Przewodnik do ćwiczeń z geologii - ebook

Przedmowa do wydania trzeciego

Po dziewięciu latach oddajemy Czytelnikom trzecie, poprawione i uzupełnione wydanie Przewodnika do ćwiczeń z geologii. Podręcznik, przeznaczony dla studentów szkół wyższych, w których programach nauczania znajduje się geologia, spełnił chyba oczekiwania, o czym świadczą cztery jego dodruki w ciągu ostatnich ośmiu lat. W tym czasie Autorzy mieli możność skonfrontować treści podręcznika ze zmieniającym się programem studiów na różnych kierunkach przyrodniczych wyższych uczelni, jak również z najnowszymi trendami w geologii i nowymi metodami w niej stosowanymi. Konfrontacja ta pociągnęła za sobą konieczność modyfikacji treści i rozszerzenia materiału o tematy nieobecne w drugim wydaniu.

W ciągu dziewięciu lat nie nastąpiły w geologii żadne radykalne zmiany, jednak utrwaliły się nowe kierunki, które wcześniej nie były jeszcze ugruntowane. Dotyczą one przede wszystkim klasyfikacji świata zwierząt, w tym zwierząt wymarłych, jak też metodyki prac terenowych i kameralnych. Zmianie uległa też i tabela stratygraficzna, która co prawda w podręczniku jest wykorzystywana rzadko, jednak wszystkie nazwy jednostek używane w tekście i ich wiek muszą odpowiadać współczesnym standardom.

To wszystko spowodowało, że Autorzy, w porozumieniu z Wydawnictwem Naukowym PWN zdecydowali się na trzecie wydanie książki, w którym znalazły się konieczne uzupełnienia i korekty. Większość informacji zawartych w książce ma znaczenie uniwersalne i nie wymagała zdecydowanych ingerencji w ich treść. Największe, choć niezbyt wielkie zmiany, dotyczą systematyki świata zwierzęcego, co doprowadziło do zmiany kolejności w niektórych rozdziałach. Wymagał tego stan współczesnej wiedzy, szczególnie na temat stromatoporoidów i koralowców denkowych. Zmiany poczynione zostały również w części dotyczącej elementów kartografii i tektoniki, co ma związek z wprowadzeniem nowych metod w zbieraniu i opracowywaniu danych geologicznych. Jednak zasadnicza treść i układ podręcznika nie zostały zmienione, gdyż zawarte w nim informacje mają charakter uniwersalny i od dawna ugruntowany, układ zaś odpowiada generalnie kolejności omawiania zagadnień geologicznych w trakcie ćwiczeń na różnych wydziałach przyrodniczych wyższych uczelni.

Autorzy mają nadzieję, że po wprowadzeniu zmian podręcznik będzie mógł być wykorzystywany jeszcze wszechstronniej niż do tej pory.Wstęp

Celem Autorów przewodnika jest zaprezentowanie podstawowych zagadnień z dziedziny geologii, zwłaszcza geologii dynamicznej, historycznej i kartografii geologicznej, w formie przekazywanej na ćwiczeniach z geologii, będących praktycznym poszerzeniem wiadomości nabytych na wykładach z tego przedmiotu na wydziałach przyrodniczych uczelni wyższych. Przewodnik ma być uzupełnieniem podręczników Geologia dynamiczna oraz Geologia historyczna i ma nauczyć samodzielnego rozwiązywania podstawowych problemów geologicznych. Autorami przewodnika są pracownicy naukowi Pracowni Geologii (Wydziału Nauk Geograficznych) Uniwersytetu Łódzkiego i Państwowego Instytutu Geologicznego.

Przewodnik podzielono na działy zgodnie z programem nauczania geologii w wyższych uczelniach. Będzie on odpowiedni dla studentów geologii, geografii, ochrony środowiska, biologii, archeologii, geofizyki i wszystkich, którzy niezależnie od zakresu studiów chcą poszerzyć swą wiedzę z geologii.

Książkę podzielono na 16 rozdziałów poświęconych poszczególnym zagadnieniom. Na końcu każdego rozdziału zamieszczono ćwiczenia. Nauczyciel akademicki, w zależności od potrzeb, może wybrać odpowiednie zagadnienia i na ich podstawie realizować ćwiczenia z geologii dynamicznej, historycznej lub kartografii geologicznej. Zakres nauczania geologii w różnych uczelniach na tych samych wydziałach jest różny. Każdy nauczyciel akademicki będzie mógł użytkować przewodnik w zależności od rodzaju okazów geologicznych, którymi dysponuje.

W podręczniku tego rodzaju trudno o propozycje typowych ćwiczeń ze wszystkich zagadnień w nim prezentowanych. Rozpoznawanie minerałów polega na znajomości ich cech diagnostycznych, skał – na znajomości ich składu i budowy wewnętrznej. Część przewodnika, która dotyczy skał i minerałów, jest więc poświęcona prezentacji głównych ich cech rozpoznawczych.

Poznawanie historii Ziemi wymaga znajomości skamieniałości. Wiele gatunków można rozpoznać tylko badając je pod mikroskopem. W przewodniku są przedstawione jednak głównie ilustracje skamieniałości, które pomogą w ich makroskopowym rozpoznawaniu.

Inaczej rzecz się ma z rozpoznawaniem struktur geologicznych. Można polecić rozwiązywanie samodzielne ćwiczeń w celu wyrobienia u studentów wyobraźni przestrzennej. Zdobywając odpowiednią praktykę, można nauczyć się wyznaczania biegu i upadu powierzchni, osi struktur geologicznych i innych elementów tektoniki.

