Характеристика минералов

1.Характеристика минералов классов: фосфаты, вольфраматы, галоиды

ВОЛЬФРАМАТЫ — класс минералов, соли вольфрамовой кислоты Н2WO4. Для большинства вольфраматов природных характерен комплексный тетраэдрический радикал [WO4]2-, устойчивый в соединениях с крупными катионами Ca2+ и Pb2+. Таковыми являются шеелит CaWO4 и штольцит PbWO4. Эта группа вольфраматов природных кристаллизуется в тетрагональной сингонии, структуры островные, кристаллы изометричные или таблитчатые с квадратными сечениями, со спайностью по (101). Другие группы вольфраматов природных характеризуются наличием в составе сравнительно мелких катионов (Fe2+, Mn2+, Zn2+). Тетраэдр WO42- переходит в искажённую октаэдрическую группировку WO6, сингония снижается до моноклинной, структуры становятся цепочечными, приближающимися к структурам сложных окислов. Кристаллы этой группы вольфраматов природных обычно плоскоудлинённые с продольной спайностью по (010), окраска бурая, тёмно-коричневая. Представители моноклинных вольфраматов природных — вольфрамит (Fe, Mn)WO4 и санмартинит (Zn, Fe)WO4. В природе известны всего два водных вольфрамата природных — ферритунгстит (Ca, Fe3+, Fe2+)2 WO4(OH)4•4Н2О и антуанит AIWO4 (OH)•Н2О; оба имеют слабо изученную субслоистую структуру. Для химического состава вольфраматов природных характерны изоморфные замещения WO42- на MoO42- (в шеелите может содержаться до 20% MoO3), приводящие к уменьшению плотности молибденсодержащих фаз и к перемене цвета люминесценции с голубоватого (у шеелита) на жёлтый (у молибдошеелита). Характерны также изоморфные замещения Fe2+-Mn2+-Zn2+, свойственные вольфрамиту и санмартиниту, влияющие на физические свойства минералов (плотность, прозрачность, окраску, цвет черты).

Вольфраматы природные образуются преимущественно в гидротермальном и скарновом процессах (вольфрамит, шеелит), реже являются гипергенными, связанными с выветриванием эндогенных вольфраматов природных (ферритунгстит, антуанит). Шеелит и вольфрамит — основные минералы вольфрамовых руд.

ГАЛОИДЫ — группа минералов, соединения галогенов (фтора, хлора, брома, йода) с другими химическими элементами.

Галогениды природные — соли галоидоводородных кислот (HF, HCl, HBr, Hl); принадлежат к четырём классам — фторидам, хлоридам, бромидам и йодидам. Выделяют простые галогениды природные типа NaCl, сложные, содержащие два и более катиона, добавочные анионы (SO42- NO-3, О2-, OH-) и воду, а также смешанные соединения, в составе которых присутствуют различные галогены (например, PbFCl). В природе наиболее распространены хлориды (около 70 минералов) и фториды (около 30). Иодиды очень редки (всего 5-6 минералов), а среди природных бромидов известен практически один минерал — бромаргирит AgBr. Ведущими в составе галогенидов природных являются литофильные элементы — Na, К, Ca, Mg, Al (у фторидов Ca и Al). Соединения с халькофильными катионами (Си, Ag, Pb, Bi) более редки. Хлориды чаще чем фториды содержат добавочные анионы — кислород (оксигалогениды) и гидроксил (гидроксилгалогениды), а также воду. Многие фториды и часть хлоридов являются комплексными соединениями, содержащими анионы типа [SiF6]2-, [BF4]-, [AlF6]2-, [FeCl6]4-, [PbCl4]2-, [MgAlF7]4-. Преобладающий тип связей в структурах галогенидов природных — ионный. У бромидов и йодидов, а также у соединений халькофильных элементов в структурах возрастает роль ковалентных связей, обеспечивающих такие свойства минералов, как увеличение оптических констант, появление алмазного блеска, ковкости, непрозрачности, нерастворимости в воде.

