Minerały główne skał magmowych


Tomasz Bartuś



W zależności od rodzaju skał (magmowe, osadowe, metamorficzne) występują w nich różne minerały krzemionkowe. W skałach magmowych może występować jedynie tzw. kwarc α (wysokotemperaturowy) lub β (niskotemperaturowy). W skałach osadowych poza allogenicznymi ziarnami kwarcu α lub β, występują też autogeniczne formy krzemionki w postaci opalu, chalcedonu i kwarcu β. W warunkach metamorficznych opal i chalcedon przekrystalizowują w kwarc β i jest on w nich jedynym minerałem krzemionkowym.

KWARC
SiO2

Pochodzenie nazwy kwarc - najbardziej pospolitego minerału skorupy ziemskiej nie jest do końca wyjaśnione. Słowo to może pochodzić od starogermańskiego kwarr - zgrzyt, od starosłowiańskiego słowa kwardy - twardy, od saksońskiego Querklufterz - ruda przecinająca w poprzek żyłę lub od czeskiego określenia querz i określającego skałę płonną.

Kwarc
Fig. 1. Kwarc, widoczny przełam (brak łupliwości)

Powyżej temperatury 573°C (do 870°C) powstaje wysokotemperaturowy, heksagonalny i izometryczny kwarc α. Tworzy on najczęściej heksagonalne kryształy zakończone dwoma piramidami heksagonalnymi. Obniżenie temperatury poniżej 573°C skutkuje przejściem kwarcu α w niskotemperaturowy kwarc β, zachowując jednak swą postać. To właśnie ta odmiana kwarcu pozostaje trwała w temperaturze do 573°C i przez to powszechnie występuje na powierzchni Ziemi. Dlatego też tak naprawdę mówiąc o kwarcu α powinniśmy mieć na myśli paramoprfozy kwarcu β po kwarcu α. Najładniejsze okazy kwarcu pochodzenia magmowego związane są z krystalizacją form odmiany β tworzących kryształy narosłe na ścianach szczelin (Fig. 3) i próżni skalnych (Fig. 5). Kwarc ten jest związany z krążeniem w górotworze roztworów pomagmowych, z których krystalizują pegmatyty. W warunkach magmowych tworzyć się może wyłącznie kwarc α, który tworzy jednak wyłącznie kryształy wrosłe, ściśle zrośnięte z innymi minerałami (szereg Bowena). Jest to powodem trudności w rozpoznaniu niektórych cech tego minerału.

Kwarc - szczotka krystaliczna
Fig. 2. Kwarc, szczotka krystaliczna, Muzeum Historii Naturalnej, Berlin
Ametyst
Fig. 3. Zarośnięte szczotki kwarcowe (białe) i ametystowe (fioletowe) na fragmencie skały o typie skarnu ze strefy złożowej nieczynnej kopalni uranu "Kopaliny" w Kletnie; metamorfik Lądka-Śnieżnika; coll. Katedra Geologii Ogólnej i Geoturystyki AGH, Fot. J. Wrzak

CECHY MAKROSKOPOWE:

  • Postać występowania: kwarc α krystalizuje w układzie heksagonalnym, a kwarc α w trygonalnym. Najczęstszą postacią kwarcu α jest podwójna piramida heksagonalna połączona ze słabo wykształconym (krótkim) słupem heksagonalnym. Kwarc β ma silnie wykształcone ściany słupa heksagonalnego, który zakończony jest dwoma romboedrami.
  • Pokrój kryształów: izometryczny (α), słupowy (β). Słupy kwarcu β są z reguły znacznie wydłużone
  • Barwa: bezbarwny (kryształ górski), często zanieczyszczony domieszkami barwiącymi. Różnorodne odmiany, w związku z ich częstym występowaniem otrzymały swoje nazwy mineralogiczne: biały - kwarc mleczny, szary - dymny, czarny - morion, żółty - cytryn, czerwony - krwawnik, fioletowy - ametyst.
  • Połysk: obie odmiany kwarcu posiadają połysk na ścianach szklisty, a na przełamie tłusty.
  • Rysa: biała.
  • Twardość: 7,0 - wzorcowa w skali Mohsa.
  • Łupliwość: obie odmiany kwarcu nie wykazują łupliwści, mają zatem przełam, który w przypadku kwarcu α jest muszlowy, a w przypadku kwarcu β jest muszlowy lub nierówny. Powierzchnie przełamu są z reguły gładkie.
  • Inne właściwości: kruchy.
Kwarc z Jegłowej
Fig. 4. Kryształ górski, Jegłowa (Przedgórze Sudetów)

WYSTĘPOWANIE

Jak już wspomniano kwarc jest najpospolitszym minerałem występującym w skorupie ziemskiej. Powstaje w wyniku procesów magmowych, hydrotermalnych i metamorficznych. Jest w związku z tym głównym składnikiem kwaśnych skał magmownych - granitoidów (granitów, granodiorytów, tonalitów), porfirów kwarcowych (ryolitów, ryodacytów, dacytów). W mniejszych ilościach występuje w obojętnych skałach magmowych - w niektórych plutonicznych syenitoidach, diorytoidach oraz w wulkanicznych trachitach i andezytach. Kwarc jest także jednym z najważniejszych składników skał żyłowych powstających na etapach pneumatolitychnym i hydrotermalnym - pegmatytów oraz aplitów, żył kwarcowych i niektórych lamprofirów. Kwarc występuje w wielu skałach metamorficznych, np. łupkach metamorficznych (kwarcytowych, fyllitach, łupkach łyszczykowych), kwarcytach, gnejsach, granitognejsach, granulitach, migmatytach, hornfelsach, erlanach. Jeśli chodzi o skały osadowe to allogeniczny kwarc jest pospolitym składnikiem skał okruchowych luźnych (żwirów, piasków i mułów/pyłów) oraz zwięzłych (zlepieńców i brekcji, piaskowców, w tym szarogłazów i arkoz oraz mułowców i pyłowców, w tym lessów). Jest też ważnym składnikiem skał rezydualnych, w tym pokryw zwietrzelinowych. Największe nagromadzenia kwarcu znajdziemy w żyłach kwarcowych, kwarcytach i łupkach kwarcytowych.

