Wykonawca: Damian Lewandowski

SPIS TREŚCI:

1.WSTĘP

2.CO NALEŻY WIEDZIEĆ O SKAŁACH?

Jak powstają skały?

Skały magmowe

Skały osadowe

Skały metamorficzne

3.JAK ROZPOZNAWAĆ MINERAŁY?

Informacje ogólne

Grupy minerałów

Kształt

Skupienia

Właściwości

Klasyfikacja

Powstawanie

4.CO TO SĄ KAMIENIE SZLACHETNE I OZDOBNE?

Informacje ogólne

Formy występowania

Zbieranie kamieni szlachetnych i ozdobnych

Klasyfikacja

Zestawienie pod względem wartości

Klasyfikacja naturalnych surowców jubilersko-zdobniczych

Rozpoznawanie na podstawie cech zewnętrznych

Zastosowanie luminescencji do oznaczania kamieni szlachetnych i ozdobnych

5.SKAMIENIAŁOŚCI

Informacje ogólne

Wiek skamieniałości

6.INFORMACJE PRAWNE

Karta zbieracza i kolekcjonera minerałów

7.NAJWAŻNIEJSZE SKAŁY I MINERAŁY

1. Wstęp

Minerały odegrały dużą rolę w rozwoju ludzkości i przyczyniły się do rozkwitu cywilizacji. W Epoce Kamiennej ludzie ułatwiali sobie życie przy pomocy prostych narzędzi z kamienia. Około 10000 lat temu człowiek wynalazł metodę odzyskiwania miedzi ze złóż mineralnych, a następnie opracował metodę wytwarzania brązu, czyli stopu miedzi i cyny, dając tym samym początek Epoce Brązu.

Z kolei w Epoce Żelaza, która rozpoczęła się około 3000 lat temu skorupa ziemska stała się dla człowieka prawdziwą kopalnią minerałów potrzebnych do życia. Tak pozostało do dnia dzisiejszego: współczesny przemysł w dużym stopniu opiera się na surowcach naturalnych eksploatowanych ze złóż zalegających tuz pod powierzchnią ziemi. W poszukiwaniu nowych złóż minerałów podstawowe znaczenie ma wiedza o tym, jak są one zbudowane, skąd wzięły się w tym a nie innym miejscu, oraz jak je rozpoznać.

Naukowcy rozróżniają około 3000 minerałów, z czego tylko 100 to minerały pospolite. Definiuje się je jako stałą materię nieorganiczną, choć na przykład rzadko spotykana rtęć w swej naturalnej postaci występuje w stanie ciekłym.

2.Co należy wiedzieć o skałach

Jak powstają skały?

Planeta Ziemia ma swoisty kształt, zwany geoidą, którą w przybliżeniu można uważać za spłaszczoną elipsoidę obrotową. Różnica pomiędzy długością półosi jest niewielka i wynosi 21,5 km, stąd w potocznym rozumieniu przyjmuje się, że Ziemia ma kształt kulisty. Średnia długość promienia Ziemi wynosi 6370 km.

Dzięki badaniom geofizycznym wiemy, że wnętrze Ziemi jest niejednorodne i składa się z kilu warstw różniących się składem chemicznym. Najbardziej zewnętrzna warstwa to skorupa ziemska, której grubość waha się w granicach 20-60 km, średnio przyjmuje się 35 km. Budują ją skały utworzone z minerałów, głównie z krzemianów i glinokrzemianów.

Pod skorupą ziemską do głębokości 2900 km znajduje się warstwa nazwana płaszczem, utworzona głównie z krzemianów magnezu i żelaza.

Poniżej głębokości 2900 km do środka Ziemi, tj. do 6370 km, rozpościera się metaliczne jądro Ziemi, które poniżej 5000 km wykazuje nieciągłość, przypuszczalnie rozdzielającą część jądra o odmiennym stanie skupienia. Skład chemiczny jądra odpowiada prawdopodobnie składowi meteorytów żelaznych, tzn. że zbudowane jest z żelaza z domieszką niklu (około 10%).

Dla nas interesująca jest wyłącznie skorupa ziemska i to tylko jej powierzchnia, która jest obszarem penetracji zbieracza minerałów. Budujące skorupę skały ze względu na ich pochodzenie dzielimy na trzy rodzaje: skały magmowe, osadowe i przeobrażone. Skały magmowe są skałami pierwotnymi, powstałymi przez zakrzepnięcie magmy. Czynniki zewnętrzne, takie jak: atmosfera, hydrosfera i w mniejszym stopniu organizmy żywe nieustannie atakują skały, powodując ich wietrzenie, czyli rozpad mechaniczny i chemiczny.

Skały osadowe powstają przez osadzenie się zwietrzałych okruchów skalnych oraz chemicznie przez wytrącanie się z roztworów, bądź są rezultatem nagromadzenia cząstek organicznych.

Skały metamorficzne czyli przeobrażone są wynikiem oddziaływania wysokiej temperatury i ciśnienia na skały magmowe i osadowe, których składniki ulegają przekrystalizowaniu, a niekiedy tworzą nowe fazy krystaliczne.

Skały magmowe

Skały magmowe są rezultatem krzepnięcia magmy, którą określa się jako gorącą ruchliwą materię zbudowaną z fazy ciekłej i gazowej oraz ze stałych faz krystalicznych występujących w zmiennych stosunkach. Używa się również uproszczonej definicji, określającej magmę jako ciekły lub prawie ciekły stop krzemianowy. Magma krzepnie w górnych partiach skorupy ziemskiej, gdzie otoczona chłodniejszym środowiskiem traci ciepło, co powoduje krystalizację jej składników. W zależności od warunków fizycznych w jakich stygła magma, tj. od ciśnienia i temperatury, powstają różne skały, wśród których wyróżnia się skały głębinowe, subwulkaniczne i wulkaniczne, czyli wylewne.

Skały głębinowe, czyli plutoniczne, krystalizują z magmy na dużej głębokości w warunkach powolnego obniżenia się temperatury i ciśnienia. Składniki lotne rozpuszczone w stygnącej magmie zostają prawie całkowicie zatrzymane. Ich obecność zwiększa płynność magmy, co z kolei sprzyja powstawaniu dużych ziaren kryształów, dlatego skały głębinowe charakteryzują się strukturą gruboziarnistą.

Zakrzepła w głębi skorupy ziemskiej magma tworzy utwory nazywane intruzyjnymi, które zależnie od wielkości i kształtu oraz ich stosunku do otaczających skał, określane są jako intruzje zgodne i niezgodne. Skały głębinowe występują głównie w postaci intruzji niezgodnych, przecinających

płaszczyzny strukturalne, nie okazując żadnego dostosowania do nich. Wyróżnia się tu batolity o powierzchni nieraz wynoszącej ponad 100 km². Górna powierzchnia batolitu przecina niezgodnie otaczające skały, natomiast dolnej granicy nie można określić. Mniejsze intruzje to pnie i kopuły. Do intruzji niezgodnych zalicza się również dajki, czyli żyły występujące niezgodnie do rozciągłości warstw. Wypełniają one prawdopodobnie pęknięcia i uskoki.

