Конспект лекций по курсу "кристаллография и минералогия" для студентов специальностей 090401, 090404, 090406

1. 
   Предмет и задачи современной минералогии, как науки
   

Минералогия принадлежит к числу наук, изучающих земную кору. Название науки происходит от латинского термина "минера" (руд­ный штуф, образец руды) и греческого "логос" (слово), т.е. в точном переводе означает - "описание образцов руды".

Минералом называется фазовая составляющая земной коры с фиксированным или варьирующимся в определенных пределах хими­ческим составом. Отметим, прежде всего, что к минералам принято относить только природные образования. В силу этого многочислен­ные искусственные химические соединения, полученные в лабора­ториях или на заводах относятся к области химии и не входят в но­менклатуру минералов.

До недавнего времени минералогия ограничивалась лишь изуче­нием фазового состава земной коры. Однако в 1969 г., когда авто­матическими устройствами и космонавтами на землю были достав­лены первые пробы лунного грунта, в этой науке открылось новое направление исследований - минералогия Луны. Вероятно, в будущем в сферу минералогии постепенно войдет и информация о фазовом составе всех планет солнечной системы и их спутников.

Совершенно чистые от примесей минералы встречаются в природе крайне редко. В приведенном выше определении понятия минерала это обстоятельство учтено. Примеси могут несколько менять свойства минерала при сохранении его характерной кристаллической ре­шетки, что расширяет гамму многочисленных разновидностей мине­ралов. Так, прозрачный бесцветный корунд (А1₂О₃) окрашивается Сr в красный цвет (рубин), а примеси Ti и Fe дают интенсивную синюю окраску (сапфир). Небольшая примесь Мn окрашивает прозрачный бесцветный кварц в фиолетовый цвет (аметист) и т.д.

При одинаковом химическом составе разновидности минерала мо­гут отличаться также типом кристаллической решетки, обликом кристаллов, цветом и многими другими свойствами, что соответст­вует разнообразным условиям существования минералов в земной коре, т.е. температуре, давлению, составу химических реагентов, взаимодействие которых приводит к образованию минерала. Значи­тельное разнообразие условий образования минералов приводит к появлению многочисленных разновидностей минералов, общее число которых приближается в наше время к 3500. Ежегодно открывают от 50 до 100 новых еще не известных науке минералов, но это уже самые редкие фазы земной коры, распространенность которых от­носительно невелика.

Земная кора сложена из разнообразных минеральных тел. К числу минеральных тел можно отнести все то, что является составной частью земной коры, независимо от физического состояния и способов происхождения. Минеральные тела в самом широком понимании могут быть твердыми, жидкими и газообразными. С этой точки зрения, например, такие вещества, как вода, нефть, являются минеральными телами. Точно так же и многие вещества, находящиеся в газообразном состоянии, представляют тела минеральные. К числу таких газов относятся, например, кислород, наблюдаемый иногда среди твердых минералов, угольный ангидрид, азот и др.

Конечно, нельзя не отметить, что в соответствии с термодинамическими условиями Земли и ее поверхности подавляющие большинство минеральных тел находится в твердом состоянии. Весь минеральный мир, везде и всюду нас окружающий, почти нацело представлен твердыми веществами.

В представлении о минеральных телах необходимо также более, широко подходить к вопросу их образования в земной коре. Минеральные тела могут быть неорганогенного и органогенного происхождения. В первом случае образование минерального вещества связано только с процессами геохимического порядка, во втором — имели место процессы биохимические. В первом случае минеральное вещество образовалось из материалов, непосредственно связанных с земной корой (расплавленные массы, водные растворы, пары и газы и пр.). Во втором случае это вещество явилось следствием процессов, обусловленных жизнедеятельностью организмов (растительных и животных).

Сам организм или какая-либо его часть еще не могут быть названы минеральными телами, но остатки организмов, сложенные в земной коре и претерпевшие те или иные видоизменения, уже могут повести к образованию минеральных тел.