W Polsce z pierwotnym kwarcem spotkamy się tam gdzie mamy wychodnie kwaśnych skał magmowych, a więc w Sudetach (pluton Karkonoszy, w masywach Strzegomia i Strzelina, w masywie Kłodzko-Złotostockim, plutonie Kudowy) i w Tatrach. Wśród skał metamorficznych należy wymienić sudeckie jednostki metamorfik izerski, kaczawski i Lądka-Śnieżnika. Jeśli chodzi o skały osadowe to skały szczególnie bogate w kwarc występują w Karpatach fliszowych, w synklinoriach śródsudeckim i północnosudeckim oraz w Polsce północnej - wśród wychodni utworów polodowcowych (zwłaszcza wodnolodowcowych).

Geoda kwarcowa
Fig. 5. Wypełnienie geody kwarcowej z melafirów permskich; Tłumaczów (synklinorium śródsudeckie); coll. Katedra Geologii Ogólnej i Geoturystyki AGH, Fot. J. Wrzak

Minerały główne skał magmowych


Tomasz Bartuś



Plagioklazy są glinokrzemianami sodu i wapnia. Tworzą one szereg izomorficzny albit-anortyt (Fig. 1). Albit jest glinokrzemianem sodu, zaś anortyt glinokrzemianem wapnia. Ogniwa pośrednie szeregu izomorficznego plagioklazów stanowią mieszaninę albitu i anortytu, o różnej zawartości tych minerałów:

  • albit może zawierać 0-10% anortytu,
  • oligoklaz może zawierać 10-30% anortytu ,
  • andezyn może zawierać 30-50% anortytu,
  • labrador może zawierać 50-70% anortytu,
  • bytownit może zawierać 70-90% anortytu,
  • anortyt może zawierać 90-100% anortytu.
Trójkąt klasyfikacyjny skaleni
Fig. 1. Trójkąt klasyfikacyjny skaleni; plagioklazy tworzą szereg izomorficzny skaleni Na-Ca; na podstawie Greenwood & Earnshaw (1998)

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

ALBIT - ANORTYT
Na[AlSi3O8] - Ca[Al2Si2O8]
Plagioklaz
Fig. 2. Duży kryształ plagioklazu, albitu(?); coll. Katedra Geologii Ogólnej i Geoturystyki AGH
Andezyt
Fig. 3. Jasne plagioklazy typu oligoklaz-andezyn(?); czarne, długosłupowe hornblendy oraz czarne, krótkosłupowe augity w andezycie; Góra Wżar, Kluszkowce (pieniński pas skałkowy)
Labradoryt
Fig. 4. Labrador w gabrze (labradorycie), Madagaskar
Anortozyt
Fig. 5. Oliwkowozielone, iryzujące tabliczki plagioklazów wapniowych - anortytów i pomiędzy nimi drobniejsze, czarne tabliczki piroksenów - augity w anortozycie; lokalizacja nieznana

CECHY MAKROSKOPOWE:

  • Postać występowania: wszystkie plagioklazy krystalizują w układzie trójskośnym.
  • Pokrój kryształów: zwykle grubotabliczkowy.
  • Barwa: jasna - biała (glównie u plagioklazów zasobnych w Na), szara, szaro-zielonkawa (głównie u plagioklazów zasobnych w Ca), kremowa, czasem żółta lub brunatna.
  • Połysk: szklisty, perłowy.
  • Rysa: biała.
  • Twardość: 6,0-6,5.
  • Łupliwość: doskonała.
  • Gęstość: stopniowo zwiększa się od 2,61 g/cm3 (albit) do 2,77 g/cm3 (anortyt).

WYSTĘPOWANIE

Plagioklazy występują we wszystkich skałach magmowych z wyjątkiem skał bardzo niedosyconych krzemionką (bazaltoidy, diabazy, skały ultrazasadowe), oraz w skałach metamorficznych (głównie w gnejsach, łupkach kwarcowo-skaleniowych, granulitach). Nieznaczny udział w budowie skał osadowych mają jedynie plagioklazy kwaśne, o większej od plagioklazów zasadowych odporności na wietrzenie. Można je czasami spotkać w szarogłazach oraz arkozach.

Bibliografia

Greenwood N.N., Earnshaw A., 1998. Chemistry of Elements. Wyd. 2. Butterworth-Heinemann, Oxford.

Minerały główne skał magmowych


Tomasz Bartuś



Skalenie potasowe (in. alkaliczne) są najważniejszymi glinokrzemianami skałotwórczymi zawierającymi potas (K) i sód (Na). Są składnikami wielu jasnych, bogatych w krzemionkę ale także niektórych zasadowych skał magmowych oraz skał metamorficznych. Występują także w niektórych skałach osadowych jako składniki detrytyczne. W ten sposób pełnią istotną rolę w budowie części „granitowej” skorupy kontynentalnej.

Budowa skaleni alkalicznych

Pod względem chemicznym skalenie alkaliczne budowane są przez sieć tetraedrów (czworościanów) (Si,Al)O4 połączonych ze sobą we wszystkich kierunkach (Fig. 1). Ich strukturę można opisać jako serię pierścieni czterech tetraedrów, z których dwa przeciwległe są skierowane w górę, a dwa pozostałe w dół. Pierścienie ułożone jeden na drugim tworzą większe struktury o typie łańcuchów. Pierścienie tetraedrów są zniekształcone i odchylają się od poziomu, co tworzy przestrzenie, które mogą pomieścić kationy pierwiastków alkalicznych o dużym promieniu (K+, Na+ i rzadko Ca2+). Inne pierwiastki, które w niewielkich ilościach mogą się pojawić to Fe2+, Fe3+, Ba, Ti, Mg, Sr i Mn.

Struktura skaleni alkalicznych
Fig. 1. Struktura skaleni alkalicznych, na podstawie Deer et al. (1992)

Do skaleni alkalicznych zaliczamy wszystkie formy mineralne obejmujące szereg izomorficzny od skalenia potasowego ortoklazu po skaleń sodowy - albit (Fig. 2).