Наиболее характерна для галогенидов природных координационная структура, сменяющаяся у окси- и гидроксилгалогенидов на субцепочечную или субслоистую. Комплексным галогенидам природным более свойственны островная, каркасная или цепочечная структуры. Окраска большинства соединений, особенно содержащих литофильные катионы, обычно бесцветная. Яркую окраску имеют соединения Cu (синяя, зелёная), Bi (жёлтая), Fe (коричневая, жёлтая), Ag (жёлтая, зеленоватая, чёрная). Хлориды литофильных элементов хорошо растворимы в воде. Наиболее типичные минералы класса фторидов — виллиомит NaF, флюорит CaF2, криолит Na3AlF6, криолитионит Na3Al2[SiF4]3, геарксутит CaAlF4(OH)•Н2О, кридит Ca3Al2F8 (OH)2[SO4]•2Н2О; класса хлоридов — галит NaCl, сильвин KCl, карналлит KMgCl3•6Н2О, бишофит MgCl2•6Н2О, кераргирит AgCl, атакамит Cu2Cl(OH)3, котунит PbCl2. Основная масса фторидов — эндогенные минералы, известные в виде акцессорных в щелочных горных породах (виллиомит), а также образующиеся в пегматитах (флюорит, криолит), грейзенах (флюорит) и гидротермальных жилах.

При процессах выветривания фтор связывается во флюорит, геарксутит и другие минералы. Хлориды литофильных элементов типичны для химических осадков, ассоциируются с сульфатами (гипс, ангидрит), боратами и карбонатами, а также являются продуктами вулканических процессов (галит, нашатырь). Хлориды халькофильных элементов, бромиды и йодиды, а также их окси- и гидроксиланалоги генетически связаны с зонами гипергенеза рудных месторождений. Промышленные концентрации галогенидов природных в основном представлены осадочными месторождениями (галит-сильвин-карналлитовые залежи). Галогениды природные используются как сырьё в пищевой промышленности (галит), производстве удобрений (сильвин, карналлит, бишофит) и галогеноводородных кислот (например, соляной). Галогениды природные применяют также в качестве флюсов, в электрометаллургии (получение рафинированных Al и Mg), в качестве растворителей при выращивании кристаллов, в химической и энергетической промышленности.

ФОСФАТЫ — класс минералов, солей ортофосфорной кислоты H3PO4. В природе известно свыше 230 фосфатов природных, среди которых выделяют: простые (с одним) и сложные (с двумя и более видообразующими катионами), кислые (типа CaHPO4-монетит), средние и основные (с OH-группой), а также с другими дополнительными анионами (F-, Cl, O2-, [AsO4]3-, [SiO4]3- и др.), безводные и водные. Ведущие литофильные катионы: Ca2+, Al3+, Fe2+, Mn3+, Mg2+, Na+, реже встречаются уранил-фосфаты, а также фосфаты TR, Be и халькофилов Cu2+, Zn, Pb, Bi.

Наиболее распространены в природе простые нормальные и водные фосфаты крупных катионов Ca2+ и TR3+ (апатит, монацит, ксенотим, рабдофанит, чёрчит) Между катионами Al3+ и Fe3+, Fe2+ и Mn2+благодаря близости размеров ионов широко развит изоморфизм.

Из-за относительной сложности состава фосфатом природным более свойственны кристаллы низкой симметрии. Пространственное расположение катионов и дополнительных анионов, а также молекул воды определяет координационные, цепочечные, слоистые и каркасные мотивы в кристаллической структуре фосфатов природных. Водные фосфаты природные со слоистым структурным мотивом имеют листовато-уплощённый или таблитчатый габитус кристаллов либо сложены чешуйчатыми агрегатами. Простые безводные фосфаты Al, Mg, Mn, Fe и Ca отличаются более высокой твёрдостью (4-5) и плотностью (3200-7000 кг/м3), более сложные водные имеют твердость 3-4, плотность 1600-4000 кг/м3. Фосфаты природные иногда бесцветны, чаще интенсивно окрашены, например для фосфатов природных Al и Fe особенно характерен синий цвет различных оттенков. Многим фосфатам свойственна люминесценция.

Фосфаты природные встречаются в виде акцессорных минералов в пегматитах, скарнах, грейзенах; характерны для гипергенных образований, где представлены чаще землистыми, сферическими агрегатами или в виде корочек нарастают на другие минералы. Крупные скопления фосфатов связаны с щелочными породами и карбонатитами, а также с осадочными породами (фосфориты).

Фосфаты природные тяжёлых металлов образуются в зоне окисления многих рудных месторождений. Редкоземельные и радиоактивные фосфаты (монацит, ксенотим) накапливаются в речных и прибрежно-морских россыпях. Яркая окраска некоторых уранил-фосфатов (урановые слюдки) используется в качестве поискового признака руд урана.