Так, например, кусочек древесины или целый ствол дерева мы не можем причислить к разряду минеральных тел, тогда как образовавшийся из древесины каменный уголь уже представляет собой тело минеральное, имеющее связь с земной корой в своем залегании и уча­ствующее в строении некоторых ее частей.

Точно так же, скелетные остатки различных животных организ­мов — раковины беспозвоночных, скелетные части кораллов, кости и пр. — могут обусловить образование ряда минеральных тел.

Минеральные тела органогенного происхождения обычно име­нуются биолитами (от “биос” — жизнь и “литос” — камень).

Необходимо также отметить, что к минеральным телам относятся еще тела космогенного происхождения, т. е. косми­ческие, или метеорные, вещества (так называемые метеориты). Эти вещества по своей природе чужды Земле и вступили в сферу притяже­ния Земли из неведомых далеких глубин межпланетного пространства.

В понятии о минеральных веществах обычно различают две группы тел: минералы и горные породы.

Принципиальное и основное отличие минерала от горной породы заключается в том, что минерал как в отношении химического состава, так и по своим физическим свойствам есть тело отно­сительно однородное, тогда как горные породы представляют агрегаты минералов, состоящие из ряда мине­ральных компонентов.

Минерал на основании соответствующей однородности можно сопо­ставить с тем или иным химическим соединением; химический состав большинства минералов можно выразить химической формулой, горные же породы скорее рассматриваются как физические смеси, состоящие из тех или иных минералов.

Таким образом, под минералом мы можем понимать некоторый продукт, образующийся в земной коре и являющийся более или менее однородным химически и физически, тогда как горная порода есть закономерный агрегат минералов, образующая какое-либо геологическое тело.

Если в составе горной породы принимает участие какой-нибудь один минеральный вид, то такую породу обычно называют моно­минеральной. Примером в этом случае может служить мрамор, состоящий из большого числа кристаллических зерен кальцита СаСОз, Если же порода составлена из нескольких видов минералов, ее называют полиминеральной, как, например, гранит, который в основном сложен из кварца, полевого шпата и слюды.

При характеристике минералов и горных пород в некоторых слу­чаях еще принимают во внимание элементы распространенности их в земной коре. Обычно горные породы занимают большие простран­ства, нежели отдельные минералы. Минералы в своем залегании подчинены горным породам и находятся среди них, входя в состав самих пород или образуя в них отдельные самостоятельные скопления.

В настоящее время огромное большинство минеральных тел пред­ставляет собой полезные ископаемые. Полезные ископаемые распре­деляются по различным группам в зависимости от их практического использования. Среди многообразных полезных ископаемых обычно в особую группу выделяют руды. В горном деле рудами принято на­зывать все те минеральные вещества, из которых в экономически выгодном количестве и состоянии можно извлечь металлы или их соединения.

В настоящее время с понятием “руда” связывают более широкое представление о полезных ископаемых. Рудой можно считать не только вещества, представляющие источники добычи металлов, но и те, из которых извлекают и неметаллические продукты. Такими “неметаллическими рудами” будут, например, руды серные, квасцовые, селитренные, фосфатовые и пр.

Руда может состоять из одного минерала или из целого агрегата минеральных тел.

При оценке руд большое и решающее значение имеют количе­ственные и качественные соотношения того элемента (металла или металлоида), который входит в данное минеральное вещество, осо­бенно в связи с ценностью самого элемента. Так, например, железный блеск — гематит Fe₂O₃, содержащий около 70% же­леза, представляет собой железную руду, тогда как минерал оли­вин (Mg, Fe)₂ SiO₄ в котором железа только 7—10%, не может считаться железной рудой. Точно так же минерал данаит (Fe,Co) AsS, содержащий от 7 до 9% кобальта, есть кобальтовая руда, но не железная, ибо для такого дорогого и редкостного элемента, как кобальт, предел процентности гораздо ниже, чем для железа.

