Referaty

chester

Kto jeszcze ma 7 temat do napisanie czyli minerały grupy SiO2??

Euzebia

nie wiem czy mogę zdradzić ale wiem że Agnieszka Przekora Razz

chester

spoko ja chce tylko wiedziec czy bedzie korzystac z tych samych zrodel co ja:D

Maiden

ja też mam , a z jakich ty korzystasz? Smile

chester

z kserowek ktore dostalem na maila - to byly odpowiedzi na wszystkie zagadnienia.. a Ty z jakich korzystasz??

Alicja

fnfhn

Blinker

Młody

Alicja

"wybrani" w sensie koledzy, a co, to juz nie mozna nic nikomu przesłać? zaraz moze k .... bede biegać do kazdego i wielce przepraszac ze kotś opracował pare pytan i mi je przesłał bo chciał pomoc,a nie przesłąłąm go kazdemu z osobna na roku???? moze mam od was zbierać maile i sie prosic czy wysyłąć? wy na pewno nic nikomu nie przeslecie, no mi prywatnie byście nic nie przesłali, ja przesłałam maila PRYWATNIE
co jak co , ale moze sami zaczniecie chodzic na wykłady a nie żebrać od kogoś notatki, lub sie na kims wyżywac ze je miał a nie dał

Alicja

chcecie zagadnienia to macie!!!!!!!

Natura barwy minerałów.

barwa – cecha charakterystyczna minerału (ustalana na podstawie rysy)
‘barwa odzwierciedla uczucia’

Na barwę minerałów składa się ponad 100 czynników. Związane jest to z budową wewnętrzną: pole krystaliczne (które oddziałuje na znaleziony się tam metal), defekty sieciowe, orbitale molekularne, od zanieczyszczeń.
1) barwy idiochromatyczne – o barwie własnej, wskazujące zabarwienie w stanie optycznym jednorodnym,
o budowie struktury elektronowej atomów, które ją budują, np.
o czerwone – pirop, rubin
o zielone – uwarowit, szmaragd
o fioletowe – kemereryt
o żółty – krokoit
2) barwy alochromatyczne – o barwie obcej, zabarwione są domieszką substancji zazwyczaj koloidalnej, która jest rozproszona w minerale lub jonów chromofowych
o żelazo, tytan – barwi korund i szafir na niebiesko
o pęcherzyki powietrza – barwią kwarc na biało
o defekty radiacyjne
o wrostki
3) barwy pseudochromatyczne – mają tzw. iryzację, np. labrador, opale szlachetne – globulki SiO2 ułożone regularnie; następuje załamanie i dyfrakcja światła

Barwa minerałów, wg Nassan
Teoria pola krystalicznego zjawisko pierwiastków przejściowych
domieszki
centrum barwne azuryt, goethyt
cytryn, rubin
fluoryt, ametyst
Teoria orbitali molekularnych przeniesienie ładunki
materia organiczna kordieryt, cyjanit
wanadynit
Teoria pasma przewodniki
półprzewodniki
półprzewodniki domieszkowe miedź, złoto, srebro
saletra, piryt
niebieski i żółty diament
Zjawiska optyczne dyspersja światła
rozproszenie światła
interferencja
dyfrakcja „gra” kamieni szlachetnych
asteryzm, awenturyzacja
iryzacja (np. bornit)
opalescencja, labradoryzacja

Alicja

Ogólna charakterystyka minerałów ilastych.

Minerały ilaste są uwodnionymi glinokrzemianami Al, Mg i Fe, należącymi do krzemianów warstwowych lub wstęgowych. Są one zasadniczymi składnikami skał ilastych, charakteryzujących się zdolnością do wymiany kationów, zwięzłością po wypaleniu. Są zwykle bardzo drobnoziarniste i mają zdolność do tworzenia z wodą mniej lub bardziej plastycznej masy. Mają strukturę warstwową lub warstwowo krzemową. Często wykazują konsystencję ilastą, a zalane wodą tworzą glinę. Typowym zbiorem minerałów ilastych jest błoto. Są on często wykorystywane w różnych dziedzinach przemysłu, np. jako środki ogniotrwałe, gliny pęczniejące, do wyrobu cementu i cegieł. Służyły również do wyrobów leków np. Bol- cudowne lekarstwo no żołądek. Są obecne we wszystkich strefach wietrzenia. Dzieląc je pod względem struktury wydziela się podgrupy:
 kaolinitu
 pirifyllitu
 montmorillonitu
 wermikulitu
 hydromik
 pałygorskit
Najważniejszymi przedstawicielami minerałów ilastych są: kaolinit, illit, montmorillonit i wermikulit.

W zależności od wzajemnego układu warstw oktaedrów i tetraedrów mogą one należeć do krzemianów:
o o typie budowy 1:1, gdzie warstwa oktaedrów jest trwale i jednostronnie połączona z warstwą tetraedrów. Należy do tej grupy kaolinit i haloizyt.
o o typie budowy 2:1, gdzie warstwa oktaedrów zamknięta jest między dwoma warstwami tetraedrów. Należy do tej grupy montmorylonit, wermikulit, hydromiki, pyrofyllit.
o warstwowo- wstęgowych do której należy pałygorskit

