Общие сведения о минералах

Изучение вещества Земли ведется от самых мельчайших частиц, соответствующих атомам и химическим элементам, до самых крупных, соответствующих земной коре, и всей Земли в целом. Среди этих объектов очень важное место занимает минералы и горные породы. Земная кора, сложена различными горными породами, возникшими в результате эндогенных, экзогенных и метаморфических геологических процессов. Составную часть горных пород образуют минералы.

Минералыэто природные тела, представляющие собой самородный элемент или химическое соединение элементов, возникшие в земной коре или на ее поверхности в результате разнообразных физико-химических процессов. Наука, занимающаяся изучением минералов, называется минералогией.

В природе известно около 2000 самостоятельных минералов, а число их разновидностей более 4000. Разновидности минералов, обычно имеют свои названия и отличаются от основного, состоянием вещества или некоторыми физическими свойствами. Широко распространенных в природе минералов насчитывают около 450 видов, а среди них наиболее часто встречаемых около 70 минералов, которые составляют основной объем всех известных горных пород земной коры. Эти минералы называют породообразующими.

Минералы встречаются в твердом, жидком (вода, нефть, ртуть) и газообразном (горючие газы, сероводород) состояниях. Основную массу минералов составляют твердые тела (93%), а на долю жидких и газообразных приходится не более 7%. Абсолютное большинство известных твердых минералов составляют кристаллические тела (98%) и лишь незначительную часть (2%) – аморфные. Различие между кристаллическими и аморфными телами заключается в их внутреннем строении.

Кристаллыэто твердые тела, имеющие естественную форму многогранника. Основными признаками кристаллического тела считают строго определенную группировку слагающих их атомов, ионов, молекул, которые занимают определенные места в пространстве и образуют кристаллические решетки (рис. 1).

В кристаллах различают следующие элементы ограничения: грани (а), ребра (в), углы или вершины (с). Количество элементов ограничения кристалла связано между собой простой зависимостью: а + с = в + 2. Например, элементы ограничения кристалла кубической формы (гексаэдр) имеет следующее соотношение: 6 + 8 = 12 + 2. Поверхность кристалла ограничена плоскостями, называемые гранями, места пересечения граней образуют ребра, а точки пересечения ребер образуют вершины.

Рис. 1. Кристаллическая решетка каменной соли (галита). Черные кружки - ионы натрия, белые - ионы хлора	Рис. 2. Элементы симметрии кристалла кубической формы: L - ось симметрии, С- центр симметрии, Р- плоскость симметрии

Все кристаллы одного и того же минерала имеют одинаковую структуру и одинаковые гранные углы, известный в кристаллографии, как закон постоянства углов. Углы между соответствующими гранями во всех кристаллах одного и того же минерала при одинаковых термодинамических условиях образования постоянны. Эта закономерность очень важна для диагностики минералов. Следующим важным свойством, отражающим закономерности внутреннего строения минералов, является симметрия кристаллов. Различают следующие элементы симметрии:

а) плоскость симметрии – воображаемая плоскость, которая делит кристалл на две равные (зеркально) части и обозначается латинской буквой P. Наибольшее количество плоскостей имеет куб (9) (рис. 2);

б) ось симметрии – воображаемая прямая, при вращении вокруг которой на 360^º кристалл два или больше раз совмещается всеми своими точками с первоначальными точками в пространстве (рис. 2). Ось симметрии обозначается латинской буквой L. Порядок оси показывает, сколько раз при повороте на 360^º произойдет совмещение каждой из граней. В кристаллах возможны оси второго L²_, третьего L³_, четвертого L⁴ и шестого L⁶ порядков;

в) центр симметрии – точка внутри кристалла, в которой пересекаются и делятся пополам линии, соединяющие соответствующие точки на поверхности кристалла (рис. 2). Центр симметрии обозначается латинской буквой С.

Элементы симметрии присутствуют в кристаллах не только поодиночке, но и в определенных комбинациях друг с другом. Совокупность всех элементов симметрии называется его видом (или классом) симметрии. Существуют 32 вида симметрии (табл. 1).