Przedstawiony studentom przewodnik jest niejednorodny pod względem formy przekazu i wiadomości. Ta niejednorodność jest jak najbardziej zamierzona. Mamy nadzieję, że właśnie ona będzie dla studentów ułatwieniem w zrozumieniu trudnych niekiedy zagadnień dotyczących budowy i historii Ziemi.

Autorzy pragną podziękować Pani dr hab. Danucie Zdebskiej z Uniwersytetu Jagiellońskiego oraz Pani dr Danucie Olszewskiej-Nejbert i Panu dr. Krzysztofowi Nejbertowi z Uniwersytetu Warszawskiego za krytyczną weryfikację tekstu, a Pani mgr Zofii Balwierz z Uniwersytetu Łódzkiego za pomoc w gromadzeniu materiału ilustracyjnego.

Miłym obowiązkiem Autorów jest również podziękowanie Pani redaktor Katarzynie Włodarczyk-Gil za ogromny wkład pracy w redakcję trzeciego wydania podręcznika.

Książka ta nie mogłaby powstać, gdyby nie życzliwość naszych Najbliższych, którzy zgodzili się na czasową zmianę ważności priorytetów. Bardzo im za to dziękujemy.1 Budowa, postać i skład chemiczny minerałów

Podstawowym budulcem skał na Ziemi, a tym samym całej skorupy ziemskiej, są minerały. Minerał najczęściej definiuje się jako pierwiastek lub związek chemiczny powstały w sposób naturalny i pozostający w normalnych warunkach w stałym stanie skupienia, mający budowę krystaliczną. Oznacza to, że minerał ma ściśle określony skład chemiczny oraz uporządkowaną budowę wewnętrzną. Jego powstanie wynika z naturalnych procesów geologicznych przebiegających na powierzchni lub w głębi Ziemi. Z grona minerałów wyklucza się krystaliczne substancje mineralne budowane przez organizmy zwierząt i roślin. Z geologicznego punktu widzenia minerałami nie są także różnego rodzaju substancje syntetyczne wykorzystywane we współczesnej gospodarce, takie jak diament syntetyczny, cyrkonia (ZrO₂) lub kwarc syntetyczny, mający zastosowanie w elektronice.

Niektóre występujące w przyrodzie substancje, zaliczane tradycyjnie do minerałów, nie spełniają wszystkich warunków definicji. Należy do nich m.in. rtęć rodzima, która w normalnych warunkach jest cieczą i nie ma budowy krystalicznej. Niektóre odmiany opalu, pomimo że są ciałem stałym, również nie mają uporządkowanej budowy wewnętrznej. Takie substancje są zaliczane do mineraloidów, określanych także jako substancje mineralne.

Obecnie znamy ok. 4100 minerałów. Tylko nieliczne spośród nich odgrywają znaczącą rolę w budowie skorupy ziemskiej (tab. 1). Określa się je jako minerały skałotwórcze. Do grupy tej należy, w zależności od przyjętego kryterium, od kilkudziesięciu do ok. 250 minerałów. Niektóre z nich, jak kwarc, skalenie i granaty, mogą występować w różnych typach genetycznych skał. Inne wchodzą w skład tylko jednego typu skał, np. leucyt – magmowych, halit – osadowych, grafit – metamorficznych, a w pozostałych typach skał bądź nie występują w ogóle, bądź pojawiają się tylko w ściśle określonych, wyjątkowych warunkach.

Tabela 1. Udział ważniejszych grup minerałów w budowie skorupy ziemskiej (wg P. Ramdohra i H. Strunza, 1967, uzupełnione)

+-----------------------------------+----------------------------------------+
| Minerały | Udział w budowie skorupy ziemskiej w % |
+-----------------------------------+----------------------------------------+
| Skalenie | 57,9 |
| | |
| w tym: | |
| | |
| plagioklazy | 40,2 |
| | |
| skalenie potasowe | 17,7 |
+-----------------------------------+----------------------------------------+
| Pirokseny | 12,0 |
+-----------------------------------+----------------------------------------+
| Oliwiny | 2,6 |
+-----------------------------------+----------------------------------------+
| Amfibole | 1,7 |
+-----------------------------------+----------------------------------------+
| Kwarc | 12,6 |
+-----------------------------------+----------------------------------------+
| Łyszczyki | 3,6 |
+-----------------------------------+----------------------------------------+
| Minerały ilaste | 1,1 |
+-----------------------------------+----------------------------------------+
| Magnetyt i hematyt | 3,5 |
+-----------------------------------+----------------------------------------+
| Kalcyt | 1,5 |
+-----------------------------------+----------------------------------------+
| Apatyt | 0,6 |
+-----------------------------------+----------------------------------------+
| Pozostałe | 2,9 |
+-----------------------------------+----------------------------------------+

Z ekonomicznego punktu widzenia bardzo duże znaczenie mają minerały będące surowcami. Wśród nich wyróżniane bywają minerały rudne, będące źródłem metali, np. galena, sfaleryt, chalkopiryt, złoto rodzime. Zastosowanie w gospodarce znalazło również wiele minerałów skałotwórczych, np. kwarc, skalenie, kaolinit, magnetyt, hematyt, fluoryt.

Nieformalny charakter ma wyróżnianie tzw. kamieni szlachetnych i ozdobnych. Kamienie szlachetne to minerały o wysokiej twardości (ponad 7 w skali Mohsa), wykorzystywane do wyrobu biżuterii i ozdób, np. diament, korund, topaz, beryl. Minerały i mineraloidy, które nie spełniają tego warunku (twardość do 7) oraz liczne skały, są zaliczane do kamieni ozdobnych, np. agat, opal, malachit, turkus, serpentynit, marmur, jaspis.

