Opracował: Krzysztof Stolorz (

Krzysztof.Stolorz.89@gmail.com

)

na podstawie wykładów:

prof. dr hab. inż. Tadeusza Ratajczaka

- 1 -

Spis treści

Wykład I: Wprowadzenie

3

Metody badań skał

4

Wykład II: Procesy geologiczne, skały magmowe

5

Podział magm

6

Procesy krystalizacyjne (wstęp)

7

Wykład III: Krystalizacja magmy

8

minerały skałotwórcze skał magmowych

9

Wykład IV: Struktury i tekstury skał magmowych

10

Klasyfikacja skał magmowych

11

Wykład V: Klasyfikacja de Lapparta – Łuczyckiego

13

Wykład VI: Klasyfikacja de Lapparta – Łuczyckiego (c.d.)

15

Wykład VII: Występowanie skał magmowych w Polsce

17

Wykorzystanie skał magmowych, skały piroklastyczne

18

Wykład VIII: Skały osadowe

19

Klasyfikacja skał osadowych

22

Wykład IX: Skały okruchowe

22

Klasyfikacja skał okruchowych

23

Wykład X: Skały ilaste

25

Wykład XI: Skały pochodzenia organogenicznego i chemicznego (krzemionkowe) 28

Skały alitowe

31

Wykład XII: Skały węglanowe

32

Wykład XIII: Kopalne paliwa stałe

37

Skały metamorficzne

40

Literatura

46

- 2 -

Wykład I (03.03.2011)
Petrografia – jest nauką, która zajmuje się opisywaniem skał i wyjaśnianiem warunków 
powstawania i przeobrażenia.
Petrografia – opis skał, ich struktur i tekstur, a także właściwości użytecznych.
Petrologia – to wyjaśnienie przebiegu tworzenia się i przeobrażania skał.
Kosmopetrografia
Petrografia kamieni sztucznych(petrografia przemysłowa)

Skała – jest naturalnym zespołem minerałów wchodzących w skład skorupy ziemskiej, a 
powstałym w skutek określonego procesu geologicznego.
Procesy Endogeniczne – wewnątrz skorupy ziemskiej (związane z magmą).
Procesy Egzogeniczne – na powierzchni skorupy ziemskiej; procesy bardzo skomplikowane – 
czynniki atmosferyczne, hydrogeniczne.
Skały luźne i zwięzłe.
Petrografia zajmuje się układami polimineralnymi – fazowymi. Obszar jej zainteresowania 
obejmują także skały monomineralne, szkliwa wulkaniczne i kaustobiolity. Te ostatnie z 
pojęciem składu fazowego nie mają nic wspólnego.

Podział na skały magmowe, osadowe i przeobrażone został zaproponowany przez von Cotta w 
1862 r. Petrografia skał osadowych, szczególnie ilastych rozwijała się wolniej ze względu na 
bariery metodyczne.

Petrografia jest niezbędna z wielu przyczyn podstawowych(?) i praktycznych:

–

przesłanki przyrodnicze – identyfikacja skał, potrzebna do: geologii złóż, litologii, 
sedymentologii;

–

geofizyka – prospekcja na podstawie badań grawimetrycznych, sejsmicznych, 
magnetometrycznych;

–

cechy strukturalne i teksturalne, a także porowatość służą identyfikacji właściwości 
umożliwiających migrację mediów gazowych i ciekłych. Potrzebne do hydrologii i geologii 
ropy i gazu;

–

przeróbka mechaniczna;

–

poznanie właściwości fizycznych i mechanicznych, a także morfologii ziarn jest podstawą 
do określenia podatności na wiercenie, urabianie, planowanie kierunków robót górniczych, 
geologię inżynierską;

–

Przemysł mineralny.

Wielcy polscy petrografowie

Prof. Józef Morozewicz – opracowanie metodyki badań skał, badania eksperymentalne skał 
magmowych. Uczniowie: Pawica, Rozen, Kuźniar, Stefan Kreutz, a później prof. Gaweł, Jaskólski, 
Kuhl.

- 3 -

Metody badań skał

1. Terenowe – określenie cech makroskopowych, opróbowanie skal, czyli rodzaj skał, stopień 

ich zachowania, zmienności, przeobrażeń, zebrać odpowiedni ciężar próbki.

2. Laboratoryjne

a. Mikroskopowe:

- jakościowe;
- ilościowe;
- mikroskop polaryzacyjny i kruszcowy;
- identyfikacja minerałów;
- określenie wielkości ziarn;
- struktury i tekstury skał.

b. Mikroskop elektronowy:

- mikroskop scaningowy;
- mikroskop elektronowy;
- neutronografia.

c. Badania rentgenograficzne
d. Badania Derywatograficzne – możliwość badań w temperaturze w przedziale 20 – 

1000

o

C

e. Inne

Skład chemiczny

–

analizy krzemianów;

–

analiza elementarna węgli;

–

zawartość chlorków w ewaporatach;

–

zawartość metali ciężkich, toksycznych, promieniotwórczych

Granulometria
Rozkład uziarnienia.
Typ granulometryczny (litologiczny).

Struktura
Wskaźnik uziarnienia, właściwości użytkowe rozdzielenie na frakcje.

Rozdział na frakcje

- 4 -

Wykład II (10.03.2011)
Procesy geologiczne

Skały magmowe wpływają na skały otoczenia i wzajemnie skały otoczenia wpływają na skład 
magmy. Magma jest ciałem wielofazowym.

Skały Magmowe

Skały magmowe (ogniowe) – to skały, które powstały w wyniku zestalenia się magm jako 
ostateczny produkt łańcucha procesów magmowych.

Procesy te obejmują:

–

Generowanie, tworzenie się magm poprzez wytapianie;

–

Separację (oddzielanie);

–

Migrację (przemieszczanie);

–

Dyferencjację, ewolucję składu na skutek różnicowania warunków otaczających;

–

Zastygniecie (krzepniecie);

–

Solidyfikację (zestalanie).

Magma – gorący, mobilny stop powstały w naturalny sposób w głębi skorupy ziemskiej. Jest to 
gorąca, ruchliwa materia zbudowana z faz ciekłych, gazowych i stałych faz krystalicznych. 

- 5 -

Występuje ona w różnych stosunkach.

Lawa – magma po odgazowaniu, wzrasta jej lepkość i zastyga w postaci szkliwa.

Możliwe układy fazowe magm:

–

układ jednofazowy – tylko faza ciekła

1

;

–

układ dwufazowy – faza ciekła i gazowa lub stała;

–

układ trójfazowy – wszystkie fazy współwystępują (ciekła, stała i gazowa).

Podział magm ze względu na skład chemiczny:

–

Magmy krzemianowe;

–

Magmy węglanowe;

–

Magmy siarczkowe;

–

Magmy tlenkowe.

Główne składniki magm:
SiO

2

, Al

2

O

3

, MgO, FeO+Fe

2

O

3

, CaO, Na

2

O, K

2

O, H

2

O, TiO

2

.

Magmy ultrazasadowe – ubogie w krzemionkę, pozbawione alkaliów.
Magmy bazaltowe – zawiera 45 – 52% SiO

2

 i ok. 15% Al

2

O

3

.

Magmy obojętne (np. andezytowa) – zawierają 52 – 65% SiO

2

 , uboższe w CaO, FeO, MgO. Z 

minerałów ciemnych mogą występować biotyt i hornblenda.
Magmy kwaśne (granitowe) – zawierają ponad 65% krzemionki (SiO

2

).

Podział magm ze względu na :

–

Magmy pierwotne;

–

Magmy macierzyste;

–

Magmy pochodne.

Magmy pierwotne – stosunkowo wysokotemperaturowe jedno lub dwufazowe o mało 
zróżnicowanym składzie chemicznym.
Magmy macierzyste – magmy, które powstają w wyniku oddziaływania ognisk magmowych na 
ośrodki skalne.
Magmy pochodne – produkty magmowe, które są efektem dyferencjacji. Tego typu magmy mogą 
selektywnie opuszczać komorę i tworzyć samodzielne ciała intruzywne albo osiągać powierzchnię 
ziemi.

Skład magmy jest wypadkową:

–

Składu magmy i skał otaczających.

–

Rodzaju procesów dyferencjacji i warunków, w jakich one przebiegały.

Składniki lotne magmy:
OH, tlenki węgla, związki siarki, siarkowodór, amon, fluor, fluorowodór, chlor.

Gęstość magmy
Od 2,4 g/cm

3

 (magmy kwaśne) do 2,9 g/cm

3

 (magmy zasadowe).

Lepkość

1 Najprawdopodobniej magmami jednofazowymi były magmy pierwotne fest dawno temu.

- 6 -

Temperatura
Temperatura magmy jest różna i wynosi od 650 – 1250

o

C. Magmy zasadowe są gorętsze od 

kwaśnych magm.
Wyróżniamy następujące temperatury:

–

temperatura likwidusu – jest to temperatura, przy której krystalizują pierwsze minerały;

–

temperatura solidusu – stop ulega pełnemu skrystalizowaniu.

Ciśnienie
Ciśnienie magmy ma duży zakres. Dla głębokości 150 – 200 km ciśnienie wynosi 50 – 60 kbar.

Tworzenie się magm
Wytapianie równowagowe (dyferencjalne) – stop magmy przez cały czas pozostaje w kontakcie z 
minerałami tworzącymi substrat i w sposób ciągły reaguje z nimi.
Wytapianie frakcjonalne – kolejne porcje stopu są wydzielane cyklicznie. Nie wchodzą w reakcję 
z minerałami tworzącymi magmę.

Magma jest stopem skał:

–

górnego płaszcza Ziemi;

–

skorupy kontynentalnej;

–

subdukowanej skorupy oceanicznej.

Przemieszczanie magmy

Ta część magmy, która w formie niepłynnego residuum pozostaje na miejscu wytopienia 

nosi nazwę restytutu. W sytuacji kiedy dochodzi do oddzielenia się stopu (zazwyczaj kwaśnego) 
od substytutu powstają skały nazywane migmatytami. Są uważane za skały metamorficzne.

Materiał rezydualny w skałach granitowych z ciemnych minerałów – biotyt, cyrkon, 

granaty, hornblenda – są to szliry lub skiality.

Ksenolity – skały oderwane od ścian kanałów lub komór, którymi migrowała magma.

Procesy krystalizacyjne

 1. Dyferencjacja:

 a) krystalizacja równowagowa lub frakcjonalna;
 b) likwacja;
 c) dyfuzja;
 d) migracja składników lotnych.

 2. Asymilacja i kontaminacja.
 3. Mieszanie magm.

Krystalizacja główna → krystalizacja resztkowa

Etapy krystalizacji resztkowej:

1. Pegmatytowy;
2. Pneumatolityczny;
3. Hydrotermalny, w wyniku którego mogą powstać karbonatyty, sulfabiotyty.

- 7 -

Wykład III (17.03.2011)
Rosenbusch – pracował nad energią krystalizacji

Gibbs – termodynamika krystalizacji(?)

Wzór Bourna – Mayera(?)

Wczesna krystalizacja (od oliwinu) → Krystalizacja grawitacyjna → opadanie minerałów 
ciężkich na dno zbiornika → powstanie skał ultrazasadowych (perydotyty, dunity).

Etapy krystalizacji:
Krystalizacja główna – rozpoczynają ją minerały femiczne (pirogeniczne) oliwin, piroksen, 
następnie amfibole, miki, na końcu kwarc, który z tego powodu jest ksenomorficzny.

Krystalizacja resztkowa:

–

Etap pegmatytowy – powstają granity (temperatura 600 – 800

o

C).

–

Etap pneumatolityczny – powstają wówczas minerały hydratogeniczne (miki litowe, 
turmalin, beryl, kasyteryt, wolframit, molibdenit).

–

Etap hydrotermalny.

Asymilacja i kontaminacja

Asymilacja – oddziaływanie magmy na skały otaczające – rozluźnienie, roztapianie, przez co 
zmieniają swój skład chemiczny (np. węglany dysocjują w temperaturze 600 

0

C).

Kontaminacja – przyswajanie do magmy minerałów z otoczenia.

Krystalizacja magmy

Układ modelowy dla magmy jednoskładnikowej

Opis: 
Magma traci temperaturę ze stałą prędkością do osiągnięcia temperatury krzepnięcia – krzywa 1. 
Po osiągnięciu temperatury krzepnięcia temperatura się nie zmienia w czasie – prosta 2. Po 
wykrystalizowaniu wszystkich minerałów ze stopu, temperatura spada – krzywa 3. W przypadku 
erupcji temperatura spada ciągle – krzywa 4.

Najczęściej spotyka się magmy wieloskładnikowe.

Punkt Eutektyczny – temperatura, w której minerały mogą krystalizować równocześnie.

- 8 -

Niekongurentne topnienie składników – proces, w którym tworząca się faza ciekła różni się od 
poprzednio istniejącej fazy stałej np. skaleń potasowy może przejść w leucyt, klinoenstatyt w 
forsteryt i stop zasobny w krzemionkę.
Gdy skład magmy ma charakter izomorficzny, nie pojawia się punkt eutektyczny i mamy do 
czynienia z ciągłą seria reakcyjną. Dla określonych minerałów szeregu nie ma określonego punktu 
(temperatury) krystalizacji. W to miejsce pojawia się zakres – interwał. Efektem tego jest 
pojawienie się budowy pasowej lub zonalnej.