Сингония это группа видов симметрии, обладающих одним или несколькими элементами симметрии. По степени симметричности выделяют следующие сингонии: триклинная, моноклинная, ромбическая, тригональная, тетрагональная, гексагональная, кубическая. Сингонии в свою очередь, группируются в три категории: низшую, среднюю и высшую (табл. 1).

Таблица 1

Сингонии и характерные им элементы симметрии

*Осями высшего порядка являются L⁶, L⁴, L³.

Кристаллические формы. По внешнему огранению все кристаллы делят на простые и сложные (комбинации простых) формы (рис. 3). К первой группе относятся кристаллы, состоящие из одинаковых по форме и величине симметрично расположенных граней (куб, тетраэдр, октаэдр). Ко второй группе принадлежат кристаллы, обладающие различные по величине и очертаниям грани, т.е. комбинации двух или нескольких простых кристаллических форм. В кристаллографии известно всего 47 типов простых форм и множество их комбинаций (рис. 4).

Рис. 3.Формы кристаллов: а, в, г - простые; б, д - комбинации простых форм
Рис. 4.Простые формы кристаллов: Низшая категория: 1 - моноэдр; 2 - диэдр; 3 - пинакоид; 4 - ромбический тетраэдр; 5 - ромбическая призма; 6 - ромбическая пирамида; 7 - ромбическая дипирамида. Средняя категория: 1-6 - пирамида (1 -тригональная, 2 - дитригональная, 3 - тетрагональная, 4 - дитетрагональная, 5 - гексагональная, 6 – дигексагональная); 7-12 -дипирамида (7 - тригональная, 8 - дитригональная, 9 - тетрагональная, 10 - дитетрагональная, 11 - гексагональная, 12 - дигексагональная); 13-18 - призма (13 - тригональная, 14 - дитригональная, 15 - тетрагональная, 16 - дитетрагональная, 17 - гексагональная, 18 - дигексагональная); 19 - тетрагональный тетраэдр; 20-22 - трапецоэдр (20 - тригональный, 21 - тетрагональный, 22 - гексагональный); 23 - ромбоэдр; 24-25 -скаленоэдр (24 - тетрагональный, 25 - дитригональный). Высшая категория:1 - кубический тетраэдр; 2 - гексаэдр (куб); 3 - октаэдр; 4 - ромбододекаэдр; 5 - пентагондодекаэдр; б - тригонтритетраэдр; 7 - тетрагонтритетраэдр; 8 - пентагонтритетраэдр; 9 - гексатетраэдр; 10 - тетрагексаэдр; 11 - тригоитриоктаэдр; 12 тетрагонтриоктаэдр; 12 — пентагонтриоктаэдр; 14 - гексаоктаэдр; 15 - дидодекаэдр.

Изоморфизмот греческого «изос» равный, одинаковый, «морфе» - форма. Это явление взаимного замещения атомов и ионов в кристаллических решетках минералов без нарушения их строения. Явление изоморфизма очень широко распространены в минералах. Возможность изоморфных замещений обусловлена с одной стороны, близостью свойств самих атомов и ионов и, с другой, некоторыми параметрами процессов минералообразования (температура, давление и др.). Так, минерал оливин (Mg, Fe)₂[SiO₄] представляет собой изоморфную смесь, где атомы Mg в структуре минерала замещается атомами Fe. Конечные члены этого замещения носят названия форстерит Mg₂[SiO₄] и фаялит Fe₂[SiO₄].

Различают два вида изоморфизма: простой и сложный. Простой изоморфизм, когда взаимозамещаются ионы, имеющие одинаковую валентность (изовалентный изоморфизм). Например, Mg²⁺ и Fe²⁺ в оливине. Сложный изоморфизм, когда происходит замещение ионов разных валентностей (гетеровалентный изоморфизм). Например, замещение в слюдах Al на Mg; в нефелине Na на Ca и другие.

Полиморфизмот греческого «поли» - много, «морфе» - форма, т.е., многоформность. При полиморфизме одинаковые по химическому составу минералы образуют различные структуры. Например, при одинаковом составе, состоящие из углерода (С), алмаз и графит имеют, совершенно различные свойства. Причина различных свойств указанных минералов объясняется условиями их образования. Алмаз самый твердый минерал (твердость 10), графит самый мягкий (твердость 1). Плотность алмаза 3,5 г/см³, а графита 2,2 г/см³.