Trójkąt klasyfikacyjny skaleni
Fig. 2. Trójkąt klasyfikacyjny skaleni; skalenie potasowe tworzą szereg izomorficzny skaleni Na-K; na podstawie Greenwood & Earnshaw (1998)

Rodzaj krystalizujących skaleni alkalicznych jest związany z temperaturą stopu magmowego. W wysokiej temperaturze, kiedy przestrzenie pomiędzy tetraedrami są duże - Al może łatwo losowo zastępować Si we wszystkich tetraedrach (T1o, T2o, T2m i T1m). Krystalizujące wtedy skalenie mają układ jednoskośny i nazywają się sanidynem (Fig. 3). W niskiej temperaturze (T < 500°C) Al charakteryzujący się większym promieniem jonowym niż Si preferuje określone miejsce (T1o), co prowadzi do powstania trójskośnych mikroklinów. Struktura mikroklinu jest bardziej uporządkowana w stosunku do sanidynu. Zjawisko występowania różnych form krystalograficznych zwane jest polimorfizmem typu porządek–nieporządek. Przejście od wysokotemperaturowego sanidynu do niskotemperaturowego mikroklinu zachodzi w stałym stanie skupienia podczas powolnego chłodzenia skał magmowych, co umożliwia dyfuzję Al i reorganizację sieci krystalicznej.

Polimorfizm typu porządek–nieporządek skaleni alkalicznych
Fig. 3. Polimorfizm typu porządek–nieporządek skaleni alkalicznych (Geology is the Way. 2023)

W skałach wulkanicznnych, które stygną stosunkowo szybko tworzą się sanidyny. Mikrokliny, których powstanie wymaga powolnego stygnięcia magmy są typowe dla skał plutonicznych (Tab. 1). W skałach plutonicznych, które ochładzały się powoli, ale szybko osiągały T < 500°C, uporządkowanie pozostaje niekompletne (z Al skoncentrowanym w miejscach T1o i T1m). Tworzy się wtedy pseudo-jednoskośny skaleń potasowy - ortoklaz. Adular to kolejny częściowo uporządkowany skaleń jednoskośny (podobnie jak ortoklaz), który tworzy się tylko w żyłach hydrotermalnych. W przeciwieństwie do ortoklazów, uporządkowanie adularu zachodzi w niskiej temperaturze podczas wzrostu kryształów, co skutkuje odmienną morfologią i właściwościami optycznymi.

Tab. 1. Warunki powstawania skaleni alkalicznych
Rodzaj skał Warunki Skaleń alkaliczny
wulkaniczne szybkie stygnięcie sanidyn
plutoniczne powolne stygnięcie mikroklin
plutoniczne powolne stygnięcie ale szybko osiągnięta T<500°C ortoklaz
żyłowe niskie temperatury adular

Jak już wspomniano, skalenie alkaliczne stanowią roztwór stały pomiędzy ortoklazem (Or) i albitem (Ab). Albit jest także skrajnym sodowym elementem szeregu izomorficznego plagioklazów (Fig. 2). Anortyt (Ca[Al2Si2O8]; An) występuje w strukturze skaleni alkalicznych w niewielkich ilościach, zwykle stanowiąc mniej niż 5% roztworu stałego i występuje głównie w odmianach bogatych w Na.

MIKROKLIN
K[AlSi3O8]

CECHY MAKROSKOPOWE:

  • Postać występowania: mikroklin krystalizuje w układzie trójskośnym.
  • Pokrój kryształów: nie tworzy jednorodnych kryształów.
  • Barwa: od białej, szarej, żółtawej, poprzez różową, aż po ceglastoczerwoną.
  • Połysk: szklisty do perłowego.
  • Rysa: biała.
  • Twardość: 6,0.
  • Łupliwość: bardzo dobra.
  • Gęstość: 2,53-2,56 g/cm3.

WYSTĘPOWANIE

Mikroklin występuje w skałach magmowych takich jak: granitoidy, syenitoidy, ryolity, trachity, fojality, fonolity, oraz w skałach metamorficznych (gnejsy) i osadowych (arkozy i szarogłazy).

ORTOKLAZ
K[AlSi3O8]
Kryształ ortoklazu
Fig. 2. Ortoklaz, widoczna łupliwości doskonała i bardzo dobra

CECHY MAKROSKOPOWE:

  • Postać kryształów: ortoklaz krystalizuje w układzie jednoskośnym.
  • Pokrój kryształów: grubotabliczkowy.
  • Barwa: od białej, szarej, żółtawej, poprzez różową , aż po ceglastoczerwoną.
  • Połysk: szklisty.
  • Rysa: biała.
  • Twardość: 6,0 - wzorcowa w skali Mohsa.
  • Łupliwość: doskonała w jednej płaszczyźnie, bardzo dobra w drugiej i niewyraźna w trzeciej.
  • Gęstość: 2,53-2,56 g/cm3.

Ortoklaz - łupliwość
Fig. 3. Ortoklaz w odmianie białej, widoczna łupliwość w trzech płaszczyznach: doskonała, bardzo dobra i wyraźna

WYSTĘPOWANIE

Ortoklaz występuje w skałach magmowych takich jak granitoidy, syenitoidy, ryolity, trachity, fojaity, fonolity, oraz w skałach metamorficznych (gnejsy) i osadowych (arkozy i szarogłazy). Ortoklaz jest głównym źródłem potasu glebowego. Skalenie potasowe są cennym surowcem stosowanym w przemyśle nawozów sztucznych i w ceramice.

Bibliografia

Greenwood N.N., Earnshaw A., 1998. Chemistry of Elements. Wyd. 2. Butterworth-Heinemann, Oxford.
Geology is the Way., 2023. Feldspar. Monoclinic, triclinic.

Minerały główne skał magmowych


Tomasz Bartuś



Skaleniowce (in. skalenoidy, foidy) są minerałami podobnymi do skaleni (zob. plagioklazy, skalenie potasowe) jednak są od nich znacznie uboższe w krzemionkę. Gdy magma jest bogata w krzemionkę - wtedy krystalizują skalenie, gdy jest uboga - tworzą się skaleniowce. Minerały te moga w związku z tym występować wyłącznie w skałach zasadowych, w których na próżno szukać kwarcu. Z kolei w skałach kwaśnych takich jak np. granitoidy na próżno szukać skaleniowców. Jeśli krzemionki w magmie było dużo (o czym świadczy zawartość kwarcu), z pewnością krystalizowały skalenie, a nie skaleniowce. Najważniejszymi przedstawicielami tej grupy minerałów są leucyt, nefelin i sodalit.