Кроме того, ценность и хозяйственно-экономическое значение руд определяются еще состоянием техники в каждый данный момент. Каждый новый поступательный шаг в деле усовершенствования технической переработки руд ослабляет прежние условия требований по отношению к полезному ископаемому и переводит в разряд руд но­вые и новые залежи минеральных тел.

2. 
   Процессы образования минералов в природе
   

Генезис (происхождение) минералов тесно связан с историей пла­неты, т.е. с условиями, господствовавшими на Земле в различные эпохи. В связи с этим целесообразно рассмотреть здесь в краткой форме современные представления, относящиеся к строению зем­ного шара и к геохронологии, т.е. к геологической истории Земли.

Около 4,5 млрд. лет тому назад земной шар был вращающимся сгустком расплава. Возраст первого материка оценивается в 4 млрд. лет. Первый материк в дальнейшем по меньше мере дважды раска­лывался на части, дрейф которых продолжается и в наши дни. Так, измеренная с помощью лазерных устройств скорость движения Се­верной Америки на запад и Австралии на восток составляют соот­ветственно 15 и 70 мм/год. Согласно современным пред­ставлениям, материки движутся по веществу, в котором масса жидкой фазы вероятно не превышает 1 %, но которое характеризуется тем не менее определенной пластичностью.

При постепенном охлаждении сформировалась сплошная твердая земная кора. Среднегодовая температура поверхности земного шара во время зарождения жизни (~ 2,3 млрд. лет назад) составляла 72 °С; в эпоху господства пресмыкающихся (~ 200 млн. лет назад) она была близка к 20 °С, а сегодня равна 14,8 °С. Температура в центральных зонах земного шара не превышает в наше время 2500 °С, температу­ра вытекающей из действующих вулканов магмы составляет 1200 -1400°С.

Кроме постепенного медленного охлаждения земной шар при дви­жении вместе с солнечной системой в космосе подвержен еще от­носительно кратковременным резким охлаждениям поверхности. Так, только за последние 500000 лет земной шар испытал 4 периода оледенения. Последний раз ледник ушел 16000 лет назад, и остатки его мы видим в Гренландии, Антарктиде.

При бурении нефтяных скважин, строительстве шахт погружению в недра земли на каждые 100 м соответствует повышение темпера­туры на 3°С (геометрический градиент), но эта величина выдержи­вается лишь в наружных зонах земной коры - глубже рост темпе­ратуры замедляется. Например, на рабочем конце самой глубокой в мире 12000м разведочной скважины на Кольском полуострове тем­пература составляет лишь 230 °С, а не 300 °С, как это можно было предполагать по величине геотермического градиента.

Экваториальный радиус земного шара составляет 6378,245 км, а полярный - 6356,863 км. Таким образом, Земля сплюснута у полюсов. Давление в центральных зонах земного шара дости­гает 350 млн кПа.

О внутреннем строении земного шара мы судим по ряду объек­тивных данных, имеющихся в распоряжении ученых. Так, средняя плотность земного шара, вычисленная по траектории его движения вокруг Солнца, равна 5,517 г/см³, в то время как плотность земной коры не превышает 2,4 - 2,9 г/см³. Сравнение этих величин дает основания предполагать, что к центральным зонам земного шара приурочены расплавленные или твердые массы очень высокой плот­ности.

Информацию о внутреннем строении земного шара дает глубин­ное бурение скважин, а также тщательное изучение падающих на поверхность Земли метеоритов, которые, по предположению, являют­ся обломками одной из планет солнечной системы. Как известно, метеориты бывают железо-никелевые и железо-каменные, они со­держат сульфиды. Очевидно, что эти составляющие входят и в сос­тав различных зон земного шара.

Наконец, огромную информацию дают методы сейсмической раз­ведки, с помощью которых оказывается возможным определение толщины и плотности зон, слагающих земной шар.