Systematyka minerałów opiera się na składzie chemicznym (tab. 2) i budowie krystalicznej. Zgodnie z systemem zaproponowanym przez Hugona Strunza wyróżnia się dziewięć klas minerałów, od najprostszych pod względem chemicznym pierwiastków rodzimych do najbardziej złożonych krzemianów oraz związków organicznych.

Największe znaczenie skałotwórcze mają krzemiany i glinokrzemiany, na które przypada łącznie ponad 80% objętości skorupy ziemskiej. Mają one bardzo złożony skład chemiczny, ze względu na częste występowanie diadochii jonowej.

Diadochia jonowa to zjawisko wzajemnego zastępowania się jonów o podobnych rozmiarach w sieci krystalicznej. Sprawia ona, że skład chemiczny wielu minerałów zawiera się w ściśle określonym przedziale. W większości minerałów wykazujących diadochię jonową wyróżnia się tylko ogniwa krańcowe, a granicę pomiędzy nimi ustala się na proporcji 50% molowych obydwu składników. Najbardziej znanym wyjątkiem są plagioklazy (skalenie sodowo-wapniowe), dla których wyróżnia się, poza ogniwami krańcowymi, tj. albitem i anortytem, także cztery pośrednie (oligoklaz, andezyn, labrador i bytownit). Analogiczne ogniwa pośrednie wyznacza się także w szeregach amfiboli, oliwinów, piroksenów i innych minerałów. Ze względu na zmienność składu chemicznego minerały, w których zachodzi zjawisko diadochii jonowej, określa się jako kryształy mieszane.

Tabela 2. Systematyka minerałów

---- ----------------------------------------------------- ------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------
Klasa Przykładowe minerały
1. Pierwiastki rodzime złoto rodzime, antymon rodzimy, siarka rodzima, platyna rodzima, żelazo rodzime, diament, grafit
2. Siarczki i pokrewne (selenki, tellurki, arsenki...) galena, sfaleryt, piryt, chalkopiryt, antymonit, cynober, nikielin, arsenopiryt, kobaltyn, realgar
3. Halogenki halit, sylwin, karnalit, kryolit, fluoryt
4. Tlenki i wodorotlenki goethyt, chromit, magnetyt, korund, hematyt, kwarc, kupryt, ilmenit, kasyteryt, wolframit, rutyl
5. Węglany, azotany i borany kalcyt, aragonit, dolomit, syderyt, magnezyt, malachit, azuryt, cerusyt, boraks
6. Siarczany, molibdeniany, chromiany, wolframiany gips, anhydryt, baryt, celestyn, anglezyt, krokoit, wulfenit, szelit
7. Fosforany, arseniany, wanadany apatyt, turkus, monacyt, wanadynit, wiwianit, waryscyt
8. Krzemiany (i glinokrzemiany) oliwiny, granaty, cyrkon, dysten, topaz, beryl, skaleniowce, turmaliny, zeolity, pirokseny, amfibole, talk, biotyt, skalenie
9. Związki organiczne humboldtyn, weddelit, ewenkit
---- ----------------------------------------------------- ------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------

W warunkach terenowych rozpoznawanie minerałów metodami chemicznymi jest bardzo utrudnione. Jedyną powszechnie stosowaną metodą chemiczną jest identyfikacja węglanów przy użyciu słabego (5–10% wag.) wodnego roztworu kwasu chlorowodorowego (solnego). Można w tym celu wykorzystać również inne kwasy, mocniejsze od węglowego, np. azotowy lub siarkowy, ale wymaga to zachowania szczególnej ostrożności. Niektóre węglany rozkładają się pod wpływem kwasu, uwalniając duże ilości gazowego CO₂, który powoduje intensywne spienienie się roztworu (tzw. burzenie).

CaCO₃+ 2HCl → CaCl₂ + H₂O + CO₂^(↑)

Kwas solny może także posłużyć do identyfikacji galeny (PbS). W reakcji galeny z HCl uwalnia się siarkowodór – gaz o bardzo charakterystycznym zapachu zgniłych jaj. Do rozpoznania dolomitu można wykorzystać roztwór alizaryny, który w reakcji z tym minerałem zabarwia się na kolor pomarańczowoczerwonawy.

Minerały mają uporządkowaną budowę wewnętrzną, czyli wszystkie ich elementy składowe, tj. atomy lub jony, są rozmieszczone w ściśle określony sposób, tworząc sieć przestrzenną (krystaliczną). Tak zbudowane ciała nazywa się kryształami (ryc. 1). Pojedyncze kryształy nie tworzą prawidłowo kątów wklęsłych. Kąty pomiędzy analogicznymi ścianami wykształconych kryształów danego minerału są zawsze jednakowe – we wszystkich kryształach tego minerału. Krystalizacja następuje z roztworów i stopów magmowych, z wodnych roztworów nasyconych lub z fazy gazowej (resublimacja).