Minerały ilaste powstają głównie w wyniku wietrzenia chemicznego innych glinokrzemianów, mogą także krystalizować
z roztworu. Rodzaj powstających minerałów ilastych zależy od składu chemicznego wietrzejącego minerału pierwotnego oraz od warunków środowiska (odczynu, obecności różnych jonów itp.). Odczyn kwaśny sprzyja powstawaniu kaolinitu, obojętny lub alkaliczny - montmorillonitu. Grupa minerałów ilastych wyróżnia się zespołem charakterystycznych cech, do których należą:
Powierzchnia właściwa - cząstki ilaste ze względu na ich drobne wymiary posiadają dużą powierzchnię zewnętrzną. Jednak nie stanowi ona ich całkowitej powierzchni właściwej, na którą składa się dodatkowo powierzchnia wewnętrzna, czyli międzypakietowa. Ogromna powierzchnia właściwa minerałów ilastych jest więc wynikiem zarówno dużego rozdrobnienia materiału, jak i pakietowej struktury cząstek. Aby dobrze zrozumieć ten problem należy uzmysłowić sobie, iż powierzchnia właściwa frakcji ilastej na 1ha typowej gleby pyłowej lub ilastej jest w przybliżeniu 20 - 25 razy większa od powierzchni Polski. Największą powierzchnię właściwą mają minerały trójwarstwowe (grupa montmorillonitu), najmniejszą zaś minerały dwuwarstwowe (grupa kaolinitu).
Elektroujemne ładunki - cząstki ilaste posiadają zazwyczaj ładunek ujemny. Powoduje on przyciąganie przez powierzchnię minerału ilastego ogromnej ilości kationów. W ten sposób powstaje tzw. podwójna warstwa jonowa. Składniki cząstki koloidalnej stanowią wewnętrzną warstwę jonową, będącą "wielkim anionem", którego powierzchnia posiada znaczną ilość ładunków ujemnych. Zewnętrzną warstwę jonową stanowi ogromna ilość dość luźno związanych kationów, które otaczają cząstkę koloidalną, a w niektórych przypadkach wnikają do jej wnętrza. Oprócz kationów na powierzchni cząstki koloidalnej grupuje się też duża ilość cząsteczek wody. Część tej wody wiązana jest przez zaabsorbowane kationy, poza tym wszystkie minerały ilaste wiążą duże ilości wody w przestrzeniach międzypakietowych. Sorpcja kationów przez minerały ilaste odgrywa w glebie ogromną rolę.
Właściwości fizyczne - w zależności od uwilgotnienia minerały ilaste wykazują odmienne właściwości. W stanie wilgotnym są one plastyczne i maziste, zaś w trakcie suszenia kurczą się, przechodząc w zwięzły i silnie scementowany materiał. Właściwości te decydują o szeregu właściwości fizycznych gleb, takich jak pęcznienie i kurczliwość, czy plastyczność
i lepkość.

W minerałach dwuwarstwowych (grupa kaolinitu) poszczególne pakiety związane są trwale wiązaniami wodorowymi (wodór grup OH oktaedrów). Wiązania te są na tyle silne, że nie dopuszczają do zwiększenia przestrzeni międzypakietowych
i uniemożliwiają wchodzenie wody i dodatkowych kationów. Zdolności sorpcyjne tych minerałów są ograniczone tylko do ich powierzchni zewnętrznych. Odmienne właściwości posiadają minerały trójwarstwowe. W pakietach illitu (grupa hydromik) około 20% jonów Si4+ jest podstawione jonami Al3+. Wywołane tym podstawieniem ładunki ujemne są rekompensowane występującymi w przestrzeniach międzypakietowych kationami potasu. Wielkość promienia jonowego potasu jest zbliżona do rozmiaru przestrzeni międzypakietowej, dzięki czemu jony te są zaabsorbowane trwale, działają usztywniająco na sąsiadujące pakiety i uniemożliwiają wchodzenie wody. Struktura illitu nie jest zatem rozciągliwa,
a związane jony potasu nie są dostępne dla roślin. Sorbowanie zachodzi tu głównie na powierzchni zewnętrznej minerału. Struktura wermikulitu jest do pewnego stopnia rozciągliwa. W przestrzeniach międzypakietowych, oprócz jonów Mg2+ równoważących ujemny ładunek pakietów, mieszczą się dwie warstwy cząsteczek wody. Dzięki temu kationy wymienne mogą być sorbowane również w przestrzeniach międzypakietowych. Pomiędzy pakietami montmorillonitu występują słabe siły międzycząsteczkowe (siły van der Waalsa), które nie są w stanie przeciwdziałać wnikaniu wody i kationów wymiennych. Odległości międzypakietowe tego minerału mogą się zwiększać nawet dwukrotnie (duże zmiany objętości). Wysoka zawartość montmorillonitu w glebach przyczynia się do wzrostu ich zdolności do pęcznienia i kurczliwości, a także plastyczności i lepkości.

Do badania tych minerałów używa się metod rentgenowskich oraz termicznych.

Najważniejsze obszary występowania w Polsce: obszar Dolnego Śląska i Niżu Polskiego. Żarów, okolice Świdnicy (nowe złoża), okolice Strzelina, okolice Jaroszowa – znajduje się tu największe złoże glin ogniotrwałych. Obszar iłów trzeciorzędowych – okolice Środy Śląskiej. Pakiety węglowe na Dolnym i Górnym Śląsku. We fliszu karpackim tez jest dużo minerałów ilastych.

Alicja

Pegmatyty (geneza i klasyfikacja).

Pegmatyty to skały bardzo grubokrystaliczne, wydzielane ze względu na duże ziarna o zmiennych wymiarach.

Geneza:
- powstają z resztek pomagmowych – roztwory lotne gromadzą się na zewnątrz batolitu i krystalizują w pustkach tam występujących lub przedostają się do skał osłony (np. wapieni)
- gdy resztki pomagmowe wchodzą w skały osłony zaczynają krystalizować w pustkach tej skały, zachodzi wymiana chemiczna (metasomatoza), tworzą się nowe roztwory i minerały
- powstają na dużych głębokościach i przy dużych ciśnieniach
- pegmatyty ziem rzadkich powstają najczęściej na głębokościach 8-9km
- pegmatyty mikowe powstają na głębokości 5-8km
- pegmatyty zawierające metale rzadkie od 3,5-5km
- pegmatyty zawierające kryształy górskie – 3km
- ciśnienia są rzędu 120-190MPa

Wczesna krystalizacja magmy zaczyna się poniżej temperatury 900ºC, zależy od składu mineralnego roztworu, dlatego temperatura ta może się zmniejszyć nawet do 460ºC.
Za pomocą wrostków ciekło – gazowych okazało się, że biotyt krystalizował w temperaturze 500-750ºC, kwarc 500-460ºC, muskowit 500-450ºC, beryl 500-400ºC, strefy kwarcowo – morionowe 300-130ºC, a obwódki chalcedonowe na ametystach – 90-45ºC.