Минеральные агрегаты. Различные скопления и сростки зерен кристаллов называют минеральными агрегатами. Форма минеральных агрегатов определяется условиями их образования, поэтому один и тот же минерал может дать агрегаты различных форм. В природе наиболее распространены разнообразные зернистые агрегаты, ими сложены все кристаллические горные породы.

Зернистые агрегаты различаются по величине зерен: крупнозернистые (>3 мм), среднезернистые (1-3 мм), мелкозернистые (<1 мм), также выделяют равномернозернистые и неравномернозернистые. В зависимости от формы и расположения зерен выделяют: пластинчатые, листоватые, плоскопризматические (слюды, хлорит, тальк и др.). В зависимости от степени длины и толщины кристаллических зерен выделяют: столбчатые, шестоватые, игольчатые, волокнистые агрегаты.

Землистые агрегаты характерны для порошковатых, рыхлых минералов и для осадочных горных пород (глины, бокситы, каолин и др.).

Различают плотные (скрытокристаллические) агрегаты (опал, халцедон, лимонит и др.).

Друзы (или щетки) (прил., рис. 1а) представляют собой сростки кристаллов, прикрепленные к общему основанию. В природе встречаются крупные друзы кварца, кальцита, топаза, пирита и других минералов.

Секреции (прил., рис. 1б) представляют собой округлую форму отложения минерального вещества в пустотах горных пород, причем рост происходит от периферии к центру. Секреции имеют концентрически – зональное строение.

Конкреции (прил., рис. 1в) представляют собой стяжения округлой формы, со скоролуповатым или радиальнолучистым строением. Они образуются за счет отложения минерального вещества вокруг какого-либо центра кристаллизации. Рост кристаллов направлен от центра к периферии. Конкреции обычно находят среди осадочных пород. Примеры округлых конкреций – фосфориты, сферосидерит, марказит и другие минералы.

Оолиты (прил., рис. 1г) представляют собой сцементированные агрегаты мелких (d=10-15 мм) округлых выделений концентрического строения. Оолиты образуются в водной среде при скоплении минерального вещества вокруг песчинок или других мелких частиц. Оолиты характерны для арагонита (гороховый камень), боксита, лимонита (бобовые руды).

Натечные агрегаты (прил., рис. 1д, 1е) образуются в пустотах (трещинах, полостях, пещерах) при медленной кристаллизации из коллоидных растворов, или при их испарении. Натечные формы могут иметь вид сосулек, растущих сверху (сталактиты) и снизу (сталагмиты), обычно карбонатного (кальцит) состава. Натеки имеют различные почковидные (малахит, гематит) и гроздевидные формы (кальцит). Внутреннее строение натечных агрегатов зонально-концентрическое.

Дендриты (прил., рис. 1ж) – ветвистые древовидные агрегаты, образуются при быстрой кристаллизации растворов в тонких трещинах (дендриты самородной меди, серебра); некоторые дендриты возникают при коагуляции коллоидных растворов насыщенные окислами марганца и железа в вязкой среде, чаще в глинах.

Физические свойства минералов.Каждый минерал обладает определенными свойствами, характерными только для него. Однако отдельные физические свойства у различных минералов могут быть одинаковыми и наоборот, какое-либо свойство у одного и того же минерала меняться в зависимости от примесей. Поэтому знание физических свойств минералов имеет большое практическое значение для их диагностики (распознания).

Главными физическими свойствами минералов являются цвет (окраска), твердость, плотность, спайность, оптические свойства, излом и др.

Цвет минералов имеет важное диагностическое значение. Особенно значимо цвет минералов для драгоценных камней, самоцветов и декоративных материалов. Цвет минералов зависит главным образом от химического состава и примесей – элементов хромофоров. К носителям цвета – хромофорам, относятся Cr, V, Ti, Mn, Fe, Ni, Co, Mo, U и некоторые другие элементы.

Минералы могут иметь самые разные цвета и оттенки. Различают три вида цвета минералов: идиохроматический, аллохроматический и псевдохроматический.