Ryc. 1. Budowa kryształu halitu: a – sieć przestrzenna, b – model kulowy sieci, c – kryształ halitu; jasne kulki oznaczają aniony chloru, a ciemne kationy sodu

Z uporządkowanej budowy wewnętrznej wynikają ogólne właściwości minerałów (wykazują je również wszystkie inne ciała krystaliczne):

■ jednorodność chemiczna (ten sam skład chemiczny w każdej części kryształu),

■ izotropowość (jednorodność) fizyczna (jednakowe w całym krysztale wartości fizyczne skalarne, tj. gęstość, ciepło i temperatura topnienia),

■ możliwość występowania prawidłowej postaci zewnętrznej (tylko w przypadku swobodnego wzrostu kryształu, np. w pustej szczelinie skalnej, lub krystalizacji ze stopu magmowego),

■ anizotropowość właściwości fizycznych wektorowych (zróżnicowanie m.in. rozszerzalności cieplnej, twardości, łupliwości, kąta załamania światła i innych właściwości optycznych w zależności od kierunku w krysztale).

Najmniejszym powtarzalnym elementem sieci krystalicznej jest komórka elementarna (ryc. 2). Jej kształt stanowi podstawę do wyróżnienia 32 klas symetrii i 7 układów krystalograficznych. Matematyczny opis kształtu komórki elementarnej wymaga wpisania jej w trójosiowy układ współrzędnych. Kąty pomiędzy osiami układu (α, β, γ) i stosunki pomiędzy odcinkami wyznaczonymi przez komórkę elementarną na poszczególnych osiach (a, b, c) pozwalają jednoznacznie scharakteryzować budowę wewnętrzną kryształu (tab. 3).

Ryc. 2. Parametry komórki elementarnej, wpisanej w trójosiowy układ współrzędnych

a, b, c – odcinki tożsamości; α, β, γ – kąty pomiędzy osiami układu

Tabela 3. Układy krystalograficzne

+---------------------------------------------------+------------------------------+-------------------------------------+-------------------------------------------------------------------+
| Układ krystalograficzny i typowe formy kryształów | Kształt komórki elementarnej | Minimalna liczba elementów symetrii | Przykładowe minerały krystalizujące w danym układzie |
+---------------------------------------------------+------------------------------+-------------------------------------+-------------------------------------------------------------------+
| Regularny | α = β = γ = 90° | 4L₃ | piryt, galena, sylwin, magnetyt, granaty, halit, diament |
| | a = b = c | | |
| | | | |
+---------------------------------------------------+------------------------------+-------------------------------------+-------------------------------------------------------------------+
| Tetragonalny | α = β = γ = 90° | L₄ | chalkopiryt, cyrkon, kasyteryt |
| | a = b ≠ c | | |
| | | | |
+---------------------------------------------------+------------------------------+-------------------------------------+-------------------------------------------------------------------+
| Rombowy | α = β = γ = 90° | 3L₂ | aragonit, baryt, oliwin, topaz, siarka, markasyt |
| | a ≠ b ≠ c | | |
| | | | |
+---------------------------------------------------+------------------------------+-------------------------------------+-------------------------------------------------------------------+
| Heksagonalny | α = β = 90°, | L₆ | kwarc α, beryl (np. szmaragd), apatyt, nefelin |
| | | | |
| | γ = 120° | | |
| | | | |
| | a = b ≠ c | | |
+---------------------------------------------------+------------------------------+-------------------------------------+-------------------------------------------------------------------+
| Trygonalny | α = β = 90°, | L₃ | kwarc β (np. morion, ametyst), kalcyt, dolomit, syderyt, turmalin |
| | | | |
| | γ = 120° | | |
| | | | |
| | a = b ≠ c | | |
+---------------------------------------------------+------------------------------+-------------------------------------+-------------------------------------------------------------------+
| Jednoskośny | α = γ = 90°, | P lub L₂ | ortoklaz, biotyt, muskowit, gips, niektóre pirokseny i amfibole |
| | | | |
| | β > 90° | | |
| | | | |
| | a ≠ b ≠ c | | |
+---------------------------------------------------+------------------------------+-------------------------------------+-------------------------------------------------------------------+
| Trójskośny | α ≠ β ≠ γ, | C lub brak elementów symetrii | dysten, mikroklin, plagioklazy |
| | | | |
| | a ≠ b ≠ c | | |
+---------------------------------------------------+------------------------------+-------------------------------------+-------------------------------------------------------------------+

Ryc. 3. Elementy symetrii w poszczególnych układach krystalograficznych (wg G. Gormaza i J. Casanovasa, zmienione)

a – układ regularny, b – układ tetragonalny, c – układ rombowy, d – układ heksagonalny, e – układ trygonalny, f – układ jednoskośny, g – układ trójskośny. Kwadraty oznaczają osie czterokrotne, trójkąty – osie trzykrotne, sześciokąty – osie sześciokrotne i elipsy – osie dwukrotne

W praktyce identyfikację układu krystalograficznego umożliwiają elementy ograniczające kryształ, tj. ściany, krawędzie i naroża oraz elementy symetrii kryształu (ryc. 2 i 3) – płaszczyzny symetrii (P), osie dwukrotne (L₂), trzykrotne (L₃), czterokrotne (L₄) i sześciokrotne (L₆) oraz środek symetrii (C).

Każdy układ krystalograficzny charakteryzuje się nie tylko określonym kształtem komórki elementarnej, ale także pewną minimalną liczbą elementów symetrii (w rzeczywistym krysztale może ich być więcej).

Każdy minerał występuje w charakterystycznych dla siebie postaciach krystalograficznych lub kombinacjach postaci wynikających z budowy sieci krystalicznej – może ich być po kilka, a nawet kilkanaście dla tego samego minerału. Halit i piryt mogą krystalizować w postaci sześcianu, magnetyt w postaci ośmiościanu, granaty zaś w postaci dwunastościanu rombowego lub dwudziestoczterościanu deltoidowego. Zdecydowanie częściej minerały skałotwórcze tworzą jednak postacie złożone, czyli tzw. kombinacje postaci, jak kwarc α o kryształach będących kombinacją słupa heksagonalnego i podwójnej piramidy heksagonalnej.