LEUCYT
K[AlSi2O6]

CECHY MAKROSKOPOWE:

  • Postać kryształów: leucyt krystalizuje w układzie regularnym.
  • Pokrój kryształów: dwudziestoczterościan deltoidowy.
  • Barwa: kryształy bezbarwne, białe lub szare.
  • Połysk: szklisty, tłusty.
  • Rysa: szara.
  • Twardość: 5,5-6,0.
  • Łupliwość: brak, przełam nierówny.
  • Gęstość: 2,45-2,5 g/cm3.

WYSTĘPOWANIE

Leucyt występuje w skałach magmowych ubogich w krzemionkę, a bogatych w potas, oraz w produktach erupcji wulkanicznych np. we współczesnych lawach Wezuwiusza.

NEFELIN
Na[AlSiO4]
Nefelin
Fig. 1. Nefelin w druzie w bazalcie

CECHY MAKROSKOPOWE:

  • Postać kryształów: nefelin krystalizuje w układzie heksagonalnym.
  • Pokrój kryształów: tabliczkowy lub słupkowy.
  • Barwa: kryształy białe lub szare, rzadziej z odcieniem różowym, zielonym lub żółtym.
  • Połysk: szklisty, tłusty.
  • Rysa: biała.
  • Twardość: 5,5-6,0.
  • Łupliwość: brak, przełam nierówny.
  • Gęstość: 2,5-2,6 g/cm3.

Nefelin występuje w skałach magmowych ubogich w krzemionkę, a bogatych w sód np. fojalitach, fonolitach i innych. Jest on również składnikiem dolnośląskich bazanitów i nefelinitów.

SODALIT
Na8[Cl2(AlSiO4)6]

CECHY MAKROSKOPOWE:

  • Postać kryształów: regularny.
  • Pokrój kryształów: izometryczny lub słupkowy.
  • Barwa: różne odcienie niebieskości, szary, brązowy, żółtawy, bywa bezbarwny, fioletowoniebieska z białymi, zielonymi, czerwonymi, różowymi żyłkami.
  • Połysk: szklisty, czasem tłusty.
  • Rysa: biała, czasami bladoniebieska.
  • Twardość: 5,5-6,0.
  • Łupliwość: niewyraźna.
  • Przełam: nierówny, muszlowy.
  • Gęstość: 2,14-2,40 g/cm3.

WYSTĘPOWANIE

Sodalit występuje w skałach magmowych np. fonolitach oraz w sjenitach i trachitach. Jest składnikiem metasomatycznie zmienionych wapieni i innych skał osadowych. Współwystępuje z nefelinem, leucytem, tytanitem.

Minerały główne skał magmowych


Tomasz Bartuś



Łyszczyki są uwodnionymi glinokrzemianami potasu oraz kationów dwu- i trójwartościowych: glinu, magnezu, żelaza i innych. Tworzenie się tych minerałów wymaga obecności pary wodnej, dlatego występują one głównie w skałach głębinowych, natomiast brak ich wśród składników krystalizujących z law w warunkach wulkanicznych. Łyszczyki występują powszechnie w wielu skałach. Należą do głównych minerałów skał magmowych, są ważnymi składnikami skał metamorficznych i często występują w skałach osadowych. Minerały należące do tej grupy są pospolite w wielu zwietrzelinach, gdzie zwracają na siebie uwagę charakterystycznym blaszkowatym kształtem i połyskliwością (tzw. kocie złoto). Blaszki łyszczyków wykazują doskonałą łupliwość i sprężystość. Wszystkie łyszczyki posiadają budowę trójwarstwową Najistotniejszą rolę wśród łyszczyków odgrywają:

MUSKOWIT
KAl2[(OH,F)2AlSi3O10]
Muskowit, ortoklaz i granaty w pegmatycie
Fig. 1. Muskowit, ortoklaz i granaty w pegmatycie, Piława Górna (Przedgórze Sudeckie)

CECHY MAKROSKOPOWE:

  • Postać występowania: muskowit krystalizuje w układzie jednoskośnym.
  • Pokrój kryształów: blaszkowy lub tabliczkowy o zarysie heksagonalnym.
  • Barwa: muskowit najczęściej jest bezbarwny, niekiedy biały, żółtawy, szary lub brunatny.
  • Połysk: perłowy.
  • Rysa: biała.
  • Twardość: 2-2,5.
  • Łupliwość: doskonała.
  • Gęstość: 2,8-2,9 g/cm3.

WYSTĘPOWANIE

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

SERYCYT
KAl2[(OH,F)2AlSi3O10]

Serycyt jest mikrokrystaliczną odmianą muskowitu, powstającą głównie wskutek rekrystalizacji.

CECHY MAKROSKOPOWE:

  • Postać występowania: serycyt krystalizuje w układzie jednoskośnym.
  • Pokrój kryształów: blaszkowy o zarysie heksagonalnym.
  • Barwa: muskowit najczęściej jest bezbarwny, niekiedy biały, żółtawy, szary lub brunatny.
  • Połysk: perłowy.
  • Rysa: biała.
  • Twardość: 2-2,5.
  • Łupliwość: doskonała.
  • Gęstość: 2,8-2,9 g/cm3.

WYSTĘPOWANIE

Podobnie jak muskowit często pojawia się jako produkt wietrzenia skaleni (głównie plagioklazów). Jest typowym minerałem skał metamorficznych.

BIOTYT
K(Mg,Fe2+)3[(OH,F)2AlSi3O10]
Biotyt
Fig. 2. Biotyt w pegmatycie, Piława Górna (Przedgórze Sudeckie)

CECHY MAKROSKOPOWE:

  • Postać występowania: biotyt krystalizuje w układzie jednoskośnym.
  • Pokrój kryształów: blaszkowy lub tabliczkowy o zarysie heksagonalnym.
  • Barwa: zawsze ciemna, brunatna z odcienien zielonawym lub czerwonawym lub całkiem czarna.
  • Rysa: biała.
  • Twardość: 2,5-3,0.
  • Łupliwość: doskonała.
  • Gęstość: 2,8-3,4 g/cm3.