1.                 Метаморфические процессы

Различают следующие типы процессов метаморфизма:

1. Регионально-метаморфические процессы {региональный метаморфизм). В зонах интенсивного прогибания земной коры осадочные и изверженные породы иногда попадают в условия повышенных температур и давлений, а также подвергаются воздействию высокотемпературных водных растворов. В результате на больших территориях происходит перекристаллизация пород с существенным изменением их первоначального минерального состава. Значительно меняется облик пород: из тонкозернистых, землистых или стекловатых они превращаются в кристаллические породы и обычно приобретают сланцеватое сложение.

С процессами регионального метаморфизма сопряжено формирование жил альпийского типа, или альпийских жил, обычно представленных полыми трещинами с наросшими на их стенках кристаллами тех же минералов, из которых сложены вмещающие метаморфические породы.

2. Динамометаморфические процессы (динамометаморфизм). Преобразование горных пород под воздействием интенсивного ориентированного давления протекает в отличие от регионального метаморфизма в пределах сравнительно узких зон нарушений сплошности пород (разломов земной коры). Этот процесс выражается в деформации пород — их дроблении, рассланцевании — и нередко сопровождается перекристаллизацией.

3. Контактово-метаморфические процессы (контактовый метаморфизм). Проявляются вокруг массивов изверженных пород (особенно гранитоидов) и обусловлены их тепловым воздействием на вмещающие осадочные и осадочно-метаморфические породы. Контактово-метаморфические процессы часто тесно связаны с контактово-метасоматическими (см. ниже).

4. Метасоматические процессы (метасоматоз). Метаморфические процессы в строгом смысле термина ограничиваются явлениями перекристаллизации вещества горных пород под воздействием высокой температуры, давления и при участии нагретых водных растворов, что приводит к образованию новых минеральных ассоциаций без существенного изменения валового химического состава исходных горных пород. Аналогичные процессы, сопровождающиеся значительным изменением химического состава исходных пород, носят название метасоматических процессов. Частным случаем последних являются контактово-метасоматические процессы, выражающиеся в химическом взаимодействии изверженных пород с контрастными по химическому составу вмещающими породами.

2.                 Геологическая работа морей и океанов

Океан – непрерывная водная оболочка Земли, окружающая материки и острова и обладающая общностью солевого состава. Мировой Океан составляет 94% гидросферы и занимает 70,8% земной поверхности. Он представляет собой гигантские депрессии земной поверхности, вмещающие основной объём гидросферы – около 1,35 км3. Части Мирового Океана, обособленные сушей или возвышениями подводного рельефа и отличающиеся от открытой части океана гидрологическим, метеорологическим и климатическим режимом называют морями. Условно морями называют также некоторые открытые части океанов (Саргассово море) и крупные озёра (Каспийское море). С геологической точки зрения современные моря являются молодыми образованиями: все они определились в очертаниях, близких к современным, в палеоген-неогеновое время, и окончательно оформились в антропогене. Формирование глубоких морей связано с тектоническими процессами, мелководные моря обычно возникли при затоплении водами Мирового океана окраинных частей материков (шельфовые моря). Затопление этих участков могло быть обусловлено двумя причинами: 1) поднятием уровня Мирового Океана (вследствие таяния четвертичных ледников) или 2) погружением земной коры.

Разрушительная и аккумулятивная деятельность моря

Абразия (от лат. « abrasion» – соскабливание, сбривание) – процесс разрушения пород волнами и течениями. Абразия наиболее интенсивно протекает у самого берега под действием прибоя.

Разрушение горных пород берега слагается из следующих факторов:

удар волны (сила которого достигает при штормах 30-40 т/м2);

абразивное действие обломочного материала, приносимого волной;

растворение пород;

сжатие воздуха в порах и полостях породы во время удара волн, которое приводит к растрескиванию пород под воздействием высокого давления;

термоабразия, проявляющаяся в протаивании мёрзлых пород и ледяных берегов, и другие виды воздействия на берега.

Воздействие процесса абразии проявляется до глубины нескольких десятков метров, а в океанах до 100 м и более.

