Школьникам и первокурсникам о минералогии

Что такое минерал, минералогия и чем занимаются минералоги?

Основные элементы кристаллографии и кристаллохимии.

Морфологические особенности и формы выделения минералов в природе.

Физические свойства минералов.

Классификация минералов.

Процессы минералообразования в природе.

Рекомендуемая дополнительная литература.

Большинство наук о Земле начали формироваться в XVII-XIX веках. Лишь история картографии и минералогии прослеживается с античных времен. Картография как метод графического изображения рельефа земной поверхности возникла в Древней Греции. Еще раньше появилась минералогия. Истоки ее уходят вглубь истории человеческого общества. Еще задолго до начала письменного периода в истории человечества первобытные люди использовали окружающие их минералы, как орудия производства, оружие или природные краски для пещерных рисунков. Первые сведения о минералах можно найти в древнейшем индийском письменном источнике "Вед", относящемуся примерно к XI-X вв. до н. э. Наиболее ранний трактат о минералогии, дошедший до наших дней, датируется около 500 г до н. э. Это китайский манускрипт Сан Хей-дина "Древние сказания о горах и людях", в котором упомянуты семнадцать минералов. К первой научной работе по минералогии, вероятно, можно отнести трактат "О камнях" греческого философа Тиртама - ученика Аристотеля, известного под именем Теофраста (372-287 г до н. э.). На протяжении веков и тысячелетий первоначальное понятие о минерале, как о куске руды или камне из которого можно получать металл (от позднелатинского "minera" - кусок руды), постепенно трансформировалось и претерпело существенные изменения. Сейчас большинство исследователей под минералами подразумевают составные части горных пород и руд, отличающиеся друг от друга химическим составом и кристаллической структурой и возникшие в земной коре в результате протекания природных геологических процессов. Тем не менее, такое определение понятия минерала все равно не охватывает всех тех объектов исследования, с которыми имеют дело минералоги в своей практике, и, наоборот, некоторые природные образования, отвечающие данному определению, явно не являются предметом изучения минералогов.

Примеров этому можно привести много. Сейчас уже ни у кого не возникает сомнений, что образование минералов связано не только с геологическими процессами на нашей планете, но и с различными процессами, протекающими на поверхности или во внутренних частях других небесных тел и в космическом пространстве. Таким образом, минералы - это не только земные образования, как это следует из приведенного выше определения.

У большинства минералогов не возникает сомнений в правомерности отнесения самородной ртути к минералам, несмотря на то, что при нормальном состоянии она является жидкостью (не имеет кристаллической структуры). Тем не менее, рассмотрение воды или вулканических стекол (аморфных силикатных составляющих некоторых вулканических пород) в качестве минералов принимается далеко не всеми исследователями. С другой стороны, лед, несмотря на его кристаллическую структуру, определенный химический состав и природное происхождение относится к минералам лишь по формальным признакам и пока не является объектом изучения минералогии. Возможно нам вскоре придется пересмотреть свое отношение ко льду и развивать криоминералогическое направление, поскольку при изучении процессов на поверхности и в недрах дальних планет Солнечной системы или их спутников, сложенных не только льдом Н₂О, но также льдами метана, аммиака, некоторых других газов и газогидратов, минералогический подход будет решать одну из определяющих ролей в правильном понимании истории эволюции этих небесных тел.

Нет однозначности и в отнесении так называемых, искусственных минералов и органических минералов к объектам изучения минералогии. Несмотря на сам термин "искусственные минералы" многие исследователи не считают их минералами, полагая для последних необходимым условием их природный генезис (образование). Тем не менее этот термин вполне устоялся в современной научной литературе применительно к некоторым синтетическим аналогам природных минералов. Например, мало у кого вызывает возражение рассмотрение синтетических алмазов или синтетических гранатов как искусственных минералов, однако также мало кто из исследователей склонен рассматривать все известные кристаллические неорганические соединения как искусственные минералы. Аналогичная неоднозначность также проявлена и для органических минералов: далеко не все исследователи, даже несмотря на природный генезис органических соединений, склонны рассматривать последние как представителей минералов.

Что же такое современная минералогия? Это наука о минералах, которая изучает во взаимной связи их состав, кристаллическое строение, их свойства, условия образования, практическое и теоретическое значение. В соответствии с этим главными задачами минералогии являются:

1. Всестороннее изучение и определение физических и химических свойств минералов во взаимной связи с их химическим составом и кристаллической структурой.

2. Изучение закономерностей сочетания минералов и последовательности образования минералов в горных породах и рудах с целью выяснения условий генезиса минералов и воссоздания последовательности разнообразных процессов минералообразования в истории развития изучаемого объекта (рудные жилы, массивы горных пород, месторождения, земная кора, планеты и их спутники и т.д.).

При нормальных условиях известно два типа типа состояния твердых тел: кристаллческое и аморфное. Если расположение частиц (атомов, ионов или молекул) в твердом теле подчиняется правильной трехмерной периодичности, то такие тела получили название кристаллических. Кристаллы имеют формы разнообразных многогранников - кубов, призм, пирамид и др. (рис. 1). Внешние плоскости кристаллов получили название граней, линии пересечения граней - ребер, а точки пересечения трех и более ребер - вершины. Одним из важных положений кристаллографии является закон постоянства гранных углов - для всех кристаллов одного и того же вещества углы между соответствующими гранями кристаллов одинаковы и постоянны (рис. 2). Этот закон позволяет определять минералы путем измерения углов между гранями кристаллов.

Каждый из кристаллов характеризуется определенной симметрией, т.е. закономерной повторяемостью одинаковых граней, ребер и углов при его вращении в пространстве (рис. 3). Выделяют следующие элементы симметрии: плоскости, оси и центр симметрии. Плоскость симметрии - воображаемая плоскость, которая делит кристалл на две равные части, каждая из которых является зеркальным отражением другой (рис. 3). Ось симметрии (L) - воображаемая линия при вращении вокруг которой на 360^о кристалл несколько раз повторяет свое первоначальное положение в пространстве. Число подобных повторений получило название порядка оси симметрии. В кристалле могут быть оси симметрии только второго (L²), третьего (L³), четвертого (L⁴) и шестого (L⁶) порядков. В одном кристалле могут одновременно присутствовать несколько осей симметрии одного или разных порядков (рис. 3). Центр симметрии - точка внутри кристалла, вокруг которой правильно повторяются грани и ребра кристаллов.

В кристаллах возможны только 32 различных комбинации элементов симметрии, получивших название кристаллографических классов или видов симметрии. Кристаллографические классы объединены в сингонии:

Форма кристаллов зависит от особенностей закономерного распределения в пространстве частиц, слагающих минералы - атомов (ионов) или молекул. В аморфном веществе эти частицы располагаются неупорядочено. Закономерное пространственное расположение атомов, ионов или молекул в минерале образует структуру кристалла, или его кристаллическую решетку. Последняя может быть представлена в виде плотно пригнанных друг к другу многогранников, часто называемых полиэдрами (кубов, тетраэдров, октаэдров и др.), в вершинах, центрах или серединах граней которых на строго определенном расстоянии друг от друга располагаются атомы или ионы. Они образуют так называемые узлы кристаллической решетки. Кристаллические структуры крайне разнообразны. Они определяют внешнюю форму кристаллов и зависят от химического состава минералов, т.е. определенным минералам свойственны и определенные кристаллические формы.