Podział pegmatytów:
- pegmatyty linii czystej – występują w granitoidach, ich skład nie uległ zmianie w późniejszym okresie
- pegmatyty linii zanieczyszczonej – jego skład uległ zmianie po krystalizacji, np. tworzyły się nowe minerały

- granit
- strefa pismowych granitów (lub pegmatytów)
- strefa blokowa (pojawiają się bardziej zróżnicowane ziarna skalenia i kwarcu)
- strefa bardzo dobrze zdyfrakcjonowana (dobrze wykształcone monokryształy)
- strefa albitowo – spodumentowa

Pegmatyty można podzielić ze względu na skład:
- pegmatyty skaleniowe
- pegmatyty mikowe
- pegmatyty zawierające kamienie szlachetne
- pegmatyty ziem rzadkich

Pegmatyty można podzielić ze względu na skały:
- granitowe
- skał zasadowych
- skał ultrazasadowych

Hipotezy tłumaczące powstawanie pegmatytów:
1) Hipoteza Fersmana – pegmatyty są produktami zastygania resztek pomagmowych. Proces powstawania podzielił na pięć etapów:
a) etap magmowy
b) etap epimagmowy
c) etap pneumatologiczny
d) etap hydrotermalny
e) etap hipergeniczny
Etapy te podzielił na geofazy:
- faza magmowa – odpowiada etapowi zastygnięcia macierzystej intruzji
- faza epimagmowa – temp. ok. 800ºC, tworzą się aplitowe otoczki pegmatytów
- faza pegmatytowa właściwa (faza pismowa) – jednoczesna krystalizacja skalenia K i kwarcu; wtedy powstają przerosty pismowe kwarcu i skalenia; temp. 700-600 ºC
- faza pegmatoidalna – dwufazowy skład fizykochemiczny, temp. 600-500 ºC; krystalizują turmaliny, muskowit
- faza nadkrytyczna – odpowiada wysoko-, średnio- i niskotemperaturowym fazom hydrotermalnym; powstają albity, związki litu; temp. 500-400 ºC
- faza hydrotermalna – jest tu skroplona woda, gaz, ciała stałe; krystalizują siarczki, węglany
- faza hipergeniczna – odpowiada procesom przeobrażeniowym w strefie wietrzenia, powstają minerały ilaste, krzemionka

Wg tej hipotezy niemożliwe jest powstawanie pegmatytów bez istnienia resztek pomagmowych,
w zamkniętych warunkach fizykochemicznych. Hipoteza ta nie tłumaczy przestrzennego zróżnicowania pegmatytów, stwarza zbyt ostre granice temperaturowe, nie uwzględniając warunków tektonicznych, rozpuszczalności w wodzie itp.

2) Hipoteza Włosowa – pegmatyty powstają w bąblach pogazowych.
3) Hipoteza badaczy USA – pegmatyty powstają w dwóch stadiach
a) stadium strefowe – następuje wypełnienie przestrzeni
b) powstanie utworów metasomatycznych – w miejsce już wytworzonych minerałów pojawiają się nowe
Eksperymentalnie nie dało się wyznaczyć tych dwóch stadiów. Przemiany metasomatyczne zachodzą inaczej.
4) Hipoteza uczonych rosyjskich – pegmatyty mogą powstawać z dowolnych skał, podobnych składem do granitu.
5) Hipoteza metamorfogeniczna – tę hipotezę zaproponowano dla pegmatytów występujących w utworach prekambryjskich. Twierdzi, że powstały w inny sposób niż pegmatyty powstałe później. Hipoteza ta mówi, że skład pegmatytów związany jest z metamorfizmem regionalnym. Każda facja metamorfizmu daje określony skład chemiczny, np. pegmatyty muskowitowe towarzyszą skałom facji dystenowo – sylimanitowej, pegmatyty ziem rzadkich – facji granulatowej.

Alicja

Najważniejsze minerały miedzi.

Miedź rodzima – Cu, układ regularny; tw. 3; barwa miedziana; rysa miedziano- czerwona- błyszcząca; połysk metaliczny; łupliwość brak; przełam haczykowaty; rzadko tworzy kryształy. Występuje w paragenezie z kuprytem, malachitem, azurytem, kowelinem. W Polsce stwierdzona w Miedzianej Górze, Karpatach, Radzimowicach, Wieściszowicach i Miedziance. Ruda miedzi.

Chalkozyn – Cu2S; układ rombowy; tw. 3; barwa ołowiana; rysa ciemno- szara; połysk metaliczny; łupliwość niedokładna; przełam muszlowy; jest on prostym siarczkiem miedzi. Teoretycznie zawiera 80%Cu. Powstaje
w niskotemperaturowych żyłach hydrotermalnych oraz w środowiskach redukcyjnych. Współwystępuje
z kowelinem, bornitem, chalkopirytem i. in. W Polsce znany z Miedzianki, Miedzianej Góry, Ciechanowic
i Radzimowic. Jest to ważny gospodarczo minerał użyteczny miedzi.

Kowelin – CuS; układ heksagonalny; tw. 2; barwa niebiesko- czarna; rysa niebieskawo- czarna; połysk tłusty metaliczny; łupliwość doskonała; występuje w postaci tabliczkowych kryształów. Jest to minerał utworów hydrotermalnych i osadowych. Jest składnikiem wielu złóż miedzi. W Polsce znany z Miedzianej Gór, Kowar, Boguszowa, Czarnowa i Radomierza. Występuje z innymi minerałami miedzionośnymi. Jest źródłem miedzi.

Bornit – Cu2FeS4; układ regularny; tw. 3; barwa czerwono- brunatna; rysa ciemno- szara; połysk metaliczny; łupliwość słaba; przeważnie tworzy skupienia zbite. Współwystępuje z innymi minerałami miedzi, a niemal zawsze z malachitem. Powszechny na terenie LGOM-u, w okolicach Jawora i Miedzianki. Jest wartościowym nośnikiem Cu.