Воздействие абразии на берега приводит к формированию обломочных отложений и определённых форм рельефа. Процесс абразия протекает следующим образом. Ударяя о берег, волна постепенно вырабатывает в его основании углубление – волноприбойную нишу, над которой нависает карниз. По мере углубления волноприбойной ниши под действием силы тяжести карниз обрушивается, обломки оказываются у подножия берега и под действием волн превращаются в песок и гальку.

Образовавшийся в результате абразии обрыв или крутой уступ называют клиф. На месте отступающего обрыва формируется абразионная терраса, или бенч (англ. «bench»), состоящая из коренных пород. Клиф может граничить непосредственно с бенчем или отделяться от последнего пляжем. Поперечный профиль абразионной террасы имеет вид выпуклой кривой с малыми уклонами у берега и большими у основания террасы. Образующийся обломочный материал уносится от берега, образуя подводные аккумулятивные террасы.

По мере развития абразионных и аккумулятивных террас волны оказываются на мелководье, забуруниваются и теряют энергию не доходя до коренного берега, из-за этого процесс абразии прекращается.

В зависимости от характера протекающих процессов берега можно разделить на абразионные и аккумулятивные.

Осадконакопление в морях и океанах

В морях и океанах накапливаются различные осадки, которые по происхождению можно разделить на следующие группы:

терригенные, образующиеся за счет накопления продуктов механического разрушения горных пород;

биогенные, формирующиеся за счёт жизнедеятельности и отмирания организмов;

хемогенные, связанные с выпадением из морской воды;

вулканогенные, накапливающиеся в результате подводных извержений и за счёт принесённых с суши продуктов извержений;

полигенные, т.е. смешанные осадки, образующиеся за счёт материала разного происхождения.

В целом, вещественный состав донных осадков определяется следующими факторами:

глубиной области осадконакопления и рельефом дна;

гидродинамическими условиями (наличием течений, влиянием волновой деятельности);

характером поставляемого осадочного материала (определяемого климатической зональностью и удалённостью от континентов);

биологической продуктивностью (морские организмы извлекают из воды минеральные вещества и поставляют их на дно после отмирания (в виде раковин, коралловых построек и пр.));

вулканизмом и гидротермальной деятельностью.

Одним из определяющих факторов является глубина, позволяющая выделять несколько зон, отличающихся особенностями осадконакопления. Литораль (от лат. «litoralis» - береговой) - пограничная полоса между сушей и морем, регулярно затопляемая во время прилива и осушаемая при отливе. Литораль представляет собой зону морского дна, расположенную между уровнями самого высокого прилива и самого низкого отлива. Неритовая зона соответствует глубинам шельфа (от греч. «erites» - морской моллюск). Батиальная зона (от греч. «глубокий») примерно соответствует области континентального склона и подножия и глубинам 200 – 2500 м. Эта зона характеризуется следующими экологическими условиями: значительное давление, почти полное отсутствие света, незначительные сезонные колебания температуры и плотности воды; в составе органического мира преобладают представители зообентоса и рыбы, растительный мир весьма беден из-за отсутствия света. Абиссальная зона (от греч. «бездонный») соответствует морским глубинам более 2500 м, что отвечает глубоководным котловинам. Воды этой зоны характеризуются относительно слабой подвижностью, постоянно низкой температурой (1-20C, в полярных областях ниже 00C), постоянной солёностью; здесь полностью отсутствует солнечный свет и достигаются огромные давления, что определяют своеобразие и бедность органического мира. Участки, глубиной более 6000 м обычно выделяют как ультраабиссальные зоны, соответствующие наиболее глубоким участкам котловин и глубоководным желобам.

4. Понятие о генезисе минералов

  Учение о генезисе минералов занимается процессами образования минералов. Минералы представляют из себя определенные химические соединения или изоморфные смеси таких соединений, образовавшиеся естественным путем на Земле. Это почти все твердые соединения. Каждый минерал является памятником физического или химического процесса, шедшего на Земле, иногда в весьма отдаленное от нас время. Изучив минералы какого-нибудь определенного места на земном шаре, и определив их генезис, мы можем восстановить картину химических процессов, один за другим шедших в этой местности. От этих частных проявлений химической жизни Земли мы можем подняться до более общего представления о генетических условиях различных частей земного шара, как по отношению к поверхности, так и об изменении этих условий генезис минералов в слоях различной глубины, наконец, изменение генетических явлений с течением времени. В этом заключается научный и практический интерес изучения генезиса минералов.