Идиохроматический (от греч. идиос – собственный) свойственен минералам с постоянным, неменяющимся цветом, что очень важно для их диагностики. Например, красный рубин, зеленый малахит и др.

Аллохроматический (от греч. аллос – посторонний) цвет не зависит от химического состава самого минерала, а связан с микровключениями посторонних элементов. Цвет минерала в этом случае не постоянен. Например, бесцветный кварц в зависимости от посторонних включений, приобретает разную окраску: фиолетовую (аметист), золотисто-желтую (цитрин), черную (морион), буро-коричневую (авантюрин), зеленую (празем).

Псевдохроматический (от греч. псевдо – ложный) цвет вызывается оптическими эффектами, интерференцией световых волн при их отражении от трещин тонких пленок на поверхности и различных включений в минералах. Примером псевдохроматического цвета может быть побежалость (пестрая игра цветов) минерала. Яркие цветовые отливы побежалости характерны для минералов борнита, ковеллина, халькопирита.

Цвет черты -обычно получают из тонкого порошка минерала. Для получения порошка, достаточно прочертить минералом по шероховатой (неглазурованной) фарфоровой пластинке. Минералы, твердость которых невелика, оставляют черту на пластинке. Если твердость минерала выше твердости фарфора, то для определения цвета черты рекомендуется прежде соскрести напильником немного порошка, а потом растереть его на пластинке.

Цвет черты минералов является более постоянным по сравнению с их основным цветом, что может служить важным диагностическим признаком. Так, черные по внешнему виду гематит, хромит, сфалерит оставляют соответственно вишнево-красную, желтую и темно-коричневую черту. Цвет черты некоторых минералов совпадает с основным цветом. Например, у черного магнетита черта черная, у красной киновари – красная, у синего лазурита – синяя, у зеленого малахита – зеленая и т.д.

Блескминералов зависит от показателя преломления и отражения. Световой луч, падая на поверхность минерала, частично отражается и частично преломляется или поглощается минералом. Отраженный свет создает эффект блеска минерала.

По характеру блеска выделяют следующие виды (в порядке увеличения его интенсивности): а) стеклянный блеск - характерен для прозрачных и полупрозрачных минералов с показателями преломления 1,3–1,9 (лед, кварц, флюорит, полевые шпаты, гранаты и др.); б) алмазный блеск – характерен для минералов с показателем преломления 1,9–2,6 (алмаз, касситерит, сфалерит, циркон и др.); в) полуметаллический блеск – характерен для минералов полупрозрачных минералов с показателями преломления 2,6–3,0 (киноварь, гематит, графит и др.);г) металлический блеск – характерен для непрозрачных минералов с показателями преломления > 3,0 (галенит, пирит, молибденит, халькопирит, антимонит и др.).

Блеск минералов зависит также от характера отражающей поверхности - гладкость или неровность, тонкодисперсный или волокнистый агрегат. Жирный блеск – характерен для каменной соли (галит), нефелина, самородной серы (в свежем изломе). Восковый блеск имеют некоторые кремни, скрытокристаллические разности сфалерита, тальк и др. Матовый блеск – характерен пористым поверхностям (сухой каолин, лимонит, сажистый пиролюзит). Перламутровый блеск – характерен для прозрачных минералов с совершенной спайностью (вермикулит, мусковит, пластинчатый гипс). Шелковистый блеск – характерен для минералов с параллельно- волокнистым строением (хризотил-асбест, гипс-селенит, волокнистый малахит, серицит).

С блеском минералов тесно связана их прозрачность (свойство минералов пропускать свет сквозь себя). По этому признаку минералы делятся на следующие группы: прозрачные (горный хрустал, топаз, исландский шпат), полупрозрачные (изумруд, цинковая обманка) и непрозрачные (пирит, магнетит, графит). Многие минералы, непрозрачные в больших кусках, просвечивают в тонких осколках или шлифах.