WYSTĘPOWANIE

Biotyt jest najbardziej pospolitym minerałem wśród łyszczyków, posiadającym duże znaczenie skałotwórcze. Podobnie jak muskowit występuje głównie w granitach i granodiorytach, znany jest również z ciemnych skał żyłowych. Biotyt powszechnie występuje w niektórych skałach metamorficznych, takich jak łupki łyszczykowe (mikowe) czy gnejsy. W budowie skał osadowych odgrywa znacznie mniejszą rolę niż muskowit , ponieważ charakteryzuje się mniejszą odpornością na wietrzenie chemiczne. Obecność biotytu w glebach zaznacza się jedynie tam, gdzie procesy wietrzenia zachodzą bardzo powoli. Przyjmuje tam postać wydłużonych, blaszkowatych ziarn.

Biotyt w pegmatycie
Fig. 3. Biotyt w pegmatycie, Žulová (masyw Žulovej, Czechy)
FLOGOPIT
KMg3(OH, F)2AlSi3O10

Flogopit jest miką więc ma pokrój blaszkowy, jest giętki i sprężysty. Jest podobny do biotytu ale jest od niego jaśniejszy. Często zawiera igiełkowe wrostki rutylu.

Flogopit
Fig. 4. Flogopit (Indie); coll. Katedra Geologii Ogólnej i Geoturystyki AGH

CECHY MAKROSKOPOWE:

  • Postać występowania: flogopit krystalizuje w układzie jednoskośnym.
  • Pokrój kryształów: blaszkowy.
  • Barwa: żółta, czerwonobrązowa, ciemnozielonkawa.
  • Połysk: perłowy, metaliczny.
  • Rysa: biała.
  • Twardość: 2-2,5.
  • Łupliwość: doskonała.
  • Gęstość: 2,75-2,97 g/cm3.

WYSTĘPOWANIE

Flogopit występuje w różnych skałach magmowych i metamorficznych. Powstaje także w wyniku procesów hydrotermalnych i metasomatycznych. Występuje w utworach pneumatolitycznych i pegmatytach. W Polsce występuje w skałach na Dolnym Śląsku. Szczególnie w plutonie Strzelina, w Górach Izerskich, Górach Złotych i w Masywie Śnieżnika.

Minerały główne skał magmowych


Tomasz Bartuś



Krzemiany wstęgowe powstają przez równoległe łączenie dwóch łańcuchów typu piroksenów i tworzą płaskie wstęgi zbudowane z anionów [Si4O11]6-. Wśród krzemianów wstęgowych najważniejszymi minerałami są amfibole. Do grupy amfiboli należy duża liczba minerałów o bardzo zróżnicowanym składzie chemicznym i różnej postaci kryształów. Zróżnicowanie to wynika z dużych możliwości wzajemnego podstawiania jonów. Amfibole mogą krystalizować w układzie rombowym lub jednoskośnym, tworząc dwa szeregi kryształów mieszanych. Makroskopowe rozróżnienie poszczególnych kryształów amfiboli rzadko jest możliwe, ponieważ zwykle mają one postać kryształów wrosłych. Najważniejszą rolę skałotwórczą w tej grupie minerałów odgrywa hornblenda.

HORNBLENDA
(Ca,Na)2(Fe2+, Mg)2 [(OH)(Si,Al)Si2O11]2
Hornblenda w andezycie
Fig. 1. Hornblenda w andezycie

Hornblenda jest bardzo skomplikowanym uwodnionym krzemianem rozmaitych metali (Ca, Na, Fe, Mg, Mn, Ti itp.). Możliwości podstawienia jonów są bardzo duże, wskutek czego wyróżnia się kilka odmian hornblendy, które różnią się składem chemicznym i innymi właściwościami. Z tego względu hornblendzie przypisuje się zazwyczaj bardzo uproszczony wzór widoczny powyżej.

Hornblenda w andezycie
Fig. 2. Duży kryształ hornblendy w andezycie; kamieniołom pod Górą Wżar, Kluszkowce (pieniński pas skałkowy)

Tworzenie się hornblendy wymaga obecności pary wodnej. Dlatego minerał ten występuje w skałach magmowych głębinowych, a w skałach wylewnych należy do składników powstałych w głębi ziemi (prakryształy), przed wylaniem lawy. Brak jej natomiast wśród składników krystalizujących z lawy w warunkach wulkanicznych.

CECHY MAKROSKOPOWE:

  • Postać kryształów: hornblenda krystalizuje w układzie jednoskośnym.Obserwacje ścian kryształu rzadko są możliwe, gdyż minerał ten w zasadzie tworzy tylko kryształy wrosłe. Dobrze wykształcone osobniki można spotkać w andezytach.
  • Pokrój kryształów: najczęściej słupowy lub długosłupowy (kryształy o kształcie wydłużonym).
  • Barwa: najczęściej zielonoczarna , brunatnoczarna lub zupełnie czarna.
  • Połysk: szklisty, ziemisty.
  • Rysa: szara.
  • Twardość: 5,5.
  • Łupliwość: doskonała.
  • Gęstość: 3,0-3,5 g/cm3.

WYSTĘPOWANIE

Hornblenda jest pospolitym minerałem występującym w wielu skałach magmowych takich jak dioryty, syenity, sjenodioryty, andezyty, trachity, latyty, a także w licznych skałach metamorficznych - amfibolitach, łupkach amfibolowych, gnejsach hornblendowych. Hornblenda zalicza się do minerałów o średniej odporności na wietrzenie. W glebach występuje niezbyt często w postaci pojedynczych nieregularnych ziarn. Pod wpływem procesów wietrzenia hornblenda z czasem ulega rozkładowi, dostarczając zwietrzelinie wielu składników pokarmowych dla roślin. Produktami procesu wietrzenia hornblendy są najczęściej chloryty, wermikulit, montmorillonit, getyt.