Внешняя сфера земного шара - земная кора - это силикатная обо­лочка земли толщиной до 70 - 80 км со средней плотностью 2,74 г/см³. Верхняя зона коры состоит из осадочных пород, образующихся при разрушении и переотложении продуктов разрушения нижележащих слоев, а также при отложении осадков на дно водоемов, морей и океа­нов. Этот слой относительно тонок, а местами отсутствует совсем. Под ним располагаются слой гранита - продукта кристаллизации кислой магмы, содержащей 65 - 75 % SiO₂, и базальтовый слой, об­разующийся при кристаллизации более основной магмы (40 - 55 % SiO₂). Под океанами земная кора тонка (4-8 км); на континентах она в 3 - 10 раз толще. В районе самых высоких гор (Памир, Гималаи) толщина земной коры достигает 70 - 80 км.

Большая часть земной коры находит­ся в твердом состоянии. Нижняя граница этой геосферы называется поверхностью Мохоровичича, в честь открывшего ее в 1909 г. извест­ного югославского ученого С. Мохоровичича. Ниже этой поверхности располагается мантия земли, суммарная толщина которой достигает 2830 - 2999 км.

Моря, океаны, реки и озера покрывают в наше время 71 % поверх­ности земли. Уровень океана в истории планеты неоднократно менял­ся. Установлено, что 400 - 500 млн. лет назад уровень океана был на 300 - 350 м выше современного. Около 200 млн. лет назад в триасо­вом периоде мезозойской эры этот уровень снизился. В настоящее время за счет таяния льдов Антарктиды и Гренландии уровень миро­вого океана ежегодно повышается на 2 мм.

Осадочные породы

Рис. 2.1. Структура земной коры под материками и океанами. Вертикальные и наклон­ные линии - разломы и трещины (рифты) в земной коре

Магмой называется природный, преимущественно силикатный расплав, находящийся в глубинах земного шара. Химический состав магмы меняется в широких пределах. Кроме SiO₂, А1₂О₃, СаО, МgО, Na₂O, К₂O, FeO и Fe₂O₃ магма содержит в своем составе много газов (в том числе и водяных паров), растворимость которых в силикатных расплавах при огромных давлениях, характерных для недр земного шара, велика. Кроме того, в общем случае в магме присутствуют и сульфиды. Процессы формирования магмы, происходящие на боль­ших глубинах, недоступны прямому исследованию или наблюдению. Однако мы можем судить о ее свойствах и составе по продуктам кристаллизации магмы и по составу изливающейся из вулкана лавы, температура которой составляет обычно 1100 - 1300 °С.

Генезис минералов в основном можно свести к следующим процессам:

Минералообразование, связанное с процессами остывания магмы. К этой группе относятся:

1. Процессы интрузивные, происходящие в глубине земной коры. Застывание магмы происходит при условиях высокого давления и высокой температуры. Минеральные вещества - минералы и горные породы, образующиеся при этих процессах, обычно именуются также интрузивными, или глубинными. Вследствие медленности охлажде­ния минералы горных пород этого типа обладают кристалличе­ским строением и имеют в большинстве случаев равномерно-зернистый вид.

2. Процессы эффузивные связаны с излиянием магма­тических масс в поверхностные части земной коры, где процессы застывания идут при относительно низкой температуре и обыкновенном атмосфер­ном давлении. Минералы и горные породы этих процессов именуются эффузивными, или излившимися. Вследствие того, что эти процессы часто сопровождаются вулканическими извержениями, эффузивные породы нередко называют еще вулканиче­скими. Характер структуры минеральных веществ при этом весьма разнообразен, большей частью эффузивные породы обладают или тонкокристаллическим сложением, или имеют вид аморфной массы.

Остывание магмы происходит при наличии весьма сложных физико-химических процессов, изучение которых связано со специальными курсами петрографии и геохимии. Вся совокупность относящихся сюда процессов объединяется общим выражением процессов дифференциации магмы, когда идет распад, или расщепление, ее на различные части. Дифференциацию магмы можно представить в виде отдельных фаз, которые протекают в форме сложнейших физико-химических превращений по мере понижения температуры магмы и изменения давления внутри магматических масс.