Твердость –способность минералов противостоятьвнешнемумеханическому воздействию. Для определения твердости в минералогии пользуются относительной шкалой твердости Мооса (немецкий минералог), в которую входят 10 минералов, расположенные в порядке увеличения твердости (табл. 2). Точное определение твердости получают с помощью специальных приборов склерометров (твердомеров). В склерометре, твердость определяется по глубине вдавливания алмазной пирамидки квадратного сечения в исследуемом объекте, что наблюдается под микроскопом. Каждый минерал из шкалы твердости царапает предыдущий, а последующий, более твердый, оставляют царапинку на нем.

В полевой обстановке для определения твердости минерала пользуются следующими эталонами: ноготь - твердость 2,5; медная монета – 3; бронзовая монета – 3,5; стекло – 5; лезвие стального ножа – 6; напильник 7. По твердости минералы делят на три группы: мягкие – царапаются ногтем (тальк, гипс, графит); средние – не царапаются ногтем и не оставляют царапины на стекле (минералы группы карбонатов и сульфатов, халькопирит, галенит и др.); твердые – царапают стекло (кварц, полевые шпаты, касситерит, нефелин и др.).

Таблица 2

Шкала твердости минералов

Плотность(удельный вес) минералов. Отношение массы к его объемному весу и зависит от атомной массы или ионов, слагающих решетку минералов. Плотность колеблется в широких пределах: от <1 (лед, озокерит) до 23 г/см³ (минералы группы осмистого иридия). Для некоторых минералов плотность является важным диагностическим признаком (барит, вольфрамит и др.). По плотности минералы условно делят на три группы: легкие <3 г/см³ (галит, гипс, кварц); средние от 3 до 5 г/см³ (большинство силикатов и карбонатов, в т.ч., полевые шпаты, слюды, кальцит); тяжелые >5 г/см³ (большинство сульфидов, чаще всего такие рудные минералы, как пирит, галенит, сфалерит, халькопирит, а также самородные металлы и др.).

Спайность.Способность минералов раскаливаться по определенным направлениям с образованием ровных плоскостей, называемых плоскостями спайности. Плоскость спайности всегда параллельны одной из граней кристалла. Различают следующие виды спайности: 1) весьма совершенная спайность – минерал легко делиться на тонкие листочки (слюды, хлориды, тальк). В таких минералах очень трудно получить неровный излом; 2) совершенная спайность - минералы раскалываются преимущественно по плоскостям спайности. У минералов этого вида трудно получит неровный излом, отбитые кусочки напоминают настоящие кристаллы (галит, кальцит, флюорит, галенит); 3) ясная (средняя) спайность - при раскалывании минерала, образуются как плоскости спайности, так и неровные изломы по случайным направлениям (полевые шпаты, роговая обманка); 4) несовершенная спайность - практически нет спайности, поверхность излома таких минералов неровная (апатит, кварц, касситерит, самородная сера). Иногда выделяется также пятый вид спайности - весьма несовершенная, что означает полное ее отсутствие. Минералы этого вида при ударе образуют только неровные поверхности (магнетит, корунд, самородные металлы).

В соответствии со спайностью находится излом, образующейся при разламывании минерала. По характеру излома различают: неровный (самородная сера, апатит, касситерит), ступенчатый (полевые шпаты), занозистый (актинолит, тремолит), раковистый (кварц халцедон, опал), крючковатый (самородные металлы – золото, медь, платина).

Магнитность.Этими свойствами обладают немногие минералы, что имеет важное диагностическое значение. Наиболее сильными магнитными свойствами обладает магнетит, меньшими пирротин. Эти минералы притягивают стрелку компаса и небольшие металлические предметы. Многие железосодержащие минералы (ильменит, пироксены) характеризуются более слабой магнитностью. Магнитность мелких зерен или порошка минерала проверяют притяжением их к магниту.

Радиоактивность– это превращение неустойчивых изотопов одного химического элемента (U, Th, K и др.) в изотопы другого (Pb, He, Ar и др.) с излучением элементарных частиц (альфы, беты, гаммы). Многие минералы содержат радиоактивные элементы. Радиоактивное излучение U, Th и продуктов их распада определяются при помощи различных электроскопов, ионизационных камер и других приборов. Для определения радиоактивности мелких кристаллических зерен используются фотопластинки, на которых фиксируются участки минерала, обладающие радиоактивностью. Для получения радиографии образец кладут плоской стороной на фотопластинку в темном помещении или ящике. Пластинку проверяют через несколько часов. Осветленные участки на фотобумаге будут соответствовать минералам, содержащим радиоактивные элементы.