Prawidłowe zidentyfikowanie postaci krystalograficznej jest możliwe tylko w przypadku idealnie wykształconych kryształów, czyli mających wszystkie charakterystyczne dla nich elementy (ściany, naroża, krawędzie), a te należą do rzadkości. Takie kryształy mogą tworzyć się tylko wtedy, kiedy możliwe jest swobodne narastanie we wszystkich kierunkach. Dzieje się tak podczas wczesnej krystalizacji minerałów w stopie magmowym. Dobrze wykształcone kryształy może budować także gips, narastający w miękkiej, plastycznej glinie lub w luźnych osadach piaszczystych. Znacznie pospolitsze są kryształy narosłe, powstające na ścianach pustek, szczelin, pęcherzy gazowych, przystosowujące się podstawą do podłoża, i kryształy wrosłe, otoczone ze wszystkich stron innymi kryształami, o kształcie uwarunkowanym wielkością i formą wolnej przestrzeni, w której narastał kryształ.

Ryc. 4. Automorficzne, hipautomorficzne i ksenomorficzne wykształcenie składników w skale (wg A. Majerowicza i B. Wierzchołowskiego)

a – skalenie alkaliczne, b – biotyt, h – hornblenda, k – kwarc, p – plagioklazy

Podobieństwo rzeczywistego kryształu do idealnej postaci, w jakiej dany minerał krystalizuje, jest określane jako stopień automorfizmu. Zależy on od kolejności krystalizacji – im wcześniej (w stosunku do innych minerałów w skale) krystalizuje dany minerał, tym lepiej są wykształcone jego kryształy (ryc. 4). Ziarna o kształcie odpowiadającym idealnej postaci krystalograficznej nazywa się automorficznymi (idiomorficznymi), czyli własnokształtnymi. Ziarna ksenomorficzne (obcokształtne) mają formę uwarunkowaną wymiarami i kształtem wolnej przestrzeni, w której dane ziarno narastało. Nie można w nim wyróżnić żadnych prawidłowych ścian, krawędzi ani naroży. Pośrednią pozycję zajmują ziarna hipautomorficzne (hipidiomorficzne), tj. częściowo własnokształtne, w których jest zachowane dość znaczące podobieństwo do postaci idealnej. Stopień automorfizmu jest zazwyczaj zaliczany do cech budowy wewnętrznej, ale ze względu na odmienny sposób określania, tzn. niezależnie dla każdego minerału, powinien być traktowany jako typowa cecha morfologiczna.

W kryształach wrosłych można określić tylko ogólny zarys kształtu, czyli pokrój minerału (tab. 4). Pokrój bywa czytelny nawet wtedy, kiedy kryształ tkwiący w skale nie ma żadnych rozpoznawalnych elementów symetrii ani elementów ograniczających.

Pokrój można najprościej wyrazić stosunkiem pomiędzy wymiarami ziarna w trzech, wzajemnie prostopadłych kierunkach (a, b, c).

Identyfikację pokroju najlepiej jest przeprowadzić na podstawie ziaren położonych w narożach lub krawędziach analizowanej próbki, ponieważ istnieje wtedy możliwość oceny kształtu w dwóch lub trzech kierunkach. Nawet zupełnie płaska powierzchnia próbki dostarcza informacji o pokroju budujących ją minerałów. Wystarczy przeanalizować kształt przekrojów ziaren. Minerały o pokroju blaszkowym będą widoczne jako kreseczki bądź nieregularne plamki. Ziarna izometryczne będą zwykle tworzyły przekroje w postaci kwadratów, niezbyt wydłużonych prostokątów, trójkątów lub innych figur o zarysie zbliżonym do okręgu. Pokrój słupkowy można rozpoznać po dwóch rodzajach przekrojów: wydłużonych paskach lub trójkątach, jeśli minerał jest przecięty wzdłuż dłuższej osi, albo po niewielkich plamkach, jeśli minerał jest przecięty poprzecznie w stosunku do wydłużenia. W analizie pokroju nie wolno oprzeć się na jednym osobniku danego minerału, lecz należy przeanalizować ich możliwie jak najwięcej.

Niejednokrotnie zdarza się, że ta sama substancja chemiczna może tworzyć kryształy o zupełnie różnej budowie wewnętrznej. Zjawisko to określa się mianem polimorfizmu. Powstanie takiej, a nie innej odmiany polimorficznej jest uzależnione najczęściej od temperatury i ciśnienia podczas krystalizacji. Typowymi odmianami polimorficznymi krzemionki są kwarc α, kwarc β, trydymit i krystobalit; odmianami węglanu wapnia są trygonalny kalcyt i rombowy aragonit, węgla w postaci rodzimej: regularny diament i heksagonalny grafit. Obecność określonych odmian polimorficznych może stanowić przesłankę pomocną w określeniu warunków, w jakich powstawała dana skała (termometry i barometry geologiczne).

Przemiana danej odmiany polimorficznej w inną i produkt takiej przemiany noszą nazwę paramorfozy. Paramorfoza, np. kwarcu β po kwarcu α, jaka zachodzi wraz z ostygnięciem skały zawierającej kwarc poniżej granicznej temperatury 573°C, powoduje zmianę budowy krystalicznej z heksagonalnej na trygonalną, przy zachowaniu pierwotnej postaci zewnętrznej i składu chemicznego minerału. Zdarza się również, że w miejscu zajmowanym pierwotnie przez kryształ jednego minerału powstanie drugi, zupełnie inny minerał. Takie zjawisko to pseudomorfoza. Często spotyka się pseudomorfozy goethytu po pirycie, w których goethyt występuje w nietypowej dla niego sześciennej postaci, odziedziczonej po minerale pierwotnym. W tym konkretnym przypadku pseudomorfoza jest spowodowana postępującym wietrzeniem chemicznym pirytu, którego produktem jest m.in. właśnie goethyt.