Chalkopiryt - CuFeS2; układ tetragonalny; tw. 3,5; barwa mosiężno- żółta; rysa zielonkawo- czarna; połysk metaliczny; łupliwość brak; przełam muszlowy

Tetraedryt – Cu3SbS4; układ regularny; tw. 3- 4,5; barwa fioletowo- czerwona, ciemno- niebieska; rysa ciemno szara z brunatno- wiśniowym odcieniem; połysk metaliczny; łupliwość brak; przełam nierówny; jest najbardziej rozpowszechnioną siarkosolą Cu. Powstaje w utworach hydrotermalnych, pegmatytowych i metasomatycznych. Tworzy paragenezy z chalkopirytem, bornitem, galeną, kowelinem, sfalerytem i. in. W Polsce znany z Tatr, Gór Świętokrzyskich i Dolnego Śląska- Srebrna Góra, Chełmiec, Ciechanowice i LGOM. Stosowany do pozyskiwania miedzi, srebra, rtęci i antymonu.

Domeykit – Cu3As; układ regularny, heksagonalny; tw. 3,5; barwa cynawo - biała; połysk metaliczny; tworzy on polimorfy: regularny (a) i rombowy (b). Jest on składnikiem rud miedzi. Nazwany został na cześć Polaka Ignacego Domeyki, wybitnego mineraloga chilijskiego.

Kupryt – Cu2O; układ regularny; tw. 4; barwa ciemno- rubinowa, stalowo- szara; rysa czerwona; połysk diamentowy; łupliwość słaba; minerał strefy utlenienia. W Polsce znany z Miedzianki, Miedzianej Góry
i Dziwiszowa.

Malachit – Cu2(CO3)(OH)2; układ jednoskośny; tw 4.; barwa zielona; rysa jasno-zielona; połysk szklisty; łupliwość dobra; rzadko występuje w postaci kryształków o pokroju igiełkowym. Często tworzy nacieki i naloty. Powstaje
w strefie utleniania kruszców Cu. Współwystępuje z miedzią rodzimą, kuprytem, azurytem, bornitem, chalkopirytem i. in. W Polsce znany z Gór Świętokrzyskich i Dolnego Śląska (Miedzianka). Wykorzystywany do celów jubilerskich i zdobniczych - np. z malachitu wykonano płytki zdobiące saskie pokoje.

Azuryt – Cu3(CO3)2(OH)2; układ jednoskośny; tw. 4; barwa fioletowa; rysa jasno-niebieska; połysk szklisty; łupliwość dobra; na powietrzu powoli przechodzi w malachit. Dawniej był stosowany do produkcji niebieskich farb, które z biegiem czasu ulegał takiemu przeobrażeniu. Tym tłumaczy się zielony kolor nieba na starych obrazach. Współwystępuje z malachitem, limonitem, kalcytem, chalkozynem, kowelinem i. in. Powstaje w strefie utleniania kruszców Cu. Znany z Gór Świętokrzyskich, Tatr, Złotego Stoku, Miedzianki, Nowej Rudy, a także z LGOM-u. Stosowany jako kamień ozdobny. Powszechny składnik rud miedzi.

Chryzokola – CuSiO3xnH2O; układ rombowy; tw. 2-4; barwa niebieski, zielony, niebieskozielony w różnych odcieniach; połysk szklisty, woskowy, matowy; łupliwość brak; przełam muszlowy

Alicja

Charakterystyka minerałów grupy SiO2.

Minerały grupy SiO2 tworzą liczne odmiany polimorficzne, wśród których można wyróżnić trzy główne: kwarc, trydymit, cristobalit. Znane są one w modyfikacjach wysoko-(a) i niskotemperaturowych (b). W skorupie ziemskiej występują kwarc, trydymit, cristobalit, coesyt, stiszowit, lechatelieryt (rodzime szkło kwarcowe) i opal, który jest zestarzałym, częściowo przekrystalizowanym żelem krzemionkowym. Na drodze syntetycznej otrzymano kaetyt (jednoskośny, temp. 450 - 800ºC).

kwarc b- niskotemperaturowy, układ trygonalny, G=2,65
¯ 573°C
kwarc a- wysokotemperaturowy, układ heksagonalny, G=2,53
¯
moganit- układ jednoskośny, występuje z chalcedonem o opalem
¯ 870°C
trydynit- wysokotemperaturowy, układ heksagonalny lub jednoskośny
¯
cristobalit- wysokotemperaturowy, G=2,2
¯ 1715°C
stop- podczas szybkiego chłodzenia powstaje lechatelieryt- fulguryty- podobne do belemnitów, są to skupienia krzemionki powstałe pod wpływem uderzeń piorunów.
¯ 2477°C
stan gazowy

Minerały tej grupy charakteryzują się dużą różnorodnością barw w zależności od odmiany. Ich twardość waha się
w niedużym zakresie 6- 7. Są minerałami lekkimi o połysku szklistym, tłustym lub woskowym. Kwarc, chalcedon oraz opal zalicza się do grupy kamieni szlachetnych.

Kwarc SiO2 trygonalny 7 zależna od odmiany szklisty brak muszlowy 2,65
Trydymit SiO2 jednoskośny 7 bezb, biała szklisty brak muszlowy
Cristobalit SiO2 regularny 7 biała szklisty słupowa
Chalcedon SiO2 trygonalny 7 zależna od odmiany woskowy, matowy brak włóknisty 2,6
Opal SiO2x nH2O bezpostaciowy 6 zależna od odmiany szklisty brak muszlowy 2,3