Люминесцеция.Свечение минералов при воздействии на них ультрафиолетовых, катодных или рентгеновых лучей называется люминесценцией. Минералы люминесцируют также при растрескивании, расщеплении и нагревании. Люминесценция, которая наблюдается в момент действия источника энергии, называется флюоресценцией (например, шеелит, циркон, алмаз). Если свечение происходит и после окончания воздействия источника энергии, то употребляется термин фосфоресценция (например, апатит, флюорит, барит). Люминесценция минералов является важным диагностическим признаком. Облучение забоев, образцов пород и руд, шлихов помогает установить присутствие в них алмаза, урановых минералов, шеелита, циркона и других полезных ископаемых.

Реакция с кислотой.Для этой цели используется разбавленная (10%) соляная кислота, под воздействием которой некоторые минералы бурно вскипают (кальцит) с выделением CO₂. Таким образом, узнается многие минералы из класса карбонатов. Например, доломит вскипает в порошке; магнезит вскипает только при действии нагретой соляной кислоты; сидерит при реакции с подогретой соляной кислотой дает бурный налет хлорного железа.

Прочие свойства. Из других свойств минералов для их диагностики имеют значения вкус, запах, горючесть, ковкость, хрупкость, двулучепреломление и другие. Вкус характерен для природных хлоридов. Они обычно хорошо растворимые в воде минералы (галоидные соединения). Для некоторых минералов характерен определенный запах (каолинит- «запах печки»), а другие издают запах при ударе молотком (чесночный запах мышьяковистых минералов, удушливый – флюорита и др.). Горючесть характерна для ряда сернистых и углеродистых минералов. Самородная сера, некоторые зернистые и органические вещества (янтарь, озокерит) загораются при нагревании. Ковкость и хрупкость определяется при механическом воздействии на минерал. Ковкие минералы (медь, золото, серебро, платина и др.) при ударе молотком сплющиваются. Хрупкие минералы (сера, апатит и др.) рассыпаются на мелкие кусочки. Двулучепреломление это свойство характерно для прозрачной разновидности минерала кальцит – исландского шпата. При рассмотрении предметов через кристалл исландского шпата возникает двойное изображение.

Генезис минералов.Минералы образуются в разнообразных физико-химических и термодинамических условиях существующих в земной коре. Таким образом, под генезисом минералов понимают совокупность процессов, в результате которых образуются (рождаются) минералы или минеральные месторождения.

По современным представлениям значительная часть минералов образуются путем кристаллизации магматических расплавов и продуктов, связанных с ними (газов, паров, горячих водных растворов). Такой процесс образования минералов называется эндогенным, или магматическим. Эндогенные – первичные минералы, попадая под действие внешних факторов (атмосферы, гидросферы, биосферы), разрушаются и переходят в новые минералы, устойчивые в приповерхностных условиях. Так, широко распространенные в природе полевые шпаты, при выветривании образуют землистый минерал каолинит, из оливина (Mg,Fe)₂SO₄ в приповерхностных условиях возникают карбонатные минералы – магнезит MgCO₃, сидерит FeCO₃ и опал SiO₂·nH₂O. Такие минералы называют экзогенными или осадочными. Экзогенные минералы по отношению к эндогенным, являются вторичными. Так как земная кора находится в непрерывном изменении, то первичные и вторичные минералы могут попадать в другие термодинамические условия. Новые условия могут перераспределять вещество и образовать другие преобразованные минералы, которых называют метаморфическими.