Skały subwulkaniczne tworzy magma, która zakrzepła blisko pod powierzchnią Ziemi, gdzie panuje niższe ciśnienie i niższa temperatura, co spowodowało szybsze zestalenie się i uwolnienie gazowych składników. Struktura skał subwulkanicznych jest drobnoziarnista lub porfirowa, ponieważ powstała wskutek gwałtownego ochłodzenia magmy. Szybko zastygła magma tworzy ciasto skalne, w którym widoczne są powstałe wcześniej składniki mineralne. Skały subwulkaniczne występują przeważnie w postaci intruzji zgodnych, charakteryzujących się występowaniem zgodnym z płaszczyznami strukturalnymi. Intruzje te w skałach warstwowych są zgodne z uławiceniem lub warstwowaniem. Należą tu sille, lakolity i lipolity.

Sille czyli żyły pokładowe leżą pomiędzy warstwami. Lakolity to małe intruzje z kopulastą powierzchnią stropową powstałą przez łukowate wygięcie skał nadległych i prawie płaską powierzchnią spągową. Lapolity są olbrzymimi spągowymi intruzjami o zakrzywionych ku górze zgodnych płaszczyznach kontaktowych. Powierzchnia wypukła zaś skierowana jest ku dołowi.

Skały wylewne czyli wulkaniczne powstają przez zakrzepnięcie lawy, tj. magmy wylanej na powierzchnię w warunkach niskiego ciśnienia i temperatury, co ułatwia wydzielanie się składników lotnych. Struktura skał wylewnych jest drobnoziarnista, w niektórych przypadkach zaś tworzy się

bezpostaciowe szkliwo wulkaniczne. Lawa rozlewa się na powierzchni w postaci potoków lawowych, lub wyrzucana pod ciśnieniem na znaczną wysokość do atmosfery zostaje rozpylona i opada w postaci drobnego popiołu lub kamyków o wielkości grochu albo orzecha, są to tzw. lapilli. Zakrzepłe w powietrzu fontanny i bryły lawy spadają jako bomby wulkaniczne, przeważnie wielkości głowy ludzkiej, ale czasem objętość ich przekracza nawet 1 m³. Zakrzepła w powietrzu lawa tworzy utwory piroklastyczne, które osadzone i skonsolidowane zależnie od wielkości okruchów noszą nazwę tufów, brekcji tufowych lub konglomeratów utworzonych z bomb wulkanicznych.

Ponieważ skały wylewne (wulkaniczne) powstają na powierzchni Ziemi z wylanej na nią magmy, czyli lawy, mają więc swoje odpowiedniki w skałach głębinowych. Najpospolitsze to bazalty i andezyty. Bazalty są wylewnym odpowiednikiem gabr, andezyty zaś diorytów.

Problem klasyfikacji skał wylewnych nie został jednak jeszcze do końca rozwiązany. W geologii zakorzenione jest używanie podwójnych nazw, innych dla młodszych i dla starszych skał wulkanicznych, np. ryolit (młodsza skała),porfir kwarcowy (starsza skała),andezyt-porfiryt, bazalt-melafir itp.

Wyróżnianie to nie jest związane z dokładnym rozpoznaniem skały. Nazw tych używają najczęściej geolodzy podczas wykonywania prac terenowych, są także stosowane na mapach geologicznych.

W celu zaznaczenia starszego wieku skały, po uprzednim zbadaniu petrograficznym i ustaleniu pozycji systematycznej skały, dodaje się przedrostek paleo- do jej właściwej nazwy, np. paleoryolit, paleoandezyt, paleobazalt itp. Ogólnie wyróżnia się skały neotypowe (mezozoiczne i młodsze) i paleotypowe.

W ostatnich latach Komisja Petrologii Międzynarodowej Unii Nauk Geologicznych zaproponowała nowy schemat klasyfikacji skał magmowych. Uproszczony podział skał wylewnych oparty jest na ośmiu zbiorowych grupach skał: I-ryolitoidy, II-dacytoidy, III-trachitoidy, IV-andezytoidy i zazaltoidy, V-fonolitoidy, VI-tefrytoidy, VII-foidytoidy, VIII-ultramafity.

Zaleca się stosowanie terminu neowulkaniczny do oznaczenia lawy (np. .ryolitu, dacytu, andezytu, bazaltu),jeśli tylko istnieje możliwość dokładnego określenia petrograficznego skał, niezależnie od stanu przeobrażenia i wieku.

Natomiast w petrograficznej klasyfikacji skał wylewnych nie uwzględnia się już dzisiaj nazwy ,,porfir'', którą określano wszystkie skały wylewne z dobrze widocznymi prakryształami.

Nie używa się również nazwy ,,melafir'', którą odnosiło się do skał wylewnych wieku paleozoicznego (paleobazalty), najczęściej o strukturze porfirowej i teksturze migdałowcowej oraz nieco jaśniejszych od typowych bazaltów.

Procesy krzepnięcia magmy

Z ochładzanej powoli magmy w górnych partiach skorupy ziemskiej, ale w pewnej odległości od powierzchni, przy temperaturze około 1100^o C zaczynają krystalizować poszczególne minerały. Magma składa się ze składników o różnych punktach krzepnięcia i dlatego proces ten przebiega w pewnym przedziale temperatur, ale nie w jednej określonej temperaturze. We wczesnym stadium krystalizacji następuje oddzielenie się magmy siarczkowej od krzemianowej. Proces ten nosi nazwę likwacji.

Jako pierwsze krystalizują z magmy minerały ciemne, tzw. maficzne, z grupy oliwinu, tworząc skały grupy perydotytu. Równocześnie powstają minerały tworzące złoża chromitu, platynowców, tytanitu, magnetytu, pirotynu, pentlandytu i chalkopirytu. Magma może reagować z wykrystalizowanymi minerałami, powodując ich przeobrażenie, np. oliwinu w piroksen. Z kolei piroksen w amfibol (hornblendę), który zostaje przez reakcję z magmą przeobrażony częściowo lub całkowicie w biotyt. Proces ten można zaobserwować pod mikroskopem w płytkach cienkich, w postaci obwódek, np. kryształy oliwinu mogą być obwiedzione obwódką piroksenu, ten zaś obwódką hornblendy otoczonej z kolei biotytem. Wykrystalizowane z magmy pierwsze ciężkie minerały mogą grawitacyjnie opadać w ciekłej masie i gromadzić się w dolnych partiach, powodując jej dalsze zróżnicowanie, nazywane dyferencjacją grawitacyjną magmy.