Podczas krystalizacji magmy mamy najczęściej do czynienia z regularnym następstwem 
wydzielania się minerałów. Tworzą one tzw szeregi reakcyjne. Każdy następny minerał w tym 
szeregu może pojawiać się w miejsce poprzednio utworzonego wskutek jego reakcji ze stopem. 
Procesy te przebiegają wówczas, kiedy powstałe (wykrystalizowane) minerały nie zostały usunięte 
ze stopu.
Ciągłe szeregi plagioklazów.
Nieciągłe szeregi oliwiny – pirokseny.

Przebieg krystalizacji magmy powoduje zjawisko odmieszania magmy (dyferencjacja) – powstają 
dwa stopy: lżejszy i cięższy magma krzemionkowa i inna (np. siarczkowa). Cechy:

–

Minerały mogą krystalizować pojedynczo lub grupowo.

–

Korozja magmowa – ponowne stopienie i rekrystalizacja.

–

Roztwory stałe mogą budować odmiany o budowie zonalnej.

–

Na etapie ochłodzenia magmy możliwe jest wydzielanie dużej ilości gazów.

Minerały użyteczne (np. magnetyt, chromit) mogą opadać grawitacyjnie w nisze zbiornika 
magmowego.

Minerały skałotwórcze

Minerały główne – są to minerały, z których skała zawiera co najmniej 10% objętości. Stosunki 
ich ilości decydują o miejscu skały w klasyfikacji.
Minerały poboczne – stałe składniki, których udział jest mniejszy niż skałotwórczych. Są to nie 
tylko minerały sialiczne, czasami minerały użyteczne: ilmenit, magnetyt, cyrkon. Ich obecność nie 
decyduje o miejscu skały w klasyfikacji.
Minerały akcesoryczne (dodatkowe) – rzadko występują w skałach magmowych. Ich obecność 
nie decyduje o odmianie skały, nie mówi się o paragenezie. Ich obecność w skale powoduje, że 
zostają podkreślone w nazwie np. turmalin w granicie = Granit turmalinowy.
Minerały charakterystyczne – minerały, które odznaczają się pewnymi charakterystycznymi 
cechami, które są efektem procesów geologicznych np. dwie miki w granicie (muskowit, biotyt) – 
Granit dwumikowy. Mogą to być też minerały, które nie występują typowo w skałach danego 
rodzaju np. hornblenda w gabrze.
Minerały pierwotne i wtórne – zróżnicowane procesy genetyczne. Pierwotne z krystalizacji, 
wtórne z przeobrażeń (procesy pneumatolityczne, hydrotermalne), minerały wietrzeniowe.

Skład chemiczny skał magmowych jest ściśle zależny od składu magmy.

- 9 -

Minerały skałotwórcze skał magmowych

Minerały główne

Akcesoryczne

Wtórne

Oliwin

Granaty

Epidot

Augit

Cyrkon

Serpentyn

Hornblenda

Tytanit

Chloryty

Muskowit

Kalcyt

Biotyt

Chalcedon

Skalenie Alkaliczne

Opal

Kwarc

Plagioklazy

Wykład IV (24.03.2011)
Struktury i tekstury skał magmowych

Wewnętrzna budowa skał

W 1904r. Grubenman wyróżnił struktury i tekstury. Przez strukturę i teksturę skały rozumie się 
przestrzenne stosunki składników skały i kryształów, minerałów, ich agregatów ziarnistych, a także 
masy wypełniającej.

Struktury – Stopień wykształcenia:

–

wielkość

–

kształt.

Tekstura:

–

sposób przestrzennego rozmieszczenia ziarn,

–

stopień wypełnienia przez nie przestrzeni.

Brytyjczycy wprowadzili termin „fabric”(ang. więźba), którym miano określać wszystkie cechy 
strukturalne, jak i teksturalne skały. Termin ten się nie przyjął. Brytyjczycy definiują teksturę i 
strukturę odwrotnie.

Określenie struktur i tekstur skał jest przydatne do:

–

wyjaśniania genezy skały;

–

ustalenia form jej występowania;

–

określenia miejsca w klasyfikacji;

–

określenia przydatności technologicznej.

Elementy budujące skały magmowe:

–

składniki mineralne;

–

szkliwo (niekrystaliczny, optycznie izotropowy schłodzony stop);

–

pory (puste przestrzenie).

- 10 -

Struktury skał magmowych

Podział struktur ze względu na krystaliczność:

–

holokrystaliczna (pełnokrystaliczna);

–

hipokrystaliczna (półkrystaliczna);

–

hialinowa ( holohialinowa, szklista).

Podział struktur ze względu na wielkość i wzajemne relacje między kryształami:

–

fanerokrystaliczna (równokrystaliczna):
–

grubokrystaliczna;

–

średniokrystaliczna;

–

drobnokrystaliczna;

–

afanitowa (skrytokrystaliczna):
–

mikrokrystaliczna;

–

kryptokrystaliczna (rekrystalizacja, odszklenie);

–

porfirowa – fanerokryształy w afanitowym cieście skalnym.

–

struktury równo i nierównokrystaliczne:
–

struktury fanerokrystaliczno – porfirowe.

Kształt kryształów:

–

kryształy euhedralne (automorficzne, idiomorficzne),

–

kryształy subhedralne (hipoidiomorficzne),

–

kryształy anhedralne (ksenomorficzne).

Struktura porfirowata – mały kontrast między wielkościami ziarn.
Występują czasami struktury specjalne np. pismowa w granicie.

Tekstury skał

Podział tekstur ze względu na ułożenie i rozmieszczenie składników:

–

tekstura bezkierunkowa (bezładna);

–

tekstura kierunkowa (np. fluidalna).

Podział tekstur ze względu na sposób wypełnienia przestrzeni:

–

tekstura zbita (masywna);

–

tekstura porowata (pęcherzykowa, pumeksowa, migdałowcowa, itp.).

Klasyfikacja skał magmowych
Są dwa kryteria klasyfikacji skal magmowych – genetyczne i mineralogiczno-chemiczne.

Kryterium genetyczne

Skały głębinowe:

–

skały hipabyssalne;

–

skały subwulkaniczne – powstałe w pobliżu powierzchni Ziemi;

–

skały wylewne (wulkaniczne);

–

utwory ekshalacyjne (np. salmiak);

–

skały piroklastyczne.

- 11 -

Kryterium mineralogiczno-chemiczne

Ze względu na zawartość minerałów maficznych M'

–

leukokratyczne M' < 35%;

–

mezokratyczne 35% < M' < 65%;

–

melanokratyczne 65% < M' < 90%;

–

ultramaficzne 90% < M'.

Skały melanokratyczne i ultramaficzne określa się czasem wspólnym mianem skał maficznych.

Ze względu na zawartość krzemionki

2

 (SiO

2

):

–

ultrazasadowe (ultrabazyty) – bardzo ubogie w krzemionkę, SiO

2

 < 45% wag. SiO

2

.

–

zasadowe (bazyty) – ubogie w krzemionkę, 45 – 52% wag. SiO

2

.

–

obojętne (pośrednie) – o umiarkowanej zawartości SiO

2

, 52 – 63% wag. SiO

2

.

–

kwaśne – zasobne w krzemionkę, SiO

2

 > 63% wag. SiO

2

.

Ze względu na stopień nasycenia krzemionką:

–

nienasycone SiO

2

;

–

nasycone SiO

2

 – występują skalenie i skaleniowce;

–

przesycone SiO

2

 – kwarc w formie wolnej.

Ze względu na nasycenie skały glinką (Al

2

O

3

):

–

peraluminiowe Al

2

O

3

 > Na

2

O + K

2

O + CaO;

–

metaaluminiowe Al

2

O

3

 < CaO + (Na

2

O + K

2

O);

–

subalumioniowe Al

2

O

3

 ≤ Na

2

O + K

2

O;

–

peralkaliczne Na

2

O + K

2

O > Al

2

O

3

.

Metoda CIPW (Cross, Iddings, Pirsson, Washington) – polega na przeliczeniu wyników analizy 
chemicznej  na hipotetyczny, bezwodny wzór – skład normatywny, różniący się od składu 
rzeczywistego – modalnego. Podaje, jakie minerały mogłyby się wykrystalizować w warunkach 
optymalnych.

Diagram TAS (Total Alkain Silca) – podaje zawartość alkaliów i rozróżnia skały na:

–

alkaliczne;

–

subalkaliczne (toleitowe – bazalty i bazaltoidy) zawierające glinokrzemiany + żelazo;
–

Ca – alkaliczne;

–

żelazowo-? zawierające Fe, Ti (magnetyt, ilmenit).

2 Chodzi o całkowitą zawartość krzemionki – nawet zawartej w krzemianach i glinokrzemianach.

- 12 -

Wykład V (31.03.2011)
Klasyfikacja de Lapparta – Łuczyckiego

8 klas (grup) skał. Nazwy są dwuczłonowe. Klasyfikacja określa też skały niekrzemianowe 
(skały hydrotermalne, fumarole).
1962 – Międzynarodowe zasady Klasyfikacji Skał Magmowych.
Skały plutoniczne – położenie w klasyfikacji jest zależne od składu ilościowego:

–

kwarcu – Q;

–

skaleni alkalicznych – A;

–

plagioklazów – P (Pl);

–

skaleniowców (foidów) – F.

Ze względu na zawartość minerałów maficznych (miki, amfibole, pirokseny, oliwiny) – M.

I. Skały o zawartości <90% minerałów maficznych (M = 0 – 90%)
II. Skały zawierające >90% minerałów maficznych (M = 90 – 100%) – ultramafity.

 
Klasyfikacja skal wylewnych jest oparta na wynikach analizy chemicznej – powstaje wówczas 
skład modalny (teoretyczny). Klasyfikacja jest oparta o te same minerały co klasyfikacja skał 
plutonicznych.

Podział skał magmowych

- 13 -

Charakterystyka skał.

I. Klasa Perydotytu
Skład mineralny:

–

minerały główne – oliwiny, piroksen;

–

minerały poboczne – amfibole, biotyt, minerały rudne; zawartość krzemionki <40%.

Skały należące do tej grupy:
Głębinowe:

–

Dunity – 80 – 100% oliwinu;

–

Perydotyty – 30 – 80% oliwinu;

–

Piroksenity – 30 – 10% oliwinu;

–

Hornblendyty – 10 – 0% oliwinu;

–

Biotytyty.

Wylewna – Pikryt.

Procesy wietrzenne oliwinu:

–

serpentynizacja – oliwin → chryzotyl,

–

iddyngsytyzacja – oliwin → iddyndsyty + minerały żelaza (hematyt, goethyt, rzadziej 
magnetyt).

Skały tej grupy często są okrustowane magnetytem, chromitem itd., które tworzą czasami szlary.
Kimberlit – ma skład perydotytu. Jest to rodzaj brekcji wulkanicznej z porwaków perydotytu i 
dunitu.
Melility
Wehrilit – rodzaj perydotytu, występujący na Węgrzech.

Troktolit – skała, która leży w klasyfikacji pomiędzy I i II grupą. Kiedy oliwin ziddyngsytyzuje → 
pstrągowiec.

II. Klasa Gabra i Bazaltu

3

Skład mineralny:

–

minerały główne – plagioklaz zasadowy;

–

minerały poboczne – amfibole, pirokseny, oliwin; zawartość krzemionki ok. 52%.

Skały należące do tej grupy:
Głębinowe:

–

Gabro;

–

Noryt.

Wylewne:

–

Bazalt (skały trzeciorzędowe i obecne);

–

Diabaz (staropaleozoiczne wylewy i żyły);

–

Melafir (Skały wylewne, starsze od trzeciorzędu).

Procesy wietrzeniowe:

–

saussurytyzacja – plagioklazy → serycyt + kalcyt;

–

uralityzacja – augit → hornblenda;

–

obwódki kelyfitowe wokół oliwinu;

–

zrosty symplektytowe

4

.

3 Pierwsze maksimum na wykresie rozpowszechnienia skał magmowych.
4 Zrosty symplektytowe – palczaste lub robaczkowate przerosty sąsiadujących ze sobą minerałów (np. kwarc i biotyt) 

- 14 -

Anortozyt – skała zbudowana w przewadze z anortytu (plagioklaz Ca), skała przejściowa między 
II i III grupą.

III. Klasa Diorytu i andezytu
Skład mineralny:

–

minerały główne – plagioklazy obojętne (andezyn, oligoklaz);

–

minerały poboczne – amfibole, pirokseny, biotyt, śladowo kwarc.

Skały nasycone krzemionką. Plagioklazy <50% Anortytu, Minerały ciemne <30%. Wśród 
minerałów ciemnych brak jest oliwinu.
Skały należące do tej grupy:
Głębinowa – Dioryt.
Wylewna – Andezyt.