Эндогенные процессы минералообразования, связаны с глубокими недрами земли, где они протекают при сравнительно высоких температурах и обычно большом давлении. Магма (от греч. magma – «густая мазь») тестообразный расплав, сложного силикатного состава. Магма состоит из следующих условных компонентов – соединений SiO₂, Al₂O₃, Na₂O, MgO, CaO, FeO, Fe₂O₃, газов HF, HCl, H₂S, CO, CO₂, летучих соединений B, F, S и паров воды. Так как большую часть магматического расплава составляют соединения SiO₂, то горные породы и минералы, образовавшиеся при остываниимагмы, по составу делят на: кислые (> 65% SiO₂), средние (65-52% SiO₂), основные (52-45% SiO₂), ультраосновные (< 45% SiO₂). Когда говорят о магматическом происхождении минералов, обычно указывают, с какими по составу породами они связаны. Последние очень важны, так как, ассоциации минералов при этом будут различными. Например, гранит (кислого состава) состоит из полевого шпата, кварца и слюды. Второстепенные (акцессорные) минералы – апатит, циркон, ортит и другие, составляют ассоциацию минералов характерных для гранита.

По условиям образования магматические горные породы делятся на: а) интрузивные, образовавшиеся при застывании магм на глубине; и б) эффузивные, образовавшиеся при застывании излившейся лавы на поверхности земли.

Поднимаясь из недр Земли, магма постепенно остывает и расщепляется (дифференцируется), при этом выделяется ряд стадий минералообразования: собственномагматическая, пегматитовая, пневматолитовая и гидротермальная. Академик А.Н. Заварицкий пегматитовый процесс объединяет с пневматолитовым и гидротермальным процессами минералообразования, считая их послемагматическими, образованными с участием летучих компонентов (газов и паров воды). Все эти стадии минералообразования протекают перед фронтом медленно движущейся и остывающей магмы, опережая ее, проникают в трещины и пустоты горных пород.

Собственномагматическая стадия минералообразования протекает на большой глубине при температуре 1100–1200^оС. На ранних этапах кристаллизации магмы из нее выделяются: оливин, пироксены, плагиоклазы, позже – амфиболы, слюды, ортоклаз и микроклин и в последнюю очередь – кварц. С собственномагматической стадией минералообразования связаны многие полезные ископаемые: рудные – Cr, Ni, Cu, Fe, Pt, Zr, V и др.; нерудные – нефелин, апатит, алмаз, графит и другие.

Пегматитовая стадия минералообразования, согласно А.Е.Ферсману, происходит с остыванием последних порций магмы, обогащенных щелочами и окислами, насыщенных летучими газовыми компонентами и парами воды. Минералообразование начинается при температуре 700^оС и заканчивается при 350^оС. Форма залегания пегматитов преимущественно жильная. Главными минералами пегматитов являются кварц, полевые шпаты (K-Na и K), слюды (мусковит, биотит), часто встречаются турмалин, апатит, берилл, топаз и др., а также редкоземельные минералы ортит, танталит, колумбит и другие драгоценные камни. Особенностью пегматитов является образование крупных и гигантских кристаллов, например, известны кристаллы мусковита массой до 1 тонны (Восточная Сибирь), биотита размером 7м² (Норвегия), полевого шпата (ортоклаза) массой 100 тонн (Карелия) и другие.

Пневматолитовая стадия минералообразования протекает при температуре <500⁰C. Продукты пневматолиза разделяются на вулканические и глубинные. К минералам вулканического происхождения относятся: самородная сера, галит, сильвин, ангидрит, нашатырь, гипс, пирит, флюорит и другие. Глубинные пневматолиты образуются в результате реакционного взаимодействия (метасоматозе) летучих компонентов с окружающими породами. Если взаимодействие произойдет с карбонатными породами, то образуются скарны- породы, состоящие из силикатов Ca, Mg, Fe. Характерными минералами скарнов являются: магнетит, диопсид, корунд, гранаты, вольфрамит, шеелит и другие. При взаимодействии с терригенными осадочными и эффузивными породами, образуются грейзены, главным минералом которых является кварц. Кроме того, всегда содержатся мусковит, топаз, турмалин, флюорит, рутил. Из рудных минералов – касситерит, вольфрамит, меньше молибденит, реже – берилл.