Po zakończeniu wczesnej fazy krystalizacji magmy, tzn. po utworzeniu się skał ultrazasadowych, następuje główna faza krystalizacji magmy. Wynikiem tej fazy jest tworzenie się skał zasobniejszych w krzemionkę i alkalia oraz tlenek wapnia, a uboższych w żelazo i magnez, tj. skał zasadowych i obojętnych, np. diorytu.

Niewielka część magmy pozostała po głównej fazie krystalizacji jest zasobna w krzemionkę i alkalia. Z magmy tej tworzą się skały kwaśne, których przedstawicielem są skały granitowe zbudowane ze skaleni, biotytu, augitu, hornblendy i kwarcu.

Zależnie od zawartości krzemionki dzielimy skały magmowe na ultrazasadowe, bardzo ubogie w krzemionkę, do których należą perydotyt i piroksenit, zbudowane z oliwinu i piroksenu, ubogie w krzemionkę (do 10%) zasadowe skały, jak gabro, w których głównymi minerałami skałotwórczymi są plagioklazy, piroksen i hornblenda. Skały ultrazasadowe i zasadowe charakteryzują się ciemną barwą.

Skały obojętne to dioryt i syenit. W stosunku do poprzednich skał charakteryzują się wzrostem zawartości krzemionki i jaśniejszą barwą.

Skały kwaśne grupy tonalitu i granodiorytu zbudowane są głównie z minerałów jasnych, jak: kwarc, ortoklaz, z ciemnych zaś występuje tu biotyt i hornblenda. W granicie spada zawartość ciemnych, czyli maficznych minerałów.

Oprócz opisanych skał istnieje jeszcze szereg skał ubogich lub całkowicie pozbawionych kwarcu. Miejsce kwarcu zajmują minerały ubogie w krzemionkę, jak: leucyt, nefelin, plagioklazy. Są to tzw. foidy. Wyróżnia się w związku z tym foidonośny syenit, foidonośny monzonit, foidowy dioryt i foidolity. Pomiędzy poszczególnymi typami skał istnieje szereg ogniw pośrednich.

Utwory pegmatytowe

Po zakończeniu głównej fazy krystalizacji pozostaje jeszcze część magmy silnie rozrzedzonej gazami i parą wodną. W resztkach magmowych znajduje się wiele pierwiastków mało rozpowszechnionych w przyrodzie, takich jak: bor (B), lit (Li), rubid (Rb), cez (Cs), beryl (Be), cyrkon (Zn), tor (Th), niob (Nb), tantal (Ta), uran (U) i grupa ziem rzadkich. Z tych resztek powstają pegmatyty. Są to utwory żyłowe, charakteryzujące się ziarnami o wielkich rozmiarach. Występują czasem wewnątrz masywu magmowego, ale częściej wypełniają spękania tektoniczne w skałach otaczających masyw. Osiągają miąższość do kilku metrów, ich długość zaś może osiągać setki metrów. W skałach zasadowych występują rzadko i są mało ciekawe. Najczęściej związane są ze skałami kwaśnymi-granitowymi. Powstają w temperaturze 700-100^o C, a nawet w niższej. Dla zbieracza minerałów pegmatyty są prawdziwym skarbem, bowiem występują tu pięknie wykształcone kryształy takich pospolitych minerałów jak: kwarc, ortoklaz i miki, ale obok nich również znacznie rzadsze, równie dobrze wykształcone kryształy topazu, turmalinu, berylu i inne.

Typowy przekrój przez pegmatyt związany ze skałami granitowymi jest następujący: zewnętrzną warstwę stanowi aplit, który jest jasną drobnoziarnistą skałą (cukrowatą) zbudowaną z ortoklazu i kwarcu, środkową warstwę stanowi granit napisowy, którego nazwa pochodzi stąd, że ciemniejszy kwarc w postaci drobnych pręcików układa się w jasnym ortoklazie na wzór pisma klinowego. Środek pegmatytu zajmują druzy dobrze wykształconych kryształów, których wielkość dochodzi nieraz do kilkudziesięciu metrów sześciennych.

Utwory pneumatolityczne i hydrotermalne

Pneumatoliza jest następną fazą krystalizacji magmy, z której wykrystalizowała już znaczna ilość krzemianów, pozostało zaś wiele składników lotnych, z dodatkiem niektórych metali ciężkich, jak: molibden, wolfram, cyna oraz miedź, złoto, bizmut arsen i siarka. Wskutek ochładzania lotne resztki magmowe, wciskane pod ciśnieniem w pory i szczeliny, sublimują, bądź wchodzą w reakcję z otoczeniem. Proces ten przebiega w temperaturze 800-350^o C.

Efektem pneumatolizy jest wiele bogatych złóż wolframitu, kasyterytu, molibdenitu, topazu, turmalinów i wielu innych minerałów zaliczanych do kamieni szlachetnych i ozdobnych. Efektem dalszego obniżania się temperatury jest wzbogacenie pozostałych produktów lotnych w wodę, która w poprzednich fazach krystalizacji magmy odgrywa niewielką rolę w budowie minerałów. W temperaturze poniżej

350^o C w górnych partiach masywów magmowych zaczyna się wędrówka gorących roztworów wodnych, czyli hydroterm, które szczelinami i porami rozprzestrzeniają się w samym masywie, migrując ku jego powierzchni oraz przenikając do skał otaczających. Wszelkie pustki skalne, do których dostaną się hydrotermy, wypełniają się minerałami wykrystalizowanymi z ochłodzonego roztworu. Są to głównie tellurki srebra i złota, złoto rodzime, wiele kruszców, przede wszystkim siarczki miedzi, ołowiu, cynku, kadmu, srebra, bizmutu, arsenu, ponadto magnezyt, siarczany baru, np. baryt, dalej fluoryt, minerały uranu i przeważnie pięknie wykształcone kryształy kwarcu i jego odmian. Kryształy powstają na ścianach szczelin i pustek, gdzie znajdują dogodne warunki wzrostu. Często zmiana mineralizacji w roztworze hydrotermalnym powoduje okruszcowanie powstałych wcześniej kryształów, np. kwarcu. Żyły hydrotermalne są przeważnie kruszconośne i to one od niepamiętnych czasów były eksploatowane, dostarczając potrzebnych ludziom kruszców. Wokół miejsc występowania kruszconośnych żył hydrotermalnych powstały w średniowieczu największe ośrodki i miasta górnicze.

Gorące gazy i roztwory oddziaływują na skały samego masywu, powodując ich przeobrażenie. Zjawisko to nazywane jest metasomatozą. Gorące wody pomagmowe, tzw. wody juwenilne, wylewają się na powierzchnię w postaci cieplic i gejzerów. Również z tych roztworów wydzielają się składniki w nich zawarte. Powstają nawary krzemionkowe zbudowane z opalu i chalcedonu oraz aragonitu i kalcytu, które tworzą fantastyczne formy. Z wód juwenilnych wytrąca się ponadto cynober HgS i realgar AsS.