Minerały główne skał magmowych


Tomasz Bartuś



Pirokseny (gr. pyr - ogień, xenos - obcy) to duża rodzina minerałów skałotwórczych należących do grupy krzemianów łańcuchowych o ogólnym wzorze XYSi2O6, gdzie XY to 2- i 3-wartościowe kationy metali. Krzemiany łańcuchowe są zbudowane z tetraedrów krzemianowych (Fig. 1), połączonych w przeciwległych wierzchołkach w wydłużone łańcuchy złożone z anionów [Si2O6]6- (każdy tetraedr posiada dwa naroża wspólne z sąsiednimi tetraedrami) (Fig. 2). Górne wierzchołki czworościanów każdego pojedynczego łańcucha są zawsze skierowane w tym samym kierunku. Łańcuchy tetraedryczne tworzą w strukturze „warstwy czworościenne”, zorientowane równolegle do siebie. Pojedyncze łańcuchy tetraedrów, które są skierowane górnymi wierzchołkami przeciwnie do siebie łączą się ze sobą za pomocą ośmiościennych struktur kationów metali. Pirokseny tworzą się w wysokich temperaturach przy niewielkim udziale wody.


Krzemiany – związki chemiczne, których głównym elementem strukturalnym są stałe grupy krzemotlenowe [SiO4] utworzone przez małe atomy krzemu i duże atomy tlenu. Grupa ta ma silne wiązania, co daje jej dużą stabilność. Grupy krzemotlenowe tworzą tetraedry (czworościany foremne) zbudowane z atomu krzemu znajdującego się w środku i otoczonego czterema atomami tlenu umieszczonymi na wierzchołkach (Fig. 1). Atomy krzemu w tetraedrach są czasami zastępowane atomami glinu tworząc glinokrzemiany. Tetraedry mogą łączyć się narożami ze sobą, mając 1, 2, 3 lub 4 wspólne atomy tlenu, zależnie od tego, czy łączą się z 1, 2, 3 czy 4 tetraedrami (Fig. 2).

tetraedr krzemianowy tetraedr krzemianowy
Fig. 1. Dwa sposoby prezentacji czworościanu (tetraedru) krzemianowwego (SiO4); szara kulka w środku tetraedru to atom krzemu, a czerwone kulki w modelu to atomy tlenu; autor: Benjah-bmm27, domena publiczna
krzemian łańcuchowy
Fig. 2. Pojedynczy łańcuch krzemianowy piroksenów; autor: Benjah-bmm27, domena publiczna

Grupa piroksenów cechuje się dużą zmiennością składu chemicznego i postaci kryształów. Ogólnie mówiąc są one krzemianami wapnia, magnezu i żelaza, w mniejszym stopniu manganu, sodu, a także glinu. Z chemicznego punktu widzenia pirokseny można podzielić na podstawie zawartości miejsc X i Y we wzorze ogólnym na trzy główne podgrupy: pirokseny magnezowo-żelazowe (XY = Fe, Mg), pirokseny wapniowe (Y = Ca) i pirokseny sodowe (Y = Na). Ponadto inne ważne grupy w skałach reprezentowane są przez pirokseny wapniowo-sodowe (Y = Na, Ca) i pirokseny litowe (np. spodumen, LiAlSi2O6). Pirokseny tworzą mniej lub bardziej ciągłe szeregi kryształów mieszanych, krystalizują w układach rombowych i jednoskośnym. Rozpoznawanie makroskpowe większości piroksenów nie jest możliwe.

Klasyfikacja

Pirokseny magnezowo-żelazowe i wapniowe

Pirokseny magnezowo-żelazowe tworzą szereg izomorficzny enstatyt (Mg2Si2O6) - ferrosilit (Fe2Si2O6) (Fig. 3). Ze względu na ich rombową strukturę krystaliczną są one nazywane ortopiroksenami. Z szeregiem izomorficznym mamy także do czynienia w obrębie piroksenów wapniowych. Tworzą go pirokseny diopsyd (CaMgSi2O6) i hedenbergit (FeMgSi2O6). Pirokseny wapniowe ze względu na ich jednoskośną strukturę krystaliczną są nazywane klinopiroksenami. Przestrzeń na wykresie Fig. 3 pomiędzy dwoma wymienionymi szeregami obejmuje dwa klinopirokseny: augit i pigeonit i jest nazywana czworobokiem piroksenów. Pigeonit jest piroksenem bliższym ortopiroksenom. Charakteryzuje się on zawartością Ca od 5-20%, podczas gdy augit zawiera go od 20-45%. Mieszalność pomiędzy szeregami enstatyt-ferrosilit i diopsyd-hedenbergit jest utrudniona z uwagi duży promień jonowy kationu Ca w stosunku do Fe i Mg, co uniemożliwia uzyskanie stałego roztworu w niskiej temperaturze. Zawartość Ca w ortopiroksenach jest zwykle mniejsza niż 5%. Augit i pigeonit mogą tworzyć się w wyższych temperaturach krystalizacji (900-1000°C), w których stopień mieszalności między ortopiroksenami i piroksenami Ca jest większy. Jednak różnica w mieszalności między około 15-25% Ca utrzymuje się do bardzo wysokich temperatur i z tego powodu pigeonit często po utworzeniu tworzy blaszki augitu i ortopiroksenu. Powyżej szeregu diopsyd–hedenbergit (tj. powyżej 50% Ca) nie występuje mieszalność z wollastonitem (CaSiO3), który ma inną budowę krystaliczną (trójskośną) i ze względu na inną morfologię nie należy do grupy piroksenów.

Szereg izomorficzny – mniej lub bardziej ciągły szereg minerałów będących roztworami stałymi o zmiennym stosunku ilościowym składników. Wyobraźmy sobie, że mamy dwa pierwiastki A i B. W przyrodzie mogą występować minerały o ciągłym, zmiennym składzie procentowym pierwiastków A i B.