При остывании магматических масс наступает процесс кристал­лизации расплава — фаза кристаллизационной дифференциации. В за­висимости от общего состава магмы, а также в связи с характером самого бассейна кристаллизация сопровождается рядом разнообраз­ных химических превращений, в результате чего возникает комплекс тех или иных минеральных тел, в дальнейшем обусловливающий тот или иной тип минеральных месторождений.

Не вдаваясь в рассмотрение различных соотношений кристалли­зационного процесса (подчас весьма сложного и запутанного), отме­тим, что выделение отдельных минералов из магматического расплава связано с известной последовательностью. Последовательность кри­сталлизации минералов, прежде всего обусловливается наличием в магматической системе так называемой э в т е к т и к и, т. е. такой физической смеси, где выделение минеральных компонентов опреде­ляется не температурами плавления их, а избыточным содержанием против своего эвтектического состояния.

Так, например, эвтектическая смесь для кварца и ортоклаза определяется следующими соотношениями: кварца 26% и ортоклаза 74%. Если в силикатовой магме кварца находится 40%, а полевошпатовая часть представлена 60%, то первым будет выделяться кварц до своего эвтектического состояния с ортоклазом, т. е. до 26%. После этого, вследствие понижения температуры до эвтектической точки, наступает одновременный процесс кристаллизации, и магма затвердевает в одно целое образование (случай образования так назы­ваемой пегматитовой структуры). Эвтектические смеси всегда, яв­ляются наиболее легкоплавкими, а эвтектическая точка представ­ляет наиболее низкую точку плавления (а следовательно, и кристал­лизации) смеси, которая всегда ниже точек плавления отдельных ком­понентов. Вследствие того, что в этой точке расплав является насы­щенным обоими компонентами, они и кристаллизуются одновре­менно, образуя своеобразную эвтектическую структуру породы.

Эвтектические смеси в маг­мах чрезвычайно разнообразны, в процессах минералообразования эти смеси играют весьма существенную роль.

Одновременно происходит процесс дифференциации магмы по плотности, а также возникновение пегматито-пневматалитовых процессов.

Под пневматолизом, или пневматолитовым процессом, мы пони­маем всю совокупность реакций, связанных с взаимодействием лету­чих газообразных продуктов, находящихся в магме и обусловливаю­щих образование новых веществ — пневматолитов. В пневматолитических процессах большое участие принимает парообразная вода, под влиянием которой происходит образование многих кислородных соединений тяжелых металлов, например оловянного камня (кас­ситерита) Sn0₂:

SnF₄ + 2Н₂О = 4НF + Sn0₂

Само выражение пневматолиз происходит от греческого “пневма”, что, значит “дух”, или “газ”.

Температурные условия образования пневматолитов чрезвычайно разнообразны, вследствие чего и минералогический состав их связав с различными образованиями.

Наряду с процессами пневматолиза идет пегматитообразование (оба процесса протекают совместно). Пегматитообразование носит чисто жильный характер и связано преимущественно с гранитами.

Пегматитовые жилы образуются при проникновении легкоплавкой магмы по трещинам в земной коре. Обычно пегматитовые жилы встречаются не одиночно, а целыми сериями, рас­пространяющимися на большие территории, образуя так называемые пегматитовые поля.

Пегматитовые образования, или пегматиты, отличаются чрезвычайной крупностью зерна и наличием особой структуры – пегматитовой структуры.

Эта структура характеризуется особой ориентировкой одной состав­ной части по отношению к дру­гой.

Выделение из магмы паров воды вызывает так называемые гидротермальные процессы.

Процессы, относящиеся к этой фазе, связаны с горячими водными растворами, циркулирующими в глубинных областях земной коры и образующимися в результате конечных проявлений магматической дифференциации.

Вследствие того, что эти воды имеют совершенно особый характер и представляют собой воды магматического происхождения, известный геолог Зюсс чрезвычайно удачно и образно назвал их ювенильными, от латинского слова “juvenis”, что значит девственность.

Ювенильные воды в значительной своей части являются ионизированными, насыщенными некоторыми газами, например СО₂, вследствие чего оказываются растворителями различных минераль­ных веществ, которые потом, при соответствующих новых условиях, могут отложиться в твердом виде.