Skały osadowe

Skały osadowe powstały i powstają na powierzchni Ziemi w wyniku rozkruszenia starszych skał i osadów oraz transportu i stwardnienia produktów mechanicznego i chemicznego wietrzenia w dolinach, tzw. basenach sedymentacyjnych (osadzania). W zależności od sposobu ich powstawania rozróżniamy osady okruchowe, chemiczne i organogeniczne (pochodzenia zwierzęcego lub roślinnego).

Osady okruchowe, albo klastyczne, powstają przez nagromadzenie się zwietrzałego materiału w miejscu rozpadu. Materiał ten może się przemieszczać wskutek przyciągania ziemskiego, może być przenoszony przez płynącą wodę, lód albo wiatr i osadzać się na innym miejscu na lądzie lub w wodzie. W zależności od wielkości okruchów, z których składają się skały okruchowe, rozróżniamy osady gruboziarniste (psefity), ostrokanciaste, np. kamienne piargi i gruzy albo obtoczone, jak np. otoczaki, żwir, dalej średnioziarniste osady (psamity), np. piaski morskie, piaski rzeczne, piaski wydmowe oraz drobnoziarniste (aleuryty) drobnoziarniste osady (nelity o wielkości ziaren poniżej 0,01 mm), np. mułek, less, ił.

Przez zlepienie tych sypkich osadów powstają twarde, scementowane skały okruchowe. Spoiwo może być ilaste, krzemionkowe, żelaziste itp. Przez zlepienie ostrokrawędzistych gruzów powstają różne gatunki brekcji, zaś przez scementowanie obtoczonych ziaren żwirów-zlepieńce (konglomeraty). W wyniku twardnienia średnioziarnistych osadów powstają piaskowce, utworzone prawie wyłącznie z ziarenek kwarcu, następnie arkozy, w których oprócz ziarenek kwarcu, będących podstawowym ich składnikiem, występują ziarna mik, skaleni i drobnego materiału osadowego różnorodnego pod względem mineralogicznym.

Z mułków po scementowaniu tworzą się mułowce, a z iłów powstają różne gatunki iłowców. Osady iłowe mocno stwardniałe w wyniku ciśnienia nazywają się łupkami ilastymi lub iłołupkami.

Charakterystyczną właściwością osadów mechanicznych jest ich uwarstwienie. Przez stopniowe nakładanie się na siebie poszczególnych warstw, w ciągu milionów lat powstawały nowe warstwy, których wiek można określić. Warstwy niżej położone są starsze, leżące wyżej-młodsze. W warstwach tych znajdują się resztki roślin i zwierząt w postaci skamielin (fosyliów).Skamieliny tych samych organizmów znajdują się w warstwach tego samego wieku. Warstwy skał osadowych przy ruchach skorupy ziemskiej mogą zostać przemieszczone. Może je również naruszyć erozja, a resztki ich potem znowu są pokrywane nowymi osadami. Jeśli jednak uda się odnaleźć w skale skamielinę, można ustalić okres, z jakiego pochodzi, i nawet zrekonstruować warunki, w jakich powstała. W ten sposób geolodzy przebadali kompleks warstw skalnych różnego wieku o łącznej grubości przeszło 150 km.

Chemiczne osady powstały przez wytrącenie chemiczne, albo przez krystalizację substancji rozpuszczonych w wodzie słodkiej lub morskiej. W ten sposób wytworzyły się rozmaite osady krzemionkowe (martwica krzemionkowa, gejzeryt), osady wapienne (ewaporaty wapienne, trawertyn oraz wapień oolitowy, czyli ziarnisty) i dolomity.

Organogeniczne (pochodzenia zwierzęcego lub roślinnego) osady powstały ze szczątków organizmów żywych. W przyrodzie najbardziej rozpowszechnionymi skałami organogenicznymi są wapienie. Powstały one wskutek gromadzenia się i zlepienia skorupek i szkieletów wapiennych rozmaitych skorupiaków, jamochłonów, głowonogów, ślimaków, małży itp. na dnie morskim. Osady te mają zwykle budowę warstwową. W morzach powstają też rafy wapienne tworzone przez koralowce i osady wapienne powstające przy udziale czerwonych glonów morskich w morzach tropikalnych.

Skały metamorficzne (przeobrażone)

Skały przeobrażone (metamorficzne) powstały w wyniku przemiany skał magmowych i osadowych. Przemianę wywołuje wysoka temperatura, wysokie ciśnienie kierunkowe (stres) bądź różnokierunkowe (hydrostatyczne) i aktywność chemiczna roztworów wodnych. W przyrodzie obserwujemy metamorfizm kontaktowy (termalny) i regionalny. Metamorfizm kontaktowy zachodzi przy bezpośrednim zetknięciu się starszych skał z przenikającą je magmą. Oddziaływanie gorącej magmy sięga na około 1 km w głąb skał. Osady iłowe, dzięki bezpośredniemu oddziaływaniu magmy, przechodzą w hornfelsy, albo zmieniają się w łupki plamiste, a wapienie przeobrażają się w marmury. 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 duże ciśnienie, albo tam, gdzie zachodzą procesy górotwórcze i działa ciśnienie kierunkowe.

Wyróżnia się trzy strefy metamorfizmu regionalnego: wierzchnią - epizona, środkową - mezozona i głęboką - katazona.

W poszczególnych strefach przemiana skał przebiega z różną intensywnością i powstają rozmaite produkty tej przemiany. W wyniku metamorfizmu regionalnego zmienia się skład mineralogiczny i chemiczny pierwotnego materiału skalnego, a także zmieniają się jego właściwości i wygląd zewnętrzny. Powstają ciała krystaliczne, nowe zespoły minerałów i następuje ich segregacja w układzie równoległym. Ten nowy układ często powoduje wyraźnie równoległe uwarstwienie przemienionych skał, tzw. łupkowatość. Dlatego też takie skały nazywa się nieraz łupkami krystalicznymi. Ze względu na sposób ich powstawania - z pierwotnych skał osadowych czy magmowych-rozróżniamy tzw. parałupki i ortołupki.

Podstawowymi skałami metamorficznymi powstającymi ze skał osadowych są fyllity, łupki i paragnejsy.

Fyllity to drobnoziarniste, nieraz bardzo drobnoziarniste, łupki krystaliczne, często oprócz kwarcu i serycytu zawierające różne ilości chlorytu, albitu i biotytu. Powstają w strefie wierzchniej. Są podobne do skał osadowych, z których powstały, ale odznaczają się wyraźną łupkowatością.

