 3,7-3,9 g/cm3
Temperatura 1600-1800 K
Ciśnienie 0,19-0,30 Mbar

Skład chemiczny płaszcza

Zmiany spowodowane przejściami fazowymi: zmianą struktury minerałów, pojawieniem się fazy ciekłej (stopu).

Konwekcja (ruch termiczny) w płaszczu.

Konwekcja i subdukcja (pogrążanie) to przemieszczanie mas czyli migracja pierwiastków.

Płaszcz górny

5970-6320 (6360) km od środka Ziemi.
Masa ~10% masy Ziemi
Gęstość 2,9-3,9 g/cm3
Temperatura 1200-1600 K
Ciśnienie 0,015 (0,003)-0,19 Mbar

Wystąpienia perydotytu uważanego za skałę płaszczową.

Płaszcz pierwotny (1) częściowo topi się, w stopie gromadzą się pierwiastki litofilne o dużych promieniach jonów (LIL); płaszcz (2) dzieli się grawitacyjnie na cienką górną warstwę bogatą w plagioklazy, głębszą bogatą w oliwiny i bogate w granaty reziduum (kumulat, 3). Stop etapu późnego jest usuwany z kumulatu eklogitowego (4) i two-rzy skorupę kontynentalną (CC), wzbogaca warstwę perydotytową
i zubaża MORBS (źródło bazaltów grzbietów śródoceanicznych), skąd pochodzi skorupa oceaniczna (OC) i dolna litosfera oceaniczna. Częściowe wytapianie w rejonie źródła pióropuszowego (5) wytwarza stopy macierzyste bazaltów pokryw kontynentalnych (CFB), bazalty wysp oceanicznych (OIB) i inne wzbogacone magmy. Źródłem MORB może być główny bazaltowy rezerwuar płaszczowy; wzbogacone magmy lub magmy plam gorąca (OIB, CFB) mogą być magmami MORB kontaminowanymi oddziaływaniem z płytkim płaszczem.

Astenosfera zawiera do 10% stopu krzemianowego i do 1 % CO2.

Skorupa oceaniczna

6360-6370 km od środka Ziemi.
Masa ~0,1% masy Ziemi
Gęstość ~2,9 g/cm3
Temperatura 300-1500 K
Ciśnienie do 0,003 Mbar

Skorupa kontynentalna
6320-6370 km od środka Ziemi.
Masa ~0,04% masy Ziemi
Gęstość 2,6-2,9 g/cm3
Temperatura 300-1500 K
Ciśnienie do 0,015 Mbar

Lawa poduszkowa (pillow lava)

Skały magmowe - dyferencjacja

Skały magmowe - mieszanie się magm

Mieszanie się magm:
a) całkowite rozpuszczanie (mixing);
b) mieszanie z częściowym wzajemnym rozpuszczaniem (mingling).

Niemieszające się stopy krzemianowe lub inne (magmy tlenkowe, fosforanowe, węglanowe).

Skały magmowe - kontaminacja magm

Kontaminacja oznacza zmianę składu chemicznego magmy. Ksenolity, enklawy.

Intruzja magmowa rozgrzewa skały osłony, powodując w nich zachodzenie reakcji chemicznych i krystalizację nowych minerałów.

Skały kontaktowo-metamorficzne - hornfelsy

Fe2O3 + 2SiO2 = 2FeSiO3 + 0,5O2 (piroksen)
Al2Si2O5(OH)4 = Al2SiO5 + SiO2 + 2H2O (andaluzyt, sillimanit)

Skały kontaktowo-metamorficzne - skarny

CaMg(CO3)2 + 2SiO2 = CaMgSi2O6 + 2CO2 (diopsyd)
CaCO3 + SiO2 = CaSiO3 + CO2 (wollastonit)
2MgCO3 + SiO2 = Mg2SiO4 + 2CO2 (forsteryt)
MgCO3 + H2O = Mg(OH)2 + CO2 (brucyt)

Intruzja magmowa a woda

Intrudująca magma często jest niedosycona wodą. Taka magma wchłania wodę z otaczających skał.

Minerały powstające z krzepnącej magmy zużywają tylko część obecnej w niej wody; minerały uwodnione to przede wszystkim amfibole i łyszczyki. Woda, która nie została związana, wydzielana jest przez krzepnącą magmę do szczelin i przestrzeni międzyziarnowych w intruzji i jej osłonie.

Utwory pomagmowe

Po zakończeniu głównej krystalizacji magmowej powstają późno-magmowe skały żyłowe (aplity).