Ввиду этого гидротермальные жилы в большинстве случаев являются носительницами различных полезных ископаемых, преимущественно рудного характера.

Минералогический состав гидротермальных жил по преимуществу определяется наличием сульфидов — сернистых соединений различ­ных металлов. Основным телом гидротермальных жил по большей части является кварц, обычно плотный и мелкокристаллический. На­ряду с кварцем наблюда­ются и другие минералы, как, например, кальцит, доломит, барит, флюорит и пр.

В зависимости от тех ус­ловий, при которых идет об­разование гидротермальных жил (температура, давле­ние), а также от места самого образования их, устанавливают рас­пределение их на глубинные жилы, жилы средней глубины и поверхностные жилы, глубина залега­ния которых приблизительно исчисляется от 100 до 400 м от по­верхности.

Каждая из этих категорий характеризуется своим минеральным составом и обусловливает строго определенный тип минеральных месторождений.

Метаморфические процессы вызывают возникновение новых минералов и пород из ранее образовавшихся при изменении внешних условий (температура, давление).

В зависимости от характера распространения различают метаморфизм региональный, или общий, охватывающий большие площади пространства, и метаморфизм контактный или местный, распространяющийся лишь на отдельные участки в земной коре. Региональный метаморфизм обычно вызван общим повсеместным давлением со стороны вышележащих пород, или движениями земной коры, в результате чего происходит образование так называемых кристаллических сланцев, например гнейсов и ряда других пород.

Контактный метаморфизм, или просто контактометаморфизм, в принципе представляет явление, связанное с изменениями тех или иных горных пород, вызванных вторжением магматических масс. В промежуточной области между двумя этими группами пород, в силу происходящих при этом физико-химических процессов, возникает новое третье вещество, которое и рассматривается как продукт коктактометаморфических процессов.

При контактном метаморфизме поверхность изменения двух соприкасающихся пород может определяться часто целыми широкими зонами по обе стороны в отношении первоначального материала, вследствие чего в результате - этих процессов могут - возникать отдельные крупные минеральные месторождения, имеющие то или иное промышленное значение.

Перейдем теперь к экзогенным процессам формирования минера­лов, горных пород, месторождений полезных ископаемых. На поверхности земного шара и в непосредственной близости от нее происходит разрушение эндогенных пород под действием их цикличес­кого нагрева и охлаждения днем и ночью, летом и зимой, а также за счет разрушительной работы льда, воды, микроорганизмов, окисли­тельного действия кислорода и углекислого газа воздуха. Этот слож­ный физико-химический процесс, называемый общим термином "вы­ветривание", приводит к механическому разрушению эндогенных пород и к растворению части элементов, соединений в воде. Кроме того, в поверхностной зоне активно идут процессы гидратации, карбонизации и окисления. При этом образуются новые минералы, устой­чивые в специфических условиях поверхности земной коры, т.е. в так называемой зоне окисления.

При размыве продуктов выветривания водой происходит перенос частиц и переотложение их в соответствии с плотностями в речных долинах и на морском побережье. Так образуются "россыпи" золота, платины, алмазов и др. минералов, имеющих промышленное значе­ние.

Физическое, или механическое, разрушение, связано с раз­дроблением материнской породы и представляет явление дезин­теграции. При химическом разрушении происходит распад, или разложение первоначаль­ного минерального вещества, вследствие чего образуются про­дукты, отличающиеся от минералогического состава материнской породы. Обычно оба этих процесса в природе идут со­вместно.

В процессах разрушения минеральных веществ весьма боль­шую роль играют организмы — растительные и животные. Вследствие той большой роли, какую выполняют организмы в этих процессах, их нередко выделяют в особый вид, так называемое органогенное выветривание.