Wykład VI (07.04.2011)

Mikrodioryt – skała hipabysalna i subwulkaniczna o strukturze pełnokrystaliczno–porfirowej.
Propilityzacja – proces przeobrażeniowy, któremu podlegają plagioklazy podczas procesów 
hydrotermalnych – plagioklazy → albit + epidot.

Struktury skał należących do grupy diorytu i andezytu:

–

struktura diorytowa – minerały barwne, w odróżnieniu od plagioklazów odznaczają się 
idiomorfizmem;

–

struktura poikiltowa – duże kryształy jednych kryształów barwnych zawierają rozmaicie 
zorientowane ziarna innych kryształów;

–

struktura ofitowa – listewki automorficznych plagioklazów są zamknięte w dużych 
ziarnach ksenomorficznego piroksenu;

–

struktura subofitowa – listewki plagioklazów są otoczone, ale nie zamknięte 
ksenomorficznym piroksenem;

–

struktura intergranularna – intersytycje

5

 pomiędzy listewkami plagioklazów wypełniają 

pojedyncze osobniki lub skupienia drobnych ziarn piroksenów;

–

struktura intersertalna – intersytycje pomiędzy plagioklazami zajmuje szkliwo lub …

Granodioryt – skała przejściowa między III i IV grupą. Zawiera mało skaleni alkalicznych i 
kwarcu, ale za to zawiera minerały femiczne.

IV. Klasa Granitu i Ryolitu

6

Skład mineralny: zawartość procentowa poszczególnych składników jest zależna od skały.
Skały głębinowe i wylewne:

–

Tonalit – Dacyt. Skład: plagioklazy > skalenie alkaliczne, kwarc, pirokseny(↓), amfibole, 
miki;

–

Granodioryt, Adamality – Ryodacyt. Skład: skalenie alkaliczne ≈ plagioklazy, kwarc, 
pirokseny(↓), amfibole, miki;

–

Granit – Ryolit. Skład: skalenie alkaliczne > plagioklazy, kwarc, pirokseny(↓), amfibole, 
miki (zazwyczaj muskowit).

Część skał tej grupy powstała inaczej aniżeli drogą krystalizacji z magmy (dyferencjacyjne granity 
magmowe) a mianowicie przez metasomatozę (granityzację) skał starszych.
Granity alkaliczne – skalenie alkaliczne, podrzędnie oligoklaz i andezyn.

[słownik geologiczny].

5 Intersytycje – puste przestrzenie między większymi ziarnami.
6 Drugie maksimum na wykresie rozpowszechnienia skał magmowych.

- 15 -

Granity peralkaliczne – Al

2

O

3

 < Na

2

O + K

2

O

Skład mineralny (kwarc pirogeniczny) – idiomorficzny, w formie bipiramid trygonalnych, często 
barwy czerwonej.
Siatka sagenitowa – biotyty zawierają wrostki cyrkonu z charakterystycznymi obwódkami 
pleochroicznymi magnetytu, apatytu. Produkt chlorytyzacji minerałów ciemnych, sagenit (TiO

2

) w 

postaci igiełkowych kryształów tworzy charakterystyczną siatkę.

Charakterystyczne odmiany skał należących do grupy granitu i ryolitu:

–

Grejzen – granit zmieniony pneumatolitycznie. Zawiera fluoryt, topaz, czasem kasyteryt 
oraz miki litowe (spodumen), monacyt;

–

Granity kuliste (orbikularne) – posiadają strukturę sferyczną (zawierają sferyczne 
skupienia minerałów o średnicy do 30 cm). Tworzą się w procesie granityzacji;

–

Granit rapakivi – granit spotykany jako głaz narzutowy, pochodzący z Skandynawii, a 
dokładniej z Finlandii;

–

Para~ – skały, które krystalizowały przy powierzchni ziemi;

–

Porfiry – poniekąd jest nim ryolit.

Skały wylewne – obsydian, smołowiec, perlit.
Aplity – drobnokrystaliczne skały żyłowe.
Odpowiedniki granitów:

–

Tatryt – zawiera dużo oligoklazu, ale za to mało skaleni alkalicznych.

–

Pegmatyty – bardzo grubokrystaliczne, zawierają domieszki litu, rubidu, cezu, berylu, 
strontu, germanu.

V. Klasa Sjenitu i Trachitu
Sjenit – skała nazwana od Syene w Asuanie (Egipt) przez Pliniusza Starszego (79 r. n.e.) to w 
rzeczywistości ubogi w kwarc granit hornblendowy. Kwarc jest niedostrzegalny makroskopowo. 
Dominują skalenie potasowe (ortoklaz, mikroklin), plagioklazy (oligoklaz – andezyn), hornblenda, 
biotyt, rzadko pirokseny, akcesorycznie cyrkon, apatyt, tytanit, korund.
Trachit – wylewny odpowiednik sjenitu. Skały jasne, szare, różowawe lub czerwonawe. Struktura 
porfirowa z prakryształami skaleni.

VI. Klasa Fojalitu i Fonolitu
Skały tej grupy zawierają w swym składzie skalenie alkaliczne i skaleniowce (nefelin), a z 
minerałów ciemnych biotyt.

VII. Klasa Teralitu i Tefrytu
Skład: skalenie, skaleniowce, pirokseny, amfibole, mniej alkaliów.
Skały głębinowe zbliżone do gabr – teralit, essekstyty, cieszynity.
Skały wylewne – tefryty, bazanity, limburgity – prakryształy piroksenów, amfiboli, oliwinów.

VIII. Klasa Ijolitu i law skaleniowcowych
Bardzo rzadkie skały ultrazasadowe zasobne w skaleniowce, zawierają < 15% skaleni.
Ijolity – skała grubokrystaliczna, zawierająca nefelin i augit (15 – 55%).
Lawy skaleniowcowe – obfitość skaleniowców, brak skaleni, minerały poboczne – magnetyt, 
ilmenit.

- 16 -

Magmowe skały niekrzemianowe

–

Ferolity – produkty grawitacyjnej krystalizacji magmy. Obecne w dunicie i oliwinach – 
gromadzą się w formie szlir, pseudopokładów, gniazd:
–

skały chromitowe;

–

skały tytanomagnetytowe;

–

utwory magnetytowe z apatytem.

–

Sulfobiolity – powstają z magmy siarczkowej, w krystalizacji gabr i norytów. Siarczki: 
pirotyn, pentlandyt, chalkopiryt, opadające na dno zbiorników magmowych.

–

Apatytolity – zawierają 25 – 85% apatytów.

–

Karbonatyty – odmiany dolomitowe, kalcytowe, syderytowe, ankerytowe

7

. 

Współwystępują z ultrazasadowymi skałami alkalicznymi. Pobocznie występują minerały 
niobu, toru, strontu, a także cyrkon, flogopit, magnetyt.

Wykład VII (14.04.2011)
Występowanie skał magmowych w Polsce

Skały prekambryjskie

1. Podłoże Polski północno-wschodniej – anortozyty, gabra, noryty, sjenity są 

zmetamorfizowane

2. Sudety – granitoidy, gabra, skały zasadowe przeobrażone w serpentynit. Uległy 

przebudowie w orogenezach kaledońskiej i waryscyjskiej. Niektóre z nich powstały z 
metamorfizmu skał starszych lub piroklastycznych.
a) Góry Izerskie – granitoidy przechodzące w granity – granitoidy zawiatowskie i 

rumburskie.

b) Blok Gnejsowy Gór Sowich – pegmatyty i granitoidy, aplity.

3. Polska południowa – biały granit aplitowy (dolina … (gdzieś w Tatrach?)).

Skały staropaleozoiczne (związane z orogenezą kaledońską)

1. Sudety

a) Góry Kaczawskie – prekambryjska i proterozoiczna seria diabazów i kratofirów (chyba 

melafirów?) oraz tufitów przecięte wczesnopaleoziocznymi intruzjami perydotytu i 
gabra . Powstały wówczas gabra i serpentynity Ślęży, Szklar, Grochowca, a także 
intruzje diabazowe w Nowej Rudzie.

b) Ślęża – najpospolitsza skała to perydot oliwinowy (wehrlit), obfita w spinele chromowe 

(Tąpadła), powstanie mineralizacji niklowej (szuchardyt) ze śladami mineralizacji 
krzemionkowej (chryzopraz), magnezyt.

2. Podłoże Karpat – granitoidy (Kęt i Bielska), gabra (Andrychów), cieszynity.
3. Polska Północno-wschodnia – dajki i sile diabazu i porfiru.
4. Góry Świętokrzyskie

a) diabazy w formie dajek m in. w rejonie Św. Katarzyny
b) lamprofiry.

7 Inaczej zwany dolomitem żelazistym.

- 17 -

Młodopaleozoiczne – związane z waryscyjskim cyklem magmowym

1. Sudety Wschodnie – Diabazy związane z magmatyzmem początkowym.
2. Sudety

a) Strefa Niemczy, Obniżenie Klodzko-złotostockie – adamelity, granitoidy, tonality. 

Przejście od sjenodiorytów (sjenit z Przedborza) i porfirów (Kośnin).

b) Strzelin – Żułowa – adamelit (młodszy z muskowitem, drobnoziarnisty), gnejsy (starszy 

bardzo drobnoziarnisty tekstura kierunkowa, przewaga plagioklazów nad skaleniami 
alkalicznymi), aplity i pegmatyty.

c) Strzegom – Sobótka – granity biotytowe i dwumikowe.
d) Karkonosze – granity równoziarniste, czasem porfirowe, o czerwonym zabarwieniu, 

fenokryształy skaleni potasowych.

e) Rejon Wałbrzycha – ryolity, melafiry.

3. Tatry – intruzja granitowa wieku karbońskiego. Granitoidy i tonality muskowitowe i 

dwumikowe, pegmatyty (trzon krystaliczny Tatr), alaskity (białe granity na Giewoncie).

4. Podłoże Karpat – egzotyki skał spotykane we fliszu.
5. Obszar Śląsko-krakowski – Intruzje magmowe w utworach karbonu produktywnego:

a) Diabazy i melafiry na KWK Jastrzębie,
b) Skały tufogeniczne – bentonity i tonsteiny,
c) Tufy i melafiry migdałowcowe w Zalasie,
d) Diabazy z Niedźwiedziej Góry,
e) Tufy Filipowickie,
f) Porfiry z okolic Krzeszowic – ryodacyty (Miękinia, Zalas, Sanka),
g) Melafiry z Alwerni i Regulic,
h) Tufity andezytowe (okolice Bolesławia, Słomniki), diabazy (Bębło, Mrzygłód), 

lamprofiry (Dziewki koło Zawiercia).

Dolnośląska Formacja Bazaltowa

Skały te powstały w okresie górny eocen – plejstocen

8

 i obejmują: bazalty, bazanity i 

bazanitoidy, tefryty, nefelinity, limburgity.

Andezyty w Pieninach.

Wykorzystanie skał magmowych:

–

kamienie budowlane (drogowe) – Kolumna Zygmunta z granitu strzegomskiego;

–

kamienie ozdobne;

–

materiały kwasoodporne (np. bazalty);

–

przemysł petrurgiczny – bazalty, andezyty  leizna bazaltowa  rury, wykładziny odporne 
chemicznie i termicznie;

–

Początkowe lub końcowe procesy krystalizacji.

Skały piroklastyczne – występują na granicy skał magmowych i osadowych. Osadowe skały 
klastyczne dzieli się zgodnie z zaleceniami Międzynarodowej Unii Nauk Geologicznych na skały:

–

piroklastyczne;

–

piroklastyczno-epiklastyczne;

–

epiklastyczne.

Za skałę piroklastyczną uznaje się tę, która w ponad 70% zbudowane są z piroklastów:

–

krystaloklasty – pojedyncze kryształy lub ich odłamki;

–

witroklasty, hyaloklasty(?) – fragmenty szkliwa;

–

litoklasty – okruchy skał wulkanicznych.

8 Mają około 700000 lat.

- 18 -

Wulkanizm zaznaczający się gwałtownymi erupcjami dostarcza produktów szybko 

ochładzanych lub krzepnących w zetknięciu z chłodną atmosferą. Są to produkty o charakterze 
pomiędzy skałami magmowymi a osadowymi, a także produkty sublimacji niektórych resztek 
pomagmowych (utwory ekshalatywne). Wielkość klastów;

–

Bloki i bomby wulkaniczne Φ >50 mm;

–

lapille 2 < Φ <50 mm;

–

pył wulkaniczny 0,01 < Φ < 2 mm.

Bloki (bomby) i lapille tworzą brekcje i konglomeraty. Pył wulkaniczny tworzy tufy i tufity. 
Tufy powstają w warunkach lądowych, tufity w środowisku morskim, posiadają spoiwo i 
podlegają intensywnym przemianom. Z tufitów powstają skały ilaste: bentonity i tonsteiny.
Ignimbryty – podobne do ryolitów i dacytów, porowate spojone(?).
Chmury gorejące – gdy pył łączy się z para wodną(?).
…
Utwory ekshalacyjne:

–

fumarole;

–

solfatary,

–

mafety.