Гидротермальная стадия минералообразования. Горячие водные растворы (гидротермы), насыщенные соединениями металлов, проникают в трещины окружающих пород, где при остывании отлагают минеральные вещества в виде жильных образований. Различают три типа гидротермальных минералов: высокотемпературные минералы, образованные при температуре 450-300⁰С (кварц, топаз, касситерит, вольфрамит, галенит, кальцит, гематит, магнетит и др.); среднетемпературные минералы, образованные при температуре300-200⁰С (пирит, халькопирит, арсенопирит, золото, сфалерит, молибденит, флюорит, турмалин и др.); низкотемпературные минералы, образованные при температуре <200⁰C (борнит, халькозин, антимонит, киноварь, реальгар, халцедон, самородное золото, самородная медь, исландский шпат, барит и другие).

Метаморфический процесс минералообразования. В природе каждый минерал устойчив в определенных термодинамических условиях, при изменении которых он может разрушаться и переходить в новое состояние. При этом минералы будут испытывать метаморфизм (преобразование), главными факторами которого является температура и давление. Такие условия могут возникать, например, на контакте внедрившейся магмы и вмещающих ее пород. Выделяют гидротермальный, контактовый и региональный типы метаморфизма.

Гидротермальный метаморфизм связан с метасоматической переработкой газовыми и водными растворами вмещающих пород вокруг гидротермальных жил и трещин. Контактовый метаморфизм проявляется на контакте интрузивных и вмещающих пород при их застывании на небольших глубинах. Интрузивные тела обычно небольших размеров. Метаморфические изменения происходит как во вмещающих породах (экзоконтактовые), так и в краевых частях интрузивных тел (эндоконтактовые), при этом метаморфизм сопровождается интенсивной перекристаллизацией с образованием пород, называемых роговиками. Проявление контактового метаморфизма при внедрении интрузий в карбонатные породы приводит к образованию скарнов, которые были рассмотрены выше. Региональный метаморфизм протекает на больших глубинах под влиянием очень крупных интрузивных тел (батолитов) и охватывает большие территории. Температурный диапазон метаморфических процессов составляет от 1100-850⁰С (региональный метаморфизм) до 400-300⁰С (контактовый и гидротермальный метаморфизм).

По температурному режиму образования метаморфические минералы делят на три группы: высокотемпературные ассоциации минералов - силлиманит, биотит, гранат, скаполит, доломит и другие, среднетемпературные - дистен, мусковит, ставролит, актинолит, флогопит, скаполит и др., низкотемпературные - серицит, альбит, хлорит, эпидот, ортит и др.

Экзогенные процессы минералообразованияпроисходят вблизи или на поверхности Земли в результате ряда химических реакций, нередко при участии атмосферных осадков и жизнедеятельности организмов. В самом общем виде экзогенные процессы минералообразования протекают по следующей схеме: выветривание – перенос – отложение (образование осадков) – диагенез (образование горных пород и минералов). Осадки могут быть физического (обломочного), химического и биогенного происхождения.

Обломочные породы образуются в результате физического разрушения (выветривания) и химического разложения существовавших, ранее горных пород и минералов. Обломочный материал либо остается на месте, либо переносится водными потоками. Новые минералы при этом не образуются, а образуются россыпи многих ценных минералов: золота, платины, хромита, рутила, циркона, гранатов, магнетита, топаза, турмалина и др.).

Химические осадки образуются из водных растворов при осаждении солей в результате испарения вод в морях, лагунах, озерах, болотах и реках. Таким путем образуются: поваренная соль (галит), сильвин, мирабилит, ангидрит, гипс и другие; железные и марганцевые руды – гётит, сидерит, манганит, родохрозит и многие другие; руды бокситов – диаспор, бёмит, гиббсит и другие.

Биогенные, точнее биохимические, осадки образуются при разложении остатков, животных и растений, с участием различных бактерий. Такие минеральные вещества как кальцит, кремнезем, фосфор входят в состав скелетов и панцирей многих живых организмов, после отмирания последних, на дне водоемов накапливаются мощные слои осадков, состоящих из вышеуказанных минералов. Минералы, образовавшиеся при участии организмов, называются биолитами. К биолитам относятся: карбонатные (мел, известняк), фосфатные (фосфориты), кремнистые (опал), углеродистые (каустобиолиты – торф, уголь, нефть, горючие сланцы) соединения.