Tabela 4. Pokroje minerałów

Pokrój

Wymiary

Kształt

Przykładowe minerały

Izometryczny

a ≈ b ≈ c

m.in. wszystkie kryształy układu regularnego

Tabliczkowy

a ≠ b ≠ c ≠a

skalenie, gips

Płytkowy

blaszkowy

a ≈ b > c

a ≈ b >>> c

miki

miki,

chloryty

pokrój płytkowy przyjmują zwykle kryształy układu jednoskośnego i trójskośnego

Listewkowy

a >>> b > c

plagioklazy (rzadko, zwykle mają pokrój tabliczkowy), anhydryt

Słupkowy

a ≈ b < c

kwarc β,

turmaliny,

amfibole

pokrój słupkowy przyjmują zwykle kryszały układu jednoskośnego, rombowego, trygonalnego i heksagonalnego

pręcikowy

igiełkowy

włóknisty

a ≈ b << c

a ≈ b <<< c

a ≈ b <<<< c

antymonit

epidot

chryzotyl

Kryształy mogą występować jako osobniki pojedyncze lub wielokrotne – zbliźniaczenia (bliźniaki) i zrosty. Osobniki wielokrotne są stosunkowo łatwe do identyfikacji, ponieważ w prawidłowo wykształconych pojedynczych kryształach występują wyłącznie kąty wypukłe, podczas gdy w zbliźniaczeniach i zrostach obecne są również kąty wklęsłe.

W zbliźniaczeniach poszczególne kryształy (części kryształu) są zorientowane zgodnie ze ściśle określonym dla danego minerału kierunkiem krystalograficznym. Wyróżnia się bliźniaki podwójne i wielokrotne (np. skalenie, markasyt), określane też jako polisyntetyczne. Bliźniaki tworzą często skalenie, gips, rutyl, piryt i wiele innych minerałów (ryc. 5). Zbliźniaczone kryształy w skałach można rozpoznać makroskopowo po różnym sposobie odbijania światła przez poszczególne składniki bliźniaka.

Ryc. 5. Charakterystyczne zbliźniaczenia

a – kalcytu, b – gipsu, c – fluorytu, d – rutylu, e – staurolitu, f – ortoklazu, g – plagioklazu

W zrostach poszczególne kryształy są zorientowane przypadkowo – niezależnie od budowy sieci krystalicznej. W ich skład, w przeciwieństwie do zbliźniaczeń, mogą wchodzić kryształy różnych minerałów. Zdarza się niekiedy, że nawet różne minerały łączą się ze sobą zgodnie z jakimś kierunkiem krystalograficznym. Powstałe wówczas zrosty określane są jako epitaksjalne, np. albitu z mikroklinem, znane z dolnośląskich pegmatytów.

Zrosty wielu ziaren tego samego, a niekiedy także różnych minerałów, mogą przybierać odmienne, charakterystyczne formy, znane jako skupienia minerałów. Wyróżnia się co najmniej kilkanaście typów skupień. Do pospolitszych należą szczotki krystaliczne, tworzone przez wiele kryształów narastających w przybliżeniu równolegle, np. na ścianach szczeliny skalnej. Bardzo podobne bywają druzy, powstające w efekcie narastania minerałów w nieregularnej pustce wewnątrz skały. Jeżeli wypełniana przez kryształy pustka ma obły kształt, nazywana jest geodą. Kryształy narosłe, budujące szczotki krystaliczne, geody i druzy często bywają bardzo dobrze wykształcone. W wąskich szczelinach skalnych, którymi migrują roztwory wodne różnych związków, mogą tworzyć się dendryty, tzn. gałązkowato narastające skupienia kryształów tlenków manganu. Dendryty łudząco przypominają liście paproci lub plechy glonów i przez osoby niedoświadczone bywają błędnie uznawane za skamieniałości. Wytrącanie minerałów z roztworów wodnych może skutkować powstawaniem skupień naciekowych, do których zalicza się: stalaktyty, stalagmity, stalagnaty, skupienia groniaste i nerkowate.

Liczne minerały występują w postaci charakterystycznych skupień ziarnistych: słupkowych, pręcikowych, igiełkowych, włóknistych, tabliczkowych, blaszkowych, promienistych, ziemistych i innych (ryc. 6). Forma skupienia może być w takich przypadkach pomocna w rozpoznaniu minerału, nawet jeśli tworzy on bardzo małe ziarna.