В явлениях дезинте­грации, т. е. физического выветривания, большую роль играет инсоляция, т. е. фактор, связанный с колебанием температуры, в силу чего минералы, имеющие неодинаковые коэффициенты расши­рения, подвергаются постепенному распаду. Точно так же огром­ную роль в серии этих процессов играют: механическая деятельность воды (во всех своих состояниях, включительно до ледников), механическая деятельность атмосферы и механическая деятельность организмов, как растительных, так и животных.

Раздробление растирание первоначального минерального матери­ала приводят к разнообразным вторичным образованиям, скапливаю­щимся в огромнейших количествах в поверхностных горизонтах земли: валуны, галька, гравий, песок, алеврит, пыль, глина (табл. 2.1).

Таблица 2.1 – Продукты разрушения горных пород

Порядок	Подразделения	Передел размеров обломков, в мм
1	Валуны	Больше 200
2	Булыжники	Между 200 – 50
3	Галька	“ 50 – 10
4	Гравий	“10 – 2
5	Очень грубозернистый песок	“2 – 1
6	Грубозернистый песок	“1 – 0,50
7	Среднезернистый песок	“0,50 – 0,25
8	Мелкозернистый песок	“0,25 – 0,10
9	Мелкозем (алеврит)	“0,10 – 0,01
10	Пыль, грязь, глина	Меньше 0,01

Обломки же горных пород, представленные плоскими и вообще неправильными формами, идут под общим названием щебень.

При химических процессах выветривания происходит химиче­ское изменение первоначального материала, вследствие чего образуются новые минеральные вещества с другим химическим соста­вом против первоначального и другими физическими свойствами.

Основными факторами, или агентами, химических процессов вы­ветривания являются:

• 
  Кислород О, везде и всюду сопровождающий процессы;
  
• 
  Вода Н₂О, представляющая сложную систему растворов солей и различных газов, — воспроизводит процессы гидратации;
  

• 
  Углекислота СО₂, находящаяся в некотором количестве в воде и в атмосфере. Под её влиянием протекают процессы карбонатизации.
  
• 
  Химическая деятельность организмов, преимущественно расти­тельных, которые, как было отмечено, играют весьма существенную роль в деле разрушения минеральных веществ.
  

Очень показательным примером в этом отношении является процесс каолинизации, весьма широко распространенный в природе. Этот процесс связан с химическим разрушением различных алюмосиликатов, преимущественно полевых шпатов, которые в по­верхностных частях земли под влиянием воды и углекислоты пере­ходят в каолин Н₄Аl₂Si₂О₉ — в глинистую массу.

Схему этого процесса можно выразить следующим химическим уравнением:

K₂Al₂Si₆O₁₆ (ортоклаз)+СО₂ + 2Н₂О= К₂СО₃ (растворимая соль)+ Н₄Al₂,Si₂O₉(каолин) + 4SiO₂ (свободный кремнезем).

Массы образующегося каолина на поверхности земли переходят в глину, т. е. в сложную коллоидную систему, связанную с разно­образными веществами.

Фильтрующиеся через горные породы подземные воды совершают также сложные процессы химического выветривания, в ходе которых силикаты подвергаются гидролизу, распадаются на относительно более простые комплексы (SiO₂, А1₂О₃, Fe₂O₃), выделяющиеся в виде солей. В условиях жаркого тропического климата золи оксидов алю­миния и железа гидратируются, коагулируют и остаются на месте разрушения первичных пород, в то время как кремнезем выносится водными растворами за пределы месторождения. Так формируются месторождения бурых железняков с глинистой пустой породой, так называемых латеритовых руд, и месторождений гидрооксидов алю­миния - бокситов.

В других условиях, когда первичное рудное вещество состоит в основном из оксидов железа и их гидратов с кварцевой (SiO₂) или опаловой (SiO₂nН₂O) пустой породой, имеет место постепенное вымывание SiO₂ из первичного железорудного месторождения с уменьшением содержания пустой породы в руде, т.е. с ее естествен­ным обогащением.

Наконец, геологами установлены случаи выноса водой за преде­лы первичного железорудного месторождения больших масс оксидов железа, которые затем осаждаются из водных растворов, образуя новые месторождения рядом с первичным (инфильтрационные место­рождения) или под первичным (катагенетические месторождения).