В зависимости от характера частиц, находящихся в узлах кристаллической решетки и природы химических связей различают четыре типа кристаллических решеток: ионные, атомные, металлические и молекулярные (рис. 4).

В узлах ионной (гетерополярной) решетки располагаются противоположно заряженные ионы разных элементов (рис. 4). Притягивание разноименных ионов обуславливает ионную связь. Эта связь очень прочная. Ионную решетку имеют многие минералы, например, силикаты.

Атомные решетки характеризуются тем, что в их узлах находятся атомы элементов между которыми существует ковалентная (гомополярная) связь (рис. 4). Кристаллы с атомной решеткой имеют большую твердость, высокие температуры плавления и кипения. Примером минерала с атомной решеткой может служить алмаз.

Металлические решетки характеризуются прочным каркасом из положительно заряженных ионов металла, между которыми равномерно распределены электроны, образующие так называемый "электронный газ" (рис. 4). Такие решетки характерны для типичных металлов - медь, серебро, золото, и объясняют присущие последним характерные физические свойства: высокую электро- и теплопроводность, металлический блеск, ковкость.

Молекулярные решетки сложены отдельными атомами или молекулами, между которыми проявлены остаточные межмолекулярные (ван-дер-ваальсовые) связи (рис. 4). Эти связи очень непрочны, что отражается и на свойствах минералов с молекулярным типом решетки.

Кристаллические вещества с одним типом связи получили название гомодесмических. Если в одних и тех же кристаллах проявлены разные типы структурных связей, то такие кристаллические структуры называются гетеродесмическими.

У минералов преобладают гетеродесмические и ионные кристаллические структуры (например, соли кислородных кислот, галогениды и др.). Атомные и молекулярные структуры в минералах встречаются относительно редко. Для оксидов и гидроксидов характерна смешенная ионно-ковалентная связь с преобладанием ионной, а для сульфидов (солей сероводородной кислоты) - та же связь, но с преобладанием ковалентной. Металлические связи и структуры типичны для самородных металлов.

Минералы в природе встречаются главным образом в виде разнообразных зерен неправильной формы, лишенных каких-либо кристаллографических очертаний, но независимо от этого, обладающих в большинстве случаев внутренней кристаллической структурой (кристаллическим строением). Хорошо образованные кристаллы (индивиды, ограниченные естественными гранями) встречаются относительно редко. Морфологией и внутренним строение кристаллов подробно занимается кристаллография и здесь мы ограничимся лишь некоторыми особенностями морфологии кристаллов и их граней, имеющих важное значение при диагностике минералов.

Облик и габитус кристаллов. По облику кристаллы подразделяются на три основных типа: изометричные (одинаково развитые по всем трем направлениям), удлиненные (вытянутые в одном направлении): призматические, столбчатые, шестоватые, игольчатые и др. и уплощенные (вытянутые в двух направлениях): таблитчатые, пластинчатые, листоватые, чешуйчатые и др. Между этими основными типами существуют промежуточные; кроме того встречаются более сложные формы кристаллов, например, дендриты и проволочные образования.

Если облик кристаллов определяется характером их отклонения от изометричности, то габитус - преобладанием тех или иных кристаллографических форм. Кристаллы одного и того же минерала могут обладать как различным обликом, так и различным габитусом. Например, изометричные по облику кристаллы пирита могут обладать кубическим или октаэдрическим габитусом (рис. 5).

Вследствие неравномерного развития граней природных кристаллов (обусловленного главным образом различием в симметрии питающей среды - рис. 6) определение их сингонии по внешнему виду часто может вызывать затруднения. Симметрия структуры и симметрия внешней формы идеальных кристаллов, как правило, совпадают. Однако в ряде случаев симметрия внешней формы может быть выше (гиперморфность) или ниже (гипоморфность) его структурной симметрии.

Часто на первый взгляд одиночные кристаллы в действительности оказываются сложными двойниками - закономерными срастаниями двух кристаллов одного и того же минерала (следует отметить, что далеко не все срастания двух кристаллов являются двойниками). В случае закономерного срастания трех индивидов сростки получили название тройников. Одним из характерных признаков двойникования служит двойниковый шов. Для ряда минералов двойники и тройники являются типичными, что значительно облегчает диагностику минералов; например, крестообразные двойники ставролита, двойники гипса по типу "ласточкие хвост", коленчатые двойники рутила и касситерита и др. (рис. 7). Закономерное (структурное) срастание двух различных минералов получило название эпитаксия.

Грани кристаллов могут нести штриховку и разнообразные фигуры роста и травления (рис. 8). Изучение структуры граней кристаллов в ряде случаев также может существенно облегчить диагностику минерала.

В результате различных процессов минералообразования возникают сросшиеся между собой кристаллические зерна, получившие название минеральных (кристаллических) агрегатов. Закономерные срастания индивидуальных кристаллов можно рассматривать в качестве одного из частных случаев минеральных агрегатов.

По количеству минералов, слагающих агрегаты, последние подразделяются на моно- и полиминеральные. Примером мономинерального агрегата может быть мрамор, полиминерального агрегата - гранит. Форма минеральных агрегатов в значительной степени определяется формой и размером слагающих их зерен. В тех случаях когда размеры последних приблизительно одинаковы и форма их приближается к изометричной агрегаты называются зернистыми. По размеру зерен выделяют крупнозернистые (более 5 мм), среднезернистые (1-5 мм) и мелкозернистые (менее 1 мм) агрегаты. По степени заполнения пространства различают плотные и рыхлые зернистые агрегаты. В плотных мелкозернистых агрегатах отдельные минеральные зерна неразличимы невооруженным глазом. Сплошные массы, сложенные микроскопическими кристаллами, получили название скрытокристаллических агрегатов; их внутреннее строение можно установить лишь под оптическим микроскопом.

Упорядоченное (параллельное или лучистое) расположение призматических, столбчатых, игольчатых и волокнистых кристаллов приводит к образованию параллельно-шестоватых, (радиально-) лучистых, сноповидных агрегатов и сферолитов (тела элипсоидальной формы, образованные тонкими, расходящимися из центра волокнами).

Упорядоченное расположение кристаллов таблитчатого или пластинчатого облика часто приводит к образованию листоватых или чешуйчатых (в зависимости от размера) агрегатов. Таблитчатые или пластинчатые кристаллы и их сростки могут также образовывать концентрические и "розетковидные" агрегаты (если кристаллы как бы огибают центр).

Широко распространены агрегаты, сложенные минералами различной формы; одним из подобных примеров могут быть слюдяные сланцы с изометричными кристаллами граната.