Lahary – lawiny błotne powstałe z nawodnienia materiału piroklastycznego

Wykład VIII (21.04.2011)
Skały osadowe

Skonsolidowane lub nieskonsolidowane utwory nagromadzone na powierzchni ziemskiej (na 
lądzie i na dnie zbiorników wodnych):

–

złożone z minerałów i odłamków skał pochodzących z mechanicznego rozkruszania skał a 
także:
–

z nowych minerałów, które powstały w strefie hipergenezy

9

;

–

produkty chemicznego wytrącania się z roztworów (osady chemigeniczne);

–

nagromadzenia szczątków zwierzęcych i roślinnych (osady organogeniczne).

9 Strefa hipergenezy – strefa oddziaływania atmosfery, biosfery itd. Szybkie procesy.

- 19 -

Powstawanie skał osadowych

Wietrzenie → transport → sedymentacja → diageneza

Procesy na powierzchni ziemi:

–

zmiany temperatury;

–

zmienne zawilgocenie;

–

opady i odparowanie;

–

stężenie jonów wodorowych, pH;

–

potencjał redukcyjno-oksydacyjny, Eh;

–

udział organizmów żywych.

Skład mineralny:

–

zróżnicowany – skały mono~ i polimineralne;

–

minerały allogeniczne i autogeniczne;

–

minerały ciężkie ρ > 3 G/cm

3

 (max 1%);

–

minerały skrytokrystaliczne (zbite);

–

Substancje bezpostaciowe (żele).

Czynniki wietrzenia fizycznego (rozpadu):

–

zmiany temperatury z insolacją;

–

mechaniczna działalność organizmów;

–

działanie wiatru, lodowców oraz innych czynników fizycznych;

–

dezintegracja granularna (rozpad ziarnowy):
–

strefa niwalna – podbiegunowa;

ciśnienie rozsadzania lodu p = 2100 kG/cm

3

,

–

strefa humidalna – nadmiar opadów, wysoka temperatura (klimat tropikalny);

–

strefa aniwalna – niedobór opadów (klimat zwrotnikowy)

hamadien – polewy pustyniowe.

Czynniki wietrzenia chemicznego (rozkładu):

–

woda;

–

gazowe składniki atmosfery (CO

2

);

–

związki chemiczne wytwarzane przez rośliny;

–

produkty rozkładu mniej trwałych związków np. H

2

S, siarczków.

Dehydratacja gipsu:
CaSO

4

 * 2H

2

O → CaSO

4

 z 1 m

3

 powstaje 475 kg wody.

Procesy wietrzenia chemicznego:

–

rozpuszczanie;

–

hydratacja i dehydratacja;

–

karbonatyzacja;

–

oksydacja;

–

hydroliza

Rodzaje osadów morskich:

–

litoralne;

–

nerytyczne (szelfowe);

–

hemipelagiczne;

–

eupelagiczne (abysalne).

- 20 -

Dyferencjacja mechaniczna
głazy → żwiry → piaski → pyły → iły.

Dyferencjacja chemiczna
Wodorotlenki Fe → tlenki Mg → koloidalne SiO

2

 → Krzemiany Fe → Fosforany Ca → 

siarczany Ca → chlorki Na, K, Mg → siarczany Mg.

Mineralna dyferencjacja sedymentacyjna:
rezystaty (niezmienione przez wietrzenie), hydrolizaty (hydroliza upality), oksydaty (utlenione 
przez wietrzenie), precipitaty (minerały trudno rozpuszczalne), ewaporaty (minerały łatwo 
rozpuszczalne).

Facje geochemiczne

Facja

Tlen

H

2

S

Inne

Jon Fe

Zwiazki Fe

siarkowodoru

---

++

H

2

S

Fe

2+

Piryt

syderytu

--

-

CO

2

Fe

2+

Syderyt

szamozytowa

-

-

SiO

2

Fe

2+

, Fe

3+

Szamozyt

glaukonitowa

+

+

Fe

2

O

5

Fe

2+

, Fe

3+

Glaukonit

tlenowa

+++

-

Fe

3+

Hematyt, 

Goethyt

Nowe pojęcia:
Ziarno – zbiorcza nazwa składników skał: okruchów minerałów, litoklastów, fragmentów 
organizmów, ooidów. Termin rozciąga się też na składniki skał krystalicznych, kryształy i blasty.
klast (okruch) – składnik osadów detrytycznych (klastycznych) pochodzący z dezintegracji skał 
(litoklast), minerałów lub organizmów (bioklast).
autoklasty - ?
kataklasty - ?
epiklasty - ?
piroklasty - ?
intraklasty - ?

Skały:

–

epiklastyczne;

–

piroklastyczne;

–

autoklastyczne;

–

kataklastyczne.

- 21 -

Klasyfikacja skał osadowych:

1- skały węglanowe; 2 – skały klastyczne; 3 – 
margle; 4 – skały ilaste.

Wykład IX (12.05.2011)
Skały okruchowe

Podział skał okruchowych:

–

skały piroklastyczne;

–

skały piroklastyczno-epiklatyczne;

–

skały epiklastyczne.

Skały piroklastyczne – zawierają >75% piroklastów (produktów eksplozywnej erupcji 
wulkanów).
Piroklasty:

–

witroklasty – izotropowe szkliwo; porowate, pęcherzowate;

–

krystaloklasty – kryształy kwarcu, plagioklazu, sanidynu;

–

litoklasty – kawałki skały wulkanicznej (lub innej).

Skład ziarnowy skał piroklastycznych:

–

bomby wulkaniczne Φ > 64 mm;

–

lapilli 2 < Φ < 64 mm;

–

popioły wulkaniczne 0,06 < Φ < 2 mm;

–

pył wulkaniczny Φ < 0,06 mm.

Utwory piroklastyczne powstałe z opadu materiału piroklastycznego:

–

Tefra – luźny, świeży popiół;

–

Tuf – skała zlityfikowana, z spoiwem (np. kalcytowym).

- 22 -

Utwory pirogeniczne powstałe ze spływów:

–

Ignimbryty – podobne do tufu, ale powstały ze spływu po zboczu → mniej porowaty, 
struktury (tekstury) fluidalne.

Utwory piroklastyczne powstałe ze spływów:

–

Lahary – transport wodny, a nawet błotny.

Skały pirogeniczno-epiklastyczne – zawierają 25 – 75% piroklastów:

–

Tufity – domieszki materiału niewulkanicznego.

Produkty wietrzenia skał piroklastycznych:

–

Bentonity;

–

Tonsteiny.

Występowanie skał piroklastycznych:

–

Tufy filipowickie – kiedyś je eksploatowano;

–

Dolny Śląsk – Kamienna Góra;

Bentonity i tonsteiny:

–

Chmielnik – bentonity;

–

Górny Śląsk – tonsteiny z Sosnowca.

Skały epiklastyczne

Wielkość okruchów

Frakcja

Osady

Grubookruchowe

> 2 mm

gruz, brekcja
żwir, zlepieniec

Średniookruchowe

2,0 – 0,06 mm

piasek, piaskowiec

Drobnookruchowe

< 0,06 mm

muł, mułowiec
pył, pyłowiec
less

Klasyfikacja skał okruchowych:

I. kryterium spoiwo:

1. matrix

a) < 15% - arenit;
b) 15 – 50% - waka;
c) > 50% - mułowiec.

2. cement – występuje zamiast matrix

II. kryterium – skład ziarnowy:

1. zawartość kwarcu;
2. zawartość skaleni;
3. zawartość okruchów skał + mik.

- 23 -

Budowa piaskowca:

–

szkielet ziarnowy;

–

spoiwo.

Szkielet ziarnowy – ekstrabasenowe, terygeniczne składniki – kwarc, plagioklazy, skalenie 
alkaliczne, minerały ciężkie

10

 (wskaźnik ZTR

11

).

Składniki intrabasenowe – minerały tworzące się w zbiorniku i redeponowane:

–

glaukonit;

–

bioklasty.

Spoiwo:

–

ilasto-detrytyczne – matrix;

–

chemiczne – cement.

Cechy szkieletu ziarnowego:

–

obtoczenie;

–

wysortowanie – dobre w arenitach, słabe w wakach;

–

dojrzałość petrograficzna – odporność składników szkieletu na wietrzenie – odporne 
kwarc, muskowit; nieodporne – skalenie, litoklasty wapieni, biotyt;

–

upakowanie ziarn – szkielet ziarnowy zwarty lub luźny.

Zlepieńce – posiadają złe wysortowanie (zawierają wszystkie frakcje), rzadko monomiktyczne 
(kwarcowe), częściej oligomiktyczne (2 – 3 składników) i polimiktyczne (> 3 składniki).
Dominują litoklasty (często wapienne) np. Zlepieniec Zygmuntowski.
Czasem występują zlepieńce piaszczyste i piaskowce żwirowe (?). Żwir + piasek = pospółka.

10 Małe ilości, ale wskazują na źródło pochodzenia osadu.
11 Zircon Turmalin Rutyl – najczęstsze minerały ciężkie w skałach osadowych

- 24 -

Piaskowce
Arenity – spoiwo typu cement:

–

węglanowe – kalcytowe lub dolomitowe;

–

siarczanowe – gipsowe lub anhydrytowe;

–

krzemionkowe – regeneracyjne

12

 lub chalcedonowe;

–

fosforanowe – krustyfikacyjne – igiełki apatytu;

–

żelaziste – hematytowe lub goethytowe;

–

siarczkowe – np. pirytowe.

Waki – spoiwo typu matrix – materiał słabo obtoczony.

Mułowce i pyłowce
Mułowce – składają się w ponad 50% z matrixu, posiadają ostrokrawędziste ziarna.
Pyłowce składają się z mniej niż 50% matrixu.
Lessy – pyłowce eoliczne

13

 z węglanem wapnia.

Występowanie i znaczenie gospodarcze
Piaskowce rozpowszechnione w Karpatach fliszowych, zagłębiu górnośląskim, Górach 
Świętokrzyskich, Sudetach (Góry Stołowe); zlepieńce: myślachowickie, zygmuntowskie; 
mułowce Karpaty, Góry Świętokrzyskie; lessy – wyżyna lubelska i śląsko-krakowska.

Zastosowanie – kruszywa, kamień budowlany.

Wykład X (26.05.2011)
Skały ilaste
Zwykły mikroskop nie ma wystarczającej rozdzielczości, by dostrzec i rozróżnić minerały ilaste. 
Dopiero dyfrakcja rentgenowska i mikroskopia elektronowa pomogły dostrzec i odróżnić minerały 
ilaste. Pierwotnie skały ilaste zaliczano do skał okruchowych. Dawniej skały ilaste rezydualne 
łączono ze skałami alitowymi pod wspólną nazwą argilitów.
„Normalne” skały osadowe klastyczne przechodzą procesy:
wietrzenie → transport → sedymentacja → diageneza
(pewnym wyjątkiem są popioły wulkaniczne, które nie powstają z wietrzenia)

Tylko procesy wietrzenia (bez transportu itd.) → skały rezydualne.
Innym procesem powodującym powstanie minerałów ilastych mogą być przemiany hydrotermalne. 
Powstaje wówczas dykit – polimorficzna forma kaolinu.

Skały ilaste
Skałę nazywa się ilastą (ang. argillaceous rocks) jeżeli zbudowana jest w co najmniej połowie z 
minerałów ilastych (Ryka, Maliszewska, 1994), a także jeżeli minerały ilaste występują w niej w 
bardziej znacznych proporcjach niż inne składniki (…)

Definicja geologiczna
skała ilasta – skala okruchowa zbudowana z ziaren o średnicy mniejszej niż 0,006 mm (struktura 
pelitowa).
Geologia Inżynierska jeszcze inaczej definiuje skały ilaste (raczej jako grunty ilaste).

12 Wówczas mamy do czynienia z piaskowcem kwarcytowym.
13 Występują przed czołem lodowca.

- 25 -

Ił (skala luźna) → łupek (skała zwięzła)

Ił → iłowiec → iłołupek → łupki ilaste → łupki
Ił – skała słabo zwięzła, często plastyczna, tekstura bezładna, rzadziej kierunkowa, struktura 
pelitowa.
Iłowiec – skała ilasta zwięzła nie wykazująca łupliwości.
Iłołupek – skała ilasta wykazująca łupliwość.
Łupki ilaste – skały ilaste o dobrej łupliwości.
Łupek – skała metamorficzna, średnio i gruboblastyczna o doskonałej łupliwości.

Lessy – skały zbudowane z ziarn o frakcji na pograniczu aleurytowej i pelitowej, nie do końca 
zdiagenezowane.
Gliny – skały o słabym stopniu selekcji, pochodzenia lodowcowego (brakowało definicji, więc coś 
dopisałem).
Zubery – skały z pogranicza skał ilastych i solnych.
Łupki numulitowe – w Karpatach składa się z illitu i pirytu. Zawierają dużo bituminów, 
pozbawione węglanów.
Łupki ogniotrwałe (= tonstein) – z kaolinitu

14

.