Łupki mikowe są średnioziarnistymi, nieraz drobnoziarnistymi skałami krystalicznymi. Nie zawierają skalenia. W ich skład wchodzą kwarc i mika. W wyraźnie zaznaczających się warstwach często znajduje się również granit. Krawędzie ich warstw mają charakterystyczny srebrzysty połysk. Powstały głównie w strefie mezo, a także w epizonie.

Paragnejsy są średnioziarniste, nieraz gruboziarniste, wytworzyły się w strefie głębokiej. Składają się z kwarcu, skalenia i miki, często poza tym zawierają sylimanit, kordieryt i granat. Zewnętrznie wykazują strukturę warstwową i wyraźną łupkowatość.

Podstawowymi skałami metamorficznymi powstającymi ze skał magmowych są ortognejsy, granulity i amfibolity (te ostatnie mogą też powstawać ze skał osadowych). Ortognejs ma identyczne składniki jak granit, od którego różni się budową warstwową.

Granulity prawdopodobnie powstały w wyniku przemiany porfirów kwarcowych. Zawierają przede wszystkim skaleń, kwarc i granat (pirop).

Amfibolit powstał w wyniku przemiany zasadowych skał magmowych (gabra).Zawiera amfibol, plagioklazy, często również granat.

W wyniku przemiany ultrazasadowych skał (perydotytów) powstają serpentynity, łupki talkowe, łupki chlorytowe i amfibolity. Do określenia gołym okiem rodzaju znajdujących się w stanie naturalnym skał potrzebne jest długoletnie doświadczenie. I wówczas do ściślejszej identyfikacji potrzebny jest mikroskop polaryzacyjny i analiza chemiczna.

Charakterystycznymi cechami skał, bardzo ważnymi przy ich rozpoznawaniu, są struktura i tekstura (czyli budowa wewnętrzna) oraz skład mineralogiczny. Stosunkowo łatwo, przez obserwację, możemy określić czy skała tworzy warstwy, czy ma łupkowatą budowę, czy jest grubo- lub drobnoziarnista, albo czy ma szklistą powierzchnię. Natomiast jaki jest jej skład mineralny, możemy stwierdzić tylko wówczas, jeśli ziarna minerałów znajdujące się w skale są dostatecznie duże. Doświadczony specjalista, a nawet z laik i określoną praktyką, bez trudności zidentyfikuje bezpośrednio w terenie kwarc, skaleń, mikę, amfibole, pirokseny, oliwin, węglany znajdujące się w skale.

Najlepiej, jeśli przy określaniu rodzaju skały w terenie dysponujemy większymi próbkami. W małych próbkach trudno czasem dostrzec charakterystyczne cechy danej skały, a nawet można je w ogóle przeoczyć.

3.Jak rozpoznawać minerały?

Informacje ogólne

W warunkach naturalnych występuje około 3000 rozmaitych minerałów. Z nich około 40 do 50 to główne składniki skał. Nazywamy je minerałami skałotwórczymi. Tylko około 100 do 150 minerałów ma praktyczne znaczenie w gospodarce narodowej. Tworzą one złoża surowców mineralnych. Niektóre występują w postaci czystych pierwiastków (miedź, złoto, siarka, węgiel i inne), inne tworzą proste związki chemiczne, takie jak siarczki, tlenki (galena,

sfaleryt, kwarc, hematyt i inne). Wiele minerałów ma skomplikowany skład chemiczny. Większość jest pochodzenia nieorganicznego, zdarzają się również minerały organiczne. Oprócz rtęci, praktycznie prawie wszystkie minerały występują w stanie stałym. Mają one określone właściwości fizyczne i chemiczne, uwarunkowane ich krystaliczną strukturą. Badaniem tej struktury, a także kształtu minerałów, ich własności fizycznych i chemicznych, powstaniem i przemianą, występowaniem w przyrodzie, a także w pewnym stopniu ich praktycznym wykorzystaniem zajmuje się odrębna dyscyplina zwana mineralogią.

Grupy minerałów

Zewnętrzny kształt minerałów jest odbiciem ich wewnętrznej struktury. Wszystkie minerały w zależności od ich układu krystalicznego można podzielić na siedem grup, różniących się ilością elementów, typem symetrii oraz kątami nachylenia do siebie osi krystalograficznych.

1.Minerały krystalizujące w układzie regularnym (kostkowym, sześciennym) - sól kamienna, magnetyt, piryt;

2.Minerały krystalizujące w układzie tetragonalnym - chalkopiryt, wulfenit;

3.Minerały krystalizujące w układzie heksagonalnym - beryt, apatyt;

4.Minerały krystalizujące w układzie trygonalnym - kalcyt, kwarc, hematyt;

5.Minerały krystalizujące w układzie rombowym - siarka, aragonit, baryt;

6.Minerały krystalizujące w układzie jednoskośnym - siarka, gips, talk;

7.Minerały krystalizujące w układzie trójskośnym - rodonit, dysten czyli cyjanit, albit, anortyt, chalkantyt.

Kształt

Kryształy mają rozmaite kształty (pokrój). Spotyka się minerały izometryczne o kształcie sześcianów, ośmiościanów, dwunastościanów itd. (sól kamienna, magnetyt, granaty, piryt); kryształy o ścianach wydłużonych w jednym kierunku: słupowe, igiełkowe, włókniste, (beryl, turmalin, antymonit, natrolit, azbest); kryształy o ścianach wydłużonych w dwu kierunkach: tabliczkowe, płytkowe, blaszkowe, łuskowe (baryt, hematyt, mika uranowa, biotyt i inne). Kształt kryształów wielu minerałów stanowi ważny znak rozpoznawczy. Na przykład graniastosłupowe kryształy kwarcu o tępych krawędziach rombościanu i trapezoedru zawsze łatwo można zidentyfikować bez względu na ich zabarwienie. Typowe są również sześcienne, ośmiościenne, pentagonalne lub dwunastościenne kryształy pirytu, np. dwunastościan pięciokątny, ośmiościenne (oktaedryczne) kryształy magnetytu i inne. Niektóre minerały otrzymały swoje nazwy od kształtu kryształów, np. aktynolit (po grecku kamień promienisty) itp.

Wiele minerałów tworzy regularne zrosty poszczególnych kryształów, i tak mamy zrosty bliźniacze, trojaki itp. Są one w wielu wypadkach bardzo charakterystyczne dla danego rodzaju minerału i ułatwiają jego określenie. Dotyczy to np. kolankowatych bliźniaczych kryształów rutylu, tzw. jaskółczych ogonów gipsu itp.