Рост кристаллов в свободном пространстве (пустотах, полых трещинах) приводит к образованию так называемых друз. Под друзами обычно понимают группы кристаллов (часто хорошо образованных), приросших к общему основанию. Если кристаллические индивиды в друзах вытянуты приблизительно в одном направлении, чаще всего перпендикулярно к поверхности роста кристаллов, образуются гребенчатые агрегаты или щетки кристаллов, а также кристаллические корки, сложенные мелкими тесно сросшимися кристаллами.

При заполнении пустот кристаллами или коллоидным веществом образуются секреции. Большинство из них обладает округлой формой и характеризуется концентрически-зональным строением - результат последовательного отложения вещества по направлению от стенок пустоты к центру. Отдельные слои могут отличаться друг от друга как по цвету, так и по минеральному составу. Мелкие пустоты (менее 10 мм), нацело заполненные минеральным веществом, принято называть миндалинами. В более крупных пустотах в центре обычно наблюдается полость, стенки которой устланы друзами кристаллов или натечными образованиями. Подобные агрегаты получили название жеоды.

В осадочных породах часто встречаются конкреции - желваки и стяжения обычно сферической формы; некоторые из них в изломе обнаруживают радиальнолучистое или концентрически-зональное строение. В отличие от секреций рост конкреций происходил от центра к периферии. Аналогичным образом растут и оолиты - сферические образования размером 5-10 мм, возникающие в водной среде вокруг взвешенных частичек. Их характерной особенностью является концентрическая слоистость, иногда проявленная в виде скорлуповатости. Близкие по форме, но не обладающие концентрической зональностью образования получили названия псевдооолиты или бобовины.

Среди натечных образований выделяют сталактитовые, сталагмитовые, почковидные, гроздевидные и др. агрегаты. Для большинства из них характерно концентрически-зональное строение. Натечные образования часто представлены коллоидными минералами (коллоидами), кристаллическую структуру которых невозможно наблюдать даже под оптическим микроскопом. Агрегаты раскристаллизованных коллоидов, сохранивших свой первоначальный облик, называются метаколлоидами.

Рыхлые мягкие тонкозернистые образования, в которых только под микроскопом можно определить форму и размеры минеральных зерен, обычно называют землистыми массами; среди них по цвету иногда выделяют сажистые (черные) и охристые (разные оттенки бурого цвета) массы.

Тонкие пленки на поверхности отдельных кристаллов или сколах пород получили название "налеты" и "примазки". Под термином "выцветы" понимают периодически появляющиеся на поверхностях руд, горных пород и в трещинах тонкие пленки, представленные обычно легкорастворимыми в воде солями (часто сульфатами). На марганцевых месторождениях на поверхности пород и вдоль тонких трещин развиваются характерные дендритоподобные выделения гидроокислов марганца.

При описании образцов горных пород и руд помимо основных типов минеральных агрегатов часто используют названия, отражающие внешние особенности последних, например, звездчатые, сетчатые, ячеистые, шлаковидные, коралообразные, пемзовидные и др.

Форма минеральных агрегатов является одним из характерных диагностических свойств, а в ряде случаев позволяет сделать вывод о генезисе (механизме образования) минералов.

Внешняя форма и свойства минералов зависят от многих факторов, главными из которых являются их химический состав и внутреннее строение. Методы определения минералов и изучения их свойств весьма разнообразны. Для этих целей в лабораториях используют различные оптические и электронные микроскопы, рентгеновские установки и другую более сложную аппаратуру. В полевой практике минералы обычно определяются визуально, или макроскопически (по внешним признакам). Важнейшими физическими свойствами, позволяющими проводить макродиагностику минералов являются цвет минерала в куске и порошке, блеск, излом, спайность, твердость, удельный вес и некоторые другие.

Следует иметь ввиду, что некоторые физические свойства могут быть одинаковыми у различных минералов и, наоборот, какие-либо свойства (например, цвет или удельный вес) могут изменяться у одного и того же минерала. Поэтому при макродиагностике минерала необходимо установить возможно большее число его свойств. Случаи, когда определенное свойство позволяет уверенно диагностировать минерал (например, магнитные свойства магнетита) являются скорее исключением из правил и не могут быть распространены на все многообразие минералов. Полевую визуальную диагностику минералов следует в камеральных условиях подтверждать более точными методами (определение оптических констант минералов, пьезоэлектрических и магнитных свойств, радиоактивности и характера люминесценции, определение химического состава, изучение поведения минерала при нагревании, привлечение разнообразных рентгеноструктурных и рентгеноспектральных методов анализа).

Цвет минералов может быть самым разнообразным. Нередко окраска одного и того же минерала весьма изменчива, что зависит от вхождения в его состав разнообразных примесей. Иногда для одного и того же минерала в зависимости от его цвета используют разные названия. Например, кварц, обычно бесцветен и его прозрачная разновидность, представленная хорошо огранеными кристаллами, получила название горный хрусталь. Но тот же кварц может быть окрашен в желтый (цитрин), фиолетовый (аметист), зеленый (празем), дымчатый (раухтопаз), черный (морион) или другие цвета.

Некоторые минералы, например, лабрадор, изменяют свой цвет в зависимости от условий освещения, приобретая при этом красивую радужную окраску. Такое свойство минералов получило название иризация (интерференция белого света при прохождении сквозь микроскопические параллельно ориентированные пластинки или трещины).

Иногда на поверхности рудных минералов наблюдается тонкая пестроокрашенная пленка, образование которой связано с протеканием различных химических реакций при выветривании или окислении минерала. Природа окраски этой пленки также связана с интерференцией света, однако в данном случае это явление получило название побежалость.

Цвет черты минерала. Многие минералы в порошкообразном состоянии имеют другой цвет, чем цвет в куске. Обычно для определения цвета минерала в порошке проводят кусочком минерала черту на белой шероховатой поверхности неглазурированного фарфора. Этот метод диагностики весьма важен. Например, цвет черты соломенно-желтого пирита - черный, черного гематита - вишнево-красный, а черного магнетита - черный. В случае если твердость минерала выше, чем твердость фарфоровой пластинки, то минерал не дает черты, а образует на фарфоре царапину.

Прозрачность. Под этим термином подразумевается способность вещества пропускать свет. В зависимости от степени прозрачности все минералы подразделяются на прозрачные (горный хрусталь, исландский шпат), полупрозрачные (сфалерит, киноварь) и непрозрачные (пирит, галенит). Некоторые непрозрачные минералы, например, скрытокристаллическая разновидность кварца, получившая название халцедон, просвечивается в краях - в тонких обломках. Некоторые прозрачные минералы, например, исландский шпат, обнаруживают эффект двулучепреломления: просматривающиеся через исландский шпат буквы или штриховые рисунки удваиваются.