Resztki substancji krzemianowej, która nie weszła do głównej masy minerałów skałotwórczych, zostają wzbogacone w składniki łatwolotne (wodę, dwutlenek węgla, metan, azot) oraz obniżające temperaturę topnienia (lit i inne alkalia, fluor, bor, fosfor); razem substancje te stanowią stop pegmatytowy o stosunkowo niskiej temperaturze topnienia (600-500ºC).

Z tego stopu powstają skały wielko- i gigantokrystaliczne zwane pegmatytami - rozmiary kryształów wahają się od kilku centymetrów do kilku metrów.

W stopie pegmatytowym gromadzą się pierwiastki, które zazwyczaj występują w małych stężeniach i nie wchodzą w skład minerałów skałotwórczych (Li, Cs, Be, W, Sn, Nb, Ta, Mo, ziemie rzadkie i in.).

Jeśli pegmatyty składają się z tych samych minerałów, co skała macierzysta (np. skalenia potasowego, albitu, łyszczyków i kwarcu), nazywamy je pegmatytami prostymi. Jeśli w pegmatytach występują minerały pierwiastków zazwyczaj rozproszonych (lepidolit, turmalin, spodumen, pollucyt, wolframit, kasyteryt, kolumbit, tantalit, beryl), są to tzw. pegmatyty linii skrzyżowanych. Pegmatyty mogą także powstawać na drodze zbiorczej rekrystalizacji magmowych skał drobnoziarnistych (zwłaszcza aplitów) w tempera-turach 700-500ºC, bez udziału stopu pegmatytowego. Rekrystalizacja zachodzi pod wpływem gorących roztworów.

Pegmatyty metasomatyczne

Masyw strzeliński , karkonoski, strzegomski.

Duże kryształy kwarcu, kiedy rosną w masie aplitowej, niekiedy obrastają fragmenty aplitu i zamykają je w sobie. To, podobnie jak wzrost dendrytowy i futerałowy, stanowią dowody metasomatycznego pochodzenia.

Minerały pegmatytowe

Albit, Beryl, Kunzyt, Elbait, Topaz, Zinnwaldyt, Albit

Z krystalizującej magmy wydzielają się roztwory wodne.

Jeśli mają one małą gęstość, są roztworami gazowymi czyli pneumatolitycznymi. Istnieją w temperaturach 700-400ºC, powodując krystalizację minerałów pneumatolitycznych. Mogą pojawiać się okresowo i w niższych temperaturach.

Roztwory wodne o wystarczająco dużej gęstości są w stanie ciekłym, nazywają się hydrotermalnymi. Mogą pojawić się już w temperaturze około 700ºC, ale najczęściej tworzą się dzięki kondensacji roztworów pneumatolitycznych około 450-370ºC.

Roztwory hydrotermalne o temperaturach 450-300ºC nazywa się hipotermalnymi (wysokotemperaturowymi).

Roztwory hydrotermalne o temperaturach 300-150ºC nazywa się mezotermalnymi (średniotemperaturowymi).

Roztwory hydrotermalne o temperaturach 150-40ºC nazywa się epitermalnymi (niskotemperaturowymi).

Niekiedy nie można wskazać źródła (macierzystej intruzji) roztwo-rów epitermalnych, wtedy określa się je mianem wód teletermalnych.

Wody termalne pochodzenia metamorficznego noszą nazwę roztworów hydatogenicznych.

Roztwory pneumatolityczne i hydrotermalne mogą przenosić duże ilości wielu pierwiastków, np. metali.

Głównymi składnikami tych roztworów (poza wodą) są kationy sodu, potasu i wapnia oraz aniony: chlorkowy, fluorkowy, węglanowy i siarczanowy.

Migracja wielu metali odbywa się w postaci kompleksów fluorko-wych, chlorkowych, węglanowych, boranowych i fosforanowych.

Kolejność zdarzeń pegmatytowych, zapisana w krysztale kwarcu z pegmatytów karkonoskich.
Zdarzenia te to etapy krystalizacji, kruszenia i regeneracji minerałów oraz dokrystalizowywania nowych generacji.

Rozpad tych kompleksów powoduje wytrącanie się metali z roztworu i krystalizację ich minerałów, często w ilościach nadających się do eksploatacji.

Roztwory pomagmowe mogą przeobrażać minerały macierzystej intruzji, zwłaszcza w jej szczytowej części. Proces taki nazywa się autometasoma-tozą albo procesem deuterycz-nym. Metasomatoza polega na usunięciu ze skały części składników a doprowadzeniu innych, dzięki czemu krystalizują nowe minerały, np. zamiast skalenia KAlSi3O8 topaz Al2SiO4(F,OH)3. Grejzen. Roztwory, migrujące od intruzji w głąb skał osłony zazwyczaj ochładzają się.