Зная условия генезиса минерала, его устойчивость при природных условиях (т. е. генезис других минералов, которые могут из него произойти) — можно решать, при каких условиях и в каких местностях можно ждать тех или иных руд важных металлов. Эти и тому подобные вопросы могут быть решены только при возможно широком развитии и распространении учения о генезисе минералов, которые отчасти и сложились под влиянием практических потребностей.  Все наши знания получаются здесь путем прямого наблюдения процесса образования минерала, идущего в природе у нас на глазах, и, во-вторых, путем логического вывода о том или другом возможном происхождении данного минерала. Достоверность этих обоих способов познания неодинаковая. Нужно проверять выводы, полученные вторым путем, прямым наблюдением в природе. Пример такого прямого наблюдения представляют процессы образования некоторых простых солей в природе. В целом ряде мест земного шара, преимущественно в низменностях или в котловинах, не имеющих истока, находятся большие и малые соленые и горькие озера.В Астраханской губернии, на недалеком расстоянии от Волги, лежит более тысячи таких озер, из которых иные, напр. Эльтонское или Баскунчакское, занимают обширную площадь (Эльтонское около 198км2). В этих озерах количество соли и самый состав ее различен; в одних раствор очень слаб, в других он почти насыщен при обычной температуре. В них заключаются хлористые, сернокислые и др. соли натрия, магния, калия и проч. При незначительном понижении температуры или при значительном испарении воды часть бывших в растворе веществ не может больше в нем удерживаться, и они оседают в виде твердых кристаллических масс или отдельных кристаллов, или плавают по поверхности озера. Во всех этих озерах перед нашими глазами идет генезис различных минералов, отлагаемых в десятках миллионах пудов. Мы в состоянии применить здесь самые полные, точные способы наблюдения. Этим путем образуются каменная соль (NaCl — хлористый натрий), тенардит (Na2SO4 — сернокислый натрий), глауберова соль (Na2SO4∙10Н2О), трона (Na3H[CO3]2H2O), бура (Na2B4O7∙10H2O), гипс (CaSO4∙2Н2О) и т. п. — по крайней мере десятка два-три различных минералов. Состав образуемых продуктов меняется: 1) в зависимости от тех или иных изменений в составе самого раствора и 2) от тех или иных условий самого их отложения. Например: борнокислых соединений нет в озерах Астраханской губернии, но их много в некоторых озерах Тибета или Северной Америки, а соответственно и минералы, из них образовавшиеся, являются иными, чем у них. В Неваде из таких озер оседает боронатрокальцит (двойная борнокислая соль натрия и кальция), в других случаях оседает бура, калеманит (известковая соль борной кислоты — Са2В2О11∙5Н2О) и пр. Сильно влияют на состав образуемых минералов внешние условия среды. Например, в озерах, содержащих одновременно хлористый натрий и сернокислый натрий, идет отложение сернокислой соли в виде минерала тенардита (Na2SO4), тогда как в присутствии малого количества хлористого натрия образуется мирабилит (Na2SO4∙10Н2О). Еще интереснее опыты Ван-Гоффа и Девентера, подтверждаемые прямым наблюдением в природе. Из одного и того же раствора в природных озерах, заключающего Na2SO4, MgSO4, могут образоваться различные минералы. Иногда идет образование тенардита, или глауберовой соли, и одновременно оседают магнезиальные соединения в виде кизерита (Mg SO4∙Н2О) или горькой соли (MgSO4∙7На2О). Нередко, однако, происходит образование двойной соли в виде минерала астраханита Na2Mg(SO4)2∙4H2О. Ван-Гоффу и Девентеру удалось доказать, что процесс идет в том или ином направлении в зависимости от температуры окружающего пространства. При температуре выше 21,5° Ц. происходит всегда отложение астраханита; при иной отдельно выделяются глауберова и горькая соль. Подобных случаев можно привести много. Изучая в какой-нибудь местности одни оставшиеся от когда-то бывших там озер твердые осадки — минералы, — мы по сравнению с теперь наблюдаемыми можем легко судить о генезисе этих осадков.