Ryc. 6. Charakterystyczne skupienia krystaliczne wybranych minerałów

a – ziarniste, np. kwarcu w kwarcycie, b – szczotka kryształów kwarcu, c – pręcikowe, promieniste epidotu lub turmalinu, d – blaszkowe muskowitu lub biotytu, e – oolitowe aragonitu, f – nerkowate malachitu lub goethytu, g – dendrytyczne związków manganu (psylomelanu) lub żelaza, h – naciekowe kalcytu (stalaktyty)

PYTANIA KONTROLNE

1. Czym różnią się minerały od mineraloidów?

2. Czy kamienie nerkowe są zbudowane z minerałów? Odpowiedź uzasadnij.

3. Wymień warunki, jakie musi spełnić substancja, aby mogła być zaliczana do minerałów.

4. Na czym polega różnica pomiędzy zbliźniaczeniami i zrostami?

5. W jaki sposób można przypisać kryształ do konkretnego układu krystalograficznego?

ĆWICZENIE

1. Które spośród wymienionych substancji zaliczysz do minerałów: samorodek złota, porcelana, kauczuk naturalny, kryształ diamentu, związek chemiczny rozpuszczony w wodzie mineralnej, beton, saletra amonowa (nawóz), sól kuchenna, szkło kryształowe, muszla ślimaka, tabletka witaminy C, smoła, róża pustyni, stal narzędziowa, węgiel drzewny, stearyna, żeliwo, ziarno piasku morskiego, bomba wulkaniczna, ruda cynku. Uzasadnij swój wybór.2 Właściwości fizyczne minerałów

Makroskopowe rozpoznawanie minerałów opiera się prawie wyłącznie na ich właściwościach fizycznych, które można zidentyfikować przy użyciu najprostszych przyrządów dostępnych w terenie. Wstępna analiza minerałów dotyczy ich właściwości optycznych (głównie barwa, zabarwienie, rysa, połyski, przezroczystość). Zróżnicowanie cech optycznych minerałów i mineraloidów wynika z ich różnej budowy wewnętrznej i składu chemicznego. Budowa krystaliczna decyduje o kącie załamania światła, pochłanianiu lub odbijaniu jakiejś części widma, a tym samym o barwie i zabarwieniu minerałów, ich przezroczystości, połysku i innych właściwościach.

Barwa jest cechą charakterystyczną minerału i niezależną od miejsca jego pochodzenia. Minerały mające barwę są określane jako idiochromatyczne (barwne), np. czarny grafit, mosiężny piryt, zielony malachit, niebieski azuryt, żółta siarka rodzima, złote złoto rodzime. Minerały bezbarwne (achromatyczne) nie mają żadnego charakterystycznego koloru. Minerały takie mogą być zupełnie bezbarwne i przezroczyste, jeżeli są zbudowane prawidłowo i nie mają domieszek. Zwykle jednak zawierają one różne domieszki, nadające im jakiś kolor. Określane są wówczas jako minerały zabarwione, czyli alochromatyczne, np. kwarc i korund.

Na barwę i zabarwienie minerałów wpływa zdolność pochłaniania różnych fragmentów widma światła białego. Minerały czerwone charakteryzują się pochłanianiem krótszych fal widma i przechodzeniem tylko najdłuższych, tj. czerwonych. Minerały nieprzezroczyste (metaliczne i półmetaliczne) zawdzięczają barwę światłu odbijanemu przez ich powierzchnię. Alochromatyczność jest spowodowana obecnością wrostków innych minerałów, inkluzji gazowych, defektów w sieci krystalicznej, pęknięć, śladowych ilości różnych pierwiastków, działaniem radioaktywności.

Liczne minerały, m.in. galena, chalkopiryt, charakteryzują się występowaniem tzw. barw naleciałych. W ten sposób określa się wtórne zabarwienie powierzchni minerału, powstające w efekcie wietrzenia.

Niektóre zabarwione minerały anizotropowe wykazują pleochroizm, tzn. mają różny kolor w zależności od kierunku, w jakim przechodzą przez nie promienie światła. Można dostrzec tę cechę, oglądając minerał z różnych stron. Kordieryt w zależności od kierunku widzenia będzie postrzegany jako niebieski lub żółty, beryl zaś jako niebieski lub zielononiebieski.

Barwę lub zabarwienie należy zawsze sprawdzać na świeżej powierzchni i w rozproszonym świetle dziennym. Unikać należy powierzchni zwietrzałych (z wyjątkiem opisu barw naleciałych) oraz bezpośredniego światła słonecznego i monochromatycznego światła sztucznego.

Odróżnienie minerałów barwnych od zabarwionych jest możliwe na podstawie rysy. Rysa jest to barwa sproszkowanego minerału. Minerały zabarwione, podobnie jak białe i bezbarwne, mają zawsze rysę białą lub jasnoszarą, natomiast minerały barwne mają rysę barwną, zgodną z barwą minerału (malachit, azuryt, siarka rodzima, magnetyt) lub odmienną (złotawy chalkopiryt ma rysę zielonkawoczarną, mosiężnozłoty piryt czarną, brunatny do czarnego hematyt – wiśniową). Rysę najwygodniej jest badać na płytce niepolerowanej, białej porcelany. Użycie porcelany ma sens jedynie dla minerałów o twardości poniżej 6, ponieważ twardsze minerały zarysują tylko porcelanę. W takim przypadku należy posłużyć się korundem lub narzędziem zbrojonym syntetycznymi diamentami, np. „diamentowym” pilnikiem lub wiertłem diamentowym i zdrapać odrobinę analizowanego minerału na kartkę białego papieru. W razie braku porcelanowej płytki tę samą procedurę, ale z użyciem kawałka kwarcu lub zwykłej stalowej igły, można zastosować także do badania bardziej miękkich minerałów. W terenie można w tym celu wykorzystać kawałek drobnoziarnistego, jasnego kwarcytu lub żyłę kwarcową. Badanie rysy minerałów białych i bezbarwnych mija się z celem, ponieważ będzie ona zawsze biała.

W systematyce skał magmowych stosuje się podział na minerały jasne (felsytowe) i ciemne (maficzne). Podział ten tylko tradycyjnie odnosi się do barwy lub zabarwienia. W rzeczywistości wyznacznikiem jest skład chemiczny. Minerały maficzne są bogate w magnez i żelazo bądź ich geochemiczne odpowiedniki, felsytowe zaś w krzem, glin, potas, sód i wapń.