Klasyfikacja piroksenów
Fig. 3. Zmienność chemiczna i klasyfikacja piroksenów Fe-Mg (ortopirokseny) i Ca (klinopirokseny). Minerały znajdujące się powyżej szeregu diopsydowo-hedenbergitowego nie są piroksenami i dlatego ten diagram nazywany jest czworobokiem piroksenowym; autor: Geology is the Way (2023), na podstawie Morimoto (1989) i Deer et al. (1992)

Pirokseny sodowe i wapniowo-sodowe

Pirokseny sodowe są jednoskośne. Tworzą szereg izomorficzny pomiędzy jadeitem (NaAlSi2O6) a egirynem (NaFe3+Si2O6) (Fig. 4). Ta podgrupa piroksenów zwykle charakteryzuje się rozległym roztworem stałym z piroksenami Ca (diopsyd, hedenbergit, augit). Jeśli Ca w miejscu Y przekracza 20%, minerał jest uważany za piroksen sodowo-wapniowy, który jest określany jako omfacyt, gdy jest bogaty w Al i jako aegiryno-augit (gdy jest bogatszy w Fe3+). Jeśli zawartość Ca w Y przekracza 80%, minerał należy do czworoboku piroksenu (zob. Fig. 3).

Właściwości piroksenów omówione zostaną na przykładzie augitu majacego spośród nich najistotniejszą rolę skałotwórczą oraz diallagu.

Klasyfikacja piroksenów Na i Na-Ca
Fig. 4. Klasyfikacja i nomenklatura piroksenów Na i Na-Ca; autor: Geology is the Way (2023), za Morimoto (1989) i Deer et al. (1992)
AUGIT
(Ca,Na,Mg,Fe2+,Al,Ti)2[(Si,Al)2O6]
Augit
Fig. 5. Tabliczkowe i krótkosłupowe kryształy augitu w andezycie; Rwanda; Fot.: Didier Descouens, licencja: CC BY-SA 4.0

CECHY MAKROSKOPOWE:

  • Postać kryształów: augit krystalizuje w układzie jednoskośnym.
  • Pokrój kryształów: bardzo grubotabliczkowy lub bardzo krótkosłupkowy, nieraz prawie izometryczny.
  • Barwa: przeważnie czarna, niekiedy o odcieniach jaśniejszych szarawych lub brunatnawych.
  • Połysk: szklisty, ziemisty.
  • Rysa: szara.
  • Twardość: 6,0.
  • Łupliwość: doskonała, charakterystyczną cechą jest możliwe do zaobserwowania pod mikroskopem, występowanie dwóch płaszczyzn łupliwości krzyżujących się pod kątem 87°.
  • Gęstość: 3,2-3,6 g/cm3.

WYSTĘPOWANIE

Augit jest bezwodnym glinokrzemianem wapnia, magnezu, żelaza dwu- i trójwartościowego oraz glinu. Część jonów magnezowo-żelazawych jest podstawiona jonami żelazowymi i tytanowymi, a wapń może być częściowo podstawiony sodem. Ogniwa o odmiennym składzie traktowane są jako osobne odmiany, a nawet minerały np. augit zwyczajny, augit diopsydowy (diallag). Augit jest pospolitym składnikiem wielu skał magmowych, takich jak gabra, dioryty oraz bazalty i andezyty. W skałach ulega on przeobrażeniu w minerały z grupy amfiboli. W glebach występuje stosunkowo rzadko, ponieważ łatwo ulega rozpuszczeniu i wymyciu. Sporadycznie występuje tu w postaci nieregularnych, pojedynczych ziarn. Zależnie od warunków środowiska, przechodzić może w wodorotlenek żelaza, getyt, hematyt, oprócz tego montmorillonit, wermikulit, chloryt, uwalniając w trakcie wietrzenia wiele cennych składników pokarmowych dla roślin.

Augit
Fig. 6. Duży kryształ augitu w andezycie; kamieniołom w Górze Wdżar (pieniński pas skałkowy)
DIALLAG
Ca(Mg,Fe)[Si2O6]
Diallagi i plagioklazy w gabrze diallagowym
Fig. 7. Diallagi i plagioklazy w gabrze diallagowym, masyw Braszowic-Brzeźnicy (Przedgórze Sudetów)

Diallag jest magnezową odmianą augitu. Charakteryzuje się nieco prostszą od augitu zwyczajnego budową chemiczną, oraz bardziej zielonawym zabarwieniem i połyskiem zbliżonym do jedwabistego lub perłowego (niekiedy nawet metalicznego) (Fig. 7). Diallag występuje pospolicie w skałach magmowych, jest np. głównym składnikiem gabr diallagowych.

Bibliografia

Cameron M., Papike J.J., 1981. Structural and chemical variations in pyroxenes. American Mineralogist, 66(1-2), 1-50.
Cloutis E.A., Gaffey M.J., 1991. Pyroxene spectroscopy revisited: Spectral-compositional correlations and relationship to geothermometry. Journal of Geophysical Research: Planets, 96(E5), 22809-22826.
Geology is the Way., 2023. Pyroxene. Monoclinic, orthorombic. URL: https://geologyistheway.com/minerals/pyroxene-group/
Lindsley D.H., 1983. Pyroxene thermometry. American Mineralogist, 68(5-6), 477-493.
Morimoto N., 1989. Nomenclature of pyroxenes. Mineralogical Journal, 14(5), 198-221.

Minerały główne skał magmowych


Tomasz Bartuś



Krzemiany wyspowe stanowią najprostsze związki w grupie minerałów krzemianowych. Zawierają one nie połączone ze sobą tetraedry [SiO4]4-. Wśród krzemianów wyspowych występuje wiele ważnych minerałów skałotwórczych.

OLIWIN
(Mg,Fe)2[SiO4]
Oliwin
Fig. 1. Ksenolit oliwinowy w bazalcie; Lutynia, metamorfik Lądka-Śnieżnika (Sudety)

Oliwiny stanowią grupę minerałów będących składnikami skał magmowych masywnych i niedosyconych krzemionką. Tworzą one szereg kryształow mieszanych o ogólnym wzorze (Mg,Fe)2[SiO4], którego skrajnymi członami są forsteryt - Mg2[SiO4] i fajalit - Fe2[SiO4]. Oliwin właściwy (chryzolit) zawiera od 70 do 90% mol. forsterytu oraz 10 do 30% mol. fajalitu.