Другой значительный класс существенно иных соединений приходится наблюдать нам на месте их генезиса во время каждого вулканического извержения. Здесь процессы идут в расплавленных массах разнообразных силикатов или среди парообразных продуктов, выделяемых под влиянием высокой температуры из недр Земли, попав в нашу более холодную атмосферу, эти пары превращаются в твердое состояние и нередко на многие годы остаются памятником бывшего извержения. После каждого извержения стенки кратеров и местность на значительное от них расстояние покрывается налетами разных солей — хлористого натрия нашатыря, серы и пр. Нередко мы можем проследить и химические реакции между этими парами; так, почти каждое извержение всех вулканов сопровождается выделением паров летучего около 400° соединения хлорного железа — Fe2Cl6, — одновременно выделяются огромные количества паров воды. Пары хлорного железа и воды быстро соединяются и дают очень устойчивое, нелетучее при самых высоких доступных нам температурах, соединение, так называемый железный блеск, окись железа — Fe2О3. Она оседает тут же в виде блестящих пластинчатых кристаллов темно-серого цвета с сильным металлическим блеском. Эти кристаллы проникают во все трещины, покрывают стенки кратера и более холодные части лавы и остаются памятниками извержения и выделения хлорного железа на долгое время. Форма кристаллов железного блеска, происшедшего этим путем, отличает их очень ясно от железного блеска, произошедшего иными путями. В то же самое время в расплавленной лаве идут свои химические процессы во время ее застывания, выделяется целый ряд характерных соединений — минералов, как оливин (Mg,Fe)2SiO4, авгит (см.), полевые шпаты и т. п. Состав выделяемых минералов меняется в зависимости от состава лавы и от изменения внешних условий еще в большей степени, чем то, что мы видели в озерах. При одном и том же составе могут образоваться разные минералы в зависимости от различных внешних условий.

Наконец, третий случай прямого наблюдения генезиса минералов представляет образование их деятельностью организмов. Кораллы отлагают целые острова, состоящие из кальцита — углекислой извести; с ними вместе ту же роль играют некоторые водоросли, в горячих источниках выделяется сера, как продукт жизни серных бактерий. В озерах умеренного пояса, в местах выхода железных ключей, в болотах идет непрерывно образование железной руды. Растворы двууглекислого железа, образовавшиеся при иных условиях, попадая на земную поверхность, разлагаются деятельностью низших животных и, может быть, особой бактерии. Они дают начало отложениям дерновой, бобовой и др. руд железа, состоящих главным образом из гидрата окиси железа — 2Fe2О3∙3H2O. В почвах деятельностью особого грибка идет постоянно образование селитры, что может быть прослежено на месте. Таким образом, путем прямого научного наблюдения генезиса минералов, идущего у нас на глазах, мы можем собрать значительное число фактов для разъяснения этого генезиса в тех случаях, когда проследить процесс своими глазами мы не можем. Всегда можно отличить минералы между собой, происходящие от неодинаковых процессов. Сравнение дает нам признаки их одинакового или различного генезиса. Этим путем мы знаем, что многочисленные железные руды Средней Германии произошли тем же путем, как и те, какие теперь образуются в болотах и озерах; что значительная часть минералов Центральной Франции или многих других местностей обязана своим происхождением когда-то бывшим там вулканам, от которых нередко остались едва заметные следы. В очень многих случаях, однако, когда такое сравнение дает неясные указания, мы должны идти другим путем, пользуясь рядом наблюдений над теми или иными явлениями минерального царства. Во-первых, нам важно знать залегание минералов. Иногда минерал лежит толстым слоем, в виде гнезда, или штока, иной раз находится в виде кристаллов, заполняющих пустоты в породе, тонким налетом покрывает трещины или стенки породы или же находится в могучих трещинах горных пород, в так называемых жилах. Все это различные случаи образования минералов: в жилах он не образуется из расплавленного состояния; в трещину породы нередко должен проникнуть в парах; очень ясно можно убедиться в выделении его из раствора, например, в пустотах породы, куда иначе он проникнуть не мог. Еще важнее бывает знать происхождение самой породы. Например, фосфориты нередко встречаются в осадочных породах, где кости погребенных в этих слоях животных превратились в фосфорит. Здесь ясно их происхождение — медленным путем выделения из раствора, — причем материалом им послужили содержащие фосфор вещества исчезнувших организмов. Не менее важны явления парагенезиса. Парагенезисом называется нахождение в природе определенных различных минералов вместе в одном куске или месторождении. Очевидно, это указывает на существование известной зависимости их друг от друга. Так, всюду и везде на поверхностных частях различных никелевых и кобальтовых соединений мышьяка, например купферникеля (NiAs — одномышьяковистый никель), шпейсового кобальта [Со(As,S)2] и проч., мы находим зеленые никелевые цветы (NiAsO4∙6H2O) или розовые кобальтовые цветы (CoAsO4∙6Н2О). Очевидно, это продукты окисления никелевых и кобальтовых соединений. При изучении парагенезиса мы в состоянии различить минералы, раньше или позже образовавшиеся, так как последние всегда находятся на ранее образованных продуктах. Это различают, говоря о первой, второй, третьей генерации минералов какой-нибудь местности. Каждая генерация указывает на особый химический процесс. Явления парагенезиса определяют, главным образом, такую последовательность минералов или указывают на постоянное совместное нахождение в природе различных минералов, что заставляет исключать из числа возможных реакций те, которые не дадут этого объяснения. Так, самородный висмут встречается в жилах вместе с кобальтовыми и никелевыми сернистыми и мышьяковистыми соединениями, а оловянный камень (SnO2), находящийся также в жилах, никогда не встречается вместе с никелевыми или кобальтовыми соединениями — его сопровождают кварц (SiO2), соединения вольфрама (напр. шеелит CaWO4), богатые фтором (напр. плавиковый шпат CaF2, топаз Al2Si(О,F2)5 и пр.] и т. п. Очевидно, условия образования висмута и оловянного камня существенно иные. Парагенезис больше ставит вопросы, — решать приходится другими приемами.