Zmiana temperatury i składu chemicznego roztworów, spowodowana oddziaływaniem ze skałami osłony intruzji, powoduje wytrącanie się poszczególnych pierwiastków w różnych odległościach od kontaktu intruzji z osłoną.

Mineralizacja może występować w formie żył lub metasomatycznych impregnacj

i.

METAMORFIZM

Metamorfizm - przeobrażenie składu mineralnego skały pod wpływem zmiany temperatury i ciśnienia bez istotnej zmiany jej sumarycznego składu chemicznego. Może nastąpić utrata lub doprowadzenie wody albo dwutlenku węgla.

Facja - zespół wszystkich warunków, powodujących powstanie danego rodzaju skał.

Metamorfizm regionalny, kontaktowy i dynamiczny z impaktowym.

Metamorfizm progresywny.

Metamorfizm regresywny.

Uwaga: terminy „metamorfizm hydrotermalny” oraz „metamorfizm metasomatyczny” są logicznie i semantycznie sprzeczne wewnętrznie i nie należy ich stosować.

Ultrametamorfizm - bardzo głęboki metamorfizm z pojawieniem się stopu krzemianowego. Leukosom i restyt.

Anateksis - powstawanie stopu w procesie ultrametamorficznym.

Palingeneza - gromadzenie się stopu anatektycznego i jego intrudowanie z utworzeniem masywu skalnego.

Powstawanie palingenicznych magm granitoidowych. Migma.

Dyferencjacja metamorficzna - częściowe wytapianie. Migmatyt

Palingeneza

Środowiska hipergeniczne

Hydrosfera

Z wody morskiej wytrąca się węglan wapnia.

W dolnych częściach zbiornika morskiego gromadzi się dwutlenek węgla, pochodzący z rozkładu substancji organicznej lub z ekshalacji podmorskich. Opadający osad CaCO3 reaguje z dwutlenkiem węgla
i wodą, dając dobrze rozpuszczalny kwaśny węglan wapnia. Głębokość, na jakiej zachodzi ta reakcja, zależy od intensywności gromadzenia się CO2 oraz tempa i zasięgu głębokościowego miesza-nia się wody w zbiorniku morskim. Wody rzek przynoszą do zbiornika morskiego metale tzw. ciężkie.

W dolnych częściach zbiornika morskiego w wyniku rozkładu substancji organicznej, głównie białkowej, tworzy się jon siarczkowy i siarkowodór. Jeżeli dopływ tlenu do dennych części zbiornika jest ograniczony lub niemożliwy, panują w niej warunki redukcyjne. Zbiornik taki nazywa się euksynicznym. Jon siarczkowy reaguje
z metalami, dając nierozpuszczalne siarczki, które gromadzą się w osadzie dennym. W takich warunkach wytrąca się osad chemiczny (chemogeniczny).
Najwcześniej wytrąca się węglan wapnia, potem dwuwodny siarczan wapnia (gips), następnie chlorek sodu (halit) oraz kolejno chlorek potasowo-magnezowy (karnalit). Chlorek potasu (sylwin) powstaje
w procesie diagenezy ewaporatów z rozpadu karnalitu. Osady biogeniczne węglanowe (kalcytowe
i aragonitowe); wapienie rafowe, muszlowce itp.
Osady krzemionkowe (otwornicowe, gąbkowe).
Fosforyty, glaukonit, illit.
Węgle.

Rzeki niosą materiał okruchowy, zawiesinę i substancje rozpuszczone. Zawiesina może częściowo pochodzić
z krystalizacji w wodzie rzecznej: mogą powstawać krzemiany warstwowe, wodorotlenki żelaza i glinu, fosforany wapnia i żelaza.

Z wód rzek i potoków może krystalizować także złoto i platyna rodzima w złożach aluwialnych.

Jeziora słodkowodne i słone

Jeziora słodkowodne - obiekty krótko istniejące

Akumulacja materiału okruchowego i organicznego

Powstają nagromadzenia z roztworów następujących substancji mineralnych:

węglan wapnia, węglan żelaza, fosforan wapnia, fosforan żelaza, wodorotlenek żelaza, wodorotlenek manganu

Na drodze biochemicznej może powstawać węglan wapnia (kreda jeziorna)

Jeziora słone - oddzielone tektonicznie fragmenty mórz lub zasolone dawne jeziora słodkowodne.
Ze względu na rozpuszczone sole wyróżnia się słone jeziora chlorkowe, chlorkowo-siarczanowe, magnezowe, boranowe i litonośne. Źródło surowców (Mg, B, Li, Br).