Блеск является свойством минерала отражать свет. Различают следующие виды блеска. Металлический блеск - сильный блеск, свойственный минералам, дающим черную черту и самородным металлам, не дающим черной черты (золото, серебро, медь). По уменьшению степени неметаллического блеска различают алмазный и стеклянный блеск. Иногда выделяют промежуточный блеск между металлическим и алмазным, получивший название полуметаллический или металловидный. На характер блеска влияет и состояние поверхности минерала. Наличие неровностей является причиной возникновения жирного или воскового блеска. Перламутровый блеск возникает за счет интерференции света в тонких пластинах. При параллельно-волокнистом строении агрегатов минералов возникает шелковистый блеск. Некоторые тонкозернистые агрегаты обладают матовым блеском (например, писчий мел).

Спайность - способность минерала раскалываться по определенным кристаллографическим направлениям с образованием относительно гладких поверхностей. По характеру раскалывания и гладкости образуемой поверхности выделяют следующие виды спайности. Весьма совершенная спайность - минерал без особых усилий расщепляется на тонкие пластины; плоскости спайности - зеркальные, ровные (например, слюда). Совершенная спайность - минерал легко раскалывается с образованием ровных блестящих плоскостей. Средняя спайность - минерал раскалывается при ударе на осколки, ограниченные примерно в одинаковой степени как плоскостями спайности, так и неправильными плоскостями излома. Несовершенная спайность - раскалывание минерала приводит к образованию обломков, большая часть которых ограничена неровными поверхностями излома. Весьма несовершенная спайность - при ударе минерал раскалывается по случайным направлениям и дает неровную поверхность излома. Плоскости спайности необходимо отличать от граней кристаллов. Многие минералы обладают спайностью в нескольких направлениях, причем степень совершенства спайности в разных направлениях может и не совпадать. Количество направлений спайности и степень ее совершенства являются одними из главных диагностических признаков при определении минералов.

Излом - вид или характер поверхности, получающийся при раскалывании минералов. Минералы обладающие совершенной спайностью в 1-2 направлениях дают ровный излом; если число направлений совершенной спайности возрастает до 3 и более, то излом может быть ступенчатым. Для минералов с несовершенной или весьма несовершенной спайностью часто наблюдается раковистый или неровный излом. Минералы волокнистого сложения характеризуются занозистым изломом. Самородные металлы (медь, железо) обнаруживают крючковатый излом.

Твердость минерала определяет степень его сопротивления при царапании острым предметом или другим минералом, давлении или истирании. Для определении твердости минерала принята эмпирическая шкала, предложенная в начале прошлого столетия австрийским минералогом Моосом (1772-1839), и получившая название его именем. В этой шкале используются десять минералов с известной и постоянной твердостью. Степень твердости оценивается по десятибальной шкале - низшая твердость обозначается единицей, а высшая - 10. Шкала Мооса состоит из следующих минералов.

Шкала Мооса, наряду с более сложными современными методами определения твердости, широко используется минералогами до настоящего времени. Твердость по шкале Мооса является относительной величиной. Исследование минералов шкалы Мооса современными количественными методами определения твердости показало, что твердость первых девяти минералов изменяется в геометрической прогрессии: если принять твердость кварца за 100, то знаменатель этой прогрессии будет близок к двум.

При полевых исследованиях не всегда может оказаться под рукой нужный набор минералов шкалы твердости. В таком случае для ориентировочного определения твердости минерала обычно используют подручные средства: мягкий карандаш (1), ноготь (2-2,5), бронзовая монета (3,5-4), стекло (5), перочинный стальной нож (5,5-6), напильник (7).

Твердость минералов иногда сильно зависит от направления в кристаллах. Показательным примером такого рода изменения (анизотропии твердости) может служить кианит (дистен): по направлению спайности, параллельном удлинению кристаллов, твердость этого минерала равна 4, а перпендикулярно удлинению - 6,5.

Удельный вес и плотность минералов. Удельный вес представляет отношение веса вещества к весу равного объема воды при 4^оС, и является величиной безразмерной. В качестве синонима удельного веса часто используется понятие плотность. Однако эта величина представляет собой массу вещества, приходящуюся на единицу объема, и обычно выражается в единицах г/см³. Удельный вес минералов колеблется в очень широких пределах - от 0,9 (лед) до более 20 (осмистый иридий). Наиболее многочислены минералы с удельным весом от 2 до 4, поэтому он служит диагностическим признаком только для минералов тяжелых элементов. Точно удельный вес минералов определяется путем взвешивания на гидростатических весах или посредством других специальных приспособлений. На практике удельный вес определяется лишь приблизительно, взвешиванием на руке с оценкой - тяжелый (более 4), средний (2,5-4) и легкий (менее 2,5). Удельный вес и плотность минерала зависит от кристаллической структуры последнего: например, пирит - FeS₂ кубической сингонии имеет плотность 4,9-5,2, а марказит того же состава, но ромбической сингонии, - 4,6-4,9.

Другие свойства. Некоторые минералы обладают специфическими свойствами, которые позволяют быстро и надежно диагностировать минералы в полевых условиях. К таким свойствам относятся магнитность (воздействие на стрелку горного компаса), электропроводность, растворимость в кислотах, вкус, запах, радиоактивность и др. Эти свойства позволяют распознавать сравнительно небольшой круг минералов, однако в ряде случаев они являются определяющими при макроскопической диагностике.

В основе современной классификации минералов лежат химические и структурные признаки. Все известные минералы группируются в несколько классов, главнейшими из которых являются: 1) самородные элементы и интерметаллические соединения, 2) сульфиды и их аналоги, 3) галогениды, 4) оксиды и гидроксиды, 5) соли кислородных кислот. В пределах классов минералов выделяют подклассы, а внутри последних - группы. Краткое описание главных классов и подклассов минералов приведено ниже.

Самородные элементы и интерметаллические соединения. На сегодняшний день в природе известно более 30 элементов, находящихся в самородном состоянии. Однако число минералов принадлежащих классу самородных существенно больше, что связано с образованием разнообразных сплавов, интерметаллидов и амальгам. Если исключить из рассмотрения водород, азот, кислород и благородные газы, то все оставшиеся самородные элементы можно подразделить на три главных подкласса - металлы (медь, золото, серебро, платина), полуметаллы (мышьяк, сурьма) и неметаллы (сера, графит, алмаз).

Сульфиды и их аналоги. К рассматриваемому классу относятся сернистые, селенистые, теллуристые, мышьяковистые и сурьмянистые соединения металлов и полуметаллов. Наибольшее число минералов представлено сернистыми соединениями - сульфидами и сульфосолями. Около 40 химических элементов образуют в природе более 300 минералов, принадлежащих этому классу. Сульфиды представляют особый интерес как руды цветных металлов и часто как носители золота. Большинство сульфидов образуется из горячих водных (гидротермальных) растворов. Некоторые сульфиды могут кристаллизоваться из магмы, другие имеют осадочное происхождение. В земной коре наиболее широко распространены сульфиды железа (пирит - FeS₂), меди (халькопирит - CuFeS₂), свинца (галенит - PbS), цинка (сфалерит - ZnS) и некоторые другие.