Niektóre krystaliczne minerały odznaczają się zdolnością wytwarzania przy zmianie temperatury dwóch lub więcej struktur krystalicznych, w wyniku czego zmieniają swe właściwości fizyczne. Na przykład węgiel w stanie naturalnym krystalizuje bądź jako diament, w układzie regularnym, wówczas jest przezroczysty i odznacza się dużą twardością, bądź jako grafit, w układzie heksagonalnym, wówczas jest czarny i miękki. Powierzchnie kryształów niektórych minerałów nie są idealnie gładkie, ale w sposób typowy prążkowane. Przy rozpoznawaniu kwarcu, pirytu i turmalinu rodzaj tego prążkowania jest jednym z ważniejszych znaków diagnostycznych.

Skupienia

W warunkach naturalnych pięknie ukształtowane kryształy występują dość rzadko. O wiele częściej znajdujemy ziarna krystaliczne zrośnięte ze sobą i tworzące agregaty mineralne (jak np. kawałki marmuru, rudy magnetytowej) lub polimeralne (jak kilka minerałów o różnych właściwościach i składzie, np. granit, ruda chalkopirytowo- galenowo-sfalerytowa) o bardzo zróżnicowanej budowie.

W warunkach naturalnych najczęściej spotykamy ziarniste agregaty krystaliczne. Wymienić tu można skały magmowe i agregaty złóż mineralnych. Mogą one być gruboziarniste (ziarna o średnicy ponad 5 mm) oraz drobnoziarniste (ziarna o średnicy poniżej 1 mm). Na podstawie kształtu minerałów wchodzących w skład agregatu rozróżniamy skupienia ziarniste, łuskowate, igiełkowate i włókniste.

Druzy, czyli szczotki krystaliczne są to zrosty pięknie ukształtowanych kryształów kwarcu, tworzące narośle w szczelinach skalnych (druzy kryształów kwarcu).

Sekrecje powstają przez wypełnienie szczelin skalnych o nieregularnym lub okrągłym kształcie krystaliczną lub koloidalną masą tworzącą koncentryczne warstewki, które biegną od ścianek szczeliny w kierunku jej środka (chalcedon, agat). Wnętrze jest niekiedy wypełnione przez promienisto ułożone włókniste agregaty określonego minerału (zeolity).

Konkrecje to okrągłe albo nieregularne skupiska o sferycznym układzie, powstające w niestwardniałych skałach osadowych. albo w złożach i narastające koncentrycznie. Skupiska takie tworzą markazyt, psylomelan, fosforyt, baryt i inne.

Oolity są właściwie konkrecjami sfalerycznymi o małych rozmiarach (średnica ich wynosi od dziesiątych części milimetra do 1 cm), powstające przez wykrystalizowanie minerału wokół ziarenek piasku lub okruchów jakichś resztek organicznych. Charakterystyczny dla nich jest koncentryczny układ warstw. Wymienić tu można syderyt, kalcyt i inne.

Skupienia naciekowe substancji mineralnych powstają z koloidów żeli. Na podstawie ich kształtu wyróżniamy formy stalaktytowe, nerkowate, gronowate i inne. Skupienia takie tworzą: limonit, psylomelan, opal, malachit, aragonit, sfaleryt, markazyt i inne.

Skupienia ziemiste to miękkie „mączyste” produkty, w których nawet przy użyciu lupy nie możemy rozróżnić poszczególnych kryształów. Takie skupienia tworzą kaolinit, uwodnione krzemiany niklu oraz wodorotlenki manganu i żelaza. Na warstwowo ułożonych płaszczyznach wapieni, piaskowców i łupków iłowych niekiedy występują dendryty (delikatne naloty) wodorotlenków żelaza i manganu, przypominające skamieniałe odciski niektórych gatunków roślin kopalnych.

Właściwości

Wewnętrzna struktura minerałów nie tylko określa zewnętrzny kształt i symetrię kryształów, ale w znacznym stopniu wpływa na wszystkie ważniejsze ich właściwości fizyczne. Ponieważ różne minerały odznaczają się różnymi cechami, właśnie te różnice między nimi mogą zostać wykorzystane do ich identyfikacji.

Przezroczystością nazywamy zdolność materii do przepuszczania światła. Ze względu na stopień przezroczystości dzielimy minerały na przezroczyste (topaz, kryształ górski), półprzezroczyste (szmaragd, sfaleryt) i nieprzezroczyste (grafit, piryt, magnetyt).

Barwa minerałów to właściwość, która rzuca się w oczy zaraz po pierwszym spojrzeniu na minerał. Liczne minerały otrzymały swą nazwę właśnie od rodzaju barwy, jak np. azuryt, chloryt, rodonit, aurypigment (cynober) i inne. W warunkach naturalnych występują izochromatyczne minerały barwne, które mają stałe zabarwienie, np. czarny magnetyt, zielony malachit, żółta siarka. Inne minerały mogą być bezbarwne, takie jak kwarc, kalcyt, sól kamienna itd. Jednak najczęściej występują minerały zabarwione allochromatycznie. Kryształy kwarcu są zwykle bezbarwne, ale znamy także okazy mlecznobiałe, fioletowe, różowe, żółtobrązowe, złociste, szare, brązowe i czarne. Podobnie może być zabarwiona sól kamienna i fluoryt.

Ważnym znakiem rozpoznawczym może być barwa rozkruszonego minerału - barwa pyłu mineralnego (barwa rysy). Pył ten otrzymujemy przez tarcie minerału o chropowatą białą płytkę. Minerały bezbarwne i o jasnych barwach mają pył biały. Z minerałów barwnych otrzymujemy pył trochę jaśniejszy niż zabarwienie minerału nieporuszonego. Barwa pyłu niektórych minerałów nie zgadza się z barwą samego minerału. Na przykład hematyt jest czerwony, stalowy lub brunatny, a pył ma wiśniowy. Mosiężnożółty piryt ma pył brunatny lub zielonawoczarny.

Połysk jest wynikiem odbicia promieni światła padającego na powierzchnię minerału. Połysk może być szklisty (fluoryt, kwarc, węglany), diamentowy (siarka, sfaleryt, diament), półmetaliczny (hematyt), metaliczny (antymonit, galena, piryt, chalkopiryt), tłusty (rozkruszona sól kamienna), woskowy (minerały skrytokrystaliczne i izokeryt), matowy (kaolinit, magnezyt), jedwabisty (typowy dla minerałów o włóknistej strukturze, jak np. azbest) i perłowy (minerały o strukturze warstwowej, takie jak muskowit, gips, talk).

Łupliwością nazywamy zdolność kryształów albo ziaren krystalicznych do podziałów według określonych kierunków krystalograficznych. Łupliwość może być doskonała (mika, chloryty), bardzo dobra (kalcyt, galena), kiedy przy uderzeniu minerał rozpada się na odłamki ograniczone przez płaszczyzny łupliwości, dobra (skalenie, amfibol), kiedy na odłamkach występują wyraźne płaszczyzny łupliwości, wyraźna (apatyt, kasyteryt), kiedy płaszczyzn łupliwości musimy szukać na poszczególnych odłamkach, oraz niewyraźna (korund, złoto, magnetyt), kiedy właściwie o łupliwości nie możemy mówić, bo odłupane odłamki przypominają kształtem muszelki.