Łupki smoliste – związane z mineralizacją miedzi.
Łupki bitumiczne – łupki zawierające bituminy.
Łupki gazowe – te, które ponoć zawierają gaz łupkowy.

Skład mineralny skał ilastych:

–

minerały ilaste;

–

minerały nieilaste:
–

minerały grupy SiO

2

;

–

minerały żelaza – goethyt, hematyt, piryt;

–

węglany – kalcyt, dolomit, rzadziej syderyt w formie przewarstwień

15

;

–

substancja organiczna – tekstura smużysta z obumarłych roślin, rzadziej detrytus 
roślinny;

–

składniki szkodliwe:
–

mechaniczne – ziarna kwarcu;

–

organiczne – nagromadzenia (?) substancji organicznej i fosforu;

–

chemiczne – margle, siarczany

16

.

Struktury i tekstury skał ilastych
Skały ilaste odznaczają się strukturą pelitową, równoziarnistą.
Struktura łuseczkowa – z uwagi na blaszkowy pokrój minerałów ilastych. Mogą mieć budowę:

–

homogeniczną;

–

warstwową – zmiana zabarwienia, uziarnienie frakcjonalne, warstwowanie warwowe, 
sedymentacyjne, wywołane działalnością organizmów.

Tekstura bezładna lub uporządkowana (zgodne ułożenie minerałów ilastych)
Nagromadzenia kolumnowe (robaczkowe – jest to cecha teksturalna(?)
Tekstura siatkowa – ułożenie minerałów ilastych w dwóch prostopadłych kierunkach.

14 Zawartość kaolinu zapewnia ogniotrwałość
15 Jeżeli w skale dużo jest węglanów – to przechodzi ona w margiel (skałę przejściową między skałami ilastymi a 

węglanowymi).

16 Występują dość rzadko, ale siarczany magnezu są szkodliwe.

- 26 -

Odmiany kaolinu – alemardyt, dykit, kaolinit – Kaolinit ma wielkość do 100Å widać go w 
mikroskopie łupliwość (?)

Sposoby nagromadzenia minerałów ilastych (obserwowane mikroskopem elektronowym):

–

połączenie ściana–ściana – zaawansowana litogeneza, wygląda jak foliacja;

–

połączenie ściana-krawędź – słabsza litogeneza, wygląda jak litera T;

–

połączenie krawędź-krawędź – słaba litogeneza, wygląda jak litera Y.

Nowe terminy:

1. krystalit;
2. agregat;
3. aglomerat;
4. ziarno.

Wielkość

Opis

0,3μm – 1,0μm

Grubość pakietu płaszczyzn sieciowych – wielkość obszaru spójnego. 
Rozproszenie promienia rentgenowskiego.

1,0μm – 100μm

Przestrzenna konfiguracja krystalitów uporządkowana lub nie. Krystality 
powiązane wiązaniami pierwotnymi.

100μm – 500μm

Przestrzenna konfiguracja krystalitów lub agregatów powiązane siłami 
powierzchniowymi.

Dolna granica 
określana przez 
zdolność rozdzielczą

Pojedynczy, kryształ, agregat, aglomerat, okruch …  lub skały, jedno lub 
wielofazowy,  widoczny w mikroskopie optycznym.

Kryteria podziału:

1. litologiczne;
2. litostratygraficzne;
3. diagenetyczne;
4. mineralogiczne:

a. kaolinitowy;
b. beidelitowy;
c. illitowy;
d. polimineralny;

5. obecność węglanów:

a. wapniste (> 10% wag kalcytu);
b. słabo wapniste (2-10% wag kalcytu);
c. bezwapienny (<2% wag kalcytu);

2. granulometryczne, określane za pomocą:

a. histogramów;
b. krzywej kumulacji;
c. krzywej Gaussa;

3. genetyczne:

a. skały rezydualne;
b. skały osadowe pochodzenia:

- rzecznego – aluwia, mady, rędziny;
- eolicznego – less;
- lodowcowego – osady zastoiskowe (iły warwowe), gliny zwałowe;
- jeziornego;
- morskiego.

- 27 -

Skały rezydualne
klimat i morfologia terenu wpływają na wietrzenie

•

na granicie – kaoliny;

•

na bazalcie – zeolity;

•

na piaskowcach – gliny zwietrzelinowe (np. na fliszu karpackim).

Pył wulkaniczny w wodzie

Skała ilasta powstała z wietrzenia skały piroklastycznej zleży od pH:

•

środowisko redukcyjne

17

 – pH 6-7 → tonsteiny zbudowane z kaolinitu o barwie od białej 

do ciemnej, nie rozpuszcza się w wodzie;

•

środowisko alkaliczne – pH 8-9 → bentonity zbudowane z montmorillonitu, chłoną wodę.

Bentonity i tonsteiny to nie tylko skały karbońskie, ale też trzeciorzędowe para~

Lessy:

•

pierwotne – subaeralne, eoliczne;

•

wtórne – powstałe z przemieszczenia lessów pierwotnych;

•

osadowe

18

 – przenoszone w środowisku wodnym, subakwalne – gliny lessowate Karpat.

Wykład XI (2.06.2011)
Skały pochodzenia organogenicznego i chemicznego

Skały krzemionkowe (SILICITY)
Skały krzemionkowe są to utwory osadowe zawierające ponad 50% objętości autigencznych 
minerałów grupy SiO

2

 reprezentowanych przez różne odmiany opalu, chalcedonu i/lub kwarcu. 

Towarzyszą im zmienne ilości innych składników.

Geneza:
Skały powstają w efekcie:

–

gromadzenia (depozycji) krzemionkowych organicznych elementów szkieletowych;

–

bezpośredniej precypitacji (wytrącania) krzemionki z roztworu wodnego;

–

koncentracji minerałów krzemionkowych w procesie diagenezy i/lub epigenetycznych 
przeobrażeń;

–

procesach wietrzennych.

Mogą być zatem pochodzenia:

–

organicznego;

–

nieorganicznego (chemicznego);

–

mieszanego.

Skały o genezie trudnej do zidentyfikowania określa się jako kryptokrystaliczne.
Skały krzemionkowe genetycznie związane ze środowiskiem morskim dzieli się na:

–

pierwotne powstające wprost przez sedymentację;

–

wtórne powstałe przez diagenezę lub epigenezę utworów morskich.

17 Środowisko limniczno-paraleliczne zagłębia Górnośląskiego.
18 Jest kwestią dyskusyjną, czy zaliczyć je do lessów, czy nie.

- 28 -

Lądowe skały krzemionkowe – limnokwarcyty lub martwice krzemionkowe tworzą się 
lokalnie.

Do wód oceanicznych krzemionka jest dostarczana w wyniku:

–

wietrzenia na lądzie (subtropikalny, półsuchy klimat – wietrzenie laterytowe);

–

podmorska działalność hydrotermalna;

–

podmorskiego wietrzenia (halmyrolizy) materiałów wulkanogenicznych (szkliwo 
wulkaniczne);

–

rozpuszczenia sedymentacyjnego elementów szkieletowych.

Rozpuszczalność krzemionki
Wzrasta wraz z temperaturą, ciśnieniem, alkalicznością, ruchliwością i zasoleniem roztworu.
Spada w obecności materii organicznej i CO

2

.

Forma transportu – niezdysocjowany H

4

SiO

4

.

Wytrącanie krzemionki z roztworu może następować drogą organiczną bądź nieorganiczną w 
formie opalu, chalcedonu i kwarcu.

Calvert – studia sedymentologiczne – obliczył, że:
~430 mln ton SiO

2

 transportują rzeki;

~3 mln ton SiO

2

 pochodzi z procesów hydrotermalnych;

~33 tys ton SiO

2

 pochodzi z halmyrolizy.

Skład mineralny:

–

pierwotny – minerały grupy SiO

2

;

–

inne – minerały ilaste, materiał piroklastyczny, substancja organiczna, węglany, fosforany.

Struktury i tekstury

–

krystaliczne – włóknista, sferolityczna, druzowa;

–

mikroorganiczna (?) – radiolaryty, diatomity, spongiolity;

–

oolitowa.

Klasyfikacja skał krzemionkowych pod względem genezy

Typ

Nazwa skały

O organicznej genezie lub o przewadze czynnika organicznego

Ziemia okrzemkowa
(szlam okrzemkowy)
Diatomit
Ziemia radiolarytowa
(szlam radiolarytowy)
Radiolaryt
Ziemia spikulowa
(szlam spikulowy)
Spongiolit

- 29 -

Nieorganiczne lub o przewadze 
czynnika nieorganicznego

Z bezpośredniej precypitacji z 
roztworu wodnego

Martwica krzemionkowa
Gejzeryt
Limnokwarcyt (kwarc jeziorny)
silkret

19

Skały wietrzeniowe

Opoka lekka
(opoka odwapniona)

Skały o genezie w przewadze 
diagenetycznej lub 
diagenetyczno-epigenetycznej

Krzemień

20

, czert

Rogowiec

21

, lidyt, jaspis

novakulit

Klasyfikacja

1 – piaskowiec,
2 – skały bezwapniste,
3 – skały osadowe krzemionkowe,
4 – opoki,
5 – wapień,
6 – skały piaszczysto-wapniste,
7 – skały wapnisto-piaszczyste.

Opoki lekkie i ciężkie:

–

lekkie – szkielet opalowy – z wkładkami kalcytu;

–

ciężkie – szkielet dolomitowy.

Konkrecje

Centryczne

Koncentryczne

Gdy roztwór jest dostarczany z zewnątrz

Gdy roztwór jest dostarczany z zewnątrz i 

wewnątrz

19 Polewa pustynna czasem spotykana w węglu brunatnym, co świadczy o zmianie środowiska podczas jego 

powstawania (?)

20 Krzemień – konkrecja oddzielająca się od otaczających wapieni.
21 Rogowiec – przeławicenie (przejście facjalne) w marglach i mułowcach.

- 30 -

Skały alitowe
skały alitowe – są to kopalne zwietrzeliny powstające w wyniku wietrzenia in situ polegającego na 
rozkładzie glinokrzemianów.
Laterytyzacja

22

 – proces chemiczny przebiegający w klimacie tropikalnym polegający na 

rozkładzie glinokrzemianów i tworzeniu się wodorotlenków glinu i żelaza. Krzemionka ulega 
wyługowaniu i odprowadzeniu.
Boksytyzacja

23

 – proces chemiczny wietrzeniowy typu laterytowego przebiegający w skałach 

zawierających glin.
Terrarosa – wodorotlenki żelaza i glinu tworzą się i gromadzą w osadach wypełniających pustki 
krasowe wśród wapieni. Powstają w nich boksyty – skały zasobne w wodorotlenki glinu. Utwory 
rezydualne, czerwono zabarwione. Ich geneza związana jest ze skałami ilastymi, obecnymi w 
wapieniach.

Skład mineralny skał alitowych:

–

hydrargilit – γ-Al(OH)

3

;

–

diaspor – α-Al(OH)

3

;

–

boehmit – γ-Al(OH)

3

;

–

alumogel – mieszanina z kwarcem i chalcedonem.

Skład chemiczny jest zbliżony do skał ilastych.
Argility – skały alitowe połączone z ilastymi z uwagi na zbliżony skład chemiczny.

Składniki skał alitowych

–

minerały alitowe – gibbsyt, nordstrandyt, boehmit, diaspor, korund (minerał ciężki);

–

minerały ferrytowe – goethyt, hematyt (α-Fe

2

O

3

), lepidokrokit (FeO(OH)), maghemit (γ-

Fe

2

O

3

);

–

ilaste – kaolinit lub illit-montmorillonit, chloryty.

1 – ferrolit,
2 – ferrolit boksytowy,
3 – lateryt żelazisty,
4 – ferrolit kaolinowy,
5 – boksyt,
6 – boksyt żelazisty,
7 – lateryt boksytowy,
8 – boksyt kaolinitowy,
9 – kaolin,
10 – kaolin boksytowy,
11 – lateryt kaolinowy,
12 – kaolin żelazisty.

Rodzaje boksytów:

–

rezydualne (laterytowe);

–

osadowe;

–

krasowe;

–

okruchowe;

–

posiarczanowe.

22 Proces zachodzący na skałach magmowych.
23 Proces zachodzący na skałach okruchowych.

- 31 -

Osadowe skały żelaziste – ferrolity.
Skały żelaziste – ferrolity – są to utwory osadowe o zróżnicowanym składzie chemicznym i różnej 
genezie. Wykazują większą od przeciętnej zawartość żelaza, zwykle 10-15%.

Klasyfikacja

1. ze względu na obecność głównych ferrycznych składników mineralnych:

a) tlenkowe i wodorotlenkowe;
b) węglanowe;
c) krzemionkowe;
d) siarczkowe;
e) fosforanowe;

2. z uwagi na facje geochemiczne:

a) tlenkowe (kontynentalne i morskie);
b) syderytowa (kontynentalne i morskie);
c) krzemianowa (morskie);
d) siarkowodorowa;
e) fosforanowa.

Wykład XII (9.06.2011)
Skały węglanowe
Składają się co najmniej 50% minerałów węglanowych:

–

CaCO

3

 – kalcyt, aragonit;

–

CaMg(CO

3

)

2

 – dolomit.