Галогениды. К классу галогенидов относится приблизительно 100 минералов, представляющих собой соли галогеноводородных кислот HF, HCl, HBr и HI. Наиболее распространены хлориды Na, K и Mg (галит - NaCl, сильвин - KCl, карналит - MgCl₂^.KCl^.6H₂O), фториды Ca, Na и Al (флюорит - CaF₂, криолит - Na₃AlF₆). Галогениды имеют небольшое значение как породообразующие минералы, но очень важны в общегеологическом и практическом отношениях.

Окисиды и гидроксиды. Минералы этого класса очень широко распространены в природе и играют большую роль в сложении земной коры. Оксиды и гидроксиды образованы примерно тридцатью химическими элементами. Сейчас известно около 200 минералов, представляющих собой оксиды или гидроксиды металлов, реже полуметаллов и металлоидов. Все они соответствуют примерно 5 % от общего веса литосферы. Наиболее многочисленны оксиды содержащие железо. Свободная SiO₂ существует в природе главным образом в виде кварца и его разновидностей и очень широко распространена в земной коре. По своей кристаллохимии кварц тесно связан с силикатами, поэтому современная классификация минералов допускает рассмотрение кварца не в классе оксидов, а в классе силикатов.

Почти все относящиеся к рассматриваемому классу соединения обладают кристаллическими структурами для которых характерен ионный тип связи. В кристаллических структурах оксидов и гидроксидов катионы всегда находятся в окружении анионов кислорода или гидроксила (ОН)^-, и координация металлов и полуметаллов является важнейшей характеристикой этих минералов.

Значительное число оксидов и гидроксидов представляют собой продукты экзогенных процессов, протекающих в самых верхних частях земной коры при непосредственном участии  свободного кислорода атмосферы. В глубинных условиях образуются разнообразные оксиды Fe, Ti, Ta, Nb, р. з. э., Al, Cr, Be, Sn, U и других элементов. Происхождение некоторых оксидов и гидроксидов связано с  гидротермальным процессом минералообразования. Ряд минералов, относящихся к рассматриваемому классу, возникают в результате метаморфических и метасоматических процессов, а также как продукты фумарольной деятельности. Наряду с упомянутыми выше кварцем и халцедоном в природе относительно широкое распространение получили также гематит - Fe₂O₃, магнетит - Fe²⁺Fe₂³⁺O₄, пиролюзит - MnO₂, касситерит - SnO₂, рутил - TiO₂, корунд - Al₂O₃, куприт - Cu₂O, ильменит - FeTiO₃, шпинель - MgAl₂O₄, хризоберилл - BeAl₂O₄, хромит - FeCr₂O₄, колумбит - (Fe,Mn)Nb₂O₆, танталит - (Fe,Mn)Ta₂O₆, уранинит - UO₂, опал - SiO₂^.nH₂O, брусит - Mg(OH)₂, гидраргиллит - Al(OH)₃, гетит - HFeO₂, гидрогетит - HFeO₂^.nH₂O и некоторые другие.

Соли кислородных кислот. В этот класс минералов входят соли различных кислородных кислот, главными из которых являются угольная (карбонаты), серная (сульфаты), фосфорная (фосфаты) и кремневая (силикаты), выделяемые в виде отдельных подклассов. Карбонаты и силикаты имеют особенно большое значение как породообразующие минералы. Учитывая сложность и важность рассматриваемого класса минералов целесообразно привести краткое описание каждого из отдельных подклассов.

Карбонаты. Из неорганических соединений углерода в природе известно около ста минералов, большая часть из которых относится к солям угольной кислоты (H₂CO₃) и получила название карбонатов. Эти минералы очень широко распространены в верхней части литосферы и среднее их содержание в земной коре составляет 1,5 мас.%. В структуре карбонатов анионные группы [CO₃]^2- в форме плоских треугольников изолированы друг от друга катионами или дополнительными анионами. Обычно карбонаты подразделяются на безводные и водные. К безводным карбонатам относятся такие породообразующие минералы как кальцит - CaCO₃, магнезит - MgCO₃, доломит - CaMg(CO₃)₂, сидерит - FeCO₃, основные карбонаты меди: малахит - Cu₂(CO₃)(OH)₂ и азурит - Cu₃(CO₃)₂(OH)₂ , в которых вхождение гидроксил-иона (ОН)^- компенсирует избыточный заряд катионов; к водным - сода - Na₂[CO₃]^.10H₂O. Цвет карбонатов, как и большинства других минералов, зависит от вхождения в структуру ионов-хромофоров. Медные карбонаты зеленые или синие; урановые - желтые; карбонаты, содержащие железо или редкоземельные элементы, окрашены в коричневатые цвета, но большинство карбонатов белые или бесцветные. Твердость карбонатов обычно составляет 3-5. Удельный вес меняется в широких пределах в зависимости от химического состава минералов. Самый легкий из карбонатов - сода; наибольшим удельным весом обладают карбонаты висмута и свинца. Большинство карбонатов относительно хорошо растворяются в воде богатой свободной углекислотой по схеме СаСО₃ + СО₂ + Н₂О Са(НСО₃)₂; некоторые из них интенсивно вскипают в разбавленной (10 %) соляной кислоте, выделяя при этом пузырьки СО₂. Условия протекания реакции с кислотой (кусочки или порошок исходного минерала, интенсивность разложение при нагревании и без него) являются одним из основных диагностических свойств при идентификации широко распространенных карбонатов кальция, магния и железа. Из оптических свойств для карбонатов характерно весьма высокое двулучепреломление - следствие наличия в структуре этих минералов плоских групп [CO₃]^2-. В большинстве случаев карбонаты образуются в гипергенных процессах (хотя известны и магматические карбонаты). Происхождение некоторых карбонатов, например, кальцита в известняках, связано с жизнедеятельностью организмов. Гидротермальные карбонаты распространены в жилах, контактово-метасоматических зонах, в отложениях минеральных источников, в миндалинах вулканических пород. Многие карбонаты имеют практическое значение как руды на железо, цинк, свинец и медь. Плотные массивные карбонатные породы - известняки, мраморы, доломиты - используются в качестве строительного материала.