CECHY MAKROSKOPOWE:

  • Postać występowania: wszystkie oliwiny krystalizują w układzie rombowym, makroskopowa postać kryształów jest rzadko widoczna, gdyż z reguły występują jedynie osobniki wrosłe.
  • Pokrój kryształów: grubotabliczkowy lub krótkosłupkowy, nieraz prawie izometryczny.
  • Barwa: u oliwinów właściwych bardzo charakterystyczna, oliwkowozielona, niekiedy z odcieniem lekko żółtawym. Silniej żelaziste odmiany bywają ciemniejsze, aż do oliwkowobrunatnych.
  • Połysk: szklisty, tłustawy.
  • Rysa: szara.
  • Twardość: 6,5-7,0.
  • Łupliwość: słaba, często prawie niedostrzegalna.
  • Gęstość: 3,3 g/cm3.

WYSTĘPOWANIE

Oliwiny stanowią łatwo wietrzejący składnik skał magmowych zasadowych takich jak bazalt, gabro oraz ultrazasadowych, takich jak dunit i perydotyt. Oliwiny są minerałami mało odpornymi chemicznie. Już w warunkach magmowych ulegają często wtórnym przeobrażeniom, przechodząc przeważnie w agregaty piroksenów, amfiboli, magnetytu lub innych minerałów. Przemiany zachodzące w oliwinach pod wpływem pary wodnej prowadzą do rozkładu, którego produktami są minerały z grupy serpentynu oraz magnezyt, chalcedon i inne. Mała odporność oliwinów na wietrzenie powoduje, że minerały te nie występują w skałach osadowych ani w glebach.

GRANATY
(Mg,Fe)3Al2[SiO4]3
Granaty
Fig. 2. Granaty w pegmatycie, eratyk skandynawski

Granaty stanowią dużą grupę minerałów izostrukturalnych (tzn. wykazujących bardzo podobną budowę, lecz różniących się składem chemicznym), będących krzemianami metali dwuwartościowych (wapnia, magnezu, żelaza, manganu) i trójwartościowych (żelaza, glinu, chromu). Należą do grupy krzemianów wyspowych (zawierają nie połączone ze sobą tetraedry [SiO4]4-). Największe znaczenie skałotwórcze mają granaty właściwe.

CECHY MAKROSKOPOWE:

  • Postać występowania: wszystkie granaty krystalizują w układzie regularnym.
  • Pokrój kryształów: kryształy izometryczne, najczęściej w postaci dwunastościanu rombowego.
  • Barwa: różna w zależności od składu chemicznego - granaty właściwe mają barwę czerwoną, czasami krwistoczerwoną, częściej wiśniowoczerwoną, nieraz z odcieniem lekko liliowym lub brunatnawym. Inne minerały tej grupy mogą mieć barwy od żółtych, żółtawobrunatnych i zielonobrunatnych, przez szmaragdowozielone, czerwone aż po prawie czarne.
  • Połysk: szklisty lub tłusty, niekiedy zbliżony do diamentowego.
  • Rysa: biała.
  • Twardość: 6,5-7,5.
  • Łupliwość: niewyraźna.
  • Gęstość: 3,5-4,4 g/cm3.

WYSTĘPOWANIE

Granaty występują w skałach metamorficznych, takich jak łupki granatowomikowe, łupki granatowochlorytowe, granulity, eklogity i inne. W skałach magmowych obecne są jako składnik akcesoryczny (np. w granitach, fonolitach). Granaty wykazują dużą odporność na wietrzenie, dzięki czemu mogą gromadzić się w okruchowych skałach osadowych (granatowe piaski plażowe). Dzięki dużej twardości stosowane są w produkcji materiałów ściernych. Niektóre odmiany używane są w jubilerstwie jako kamienie półszlachetne.

Geostrada Sudecka. Przewodnik geologiczny. Tom 1 Geostrada Sudecka. Przewodnik geologiczny. Tom 2 Geostrada Sudecka. Przewodnik geologiczny. Tom 3
 
 

Materiały wstępne

 
 
 
 
 
 
Tabela geochronologiczna (upr.) b/w
 
dokument pdf
Tabela geochronologiczna (upr.) basic colours
 
dokument pdf
Tabela geochronologiczna (upr.) full colours
 
dokument pdf
Tabela geochronologiczna
 
 
 

Skały magmowe

 
 
Klasyfikacja skał magmowych
 
dokument pdf
Skały magmowe (prezentacja)
 
Główne minerały:
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Krzemiany_wyspowe (oliwiny, granaty, topaz)
 
 
 
 
 
 
 
 
Skały plutoniczne:
 
 
 
 
Granitoidy (granit, granodioryt, tonalit)
 
 
 
 
 
 
 
 
Skały wulkaniczne:
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Skały żyłowe:
 
 
 
 
Aplity, lamprofiry
 
 
 
 
..

Skały osadowe

 
 
Główne minerały:
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Minerały skał osadowych
 
 
 
 
 
Skały okruchowe
 
 
 
 
 
 
 
Struktury sedymentacyjne skał okruchowych - prezentacja
 
Skały węglanowe
 
Wapienie (wstęp)
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Skały krzemionkowe
 
Martwice krzemionkowe i gejzeryty
 
 
Rogowce (radiolaryty, gezy, spongiolity)
 
 
Opoki
 
 
 
 
 
 
Ewaporaty
 
 
 
 
Skały alitowe, fosforanowe
 
 
 
 
 

Skały metamorficzne

 
 
Główne minerały:
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
epidot
 
 
Wstęp do metamorfizmu, minerały, struktury i tekstury - materiały do ćwiczeń
 
dokument pdf
Wstęp do metamorfizmu, minerały, struktury i tekstury - prezentacja
 
 
dokument pdf
Produkty metamorfizmu regionalnego
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Produkty ultrametamorfizmu
 
 
 
 
Produkty metamorfizmu termicznego
 
 
Skarny
 
 
Hornfelsy
 
 
 
 
Produkty dynamometamorfizmu
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Produkty metamorfizmu impaktytowego
 
 
 
 
 
 
Materiały do ćwiczeń cz. II
 
dokument pdf
Prezentacja Metamorfizm II
 
dokument pdf

Wyniki kolokwium

 
 
kolokwium ze skał OSADOWYCH (22.01.2018)
 
Wszystkie