Kwarc jest jednym z najpospolitszych minerałów występujących w skorupie ziemskiej. Stanowi on istotny skład wielu skał magmowych, osadowych i metamorficznych. Na podstawie ich barwy i budowy wyodrębniono szereg następujących odmian:
Kryształ górski - są to dobrze wykształcone bezbarwne kryształy kwarcu. Charakteryzuje je nieskazitelna czystość i silny połysk. Jeszcze w XIV wieku pisano o nim, iż jest to śnieg, który stwardniał po wielu latach.
Ametyst - jest to odmiana o zabarwieniu fioletowym lub purpurowym. Jego barwa jest spowodowana domieszkami tlenków metali żelaza, litu, glinu, magnezu, chromu, manganu, tytanu i miedzi. Podgrzewając go można zwiększyć intensywność jego barwy.
Cytryn - jest odmianą kwarcu o zabarwieniu cytrynowo żółtym, które pochodzi od zanieczyszczeń tlenkami żelaza. Często nazywany jest fałszywym topazem.
Kwarc dymny - z reguły są to dobrze wykształcone kryształy o barwie ciemno brunatnoszarej. Barwa spowodowana jest działaniem promieniowania radioaktywnego lub domieszką związków organicznych.
Morion - ma on barwę czarną wynikającą a intensywnego działania promieniowania radioaktywnego lub domieszką związków organicznych.
Kwarc różowy - różowe zabarwienie tej odmiany kwarcu pochodzi od zawartości nieznacznych ilości tlenków manganu.
Kwarc szafirowy - niebieska barwa pochodzi od zawartych w nim wrostków krokidolitu. Czarami tę barwę wywołują wrostki rutylu.
Tygrysie oko - ma barwę żółtą do brunatnej powstałą w wyniku wydzielenie się tlenków żelaza w skutek rozpadu zawartego w nim amfibolu.
Sokole oko - ma barwę niebieskoszarą wywołaną zawartością świeżego amfibolu.
Kwarc awenturynowy - przypomina on szkło zawierające opiłki miedzi, zawiera blaszki hematytu lub miki.
Chalcedon to skrytokrystaliczna odmiana kwarcu, jest uważany za odrębny minerał. Występuje on w wielu odmianach, wśród których wyróżnia się:
Agat - jest odmianą o charakterystycznej budowie wstęgowej, składającej się naprzemianległych warstewek
o odmiennym zabarwieniu. Powstawanie równoległych pasm jest wynikiem wielokrotnego wydzielania się krzemionki z roztworów.
Karneol - ma barwę ciemnoczerwoną pochodzącą od domieszek hematytu.
Sard - ma barwę brunatną pochodzącą od domieszek wodorotlenku żelaza.
Jaspis - składa się głównie ze skrytokrystalicznego kwarcu z domieszkami hematytu. Ma on barwę czerwoną, żółtawą czasami brunatną.
Onyks - jest odmianą agatu o naprzemianległych warstewkach białych i brunatnych.
Chryzopraz - jest to zielona odmiana chalcedou, którego barwa pochodzi od domieszek związków niklu
Heliotrop - ma barwę ciemnozieloną.
Opal - jest on uwodnioną krzemionką. Zawartość w nim wody wynosi od 1% do kilkunastu procent. W wyniku procesu dehydrytacji traci wodę i przechodzi i chalcedon.
Opal szlachetny - wykazuje opalizację
Hialit - jest bezbarwny, często występuje w postaci naskorupień
Drzewny - zastępuje struktury organiczne
Inne odmiany to: czarny, mszysty, ognisty, iskrzący, pawi.
Coesyt - powstaje w temperaturze 450- 800°C pod ciśnieniem 38kbar. Został opisany dopiero w 1986r., a pierwsze jego syntezy powstały w 1953
Stiszowit - krystalizuje on w układzie tetragonalnym. Dotychczas znane ich występowania związane z miejscem upadku meteorytów na ziemie i oraz z meteorytami lub powstają na olbrzymich głębokościach.

Odmiany kwarcu na podstawie wrostków:
kwarc mleczny – bańki powietrza
kwarc żelazisty – z powłoką hematytową
tygrysie oko – żółte włókna zwietrzałego krokidolitu
sokole oko – niebieska hornblenda lub niezwietrzały krokidolit
chryzopraz – nikiel
włosy Tetydy – wrostki hornblendy
włosy Wenus – wrostki rutylu

Zbliźniaczenia kwarcowe:
- zbliźniaczenia delfickie (alpejskie, szwajcarskie) – tworzone przez dwa jednakowo skrętne osobniki; wykazują symetrię trapezoedru trygonalnego
- zbliźniaczenia wg prawa brazylijskiego (dwa przenikające się osobniki kwarcu, przenikają się wg ściany (1 1 -20))
i japońskiego (płaszczyzną zbliźniaczeń jest (1 1 -22) oś z przecina się pod kątem 84°)

- kwarce lewoskrętne i prawoskrętne – wypływa to z ich budowy wewnętrznej, tzn. z ułożenia atomów

Alicja

Program identyfikacji nieznanego minerału.

Pierwszym krokiem w identyfikacji nowego nieznanego minerału jest wydobycie go ze skały albo metodą mechaniczna, albo metodą wzbogacania. Następnie, jeśli jest to możliwe, badamy jego właściwości fizyczne. Badanie to obejmuje badanie barwy, rysy, połysku, twardości. Następnie badamy minerał pod mikroskopem, porównując jego cechy optyczne z cechami optycznymi znanych minerałów. Badanie mikroskopowe wykonujemy zarówno w świetle spolaryzowanym w mikroskopach optycznych i w świetle niespolaryzowanym w mikroskopach kruszcowych.
Bardziej dokładne badania przeprowadzamy metodami dyfrakcyjnymi, np. metodą rentgenowską. Technika ta jest stosowana w celu ustalenia wymiarów i geometrii komórki elementarnej tworzącej daną sieć krystaliczną. Jest to metoda fazowa, mówi o składzie minerału i nazywa minerał na podstawie tego składu. Niestety metoda ta ma dwie podstawowe wady – do badania potrzebny jest minerał nie mniejszy niż pół centymetra, co wyklucza wiele drobnych minerałów i wrostków mineralnych, a także minerał zostaje zniszczony, ponieważ do badania używa się sproszkowanego minerału.
Inną metodą jest badanie po mikroskopem elektronowym, polegające na badaniu morfologii próbki. Badanie pod mikroskopem elektronowym pokazuje jakościową budowę minerału – chemizm. Skaningowy mikroskop elektronowy dodatkowo pokazuje minerał w trzech wymiarach.
Coraz bardziej popularnymi metodami są metody spektroskopowe, a wśród nich spektroskopia oscylacyjna, magnetyczny rezonans jądrowy, ale przede wszystkim spektroskopia ramanowska, w której nawet bardzo maleńkim minerałem, bądź wrostkiem celujemy pod oddziaływanie światła laserowego i otrzymujemy skład fazowy minerału. Metodą ta można również sprawdzić czy minerał jest naturalny czy syntetyczny. Metoda spektroskopu ramanowskiego ma wiele zalet, m. in. tę, że do badania nie trzeba proszkować minerału, ani nawet wyjmować go
z „obudowy”, co szczególnie istotne jest dla jubilerów.
Do najpopularniejszych metod oznaczania składu chemicznego minerałów należą metoda mikrosondy elektronowej oraz mikrosondy jonowej. Pierwsza z nich jest bardziej rozpowszechniona i oznacza skład chemiczny w mikroobszarze. Mikrosonda jonowa oznacza skład chemiczny i stosunki izotopowe w minerale. Służy także do określania wieku minerałów. Niestety są to drogie metody.
Jeszcze inną metodą jest metoda termiczna, przeważnie stosowana do badania minerałów ilastych. Polega ona na podgrzewaniu minerału i obserwowaniu jakie zmiany w nim zachodzą.