Сульфаты, хроматы, молибдаты и вольфраматы. Сульфаты - минералы, представляющие собой соли серной кислоты (H₂SO₄), могут образовываться в природе лишь в условиях повышенной концентрации кислорода, необходимой для перевода серы в высшую степень окисления (S⁶⁺) и при относительно низких температурах. Такие условия в земной коре создаются вблизи поверхности, где и встречается основная масса сульфатов. В природе известно около 300 минералов, относящихся к этому классу соединений, но по массе они составляют менее 0,1 % веса земной коры. В структурном отношении комплексный анион [SO₄]^2- характеризуется крупным размером. Поэтому образование устойчивых кристаллических структур возможно лишь при сочетании этого аниона с крупными двухвалентными катионами (Ba²⁺, Sr²⁺, Pb²⁺). Структуры сульфатов, катионы которых имеют небольшие радиусы, могут образовываться практически только при наличии молекул воды, которые располагаются в свободном пространстве. Одновалентные катионы щелочных металлов образуют слабые кристаллические структуры и, подобно сульфатам двухвалентных малых катионов, легко растворяются в воде. Сульфаты трехвалентных металлов встречаются только в виде водных соединений. Среди сульфатов широкое распространение получили двойные и более сложные соли одно-, двух- и трехвалентных металлов. Часто встречаются сульфаты с добавочными анионами (OH^-, Cl^-, CO₃^2-, PO₄^3- и др.). Характерной особенностью всех сульфатов является их небольшая твердость (меньше 3,5). Наиболее часто в природе встречаются следующие сульфаты: гипс - CaSO₄^.2H₂O, ангидрит - CaSO₄, барит - BaSO₄, целестин - SrSO₄, англезит - PbSO₄, тенардит - Na₂SO₄, мирабилит - Na₂SO₄^.10H₂O, алунит - KAl₃(SO₄)₂(OH)₆ и ярозит - KFe₃(SO₄)₂(OH)₆.

Хроматы - представители солей ортохромовой кислоты (H₂CrO₄) - очень редки. Они встречаются в зонах окисления некоторых полиметаллических месторождений, классическим из которых является Березовское на Среднем Урале. Именно в хромате из этого месторождения - крокоите - PbCrO₄ в 1797 г. был открыт химический элемент хром.

Большинство молибдатов - солей молибденовой кислоты (H₂MoO₄) - являются гипергенными минералами, образующихся в зонах железных шляп рудных месторождений в результате окисления молибденита (MoS₂). Наиболее распространенные молибдаты (вульфенит - PbMoO₄, ферримолибдит - Fe₂³⁺[MoO₄]₃^.7H₂O) имеют большое поисковое значение.

Вольфраматы - соли вольфрамовой кислоты (H₂WO₄) в природе немногочислены. Однако в рассматриваемый подкласс входят два промышленно важных рудных минерала - вольфрамит - (Fe,Mn)WO₄ и шеелит - CaWO₄, имеющих глубинное происхождение.

Фосфаты, арсенаты и ванадаты. В природе установлено более 450 минеральных видов, принадлежащих солям ортофосфорной (H₃PO₄), мышьяковой (H₃AsO₃) и ванадиевой (H₃VO₃) кислот. Распространенность этих минералов в земной коре относительно невелика и составляет около 0,7 % по массе. Все фосфаты, арсенаты и ванадаты подразделяются на безводные и водные. Сравнительно крупные размеры трехвалентных анионов [PO₄]^3-, [AsO₄]^3- и [VO₄]^3- обусловили устойчивость в природе безводных соединений типа R³⁺[XO₄], где X = P, As или V, а R³⁺ - крупные трехвалентные ионы, например, редкоземельных элементов: церия в монаците - Ce[PO₄] или иттрия в ксенотиме - Y[PO₄]. Наиболее устойчивыми в земной коре фосфатами двухвалентных металлов также являются соединения с относительно крупными катионами (Ca²⁺, Sr²⁺), но с уже дополнительными анионами (OH^-, F^-, Cl^- и др.); примером может служить апатит - Ca₅[PO₄]₃(F,Cl,OH). Для арсенатов и ванадатов характерны соединения со свинцом, причем добавочным анионом служит Cl^-, как, например, в миметезите - Pb₅[AsO₄]₃Cl или в ванадините - Pb₅[VO₄]₃Cl. Элементы с относительно маленькими ионными радиусами образуют, как правило, соединения, содержащие существенное количество молекул H₂O. Особое положение по составу среди водных фосфатов, арсенатов и ванадатов занимают, так называемые, урановые слюдки - двойные соли уранил-иона (UO2)²⁺ и двухвалентных металлов (главным образом, Cu²⁺ и Са²⁺): торбернит - Cu(UO₂)₂[PO₄]₂^.12H₂O, отунит - Ca(UO₂)₂[PO₄]₂^.10H₂O, тюямунит - Ca(UO₂)₂[VO₄]₂^.8H₂O и другие. Многие водные соединения или соли основного типа, относящиеся к фосфатам и их аналогам, являются редкими или очень редкими минералами. Представители группы имеют в большинстве случаев гипергенное происхождение - образуются в близповерхностных условиях в результате разложения органических остатков (фосфаты), окисления мышьяковых соединений (арсенаты) и за счет рассеянного в осадочных породах ванадия (ванадаты). Некоторые фосфаты образуются магматическим путем. Наибольшее распространение и значение получили фосфаты, а среди последних - апатит. Он встречается во многих типах магматических и метаморфических пород и используется как сырье для производства фосфорных удобрений.

Силикаты представляют собой наиболее многочисленный подкласс минералов и слагают около 90 % массы вещества земной коры. Они входят в состав многих горных пород. Одним из главных элементом в составе силикатов является кремний, для которого характерна связь с кислородом. Кремний практически всегда четырехвалентный с ионным радиусом для Si⁴⁺, равным 0,39 А, что позволяет ему находиться в окружении четырех атомов кислорода, расположенных в вершинах тетраэдра (рис. 9). Такая тетраэдрическая группировка [SiO₄]^4- - кремнекислородный тетраэдр - является основой, своеобразным "элементарным кирпичиком", для описания структур всех силикатов. Расстояние Si-O в тетраэдре равно 1,62 А, а между двумя атомами кислорода 2,65 А. Группа [SiO₄]^4- обладает четырьмя свободными валентными связями, за счет которых происходит присоединение ионов других химических элементов (обычно Al, Fe, Mg, Ca, Na, K, реже Mn, Ti, B, Zr, Li и др.). Кремнекислородные тетраэдры в структурах силикатов могут быть обособленными один от другого, а могут и соединяться между собой за счет общего иона кислорода (рис. 10). Соединение кремнекислородных тетраэдров практически всегда происходит через их вершины, при этом могут образовываться довольно сложные кремнекислородные кластеры. Силикаты в структуре которых кремнекислородные тетраэдры [SiO₄] или кластеры (например, группа сдвоенных тетраэдров [Si₂O₇] или кольцевой радикал [Si₆O₁₈]) находятся в виде изолированных "островов" получили название островные силикаты. Многократно повторяющиеся присоединения тетраэдров друг к другу могут привести к возникновению "бесконечных" одномерных цепочек или лент, двумерных плоскостей или трехмерных каркасов. По форме бесконечно вытянутых построек из кремнекислородных тетраэдров силикаты подразделяются на цепочечные, ленточные, слоистые (листовые) и каркасные (рис. 10). Примеры наиболее широкораспространенных породообразующих силикатов приведены в следующей таблице.

Среди класса солей кислородных кислот выделяют также бораты, иодаты и некоторые другие. Заинтересованный читатель может найти сведения о представителях этих классов минералов в дополнительной литературе, список которой приведен в конце статьи.