Przez twardość rozumiemy stopień oporu, jaki minerał jest zdolny stawić zewnętrznym oddziaływaniom mechanicznym, przede wszystkim odporność na zarysowanie. Potocznie dla określenia względnej twardości danego minerału używa się jako wskaźnika skali stopni twardości Mohsa:

1.Talk 2.Gips

3.Kalcyt 4.Fluoryt

5.Apatyt 6.Ortoklaz

7.Kwarc 8.Topaz

9.Korund 10.Diament

Twardość badanego minerału określa się przez sprawdzenie, który z przytoczonych w powyższej skali minerałów ostatni zarysuje się przy użyciu badanego minerału. W nowoczesnych laboratoriach określa się absolutną twardość minerału za pomocą sklerometrów i mikrotwardościomierzy. Wartość twardości minerału wyraża się w MPa (dawniej w kilogramach na 1mm²). Przez porównanie otrzymanej twardości z danymi zawartymi w tabelach można identyfikować minerał.

Gęstość (ciężar właściwy) minerałów waha się w szerokich granicach. Jej określenie może pomóc przy rozróżnianiu minerałów. Wyodrębniamy minerały lekkie o przeciętnej gęstości 1-2 g/cm³ (bursztyn, izokeryt), średnio ciężkie minerały o przeciętnej gęstości 2-4 g/cm³ (sól kamienna, kwarc, gips), minerały ciężkie, mające przeciętną gęstość 4-6 g/cm³ (korund, baryt, siarczki miedzi i cynku), minerały bardzo ciężkie o przeciętnej gęstości 8-23 g/cm³ (galena, cynober, rodzime metale kolorowe).

Oprócz przytoczonych właściwości fizycznych minerałów przy ich identyfikacji ważna jest magnetyczność (występuje u magnetytu i pirytu), promieniotwórczość (występuje u radu, uranu, toru), luminescencja (szelit, diament, fluoryt), kowalność (złoto, miedź, srebro), sprężystość (mika, chloryty, azbest) oraz kruchość (tetraedryt, gips, halit).

Klasyfikacja

Klasyfikacja wielkiej liczby minerałów jest oparta przede wszystkim na ich składzie chemicznym i strukturze krystalicznej. Minerały dzieli się z punktu widzenia chemicznego na niżej podane grupy:

I. Pierwiastki rodzime i ich intermetaliczne związki: złoto, srebro, elektrum, siarka, platyna i inne;

II. Siarczki i związki pokrewne (piryt, chalkopiryt, galena, sfaleryt, tetraedryt, antymonit, bornit, kobaltyn, milibdenit, cynober i inne);

III. Chlorki i związki pokrewne (fluoryt, sól kamienna, sylwin, kerargyryt i inne);

IV. Tlenki i wodorotlenki (kwarc, rutyl, magnetyt, hematyt, limonit i inne);

V. Sole kwasów tlenowych:

1.węglany, boran, azotany (kalcyt, syderyt, magnetyt, aragonit, cerusyt, boraks i inne),

2.siarczany, chromiany, molibdeniany i wolframiany (gips, anhydryt, anglezyt, krokoit, wolframit, szelit, celestyn i inne),

3.fosforany, arseniany, wanadany, rudy uranowe i inne (apatyt, monacyt, erytryn, wanadynit, torbernit, autunit i inne),

4.krzemiany (cyrkon, oliwin, topaz, cyjanit, granaty, beryl, turmalin, rodonit, amfibole, pirokseny, talk, mika, skalenie, chloryty, serpentyn, kaolinit, leucyt, nefelin i wiele innych);

VI. Minerały organiczne (ozokeryt, bursztyn, asfalt i inne).

Obecnie minerały dzielimy na:

1.Pierwiastki rodzime (np. złoto, srebro, miedź, siarka, grafit, diament);

2.Siarczki (np. argentyt, chalkozyn, galena, blenda cynkowa, chalkopiryt, pirotyn, nikielin, mileryt, kowelin, cynober, realgar, aurypigment, antymonit, piryt, markasyt, kobaltyn, arsenopiryt, molibdenit, pirargiryt, prustyt, tetraedryt, tenantyt);

3.Tlenki i wodorotlenki (np. kupryt, spinel, magnetyt, franklinit, chromit, korund, hematyt, ilmenit, rutyl, kasyteryt, piroluzyt, uraninit, brucyt, diaspor, getyt);

4.Halogenki (np. halit, sylwin, fluoryt, karnalit);

5.Węglany, azotany i borany (np. kalcyt, magnezyt, syderyt, rodochrozyt, smitsonit, dolomit, aragonit, witeryt, stroncjanit, cerusyt, malachit, azuryt, nitratyn, niter, uleksyt, boraks, kolemanit);

6.Siarczany i chromiany (np. baryt, celestyn, anglezyt, anhydryt, gips, chalkantyt, epsomit, krokoit);

7.Wolframiany i molibdeniany (np. wolframit, szelit, wulfenit);

8.Fosforany, arseniany i wanadany (np. monacyt, apatyt, piromorfit, mimetyt, wanadynit, lazulit, wawelit, turkus, wiwianit, erytryn, autunit);

9.Krzemiany (np. wilemit, oliwin, granat, cyrkon, andaluzyt, sylimanit, dysten, topaz, staurolit, sfen, hemimorfit, zoizyt, epidot, wezuwian, prenit, aksynit, beryl, turmalin, dioptaz, pirokseny, enstatyt, diopsyd, spodumen, augit, rodonit, wollastonit, antofyllit, tremolit, hornblenda, serpentyn, talk, muskowit, biotyt, kwarc, opal, skalenie, ortoklaz, plagioklaz, leucyt, nefelin, lazuryt, natrolit, heulandyt).

Powstawanie

Powstawanie minerałów ściśle łączy się z procesami geologicznymi, podczas których tworzyły się skały i złoża mineralne. Procesy magmowe przebiegające w rozmaitych okresach geologicznych wpłynęły na powstawanie ogromnej masy skał magmowych utworzonych ze skałotwórczych minerałów, takich jak kwarc, skalenie, mika, pirokseny, amfibole, oliwin, granaty i inne. Magma zawiera liczne związki metali, które odnajdujemy nieraz w łańcuchach masywów górskich skał magmowych. Należą do nich złoża chromu, żelaza, platyny, siarczanowych rud miedzi i niklu, apatytu i pierwiastków ziem rzadkich. Znane są złoża diamentów znajdujące się w skałach ultrazasadowych - kimberlitach.