Alicja

2. Krystaliczny i bezpostaciowy stan materii. Kryształ.

Ciało krystaliczne – od kryształu wyróżnia się brakiem postaci zewnętrznej; od ciała amorficznego wyróżnia się posiadaniem struktury, czyli uporządkowanej budowy wewnętrznej.

Kryształ – ciało o uporządkowanej budowie wewnętrznej (=struktura) mające prawidłową, wielościenną postać zewnętrzną, wykształcone samoistnie, fizycznie i chemicznie jednorodne i anizotropowe; posiada jednakowe właściwości wektorowe w kierunkach równoległych i nierównoległych zgodnie z prawem symetrii.

Ciało amorficzne – nie posiada uporządkowanej budowy wewnętrznej, prawidłowej wielościennej postaci zewnętrznej, jednorodności fizycznej i chemicznej oraz symetrii.

Materia krystaliczna – to (niemal) wszystkie substancje występujące w przyrodzie w stanie stałym, uporządkowany stan materii

Substancje amorficzne – w przyrodzie istnieje wiele substancji niekrystalicznych, np. kauczuk, szkło; część z nich może przejść w stan krystaliczny.

Kwazikryształy – nanokryształy – przykład występowania materii posiadającej inną symetrię niż kryształy spotykane
w przyrodzie.

Kryształy ciekłe – substancje, najczęściej organiczne, znajdujące się w stanie ciekło – krystalicznym; połączenie typowej cechy cieczy, ze swego rodzaju uporządkowaniem dalekiego zasięgu; posiada anizotropowość. Stan ciekło – krystalicznywystępuje w zakresie temp. -5 - +55ºC.

Monokryształ – materiał będący w całości jednym kryształem (np. kryształ cukru, soli, półprzewodnika). Monokryształ może zawierać w całej swej objętości niewielką ilość defektów tejże struktury a jego zewnętrzna forma nie musi odzwierciedlać struktury krystalicznej.

3. Podstawowe prawa krystalograficzne.

I. Prawo stałości kątów – prawo Stensena 1669r.
W kryształach tego samego rodzaju – powstałych w identycznych warunkach fizyko – chemicznych, kąty pomiędzy analogicznymi ścianami zawsze są stałe.

II. Prawo wymiernych stosunków odcinków – I prawo Hauy’a 1784r.
Każdy ze stosunków odcinków odciętych na jednej osi kryształów przez dwie ściany kryształu wyraża się liczbą wymierną.

III. Prawo wymiernych wskaźników – II prawo Hauy’a
Wskaźniki wszystkich ścian kryształu są liczbami wymiernymi, całkowitymi i prostymi (niewielkimi jak 0,1,2,3…).

IV. Prawo symetrii
W krysztale można wskazać kierunki nierównolegle, w których własności są położone symetrycznie.

V. Prawo pasowe
W krysztale istnieją ściany, z których każda należy przynajmniej do dwóch pasów (pas – zbiór ścian przecinających się krawędziach równoległych).

4. Czworościan zasadniczy, ściana jednostkowa. Wskaźnik Müllera. Symbole ścian kryształu.

Komórka elementarna - cząsteczki, jony i atomy tworzące strukturę kryształu są ułożone w każdym minerale według określonego i stałego porządku. Najmniejszą część tej struktury, zawierającą wszystkie jej elementy, nazywamy komórką elementarną.
W krystalografii jest to najmniejszy fragment struktury uporządkowanej kryształu. Komórka elementarna powtarza się we wszystkich trzech kierunkach, tworząc zamkniętą sieć przestrzenną, której główną cechą jest symetria. Komórka elementarna ma zawsze kształt równoległościanu.

Czworościan zasadniczy – forma utworzona przez trzy ściany na osiach krystalograficznych oraz przez ścianę zamykającą zwaną ścianą jednostkową.

Ściana jednostkowa - ściana powstała przez połączenie punktów lezących na osiach x, y, z, których odległość od środka układu jest taka sama i równa 1; przecina punkty węzłowe, odcina parametry liniowe komórki elementarnej.

Wskaźnik Müllera -

5. Sposoby przedstawiania kryształów na płaszczyźnie.

Rzut prostokątny (ortogonalny) – w dwóch płaszczyznach
Rzut ukośny (klinograficzny) – w trzech płaszczyznach

Rzut wiernokątny (stereograficzny) - odwzorowanie stereograficzne – przekształcenie geometryczne, rzut środkowy sfery na płaszczyznę, w którym środkiem rzutu jest punkt sfery, zaś rzutnia jest styczna do sfery w antypodzie środka rzutu.
Odwzorowanie stereograficzne jest wzajemnie jednoznaczne ze sfery z wyłączonym jednym punktem (środkiem rzutu) na płaszczyznę.
Odwzorowanie to jest wiernokątne: dwie linie na sferze i ich obrazy na płaszczyźnie przecinają się pod takim samym kątem.
Każdy okrąg na sferze, przechodzący przez środek rzutu, odwzorowuje się na prostą na płaszczyźnie, zaś każdy inny okrąg na sferze odwzorowuje się na okrąg na płaszczyźnie.
W przekształceniu odwrotnym każda prosta na płaszczyźnie–rzutni odwzorowuje się na okrąg na sferze przechodzący przez środek rzutu, każdy okrąg na rzutni odwzorowuje się na okrąg na sferze.