Возникновение минералов связано с различными природными процессами, протекавшими не только в земной коре или мантии Земли, но также на поверхности или во внутренних частях других планетарных тел, в межзвездной среде и, наконец, как было показано в последнее время, в атмосферах различных звезд.

Первое минеральное вещество во Вселенной возникло задолго до начала образования нашей Солнечной системы и с тех самых пор процессы минералообразования не прекращались. Они и сейчас протекают на различных планетах и в некоторых других космических объектах. Большая часть минерального вещества образованная на ранних этапах эволюции Вселенной претерпела к настоящему времени существенные изменения, и лишь в последние годы ученым удалось зафиксировать в составе некоторых метеоритов мельчайшие частицы, пришедшие к нам из далеких космических глубин. Это так называемые досолнечные минеральные зерна, в составе которых установлены алмаз, графит, карбид кремния (SiC), корунд (Al₂O₃) и некоторые другие минеральные фазы.

Вероятно один из первых процессов образования минерального вещества в условиях ранней Солнечной системы была конденсация из высокотемпературного "силикатного пара" с образованием тугоплавких минералов, установленных в некоторых типах включений из углистых метеоритов.

Однако в большинстве случаев минералогам приходится иметь дело с разнообразными земными процессами минералообразования, которые для удобства поделены на две главные генетические группы:

1) эндогенные, протекающие за счет внутренней тепловой энергии Земли;

2) экзогенные, совершающиеся за счет внешней (солнечной или космической) энергии, получаемой поверхностью Земли; источником вещества для протекания экзогенных процессов являются обнажившиеся на поверхности Земли различные горные породы и руды.

При попадании продуктов эндогенных и экзогенных процессов минералообразования в более глубокие зоны земной коры, первые могут претерпевать существенные превращения (метаморфизм). Продукты глубинного метаморфизма (регионального метаморфизма) широко проявлены в составе земной коры.

Среди эндогенных процессов минералообразования главными являются магматические, пегматитовые и пневматолитово-гидротермальные.

Магматические процессы. Прежде, чем рассматривать собственно магматические процессы минералообразования, дадим определения что такое магма и лава.

Магмой называется сложный по составу расплав, содержащий многие химические элементы и их соединения, образующийся в глубинных частях Земли или других планет. Особую роль в магме играют кремнекислородные соединения и поэтому магму часто называют силикатным расплавом, главными составляющими которого являются оксиды кремния, алюминия, железа, магния, кальция, натрия и калия. Остальные элементы присутствуют в магме в существенно меньших количествах. Кроме того в магме растворены газообразные и летучие вещества (вода, углекислота, углеводороды, сернистые соединения и др.), принимающие активное участие в процессах образования минералов. Минералы, образующиеся при застывании магмы представляют собой соединения, состоящие из тех химических элементов, которые в ней содержались. При застывании магмы в глубинных частях планет возникают интрузивные или плутонические породы. При движении отдельных блоков земной коры или кор других планет магма выжимается по трещинам или ослабленным зонам на поверхность. При этом магма оказывается в областях меньшего давления, где происходит потеря магмой большей части летучих соединений, растворенных в ней. Магма превращается в лаву. При застывании последней возникают эффузивные или вулканические породы. Обе группы магматических пород получили название изверженных, т.е. образовавшихся из расплавов. Огромные массы изверженных горных пород формировались практически на всех этапах геологического развития планет земной группы и некоторых спутников планет-гигантов. Эффузивные породы при быстром остывании на поверхности планеты раскристаллизовывались не полностью и поэтому в своем составе содержат вулканическое стекло и округлые пустоты, свидетельствующие об обильном выделении растворенных в магме (лаве) газообразных продуктов. Главным признаком всех интрузивных пород является их относительно крупная зернистость и отсутствие аморфного стекла, что свидетельствует о медленной кристаллизации магмы на больших глубинах.

Возникновение магм обычно связывается с внутренней тепловой энергией планеты - радиоактивным распадом некоторых химических элементов и движением отдельных блоков коры планет относительно друг друга. Эти явления приводят к локальному нагреву и плавлению окружающих пород. При движении к поверхности планет магмы различного состава могут смешиваться между собой и растворять захваченные по пути следования обломки других горных пород. Таким образом возникают магмы различного типа, кристаллизация которых объясняет наблюдаемое разнообразие изверженных горных пород.

В зависимости от содержания SiO₂ магмы и, соответственно, магматические или изверженные горные породы подразделяются на ультраосновные, основные, средние и кислые. Первые содержат менее 45% кремнезема, последние - более 65%. Подобные вариации наблюдаются и для других химических элементов. Наиболее распространенным типами пород на Земле являются граниты и базальты.

Последовательность кристаллизации минералов из магмы при охлаждении последней зависит как от ее исходного состава, так и от условий кристаллизации. При движении магмы от области ее генерации к поверхности сульфидные комплексы могут отщепляться от нее и кристаллизоваться независимо от других составляющих силикатных расплавов. Таким путем формировались руды медно-никелевых ликвационных месторождений. От магмы могут отщепляться также некоторые минералы, принадлежащие классу оксидов, образуя, например, хромитовые залежи, часто содержащие элементы платиновой группы. Помимо образования сульфидных и окисных минералов на ранних стадиях кристаллизации магмы выделяется также островной силикат оливин - (Mg,Fe)₂SiO₄, являющийся одним из главных породообразующих минералов в ультраосновных и основных изверженных породах.

Общая схема процесса кристаллизации магмы может быть описана, так называемым, реакционным рядом Боуэна, суть которого сводится к последовательному образованию при падении температуры все более кислых (т.е., обогащенных кремнеземом) темноцветных и светлоокрашенных минералов:

  Таким образом, в процессе кристаллизации магмы увеличение ее кремнекислотности при одновременном возрастании роли летучих, приводит к образованию на поздних стадиях все более кислых пород.

Некоторые типы магматических пород залегают в форме жил или прожиклов. Они образуются в результате заполнения трещин различными минеральными веществами. В трещины из глубинных частей земной коры могли проникать остаточные расплавы, разнообразные пары и газы (флюиды) или горячие водные растворы.

В соответствии с этим жилы по типу источника вещества их слагающих подразделяются на пегматитовые, образовавшиеся в результате собственно магматического процесса на одной из заключительных стадий его протекания, пневматолитовые, в образовании которых приняли участие флюиды, входившие в состав магмы, и гидротермальные, сформированные из горячих водных растворов, поступавших из глубинных частей земной коры.