Wapń może się podkładać z magnezem i tworzy wówczas wapień niskomagnezowy kiedy zawiera 
< 4% Mg.

Składniki pierwotne skał węglanowych:

1. składniki allochemiczne (allochemy, komponenty podstawowe):

a. litoklasty – fragmenty skał (minerałów?) powstałe z erozji skał otaczających basen, 

które zostały przetransportowane;

b. intraklasty – fragmenty skał węglanowych słabo skonsolidowanych, rozdrobnione i 

rozmyte;

c. ooidy – kuliste, sferolityczne:

- ooidy rzeczywiste – duża grubość korteksu

24

;

- ooidy powierzchniowe – duży okruch, cienka warstwa korteksu;

d. nagromadzenia wachlarzowate – mogą to być powierzchnie(?) koncentryczne;
e. pelety – zaokrąglone, owalne lub eliptyczne agragaty drobnokrystalicznego wapienia 

(?), bez warstwowania, mała średnica <0,15 mm;

2. elementy szkieletowe – szczątki organiczne przekrystalizowane, których typ i rodzaj jest 

zależny od okresu geologicznego.
a. Stromatolity – ślady warstwowania wzbogacone w części niewęglanowe, duża 

rozciągłość. Pochodzenie mikrobialne.

3. Mikryt – mikrokrystaliczny osad węglanowy o średnicy < 4μm, delikatnie zabarwiony (?), 

mała przezroczystość. Powstaje z krystalizacji z roztworów wodnych, rzadziej z abrazji 
biologicznej lub fizycznej, a jeszcze rzadziej z działalności mikroorganicznej.

4. Sparyt – kryształy CaCO

3

 >10μm jest przezroczysty, bezbarwny.

5. Składniki ortochemiczne – minerały niewęglanowe – siarczki, tlenki, wodorotlenki żelaza, 

substancja organiczna, bitumiczna.

6. Cement – składniki węglanowe powstałe w diagenezie, wytrącanie CaCO

3

 w pustkach.

24 Korteks – koncentryczne laminy z węglanu wapnia obserwowane na ooidach.

- 32 -

Formy cementu:

–

allochemiczny – wypełnia i spaja allochemy;

–

rafowy.

Skład chemiczny

1 – wapienie allochemiczne,
2 – allochemiczne wapienie mikrytowe,
3 – allochemiczne wapienie sparytowe,
4 – wapienie sparytowe.

Rodzaje wapieni (rodzaj zależy od dominującego składnika):

–

bioklastyczny;

–

litoklastyczny;

–

peloidowy;

–

onkolitowy.

Rodzaje cementu:

–

palisadowy – igiełkowe wyrostki wokół ziaren;

–

mozaikowy – kryształki tworzą „mozaikę” (?);

–

meniskowy – jakby cement porowy;

–

druzłowy - ;

–

mikrytowy – mikrokrystaliczny cement.

Nazwa skały

Stosunek Ca/Mg

25

Dolomit magnezowy

1,0 – 1,5

Dolomit

1,5 – 1,7

Dolomit wapnisty

1,7 – 2,0

Dolomit wapienny

2,0 – 3,5

Wapień silnie dolomitowy

3,5 – 16

Wapień dolomitowy

16 – 60

Wapień dolomityczny

60 – 105

Wapień kalcytowy

Powyżej 105

25 Być może Ca/CaMg

- 33 -

Nazwa skały

Zawartość w % wag

CaCO

3

CaMg(CO

3

)

2

Wapień

100 – 95

0 – 5

Wapień dolomityczny

95 – 75

5 – 25

Wapień dolomitowy

75 – 50

25 – 50

Dolomit wapienny

50 – 25

50 – 75

Dolomit wapnisty

25 – 5

75 – 95

Dolomit

5 – 0

95 – 100

Klasyfikacja skał węglanowych wg Leightona i Pendextera

1 – dolomit,
2 – dolomit wapnisty,
3 – wapień dolomityczny,
4 – wapień,
5 – zanieczyszczony dolomit,
6 – zanieczyszczony dolomit wapnisty,
7 – zanieczyszczony wapień dolomityczny,
8 – zanieczyszczony wapień,
9 – skały niewęglanowe.

Typy porów:

–

międzyziarnowe;

–

wewnątrzziarnowe;

–

fenestralne;

–

z rozpuszczania;

–

spękaniowe.

Geneza – skały powstałe w środowisku morskim, lub lądowym. O ich powstaniu decydują 
następujące kryteria:

–

wysoka temperatura >45

o

C;

–

wysoki stopnień zmineralizowania (?) wód morskich;

–

bujny rozwój świata organicznego;

–

dopływ materiału węglanowego.

Lądowe skały węglanowe 
Nawary – powstają wokół gorących źródeł, charakteryzują się tym, że są skalami powstałymi na 
drodze chemicznej, zbudowane z aragonitu.
Martwice wapienne – powstają również obecnie, posiadają dobrze zachowane części roślin, 
zwierząt, spojone masą węglanową.
Trawertyny – bardziej lita odmiana martwicy wapiennej. Posiada teksturę smużystą

26

.

Kreda jeziorna – powstawała w trzeciorzędzie i towarzyszy złożom węgla brunatnego.

26 Smugi stanowi materia organiczna.

- 34 -

Kreda jasna – zbudowana z mikrytu CaCO

3

, wysokomagnezowa.

Kreda brunatna – gytia wapienna.
Kreda zsylifikowana – posiada domieszki opalu i chalcedonu.

Morskie skały węglanowe
Rodzaj skały zależy od strefy powstawania skały:

–

strefa eulitoralna – strefa przybrzeżna morza, podatna na pływy morza – skały węglanowe 
rafowe;

–

strefa sublitoralna – strefa głębszego morza, raczej nie podatna na działanie pływów 
morskich – skały węglanowe płytkomorskie.

Okresy geologiczne a powstające wapienie
W zależności od okresu geologicznego powstawały specyficzne wapienie zawierające organizmy 
ówcześnie żyjące, np. wapienie;

–

mszywiołowe;

–

serpulowe;

–

litotamniowe;

–

zlepy muszlowe;

–

krynoidowe;

–

kreda pisząca;

–

ooidowe i onkoidowe

27

.

Skały przejściowe:

–

margle – skały przejściowe między skałami węglanowymi, a ilastymi;

–

opoki – skały przejściowe między skałami węglanowymi, a krzemionkowymi.

Rodzaje dolomitów

–

dolomity pierwotne – sedymentacyjne – powstałe z precypitacji dolomitu, występują w 
jeziorach o wysokim stężeniu (?)

–

dolomity wtórne = metasomatyczne

28

 - oddziaływanie roztworów bogatych w połączenia 

magnezu → dolomityzacja → dolomity wtórne.

Diageneza skał węglanowych

–

lewatacja (?);

–

mikrytyzacja;

–

przekrystalizowanie – aragonit → kalcyt, rekrystalizacja, powstawanie dolomitu i innych 
minerałów;

–

tworzenie się stylolitów

29

 i konkrecji.

Czasem dochodzi do dedolomityzacji przez oddziaływanie odpowiednich roztworów.

Występowanie w Polsce:

–

od kambru – wapienie wojcieszowickie, a ponadto Dolny Śląsk;

–

okolice Krakowa - „marmury dębnickie” - czarny wapień dewoński;

–

Czapkowice – wapienie karbońskie wieku Turnej – Wizen;

powszechnie występują również wapienie mezozoiczne.

27 Te akurat nie wskazują na zwierzęta kopalne :)
28 Metasomatoza – wymiana jonowa zachodząca w podwyższonej temperaturze i ciśnieniu.
29 Stylolit – falisto wygięte formy związane z rozpuszczaniem pod ciśnieniem skał węglanowych. Jest to nieroztopiona 

pozostałość po tym procesie (?).

- 35 -

Ewaporaty
Ewaporaty – skały siarczanowo-solne pochodzenia tylko <i wyłącznie> chemicznego.

Skały siarczanowo-solne

↓

Ewaporaty

↓

Ewaporacja – proces odparowywania wody morskiej

Skały siarczanowe

gipsyt, anhydrytyt, bassanit

30

Skały solne

halit (sól kamienna), sylwin, kizeryt

↓

↓

Minerały skałotwórcze:

gips, anhydryt

Minerały skałotwórcze:

halit, sylwin, kizeryt, karnalit

Skład (?):
CaO +SO

3

, domieszki brom, jod.

Cyklotemy solne – kolejność wytrącania się składników z roztworu wody morskiej.

Węglany → siarczany → chlorki

W zależności od odległości od brzegu morza:
Najbliżej brzegu – węglany, dalej siarczany, a najdalej chlorki.

Skupienia ewaporatów powstałe na kontynencie (lądzie):
wykwity i naskorupienia.

Panwie solne – saliny – strefy przybrzeżne morza, w których dochodzi do ewaporacji wody 
morskiej.

Inne osady słonych jezior, skały:

–

magnezowe (?);

–

fosforanowe;

–

siarkowe – siarkonośne;

–

bogate w stront;

–

barytowe.

Występowanie ewaporatów w Polsce:

–

dolina Nidy – kredowe gipsy (?);

–

zagłębie lubińskie – permskie ewaporaty;

–

Kujawy – wysady solne.

Ewaporaty powstawały w dwóch okresach geologicznych:

–

trzeciorzęd – halit pokładowy z Wieliczki, Bochni.

–

perm (cechsztyn) – na Kujawach, osady: sole potasowe, magnezowe (?), rzadziej wysady 
solne.

30 Bassanit – półwodna odmiana CaSO

4

.

- 36 -

Wykład XIII (16.06.2011)
Kopalne paliwa stałe
Kopalne paliwa stałe – węgle – klasyfikuje się według analizy elementarnej ze względu na 
zawartość pierwiastków węgla, tlenu i wodoru (pobocznie siarki i azotu) wyrażonych w % wag.
W warunkach limnicznych węgle tworzą cyklotemy ze skałami płonnymi.

Procesy rozkładu:

Rozkład materii roślinnej

próchnienie
butwienie
torfienie

Rozkład drobnych organizmów roślinnych i zwierzęcych

gnicie

Podział węgli:

–

węgle humusowe -  węgle powstałe w warunkach lądowych, limnicznych (bez 
ograniczonego dostępu tlenu), powstają tylko z roślin. Procesy genetyczne – diageneza, 
metasomatoza, metamorfizm. Wykazują budowę pasemkową

31

;

–

węgle sapropelowe – węgle powstałe w warunkach paralelicznych – na dnie morza 
(ograniczony dostęp do tlenu). Procesy genetyczne są inne, niż te w węglach humusowych. 
Są jednorodne, nie wykazują warstewkowości, zawierają więcej siarki i azotu;

–

węgle liptobiolitowe (liptobiolity) – występują rzadko, powstały w warunkach 
paralelicznych z rozkładu tłuszczy zwierzęcych i żywic, trudne procesy przemian, 
ograniczone wykorzystanie gospodarcze.

Szeregi uwęglenia – łańcuch odmian różniących się od siebie stopniem uwęglenia (intensywnością 
przemian).

Węgle humusowe

Węgle sapropelowe

Węgle liptobiolitowe

Torf

Gytie (dy)

Bursztyn

Węgle brunatne

Miękkie

Tasmanit

32

Bałchaszyt

Twarde

Węgiel kamienny

Fuzyt (Fuzyn)

Canell

33

, Boghed

<brak?>

Witryt (Witryn)

Duryt (Duryn)

Klaryt (Klaryn)

Antracyt

Gagat

34

<brak?>

Węgle humusowe
Torf – Najsłabiej uwęglona odmiana węgli humusowych (może zawierać do 90% wilgotności). Torf 
można wysuszyć (w temperaturze 105

o

C), lecz łatwo ponownie chłonie wodę Wykazuje słaby 

stopień rozkładu – istnieje możliwość identyfikacji paleobotanicznej roślinności, która go buduje. 
Powstaje z diagenezy materii organicznej. podział torfu może być dwojaki:

31 Budowa pasemkowa – pasma, wskazujące różne warunki sedymentacji i rośliny (?).
32 Tasmanit – węgiel permski zbudowany z nabłonków zarodników, kolor intensywnie żółty.
33 Chyba raczej candle – bo miało to znaczyć „świeca”.
34 Gagat – lita, twarda skała, stosowana jako materiał rzeźbiarski.

- 37 -

–

w zależności od roślin zawartych w nim (mszyste, trzcinowe);

–

w zależności od typu torfowiska, w którym dochodziło do akumulacji (niskie i wysokie).

Torfowiska niskie występują częściej i powstają na skutek zarośnięcia jeziora przez roślinność. 
Torfowiska wysokie tworzą się rzadziej, zazwyczaj w kotlinach międzygórskich.