W pegmatytach powstaje, oprócz podstawowych minerałów skałotwórczych, większa ilość minerałów zawierających fluor i bor (topaz, turmalin), zawierających beryl (minerał zwany berylem), lit (np. łyszczki litowe takie jak lepidolit), lantanowce (ksenotym, monacyt), minerały zawierające niob i tantal (niobit, tantalit) itp. Związki rozmaitych pierwiastków powstają też przez krystalizację z utworów pneumatolicznych i hydrotermalnych. W okolicy masywów kwaśnych skał głębinowych występują pneumatoliczne złoża kasyterytu, wolframitu i molibdenitu. W wyniku zetknięcia się gazów ze skałami wapiennymi i dolomitami powstają tzw. skarny utworzone z piroksenów, granatów, amfiboli, magnetytu i siarczków metali kolorowych. Kiedy ciekła magma wydostaje się na powierzchnię, w pęcherzykach stygnącej lawy zbierają się sublimaty naturalnej siarki, salmiak, minerały boru i inne.

Z gorących wodnych roztworów pomagmowych powstają liczne, hydrotermalne złoża miedzi, cynku, ołowiu, złota, srebra, rtęci, uranu i innych pierwiastków. Pierwiastki te zwykle występują w postaci żył w skałach lub stanowią domieszkę innych minerałów. Przy zetknięciu się roztworów wodnych z wapieniami powstają metasomatyczne złoża syderytu, magnezytu, galeny, sfalerytu. Przy przenikaniu tych roztworów na powierzchnię ze źródeł termalnych wytrąca się aragonit, albo gejzeryt. W wyniku procesów wietrzenia powodujących rozkruszenie skał powierzchniowych i rozkład minerałów skałotwórczych albo niszczących złoża mineralne, powstają nowe złoża osadowe różnych minerałów. Tworzyć się mogą w ten sposób, na skutek mechanicznej segregacji wietrzejącego materiału, tzw. rozsypiska diamentów, chromitów, platyny, złota i innych. Na skutek chemicznego wietrzenia skał o różnym składzie chemicznym, zachodzące wskutek działania wody z rozpuszczonym w niej tlenem, dwutlenkiem węgla i związkami organicznymi powstają pokłady iłu, kaolinu, boksytu, laterytów bogatych w żelazo i nikiel itp. W wyniku wietrzenia złóż surowców mineralnych powstają z kolei pokłady oksydacyjne, tzw. czapy żelaziste, manganowe, gipsowe o różnorodnym składzie mineralogicznym (limonit, malachit, azuryt itp.).

Przez nagromadzenie się w sposób mechaniczny osadów mineralnych o stałym składzie chemicznym, uwolnionych ze skał albo złóż w procesie wietrzenia, tworzą się w dolinach rzek i na wybrzeżu morskim złoża złota, kasyterytu, platyny, monazytu, diamentów i innych.

Osady chemiczne tworzą się w morzach i w jeziorach. Oprócz minerałów skałotwórczych, takich jak kalcyt, dolomit, z wody morskiej wykrystalizowują się pokłady ewaporatów (sól kamienna, sole potasowe i magnezowe, anhydryt, gips). Z uwodnionych koloidów żelaza i manganu powstają w jeziorach i w basenach morskich złoża oolitowych złóż żelaza i manganu.

Metamorfizm kontaktowy i regionalny prowadzi do zmiany składu mineralnego zarówno w skałach, jak w złożach bogactw naturalnych. I tak np. ubogie osadowe pokłady rud limonitowych ulegają przemianie w bardzo ważne dla gospodarki, pokłady zmetamorfizowanych rud żelaza, a z boksytu powstaje korund, z osadów organicznych złoża grafitu itp. Bardzo interesujące od strony geologicznej są „żyły typu alpejskiego”. Występują tam piękne kryształy kwarcu, skalenia, kalcytu, chlorytu, epidotu i inne. Są to te same minerały, które powstają w wyniku metamorfizmu regionalnego w okolicznych skałach.

4.Co to są kamienie szlachetne i ozdobne?

Informacje ogólne

Terminem kamienie szlachetne i ozdobne obejmuje się dużą grupę minerałów i skał, które mają zastosowanie w jubilerstwie oraz służą do wyrobu ozdób, galanterii artystycznej lub też są używane w architekturze wnętrz.

Nazwę - kamienie szlachetne lub jubilerskie - stosuje się do szczególnie pięknych i rzadko spotykanych, czystych, jednorodnych i przezroczystych odmian niektórych minerałów i skał. Kamienie te odznaczają się silnym połyskiem, efektownym zabarwieniem (lub są zupełnie bezbarwne), dużą trwałością i twardością. Znajdują one zastosowanie do wyrobów jubilerskich, oprawia się je w złoto, srebro i inne metale szlachetne.

Natomiast terminem - kamienie ozdobne - określa się mniej cenne, o mniejszej twardości i trwałości lub o mniej efektownym wyglądzie minerały oraz skały, z których wyrabia się różnego rodzaju galanterię artystyczną lub wyroby pamiątkarskie. Podział kamieni na szlachetne i ozdobne jest właściwie sztuczny i umowny. W znacznej mierze decyduje tu częstość występowania.

Dawniej używany podział na kamienie szlachetne i półszlachetne obecnie jest powoli zarzucany. Dąży się do usunięcia tego podziału, którego główną podstawą jest wyższa lub niższa cena kamieni.

W jubilerstwie i zdobnictwie używa się obecnie ponad 100 odmian kamieni szlachetnych i ozdobnych. Szczególną pozycję zajmują organiczne substancje, jak bursztyn, perły i korale. Problem klasyfikacji kamieni szlachetnych i ozdobnych nie został jeszcze definitywnie rozwiązany.

Dotychczas nie została uzgodniona jednolita klasyfikacja kamieni szlachetnych i ozdobnych, a klasyfikacje proponowane przez poszczególnych autorów różnią się od siebie w zależności od stosowanych kryteriów.

Niektórzy gemmolodzy wręcz uważają, że istniejące klasyfikacje mają charakter dość arbitralny i opierają się na jednym lub drugim kryterium nie mogą we właściwy sposób usystematyzować kamieni szlachetnych. Jednakże stosunkowo wielka różnorodność kamieni szlachetnych i ozdobnych powoduje potrzebę jej systematycznego ujęcia. Istniejące klasyfikacje kamieni szlachetnych i ozdobnych opierają się najczęściej na ich zastosowaniu i wartości rynkowej. Tego typu klasyfikacje najczęściej pojawiają się w literaturze radzieckiej. Natomiast gemmolodzy z krajów zachodnich na ogół nie stosują szczegółowych klasyfikacji, jedynie kryterium wartości, albo opierają się na mineralogicznej systematyce minerałów.

---