Пегматитовые процессы. В конце основной стадии магматической кристаллизации остаточный расплав заметно обогащается кремнеземом, глиноземом, щелочами и летучими компонентами. Наряду с этим он также концентрирует в себе значительные количества редких и рассеянных элементов (Li, Be, B, F, Rb, Cs, р.з.э., Mo, Zr, Hf, Ta, Nb, Th, U и др.), размеры ионных радиусов которых не позволили им войти в структуры обычных породообразующих минералов. Обилие легколетучих компонентов (главным образом Н₂О) обуславливает низкую вязкость остаточного расплава, из-за чего последний может легко проникать в трещины и полости вмещающих его пород. Дальнейшая кристаллизация такого расплава приводит к образованию пегматитовых жил. Пегматиты обычно образуются в ассоциации с кислыми (граниты) или щелочными (нефелиновые сиениты) породами. По своему минеральному составу пегматиты близки к материнским породам - главная их масса состоит из тех же породообразующих минералов, однако число и распространенность второстепенных минералов в пегматитах в некоторых случаях существенно больше, чем в материнских породах. Так, например, в гранитных пегматитах кроме породообразующих минералов (полевые шпаты, кварц, слюды) иногда наблюдаются фтор- и борсодержащие соединения 

(топаз - Al₂[SiO₄](F,OH)₂, турмалин - Na(Mg,Fe)₃Al₆[Si₆O₁₈] (BO₃)₃(OH)₄), минералы бериллия (берилл - Be₃Al₂Si₆O₁₈), лития (литиевые пироксены и слюды), редкоземельных элементов, ниобия, тантала и др. Большинство пегматитов обладает крупнозернистой структурой; отдельные минералы в них иногда достигают гигантских размеров. Во многих пегматитовых жилах наблюдается зональное строение, выраженное в закономерном распределении минералов.

В некоторых случаях пегматитовый расплав-раствор может проникать по трещинам в контрастные по составу вмещающие интрузив породы. При этом в результате взаимодействия вмещающих пород с остаточным расплав-раствором состав последнего может измениться и стать существенно отличным от состава пегматитов, залегающих в материнских породах. Такие пегматиты по классификации академика А.Е. Ферсмана относятся к пегматитам линии скрещения, в отличие от рассмотренных выше пегматитов чистой линии. Важно подчеркнуть, что все пегматиты образуются в конце собственно магматического процесса и занимают как бы промежуточное положение между глубинными магматическими породами и постмагматическими пневматолито-гидротермальными образованиями.

Пневматолито-гидротермальные процессы. Явление пневматолиза (от греческого "пневма" - газ) протекает в тех случаях, когда вследствие перепада давлений происходит вскипание остаточного расплав-раствора и вся жидкость переходит в газообразную фазу, вступая при этом в реакцию с ранее выделившимися твердыми минералами.

Если отщепление летучих, в том числе и паров воды, на заключительной стадии кристаллизации магмы или образования пегматитов происходило на больших или средних глубинах, то высвободившиеся при этом летучие соединения в газообразной форме могли вступать в химические реакции с вмещающими породами, производя, так называемый, контактовый метаморфизм. Степень метаморфизма и состав получающихся продуктов определялись главным образом химической активностью флюида и составом реагирующей с ним породы. Наиболее интенсивные изменения установлены для зон контактов гранитных массивов с известковистыми породами. В результате разнообразных реакций замещения (метасоматических реакций) в этом случае возникают породы, получившие название скарны. Источниками вещества для их формирования послужили как вмещающие породы, так и некоторые составляющие части магмы. С образованием скарнов нередко связаны крупные месторождения железа, вольфрама, молибдена и некоторых других металлов.

Если отщепление летучих в магматическом очаге или пегматитовых телах происходило на относительно малых глубинах, то дальнейшая миграция (удаление от магматического очага) такого флюида могла привести, в конечном итоге, к образованию другого типа жильных тел (рис. 14). В тех случаях, когда формирование минерального вещества в этих жилах происходило выше критической точки воды (374,5 ^оС), т.е. активную роль в этом процессе играли пар и флюиды, принято говорить о собственно пневматолитовом генезисе. Если формирование минерального вещества происходило ниже критической точки воды, т.е. вода в качестве самостоятельной жидкой фазы играла существенную роль в процессе образования минеральных ассоциаций, говорят о гидротермальном генезисе.

Минеральный состав пневматолитовых и гидротермальных жил крайне разнообразен. Жилы в большинстве случаев сложены кварцем, карбонатами, которые заключают в себя скопления самородных элементов (Au, Ag, Bi), сульфидов, селенидов и теллуридов таких элементов как Mo, Bi, Cu, Zn, Ag, Pb, Sb, Hg и др., оксисоединений вольфрама, Mo, Sn, U и некоторые другие минералы. Именно с пневматолитово-гидротермальными процессами связано образование крупных месторождений редких (W, Mo, Sn, Bi, Sb, As, Hg), цветных (Cu, Pb, Zn), благородных (Au, Ag) и радиоактивных (U, Th) металлов.

В соответствии с температурой образования гидротермальные месторождения подразделяются на высокотемпературные (гипотермальные), возникшие при температурах 400-300 ^оС, среднетемпературные (мезотермальные) с температурами образования минеральных ассоциаций от 300 до 150 ^оС и низкотемпературные (эпитермальные), формирующиеся при температурах 150-50 ^оС. Гидротермальные месторождения, расположенные вблизи магматического очага - обычно высокотемпературные, а расположенные на удалении от магматического очага - низкотемпературные.

Большая часть экзогенных процессов минералообразования, протекающих на поверхности планет более доступна нашему наблюдению, чем экзогенные процессы. Главными среди них являются разнообразные процессы выветривания, осадконакопления и импактный процесс. Последний связан с ударным преобразованием горных пород за счет высокоскоростного падения крупных метеоритов и астероидов.

В континентальных условиях выветривание горных пород, руд и минералов является, вероятно, доминирующим среди других процессов минералообразования. Выветривание (химическое или биологическое) заключается в постепенном разложении нестабильных минеральных фаз и их превращении в другие, более устойчивые в поверхностных условиях минералы.

Среди продуктов собственно осадочного процесса минералообразования, протекающего в водной среде, выделяют механические осадки (и связанные с ними россыпные месторождения золота, платины, алмазов и др.), химические осадки и биогенные или органогенные осадки.

В этом кратком экскурсе в минералогию изложены лишь базовые знания, необходимые при самостоятельном ознакомлении с современной специальной литературой. Описания отдельных минералов, их свойств, практического значения, условий образования и изменения в природе заинтересованный читатель сможет найти в учебниках и монографиях по минералогии, некоторые из которых приведены в списке рекомендуемой литературы.

Бетехтин А.Г. Курс минералогии. М., Госгеолтехиздат, 1961.

Годовиков А.А. Минералогия. Изд. 2-е, перераб. и доп. М., Недра, 1983.

Годовиков А.А. Краткий очерк по истории минералогии. М., РАН, 1998.

Григорьев Д.П. Основы конституции минералов. М., Недра, 1966.

Костов И. Минералогия. М., Мир, 1971.

Лазоренко Е.К. Курс минералогии. М., Высшая школа, 1971.

Поваренных А.С. Кристаллохимическая классификация минеральных видов. Киев, Наукова Думка, 1966.

Смольянинов Н.А. Практическое руководство по минералогии. Изд. 2-е, испр. и доп. М., Недра, 1972

Использованные иллюстрации любезно предоставлены журналом "Мир камня".