Minerały bezbarwne są w zasadzie przezroczyste, ale drobne próżnie, banieczki gazu, spękania powodują zmętnienie i zanik przezroczystości – w efekcie kryształy przyjmują biały kolor. Minerały zabarwione również mogą być idealnie przezroczyste, ale wraz z intensywnością zabarwienia i grubością kryształu przezroczystość maleje. Ze względu na przezroczystość wyróżnia się minerały:

■ przezroczyste (kryształ górski, gips, halit, topaz); możliwe jest odczytanie pisma przez kryształ lub niezbyt gruby odłamek minerału;

■ półprzezroczyste (chalcedon, opal); przez cienką płytkę można rozpoznać zarysy przedmiotów;

■ przeświecające (skalenie); przez cienką płytkę przechodzi światło, ale nie można rozpoznać zarysów przedmiotów;

■ nieprzezroczyste (piryt, magnetyt); światło nie przechodzi nawet przez cienkie płytki. Minerały nieprzezroczyste mają zwykle połysk metaliczny lub są matowe.

Połysk jest właściwością powierzchni minerału związaną ze sposobem odbijania światła. Cecha ta może być różna w zależności od rodzaju powierzchni, np. inaczej mogą odbijać światło ściany kryształu, inaczej powierzchnie łupliwości lub powierzchnie przełamu. Wydziela się następujące typy połysku:

■ szklisty (zwyczajny) – kwarc (ściany), skalenie, oliwiny, kalcyt, dolomit, halit, granaty;

■ tłusty (bywa również określany jako woskowy) – powierzchnia przełamu kwarcu i siarki rodzimej, bursztyn;

■ perłowy – talk, niekiedy miki (serycyt) i inne minerały o blaszkowej budowie;

■ jedwabisty – chryzotyl, gips włóknisty i inne minerały o włóknistym pokroju;

■ żywiczny – minerały o wysokich współczynnikach załamania światła i żółtej barwie, np. siarka rodzima;

■ metaliczny – piryt, galena, chalkopiryt, markasyt, miedź rodzima, magnetyt oraz inne siarczki, siarkosole i metale rodzime;

■ półmetaliczny – grafit (minerały o połysku półmetalicznym mają najczęściej rysę intensywnie barwną, ale zdecydowanie jaśniejszą od minerałów o połysku metalicznym);

■ diamentowy – cynober, sfaleryt, cyrkon, diament;

■ matowy (brak połysku) – minerały ilaste, np. kaolinit.

Wraz z wietrzeniem intensywność połysku maleje aż do zupełnego zaniku. W związku z tym połysk należy określać na możliwie jak najświeższej powierzchni, a ponadto należy zaznaczyć, dla jakiej powierzchni kryształu zostało przeprowadzone badanie (czy jest to powierzchnia łupliwości, przełamu, czy ściana kryształu).

Minerały anizotropowe rozszczepiają wiązkę światła na dwie składowe (wynikające z podwójnego kąta załamania światła), tzw. promień zwyczajny i nadzwyczajny – dwójłomność. Przejawem dwójłomności jest „podwójne” widzenie przedmiotu przez płytkę minerału – najwyraźniejsze u kalcytu, ponieważ różnica pomiędzy obydwoma kątami załamania światła jest u niego szczególnie duża. Dwójłomność występuje we wszystkich minerałach przejrzystych, oprócz krystalizujących w układzie regularnym (izotropowych).

W przypadku nielicznych minerałów można wykorzystać inne specyficzne cechy optyczne. Należy do nich opalizacja (tęczowa gra kolorów występująca m.in. u opalu) oraz iryzacja, zwana też labradoryzacją (różnobarwne odblaski pojawiające się na ścianach i płaszczyznach łupliwości niektórych plagioklazów, spowodowane występowaniem bardzo drobnych wrostków, będących skutkiem odmieszania skaleni).

Wiele minerałów można jednoznacznie zidentyfikować na podstawie właściwości mechanicznych (twardość, łupliwość, przełam, oddzielność). Twardość jest definiowana jako odporność minerału na zarysowanie. Dokładne oznaczenie tej cechy wymaga zastosowania odpowiednich przyrządów – sklerometrów. W praktyce geologicznej badanie twardości przeprowadza się najczęściej w sposób uproszczony przez porównanie z minerałami wzorcowymi zestawionymi w dziesięciostopniowej skali (tab. 5), opracowanej w 1812 r. przez Friedricha Mohsa. Skala Mohsa ma charakter względny. Różnice twardości pomiędzy kolejnymi minerałami skali nie są jednakowe, więc twardości pośrednie określa się z dokładnością tylko do pół stopnia, tzn. że wszystkim minerałom o twardości pomiędzy np. 3 i 4 przypisujemy twardość 3,5.

Tabela 5. Skala twardości Mohsa (twardość bezwzględna wg Vickersa)

Twardość jest cechą charakterystyczną każdego minerału, ale bywa uzależniona od kierunku, stopnia zwietrzenia i ewentualnie budowy pasowej w kryształach mieszanych.

Różnice uwarunkowane kierunkiem lub budową pasową są na ogół tak małe, że nie zaznaczają się przy użyciu skali Mohsa, gdyż mieszczą się w przedziale jednego stopnia tej skali. Wyjątek stanowi dysten, którego twardość w zależności od kierunku waha się w granicach od 4 do 7. Na skutek wietrzenia twardość minerałów obniża się.