Węgle brunatne – wykazują wyższy stopień uwęglenia niż torf. Szczątki roślinne są rozłożone na 
tyle, że nie można ich zidentyfikować. Stopień diagenezy powoduje, że wyróżniamy węgle 
brunatne miękkie i twarde:

–

Węgle brunatne miękkie – barwa żółto–brązowa (?), zawierają 35 – 65% wilgoci:
–

węgle ziemiste – po wysuszeniu rozpadają się w pył;

–

węgle łupkowe – po wysuszeniu rozpad kostkowy;

–

Węgle brunatne twarde – barwa brązowa, brunatna, zawierają 10 – 35% wilgoci:
–

węgle brunatne matowe – są zwięzłe, zbite, posiadają przełam kostkowy;

–

węgle brunatne błyszczące – stanowią ogniwo przejściowe z węglami kamiennymi;

–

ksylolity, lignity – szczątki roślin (np. pnie drzew), które nie uległy całkowitemu 
rozkładowi. np. nienaruszone pnie drzew w Turoszowie są twardsze od otaczającego 
węgla, znalazły zastosowanie w stolarstwie;

–

węgle brunatne barwiące – proszek po wysuszeniu, rozpuszczany w rozpuszczalniku (np. 
amoniaku) powodując zabarwienie – produkcja farb.

–

Węgle maziste (sadzowe) stanowią produkty przeobrażeń innych węgli.

Węgle kamienne – powstają przez wpływ metamorfizmu, a nie metasomatozy

Petrografia węgli kamiennych

Makrolitotyp – odmiana petrograficzna węgli, którą można odróżnić makroskopowo. 
Nagromadzenia pasemkowe – o milimetrowej miąższości i rożnej rozciągłości, czasem wykazują 
charakter soczewkowy.

Wyróżniamy cztery makrolittypy:

–

Fuzyt (fuzyn) – węgiel włóknisty, niski stopień rozkładu materii organicznej, odciski roślin, 
miękki, rozsypliwy, czasem występuje piryt – zawiera stosunkowo dużo siarki.

–

Witryt (witryn) – węgiel błyszczący – wysoki stopień uwęglenia, wykazuje nawet połysk 
diamentowy, dobre właściwości dylatacyjne (?), do wytwarzania koksu, odgazowany – 
szczelinki kontrakcyjne – ślady odgazowania.

–

Duryt (duryn) – węgiel matowy – stosunkowo najtwardszy węgiel kamienny, zawiera 
najwięcej komponentu niewęglowego – jest odpowiedzialny za popiół.

–

Klaryt (klaryn) – węgiel przejściowy między węglem błyszczącym a matowym.

Macerały
Macerał – podstawowy, wyróżnialny mikroskopowo składnik węgla, odpowiednik minerału w 
skałach niewęglowych, lecz niemający formy krystalicznej i stałego składu chemicznego. Na 
podstawie macerałów określa się mikrolitotypy, które dzielą się na:

–

monomaceralowe – zbudowane z jednego rodzaju macerałów;

–

bimacerałowe – zbudowane z dwóch rodzajów macerałów;

–

trimacerałowe – zbudowane z trzech (wszystkich)  rodzajów macerałów.

- 38 -

Rodzaje macerałów

Grupa macerałów

Macerał

Witrynit (treść komórek roślinnych, niższy 
stopień rozkładu)

telinit
kolinit
witrodetrynit

Liptynit (Egzynit? Tkanki roślinne)

sporynit
kutynit
rezynit
alginit
suberynit
bituminit
liptodetrynit

Inertynit (witrynit + egzynit)

fuzynit
semifuzynit
makrynit
mikrynit
sklerotynit
inertodetrynit

Makrolitotyp a mikrolitotyp
Fuzyt – składa się z fuzynitu i semifuzynitu.
Witryt – składa się z witrynitu.
Klaryt (półbłyszczący) – składa się z witrynitu i egzynitu.
Duryt – składa się z egzynitu.

Karbomineryty

35

 - substancja organiczna + minerały, np. karboankeryty, karbosilicyty, 

karboality.

Węgle antracytowe – czynniki metamorficzne – wysokie temperatury i ciśnienie.

Procesy a powstające węgle

Diageneza → metasomatoza →

katageneza

→

metageneza

→

metamorfizm

Torf

Węgiel brunatny

Węgiel kamienny

Węgiel koksujący,

Węgiel chudy,

Węgiel antracytowy

Antracyt

Metaantracyt

Grafit

Głębokość ( powstawania?)
fuzyty → witryty, klaryty → kanelle, boghedy

Okresy powstawania węgli:

–

torf – powstaje współcześnie;

–

węgiel brunatny – trzeciorzęd dolny i górny (miocen, pliocen);

–

węgiel kamienny – w Polsce (GZW) – karbon górny (namur, westfall) limniczne, jeden 

35 Być może karbominerały?

- 39 -

pokład węgli sapropelowych, na świecie poza węglami karbońskimi występują również 
węgle permskie.

Kompresja węgla
10 m torfu → 1 m węgla brunatnego,
3 m węgla brunatnego → 1 m węgla kamiennego

36

.

Skały metamorficzne
Skały metamorficzne to skały powstałe w głębi skorupy ziemskiej w wyniku oddziaływania 
wysokiego ciśnienia i temperatury, a niekiedy czynników chemicznych na istniejące już skały 
magmowe lub osadowe. Przy czym przemiana ta odbywa się w stałym stanie skupienia lub w 
częściowym przetopieniu.

Reakcje mające miejsce podczas przemian metalicznych mają charakter odwracalny.

Gdy metamorfizmowi ulegają skały :
magmowe → przedrostek ORTO~;
osadowe → przedrostek PARA~.

Czynniki metamorfizmu:
Temperatura:

–

najefektywniejszy czynnik metamorfizmu;

–

skały zostają poddane oddziaływaniu wyższych temperatur wskutek przemieszczania się w 
coraz głębsze strefy skorupy ziemskiej;

–

temperatura w tych strefach związana jest z:
–

gradientem geotermicznym (30

o

C/km) – ciepło endogeniczne;

–

dostaniem się w pobliże oddziaływania intruzji magmowych;

–

ciepło z rozpadu pierwiastków promieniotwórczych;

–

ciepło związane z siłami tarcia przy dyslokacjach.

Ciśnienie:

–

skały pogrążające się w głębi ziemi podlegają zwiększającemu się ciśnieniu wywieranemu 
przez nadległe masy skalne;

–

wzrost ciśnienia powoduje zgodnie z zasadami termodynamiki zagęszczenie materii, czyli 
zmniejszenie objętości minerałów i skał;

–

niektóre minerały w powyższej sytuacji stają się nietrwałe i zostają zastąpione innymi 
bardziej trwałymi (w danych warunkach);

–

z obserwacji praktycznych wynika, że wzrost ciśnienia pełni rolę podrzędną w stosunku do 
wzrostu temperatury w procesach metamorficznych;

–

wyróżnia się dwa rodzaje ciśnienia:
–

litostatyczne – czyli bezkierunkowe;

–

stres – ciśnienie kierunkowe.

Fluidy (rozpuszczalniki) – ziarna mineralne w drobnych porach intergranularnych otoczone są 
zawsze cieczami. W warunkach wysokiej temperatury odznaczają się one dużą aktywnością. Nie 
jest to woda czysta, lecz zjonizowany roztwór zawierający  grupy wodorotlenowe i dwutlenek 
węgla, a podrzędnie SO

4

 i Cl oraz rozmaite kationy.

36 Zatem zagadka – ile musiało być nagromadzone metrów torfu by mógł powstać rekordowy 28-metrowy pokład 

węgla?

- 40 -

Czas – pełni ważna role w procesach metamorficznych, ponieważ pewne procesy metamorficzne 
potrzebuję czasu.

W zależności od zakresu występowania wyżej wymienionych czynników będziemy mieli do 
czynienia z różnymi typami metamorfizmu:

–

termicznym;

–

wysoko-ciśnieniowym;

–

regionalnym (najważniejszy);

–

dyslokacyjnym;

–

impaktowym.

Warunki

Proces

Opis

700 – 1000

o

C

Magmatyzm

To już nie jest metamorfizm!

600 – 700

o

C

Ultrametamorfizm

Proces, prowadzący do 
powstania dużej ilości stopu w 
wyniku selektywnego 
wytapiania składników.

150 – 600

o

C, 2 kbar

Metamorfizm

Proces, który będzie szerzej 
omawiany

< 150

o

C

Diageneza

W miejsce starych minerałów 
pojawiają się trwałe w 
wyższych temperaturach i 
ciśnieniu.

Minerały skał metamorficznych

Wszystkie minerały skał metamorficznych są w pełni krystaliczne. Kryształy rozwinięte w 
warunkach metamorficznych noszą nazwę blastów.

Minerały skał metamorficznych mogą być dwojakiego pochodzenia:

–

pochodzące od skał pierwotnych (magmowych lub osadowych);

–

będące produktami metamorfizmu.

Istnieją minerały, które mogą mieć dwojaką genezę.

Minerał pierwotny

Przemiany

Minerał metamorficzny

Kwarc

Zachowuje się bez zmian

Chalcedon i opal

Przekrystalizują

kwarc

Skalenie alkaliczne

Reprezentowane przez

mikroklin

Plagioklazy

Reprezentowane są głównie 
przez ogniwa o wyższej 
zawartości sodu

Albit, oligoklaz

Plagioklazy zasadowe

(zasobne w Ca) ulegają 
przeobrażeniu w nowe minerały

Albit, zoizyt, klinozoizyt, 
epidot

Muskowit

Przechodzi w odmianę 
drobnołuseczkową

serycyt

Amfibole

Przechodzą w 

Aktynolit, tremolit, glaukofan

- 41 -

Pirokseny

Przechodzą w

Omfacyt

Oliwiny

Całkowicie ulegają rozpadowi i 
przechodzą w

Minerały grupy serpentynu lub 
chloryty

Skalenoidy

Całkowicie ulegają rozpadowi

Urozmaicone produkty

Minerały ilaste

Przeobrażają się w

miki

glaukonit

Przechodzi w różne minerały 
żelaziste

np. epidot, chloryty

Węglany
(kalcyt, aragonit, syderyt i 
dolomit)

Przekrystalizują
trwałe są tylko w płytkich 
strefach metamorfizmu

kalcyt

Fosforany

Przechodzą w 

apatyt

Nowe minerały:

–

talk;

–

grafit;

–

grupa serpentynu (antygoryt, chryzotyl);

–

chloryty;

–

dysten Al

2

O

3

 ∙ SiO

2

;

–

korund Al

2

O

3

.

Tekstury i struktury skał metamorficznych

Struktury skał metamorficznych:

1. ze względu na stosunki wielkości blastów:

a. homeoblastyczna (równoblastyczna) – blasty mniej więcej tej samej wielkości;
b. heteroblastyczna (różnoblastyczna) – blasty różnej wielkości:

- porfiroblastyczna (c) – jeden minerał tworzy blasty wyraźnie większe od 

pozostałych;

- poikiloblastyczna (d).

2. ze względu na bezwzględną wielkość blastów:

a. drobnoblastyczna;
b. średnioblastyczna;
c. gruboblastyczna;

3. ze względu na pokrój blastów:

a. granoblastyczna;
b. lepidoblastyczna;
c. nematoblastyczna.

- 42 -

Czasem spotyka się tzw struktury reliktowe. Są to zachowane struktury skał pierwotnych (np. 
blastopsefitowa).

Tekstury skal metamorficznych:

1. bezładna (ciśnienie litostatyczne – brak czynnika porządkującego teksturę);
2. kierunkowa (ciśnienie kierunkowe – stres):

a. równoległa linijna (lineacja mineralna) – liniowe ułożenie blastów o pokrojach 

wydłużonych;

b. płaska (foliacja) – płasko-równoległe ułożenie blastów;
c. płasko-linijna – płasko-równoległe ułożenie blastów płytkowych i słupkowych.

3. tekstura łupkowa;
4. tekstura gnejsowa;
5. tekstury reliktowe – zachowanie tekstur skał pierwotnych (np. warstwowania)

Tekstura równoległa pochodząca z rozmieszczenia składników

płaska słabo wykształcona

płaska silnie wykształcona

Metamorfizm regionalny i facje metamorficzne

Metamorfizm regionalny ma charakter wtórny w stosunku do ruchów górotwórczych i 
lądotwórczych, w wyniku których całe połacie wierzchnich warstw skorupy ziemskiej mogą się 
znaleźć na znacznej głębokości, to jest w warunkach, gdzie panuje wysoka temperatura i ciśnienie, 
albo tam gdzie zachodzą procesy górotwórcze i działa ciśnienie kierunkowe.
Facja metamorficzna – jest to zakres ciśnień i temperatur, w którym trwałe są określone zespoły 
mineralne. W poszczególnych facjach przemiana skał przebiega z różną intensywnością i powstają 
rozmaite produkty tej przemiany.

W czasie metamorfizmu w określonych warunkach fizykochemicznych skały o różnych zespołach 
mineralnych, ale o takim samym składzie chemicznym utworzą skały metamorficzne 
charakteryzujące się identycznym składem zarówno chemicznym jak i mineralnym. Na przykład 
czy skała wyjściową będzie arkoza czy granit to produktem finalnym będzie gnejs. Z pojęciem facji 

- 43 -

związane jest jednocześnie pojęcie minerału wskaźnikowego.