6. Symetria morfologii kryształów. Elementy symetrii (proste).

Przekształcenie symetryczne – przepis, operacja, w wyniku której element powtarza się n-krotnie.

Symetria – prawidłowość polegająca na powtarzaniu się przestrzeni elementów kryształu wg przepisu.

Symetria – wzg. punktu – środka symetrii C
- wzg. prostej - oś symetrii L
- wzg. płaszczyzny

Oś symetrii – kierunek, względem którego kryształ obrócony o 360º n razy zajmuje identyczne położenie
Ln=360º/x – każdy kryształ ma L1
Środek symetrii – przez ten punkt przechodząca prosta napotyka po obu stronach identyczne elementy w jednakowej odległości
 w sześcianie 3L4 4L3 6L2

7. Układy krystalograficzne.

UKŁAD PARAMETRY SYMETRIA
liniowe kątowe minimalna maksymalna
Trójskośny a≠b≠c α≠β≠γ≠90º - C
Jednoskośny a≠b≠c α=γ=90º≠β L2, P L2, P, C
Rombowy a≠b≠c α=β=γ=90º 3L2/L2, 2P 3L3, 3P, C
Tetragonalny a=b≠c α=β=γ=90 º L4 L4, 4L2, 5P, C
Trygonalny
Romboedryczny a1=a2=a3≠c
a=b=c α1= α2= α3=90º, γ=120º
α=β=γ≠90º L3 L3, 3L2, 4P, C
Heksagonalny a1=a2=a3≠c α1= α2= α3=90º, γ=120º L6 L6, 6L2, 7P, C
Regularny a=b=c α=β=γ=90º 4L3 3L4, 4L3, 6L2, 9P, C

8. Prawidłowe zrosty kryształów.

zrosty nieprawidłowe – np. zrosty w węglanach (kalcyt, dolomit)

zrosty prawidłowe równoległe – wszystkie elementy analogiczne kryształu są do siebie równoległe, np. kwarc berłowy, azbest, kupryt; poszczególne osobniki mają większość elementów symetrii równoległych i osie zgodnie skierowane; najczęściej powstają w pustkach skalnych przy nierównomiernym dopływie roztworu macierzystego

zrosty prawidłowe bliźniacze – prawidłowy zrost tej samej substancji; co najmniej dwa elementy równoległe; np. gips, tzw. jaskółczy ogon; bliźniaki mogą być podwójne lub wielokrotne, no. bliźniaki plagioklazów

9. Polimorfizm, alotropia, izomorfizm, diadochia. Przykłady.

Polimorfizm (różnopostaciowość) - zjawisko występowania różnych odmian krystalograficznych tego samego związku chemicznego. Występuje ono wtedy, gdy ten sam związek chemiczny może występować w dwóch lub nawet kilku formach krystalicznych.
Jednym z najlepszych przykładów różnopostaciowości jest węglan wapniowy - (CaCO3). Występuje on jako pospolity kalcyt lub jako znacznie rzadszy minerał aragonit. Minerały te się różnią twardością i układem krystalograficznym.
Innym przykładem jest:
- węgiel (C) - występuje on w przyrodzie jako diament - (układ regularny), jako grafit i jako fulleren
- dwusiarczek żelaza (FeS2) - występuje jako piryt i markasyt
- węglik krzemu (SiC) - wstępuje w formie jednoskośnej α i w formie romboidalnej β

Alotropia - zjawisko występowania różnych odmian krystalograficznych tego samego pierwiastka chemicznego.
Odmiany alotropowe nie są różnymi stanami skupienia materii, ale przejścia z jednej odmiany alotropowej do drugiej są przemianami fazowymi pierwszego rzędu. Nie zachodzą one jednak w ściśle określonych temperaturach lecz są zależne od termicznej historii próbek. Powoduje to, że dany pierwiastek może występować w dwóch różnych odmianach alotropowych w tej samej temperaturze.
Najbardziej znane pierwiastki tworzące odmiany alotropowe:
- węgiel występujący w formie diamentu, grafitu, fullerenu i nanorurek
- fosfor występujący w formie fosforu czerwonego, białego, fioletowego i czarnego
- siarka występująca w formie romboidalnej, jednoskośnej i polimerycznej.
- żelazo o sieci regularnej przestrzennie centrowanej (α i δ) oraz regularnej ściennie centrowanej (γ).
Inne pierwiastki tworzące odmiany alotropowe: arsen, antymon, cyna, mangan, selen, uran.

Izomorfizm - szereg izomorficzny: albit -anorytzomorfizm (równopostaciowość) - zdolność do przyjmowania takich samych form krystalograficznych (postaci) przez substancje o odmiennym (bądź tylko częściowo podobnym) składzie chemicznym, przy jednoczesnej zdolności tych substancji do tworzenia roztworów stałych.
Przyczyną izomorfizmu jest zdolność atomów, jonów i ich grup o tej samej wartościowości i zbliżonej objętości, do wzajemnego zastępowania się w sieci krystalicznej - (diadochia).
Idealny izomorfizm wykazują ałuny - kryształy idealnie izomorficzne mają taką samą postać krystalograficzną
i jednakowe kąty między odpowiadającymi sobie ścianami.
Zdolność zastępowania się jonów w sieci krystalicznej uwarunkowana jest ich rozmiarami i ładunkami elektrycznymi. Różnica promieni zastępujących się jonów powinna być nie większa niż 15% a ładunek elektryczny sieci po substytucji musi być taki sam.
Wraz ze wzrostem temperatury i ciśnienia może dojść do zastąpienia się, w określonej proporcji, jonów, których promienie wykazują różnicę ponad 15%.
Izomorfizm jest częstym zjawiskiem w świecie minerałów, np.:
Oliwiny tworzą szereg , w którym forsteryt (Mg2SiO4) i fajalit (Fe2SiO4) są skrajnymi ogniwami, jako że magnez
i żelazo zastępują się wzajemnie w dowolnej proporcji (różnica promieni jonowych jest mniejsza niż 15%).
Może do niej dojść między syderytem (FeCO3) a magnezytem MgCO3); w tym wypadku wymieniają się wzajemnie Fe
i Mg.
Podobieństwo zewnętrznej postaci takich kryształów wynika z podobieństwa ich wewnętrznej budowy, czyli struktury (izostrukturalność).
Mogą one tworzyć szeregi izomorficzne = (roztwory stałe) np:
albit - anortyt
diopsyd - hedenbergit
forsteryt - fajalit
ferberyt – hubneryt

Diadochia - zdolność wzajemnego zastępowania się atomów, jonów lub cząstek w obrębie sieci krystalicznych mieszanek ciał stałych o podobnej budowie.
Występują dwa rodzaje diadochii:
- izowalentna - gdy zastępują się atomy lub jony o tej samej wartościowości
- heterowalentna - gdy zastępują się atomy lub jony o różnej wartościowości

10. Kryształy rzeczywiste i idealne. Defekty sieciowe.

Kryształ rzeczywisty – naturalny lub otrzymany sztucznie kryształ, posiadający defekty w strukturze wewnętrznej
i zewnętrznej.