Все происходящие на Земле реакции могут быть сведены в немногие группы. Минералы образуются на Земле следующими способами.

1) Выделением из растворов. Огромное большинство минералов образовалось этим путем. Мы видели пример такого образования в рассмотренном раньше случае солей. В природе действует не чистая вода, а вода, насыщенная углекислотой. Нередко растворы находятся при высокой температуре или же богаты угольной кислотой и находятся под давлением. Этим путем выделяются из растворов многочисленные кремнеземистые соединения. Из горячих источников (гейзеров) оседает свободная кремнекислота (так называемый гейзерит и пр.), нерастворимая при обыкновенных условиях, углекислая закись железа выделяется в виде сидерита, представляющего из себя одну из богатейших и важнейших руд на железо. Нередко кристаллизация происходит в глубинах Земли под давлением, иногда идет в присутствии различных солей, позволяющих переводить в раствор при обычных условиях нерастворимые соединения; так, в присутствии в воде сернистых щелочей переходят в раствор и из него выделяются киноварь (HgS), золото и пр. (горячие источники в Калифорнии). В природе вообще могучим деятелем является время: слаборастворимые вещества в течение тысячелетий могут оставить заметные следы своей растворимости (ср. Метаморфизм).

2) Не столь часты, но весьма характерны разнообразные молекулярные перемещения, происходящие в минералах, когда один минерал получается из другого путем молекулярной перегруппировки в твердом состоянии. Так, нередки кристаллы рутила (TiO2), образовавшиеся из анатаза или брукита — полиморфных разновидностей той же TiO2. Под давлением эти реакции идут очень часто.

3) Самым важным случаем генезиса являются, однако, химические реакции. Мы можем различать несколько классов химических реакций, идущих в природе: а) реакции присоединения, когда одно соединение образуется из другого путем присоединения ко второму некоторых элементов; таково образование куприта (Cu2O) из самородной меди под влиянием воздуха, также англезита (PbSO4) из свинцового блеска (PbS) и пр. б) Реакции двойных разложений — наиболее чистая и обычная форма Г. минералов. Здесь два тела, входя в реакцию, меняют свои составные части. Примером подобного происхождения может служить волластонит (CaSiO2), образующийся из СаСО3 — под влиянием действия кремнеземистых солей и т. п. в) Реакции распадения — когда соединение распадается на свои составные части и эти части являются нам в виде самостоятельных минералов. В природе это нередкая форма образования для некоторых сложных соединений, которые являются неустойчивыми при изменившихся внешних условиях из среды; так, например, блеклые руды распадаются на составные части и дают начало сурьмяному блеску (Sb2S3), аурипигменту (As2S3), медному блеску (Cu2S) и пр. г) Наконец, реакции восстановления и целый ряд процессов диссоциации (см.).

Этими тремя путями объясняется Г. большинства минералов; редко приходится допускать иные процессы, как электролиз (для некоторых самородных элементов) или малоизученные изменения в твердой среде.

Геохронологическая шкала