Na bagnach ma miejsce akumulacja dużych ilości substancji organicznej.

Poza tym często gromadzi się tam duża ilość wodorotlenku żelaza - goethytu wymieszanego ze szczatkami organicznymi i minerałami ilastymi, tworząc tzw. rudy bagienne (limonitowe).

Spotyka się również fosforany, przede wszystkim fosforan żelaza (wiwianit), także fosforany wapnia, glinu oraz innych pierwiastków, łącznie z fosforanami strontu i ziem rzadkich.

Na obumarłych częściach roślin może tworzyć się węglan wapnia.

Gorące źródła i gejzery

Wydobywająca się na powierzchnię Ziemi woda gorących źródeł i gejzerów przynosi znaczne ilości krzemionki lub węglanu wapnia. Substancja ta osadza się wokół wylotu (wypływu) wody, tworząc stożki, misy lub tarasy.

Krzemionce i węglanowi wapnia może towarzyszyć arsen, antymon, siarka, ołów, cynk, bar i inne pierwiastki, które wytrącają się na powierzchni Ziemi w postaci własnych minerałów lub domieszek w innych minerałach.

Kominy hydrotermalne

Przegrzana woda morska wymywa pierwiastki ze skał; wytrącają się siarczki Zn, Pb, Cu, Fe i in. Kominy hydrotermalne na dnie morskim (black smokers, hydrothermal vents); temperatura wypływającej wody dochodzi do 350°C.

PUSTYNIE

Na pustyniach przeważa wietrze-nie fizyczne, nie-mniej z minerałów uwalniają się także pierwiastki, które potem tworzą specyficzne dla tego środowiska formy substancji mineralnej. Należy do nich polewa pustynna.

Głazy na Pustyni Gobi pokryte czarną polewą pustynną (lakierem pustynnym), związkami żelaza i manganu, które utworzyły się dzięki podsiąkaniu skąpych porcji roztworów, powstałych przy udziale głównie rosy.

W piasku pustyni powstają z gipsu i niekiedy z barytu formy konkrecyjne zwany różami pustyni (obok gipsowa róża pustyni znaleziona w Tunezji na Saharze). Na pustyniach tworzą się również wykwity węglanu wapnia caliche, boranów, chlorków i siarczanów.

Wietrzenie chemiczne minerałów

Wietrzenie chemiczne zachodzi głównie pod wpływem ciepła, wody, tlenu i dwutlenku węgla.

Rozpuszczanie

Hydratyzacja (hematyt + woda * goethyt)

Hydroliza (protoliza):
kaolinityzacja
2KAlSi3O8+3H2O → Al2Si2O5(OH)4+4SiO2+2KOH
laterytyzacja
2KAlSi3O8+4H2O → 2Al(OH)3+6SiO2+2KOH

Karbonatyzacja
CaMg[Si2O6] + 2CO2 → CaMg[CO3]2 + 2SiO2

Utlenianie
2Fe3O4 + ½O2 → 3Fe2O3
FeS2 + H2O + 3½O2 → FeSO4 + H2SO4
2FeSO4 +3H2O + ½O2 → 2FeOOH + 2H2SO4

Wietrzenie siarczków, powstanie strefy cementacji i czapy żelaznej

Powstawanie strefy cementacji

1. 3FeS2 (piryt) + 5CuSO4 + 5H2O + 1½O2 → Cu5FeS4 (bornit) + 2FeSO4 + 5H2SO4

2. Cu5FeS4 (bornit) + CuSO4 → 2Cu2S (chalkozyn) + 2CuS (kowelin) + FeSO4

3. CuFeS2 (chalkopiryt) + CuSO4 → 2CuS (kowelin) + FeSO4

4. 5CuS (kowelin) + 3CuSO4 + 4H2O → 4Cu2S (chalkozyn)
   + 4H2SO4

Barwa czerwona - fazy mineralne, barwa niebieska - roztwór.

Minerały wtórne

Piromorfit Pb5(PO4)3Cl
Mimetyt Pb5(AsO4)3Cl
Cerusyt PbCO3
Fosgenit Pb2CO3Cl2
Wulfenit PbMoO4
Wanadynit Pb5(VO4)3Cl

Minerał wtórny - piromorfit Pb5(PO4)3Cl na galenie PbS

Powstawanie krasowych form naciekowuch

2CaHCO3 > 2CaCO3+CO2+H2O

6

---