Skały powstałe w wyniku metamorfizmu regionalnego

Fyllity – skały powstające w wyniku zmetamorfizowania skał ilastych. Często są posobne do silnie 
zdiagenezowanych skał ilastych. Tekstury łupkowe, bardzo drobnoblastyczne, częste zafałdowania, 
nierówne powierzchnie oddzielności. Barwy szare, niebieskawe, zielonkawe, brunatnawe. W 
składzie mineralnym mogą wystąpić: serycyt, chloryty, kwarc, albit, kalcyt.

Łupki – duża grupa skał o teksturze łupkowej, strukturze drobno~ lub średnioblastycznej, 
lepidoblastycznej. Obejmuje ona m in. łupki grafitowe, talkowe, chlorytowe, mikowe, serycytowe.

Łupki grafitowe – powstałe z przeobrażenia skał osadowych bogatych w substancję węglistą lub 
bituminy. Barwy czarnej, najczęściej niewielkiej zwięzłości.

Łupki chlorytowe – składają się głównie z chlorytów, co przesądza o barwie seledynowo 
oliwkowej i niewielkiej twardości. Powstają w facji zieleńcowej z osadów ilastych.

Łupki mikowe (łyszczykowy) – powstają w nieco głębszych strefach metamorfizmu niż inne łupki. 
Główny składnik to miki, obok których mogą wystąpić kwarc, plagioklazy, chloryty, granaty, 
magnetyt i inne. W zależności od przeważającego składnika wyróżniamy łupki biotytowe, 
muskowitowe. Struktury lepido~ i lepido-granoblastyczne.

Łupki serycytowe – ma cechy swego głównego składnika – serycytu. Jeżeli występuje z 
chlorytem, mówimy o łupkach serycytowo-chlorytowych.

Kwarcyty – powstają głównie z przeobrażenia piaskowców kwarcytowych, wykazuje 
podobieństwo do osadowych piaskowców o spoiwie krzemionkowym. Na skutek rekrystalizacji 
spoiwa są jednak od nich bardziej jednolite, masywne, zbite, szkliste. Poza kwarcem może pojawić 
się muskowit, skalenie, granaty. Czasem zaznacza się tekstura łupkowa – mówimy wtedy o łupkach 
kwarcytowych.

Marmury – powstają w wyniku zmetamorfizowania skał węglanowych. Jeśli skałą wyjściową były 
czyste wapienie to marmury zbudowane są wyłącznie z przekrystalizowanego kalcytu. Jeżeli 
zawierały domieszki (np. minerały ilaste), to mogą zawierać miki, chloryty, kwarc, skalenie i inne. 
Struktura homeoblastyczna, granoblastyczna, tekstura bezładna lub równoległa.

Zieleńce – typowi przedstawiciele facji zieleńcowej o barwach szaro- lub ciemno zielonych i 
teksturze najczęściej łupkowej, rzadziej natomiast bezładnej. Składnikami ich są: epidot, chloryt, 
albit i niekiedy aktynolit. Pobocznie występują w nich również m in.: magnetyt, apatyt, tytanit, 
kwarc, biotyt, kalcyt i dolomit. Charakteryzują się zwykle porfiroblastyczną mikrostrukturą – 
większe ziarna albitu widoczne są w nich na tle drobnoziarnistej masy chlorytowo-epidotowej z 
albitem. Zieleńce i łupki zieleńcowe są produktem metamorfizmu regionalnego zasadowych skał 
magmowych takich jak bazalty i ich tufy oraz niektórych diabazów tworzących płytkie intruzje 
wśród podmorskich wulkanitów. Z powodu niewielkiego stopnia przeobrażenia w zieleńcach nawet 
makroskopowo widoczne są relikty tekstur i struktur skał wylewnych. Niekiedy zieleńce tworzą 
stopniowe przejścia do wyjściowych do nich wulkanitów.

Granulity – skały kwarcowo-skaleniowe z granatami. Używa się też określeń granulity jasne i 
ciemne. Granulity jasne przedstawiają skały złożone ze skaleni potasowych i plagioklazów. 
Skalenie potasowe są zazwyczaj drobnoziarniste, rzadziej tworzą porfiroblasty. Plagioklazy są 

- 44 -

reprezentowane przez oligoklaz zawierający wrostki ortoklazu (antypertyt). Kwarc w większości 
granulitów tworzy drobne ziarna o nieregularnych zarysach. Skały te stopniowo przechodzą w 
granulity ciemne, w których wzrasta ilość granatu, a obok niego pojawia się augit. Wzrostowi 
udziału składników ciemnych odpowiada w skaleniach wyraźna przewaga ilościowa plagioklazów 
nad skaleniami potasowymi. Granulity są skałami o wysokim stopniu metamorfizmu. Mogą one 
powstawać zarówno ze skał magmowych jak i z osadowych.

Serpentynity – skały o strukturze bezkierunkowej barwy zielonawej, szarożółtawej, brunatnej lub 
czarnej. Zbudowane głównie z minerałów serpentynowych: antygorytu, chryzotylu. Skały te są 
produktem metamorfizmu regionalnego w warunkach facji zieleńcowej takich skał jak: dunity, 
perydotyty, pikryty i gabroidy. Mogą też powstawać ze skał metamorficznych o odpowiednim dla 
nich chemizmie np. z amfibolitów. Serpentynity często zawierają liczne relikty 
niezmetamorfizowanych utworów wyjściowych. Często obejmują tylko pewne partie masywów 
ultrazasadowych i zasadowych, dlatego też stosunkowo łatwo można określić z jakich skał 
powstały.

Amfibolity – to skały ciemnozielone, ciemnoszare lub czarne odznaczające się drobno~ lub 
średnioziarnistą strukturą. Często ujawniają tekstury kierunkowe, podkreślone zgodnie ułożonymi 
słupkami hornblendy. Rzadsze są w nich tekstury bezładne. Mikrostruktury tych skał są zazwyczaj 
nematoblastyczne. Amfibolity zawierają głównie hornblendę, kwarc oraz czasami sporą ilość 
plagioklazu. Drugim kryterium ich podziału jest oczywiście foliacja. W plagioklazach dość często 
widoczne są ziarna epidotu, świadczące o zastępowaniu tych skaleni zespołem albit + epidot. 
Przeważająca część amfibolitów powstaje podczas przeobrażeń regionalnych w warunkach facji 
amfibolitowej. Rzadziej skały te powstają w obrębie utworów epizonalnych utworzonych w ramach 
facji zieleńcowej. W takich przypadkach oprócz hornblendy zawierają albit i epidot. Część 
amfibolitów powstaje w warunkach metamorfizmu kontaktowego w facji hornblendowo-
hornfelsowej lub w efekcie retrogresywnych przemian skał o wyższym stopniu metamorfizmu, na 
przykład eklogitów i granulitów. Amfibolity mogą tworzyć się z utworów magmowych, osadowych 
oraz wskutek amfibolityzacji innych skał metamorficznych.

Gnejsy – grupa skał niezmiernie zróżnicowaną pod względem mineralnym, a szczególnie 
teksturalnym. Ich głównymi składnikami są skalenie i kwarc. Skalenie są reprezentowane zarówno 
przez plagioklazy jak i skalenie potasowe, zazwyczaj mikroklin. Skalenie budujące te skały mają 
różne rozmiary od małych kryształów po duże, kilkucentymetrowe. Porfiroblasty skaleni mogą 
mieć charakter reliktowy, tzn. przedstawiać zachowane w pierwotnej formie duże ziarna skaleni 
magmowych, cechujących się dość prawidłowymi zarysami z nielicznymi tylko wrostkami. 
Częściej jednak skalenie te wzrastały w czasie procesów metamorficznych kosztem 
drobnoziarnistego tła skalnego. Łyszczyki występują w różnych ilościach. Przeważnie mają one 
postać dość dużych, dobrze rozwiniętych blaszek i są skupione w stosunkowo grubych laminach, 
lub jako składniki podrzędne - tworzą nieciągłe smugi. Muskowit obecny jest tylko w gnejsach 
zmetamorfizowanych w warunkach niższych temperatur. Gnejsy przeobrażone  w wysokich 
zakresach temperatur i ciśnień zawierają tylko biotyt, ponieważ w tych warunkach muskowit staje 
się nietrwały, a jego miejsce zajmują syllimanit + ortoklaz. W gnejsach spotyka się chloryt, który 
zwykle wraz ze spadkiem stopnia metamorfizmu zastępuje biotyt. Często w gnejsach pojawia się 
też hornblenda. Z minerałów pobocznych powszechne są: cyrkon, apatyt; rzadziej notuje się tytanit 
i rutyl. Przeważająca część gnejsów powstaje podczas regionalnych przeobrażeń w warunkach facji 
amfibolitowej. Rzadziej skały te spotyka się w obrębie utworów reprezentujących najwyższy 
stopień metamorfizmu. Gnejsy mogą powstawać zarówno ze skal osadowych jak i magmowych.

Eklogity -  skały złożone z granatów i piroksenów, a z minerałów pobocznych mogą zawierać rutyl 
i dysten. Tworzą się one ze skał o chemizmie gabrowym w warunkach bardzo wysokich ciśnień. 

- 45 -

Wskazuje na to skład mineralny: omfacyt, granat, rutyl, dysten. Niektóre z tych skał tzw. eklogity 
diamentonośne pojawiają się z perydotytami w kominach kimberlitowych. Materiałem wyjściowym 
dla eklogitów są przeważnie skały magmowe o składzie bazaltowym. Należy jednak przypuszczać, 
że część z nich może tworzyć się również z sedymentów. Struktury grano i heteroblastyczne z 
porfiroblastami granatów większymi od omfacytów.

Migmatyty

Facje i produkty metamorfizmu regionalnego

Warunki 

fizyczne

Stadia 

metamorficzne

Główne facje 

metamorficzne

Skały wyjściowe

Kwaśne skały 
magmowe i ich 
tufy,
sjenity, dioryty, 
arkozy

Gabroidy i ich 
tufy, 
ultrazasadowe 
skały 
magmowe

Skały ilaste, 
ilasto-
mułowcowe

Piaskowce 
kwarcytowe i 
skały 
krzemionkowe

Margle i skały 
pokrewne

Wapienie i 
dolomity

Temp.
150-
800

o

C

Ciśn. = 
100-
1000MPa

progres.

Bardzo niskie
(150-300

o

C)

ZEOLITOWA

Skały 
kwarcowo-
skaleniowe z 
zeolitami

Metagabroidy 
z zeolitami

Metałupki z 
zeolitami

Łupki 
kwarcowe

Metałupki 
węglanowe

Wapienie i 
dolimity

Niskie
(300-500

o

C)

ZIELEŃCOWA
(dawna epi)

Łupki 
krystaliczne
mik-kw-chlor

37

Serpentynity, 
zieleńce, łupki 
kryst. chlor-ep

Fyllity, łupki 
kryst., łupki 
łyszczykowe

Lupki 
kwarcytowe, 
kwarcyty

Fyllity 
węglanowe,
łupki kryst.

Marmury

Średnie
(480-700

o

C)

AMFIBOLITOWA
(dawna mezo)

Łupki kw-skal 
z łys, gran, Hb
Gnejsy

Amfibolity i 
amf. z gran/Pl
Eklogity

Łupki 
łyszczykowe 
z gran i Or

kwarcyty

sk. wap-krz. 
Erlany,
Eklogity

Marmury

Wysokie
(700-850

o

C)

GRANULITOWA
(dawna kata)

Gnejsy, 
granulity

Granulity 
Hb/Px, Eklog.

Gnejsy, 
granulity

kwarcyty

Granulity Px
Eklogity

Marmury
kalcytowe

Temp.
>200

o

C

ciśn.= 
500-1500 
MPa
wys. 
ciśnień

GLAUKOFANOWA 

Łupki 
kwarcytowo-
glaukofanowe

Łupki 
glaukofanowe

Łupki 
muskowitowo
-chlorytowo-
kwarcowe

Łupki 
kwarcytowe

Łupki węgl-
ep-chlor, 
łupki wegl-
glaukofan

Wapienie i 
dolomity 
krystalicz
ne

Marmury

Niebieskie łupki glaukofanowe

kwarcyty

EKLOGITOWA

EKLOGITY

EKLOGITY

Marmury

Literatura
Przewodnik do petrografii – praca zbiorowa pod red. A. Maneckiego i A. Muszańskiego
A. Bolewski, W. Parachoniak – Petrografia
W. Ryka, M. Maliszewska – Słownik petrograficzny
A. Majerewicz, B. Wierzchołowski – Petrologia skał magmowych
K. Kozłowski, W. Ryka – Petrografia skał magmowych
K. Łydka – Petrologia skał osadowych
M Turnau – Morawska – Petrografia skał osadowych
W. Heflik – Metamorfizm w świetle niektórych zagadnień fizykochemicznych

Ponadto korzystałem z:
Słownik geologiczny – Hubert Sylwestrzak, Włodzimierz Mizerski

37 mikowo-kwarcytowo-chlorytowe

- 46 -