Kryształ doskonały - wyidealizowany dla celów obliczeń termodynamicznych model rzeczywistych kryształów.
Kryształ doskonały spełnia następujące warunki:
- nie ma w nim żadnych defektów sieci krystalicznej
- nie jest zanieczyszczony żadnymi substancjami obcymi ani nie występują w nim żadne obszary innej fazy
- jest nieskończenie duży - tzn. nie ma powierzchni, lub przynajmniej na tyle duży, że można całkowicie pominąć
w obliczeniach efekty powierzchniowe

Defekt sieci krystalicznej - niedoskonałości kryształów polegające na punktowym lub warstwowym zerwaniu regularności ich sieci. Defekty występują praktycznie we wszystkich rzeczywistych kryształach.
Wyróżnia się trzy typy defektów punktowych:
- "wakansy" czyli brak atomu i powstaniu luki,
- nadmiar atomów w sieci, które umiejscawiają się między węzłami siec,
- zanieczyszczenia - zajmowanie węzłów przez atomy substancji obcych w stosunku do składu chemicznego całego kryształu
Oprócz tego występują też defekty warstwowe takie jak:
- uskoki sieci krystalicznej
- nakładanie się dwóch sieci na siebie
- warstwicowanie
Miarą doskonałości kryształu jest jego stopień zdefektowania mierzony liczbą defektów do teoretycznej ilości atomów jaką powinna zawierać sieć. Zazwyczaj zdefektowanie sieci rośnie wraz ze wzrostem temperatury.

Defekty sieci krystalicznej to niewłaściwie umiejscowienie atomów lub cząsteczek w kryształach powodujące zaburzanie ich idealnej struktury przestrzennej.
Nawet w idealnie czystych chemicznie kryształach występują defekty. Defekty te wynikają z natury procesu krystalizacji.
Ze względu na geometrię defekty struktury krystalicznej dzieli się na:
- defekty punktowe (wakancje oraz atomy rodzime),
- defekty liniowe (defekty liniowe, dyslokacje krawędziowe),
- defekty powierzchniowe (granice ziaren, granice międzyfazowe, błędu ułożenia, granice domen antyfazowych).

11. Rozwiązywanie kryształów (na modelach).

- forma
- wykształcenie
- symetria w krysztale
- układ krystalograficzny
- symetria kryształu względem osi x, y, z
- wskaźniki ścian kryształu
- projekcja stereograficzna kryształu

12. Optyka kryształów.

światło spolaryzowane – polaryzacja to własność fali poprzecznej (np. światła); fala spolaryzowana oscyluje tylko
w pewnym wybranym kierunku. Fala niespolaryzowana oscyluje we wszystkich kierunkach jednakowo; fala niespolaryzowana może być traktowana jako złożenie wielu fal drgających w różnych kierunkach.

dwójłomność - jest własnością ośrodków optycznych do podwójnego załamywania światła (rozdwojenia promienia świetlnego). Substancje dla których zjawisko zachodzi nazywamy substancjami dwójłomnymi.

kąt padania - to kąt między promieniem padającym a normalną do powierzchni (osią prostopadłą do powierzchni) θP.

kąt odbicia - to kąt między promieniem odbitym a normalną do powierzchni (osią prostopadłą do powierzchni) θO.

Prawo odbicia
Kąt odbicia jest równy kątowi padania i leżą one w jednej płaszczyźnie. Odbicie fali może nastąpić tylko i wyłącznie
w wypadku, gdy powierzchnia, którą napotyka fala, jest równa lub większa długości fali.

barwy interferencyjne – to barwy widoczne w kryształach i ciekłych kryształach anizotropowych optycznie przy badaniu pod mikroskopem w świetle spolaryzowanym przy skrzyżowanym polaryzatorze i analizatorze; barwy interferencyjne powstają
w krysztale ponieważ kąt polaryzacji światła przechodzącego przez kryształy ulega zmianie i zmiana ta jest funkcją kąta jego padania na powierzchnię kryształu. Prędkość przechodzenia światła przez sam kryształ zależy natomiast od kąta jego polaryzacji. Światło opuszcza więc kryształ, będąc w różnych fazach co powoduje powstanie barw interferencyjnych.

pleochroizm – zjawisko, zmiany barwy w zależności od polaryzacji światła przechodzącego przez ciało. Zjawisko jest wynikiem różnej absorpcji widmowej światła przez substancje, zależnie od kierunku polaryzacji padającego światła.

Alicja

ZADOWOLENI ?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?!?

Alicja

o węglu i skali mohsa to chyba sami napiszecie te referaty, a wiecej tematów nie miałam, BARDZO PROSZE !!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!

chester

jak chcieliscie te materaily to trzeba sie bylo pytac na forum bo wiele osob je mialo a nie kazdy ma czas zeby wszystko tu wrzucac:/ a Ala i tak juz niejeden raz wam tu rozne rzeczy wrzucala i odpowiadala na pytania jak ktos czegos nie wiedzial...taka wasza wdziecznosc:/

Blinker

Ja się nie czepiałem, że nie wszyscy mieli te materiały, które teraz bardzo fajnie, że są na forum (dziękujemy). Mi tylko zdanie zabrzmiało bardzo niemiło - jakby byli lepsi i gorsi. Ale no offense