К экзогенным процессам формирования месторождений полезных ископаемых относятся также процессы осаждения на дно водоемов.

Непрерывный процесс отмирания морских животных приводит к наполнению на дне водоемов их скелетов, раковин моллюсков. Так образуются огромные скопления известняка и мела, используемые черной металлургией в качестве флюса для доменных и сталепла­вильных плавок. Процесс накопления карбонатных пород на дне морей и океанов особенно активизировался в меловом периоде мезозойской эры. Эти процессы в больших масштабах протекают и в наше время.

Скопления останков древних деревьев, кустарников, древовид­ных папоротников и продуктов их разрушения дают промышленные залежи бурого и каменного углей, которые, таким образом, также имеют чисто осадочное экзогенное происхождение.

Реки, впадающие в озера, моря и океаны, несут в составе водных растворов и в виде гелей многие химические элементы и соединения. Происходит постепенное насыщение водных бассейнов этими ве­ществами вплоть до предела растворимости, при превышении кото­рого начинается выпадение химических осадков на дно. Процессам осаждения способствуют также изменения предела растворения при понижении температуры воды, ее солености, а также выпаривание воды в мелководных лагунах. Так образуются, например, месторож­дения гипса (CaS0₄  2 Н₂О) и каменной соли (NaCl).

Осадочные месторождения железных и марганцевых руд образуются при коагуляции и выпадении на дно сгустков гидрооксидов этих элементов. Эти сгустки, имеющие первоначально форму шариков, в дальнейшем скрепляются вторичными силикатными мине­ралами и под влиянием давления могут несколько деформироваться. Мелкие рудные шарики называют оолитами (от долей мм до 10 мм). Более крупные образования называются бобовой рудой. К характер­ным особенностям оолитов следует отнести присутствие в их центрах кусочков чужеродных материалов, играющих роль затравок, вокруг которых начиналось отложение и кристаллизация коагулянтов. Дру­гая особенность - их концентрически-зональное строение: концент­рические слои отличаются друг от друга толщиной, составом, цветом. Многочисленные месторождения оолитовых бурых железняков, воз­раст которых не превышает обычно 150 - 200 млн. лет, имеются в Украине (крупнейшее - Керченское) и в Казахстане - Лисаковское и Аятское.

Особое положение среди осадочных железорудных месторожде­ний занимают древние докембрийские осадочные метаморфизованные руды. Осаждение первичного рудного вещества, состоявшего, вероятно, из гидрооксидов железа (Fe₂О₃  nH₂O), опала (SiO₂  nH₂O) и силикатов, происходило еще до кембрийского периода, т.е. более 0,6 млрд. лет назад. Абсолютный возраст многих из этих месторож­дений исчисляется миллиардами лет.

В то время существовали условия, способствовавшие осаждению огромных масс оксидов железа на дно морей и океанов. Эти усло­вия никогда более не повторялись в истории планеты. Сотни миллиар­дов тонн осадочных докембрийских руд составляют сегодня основу сырьевой базы черной металлургии во всем мире. Их запасы сос­тавляют почти 60 % всех запасов руд земного шара; из этих руд выплавляется до 90 % всего чугуна и производится 100 % губчатого железа.

За долгую историю рудные тела докембрийских месторождений были перекрыты толстыми слоями других осадочных пород, в пер­вую очередь известняком, мелом, мергелем (мел с глиной). Высота этой кровли достигает часто 200 - 500 м, что создает сильное горное давление на рудное вещество, которое уплотняется, становится плит­чатым (перпендикулярно направлению горного давления) и перекристаллизовывается. К действию горного давления присоединялся рост температуры, влияние паров и газов, горячих водных растворов и подземных вод. Все это приводило к полному перерождению перво­начальной структуры руды, к ее метаморфизации ("метаморфоза" греч. - превращение). Отсюда и название этих месторождений - оса­дочные "метаморфизованные", т.е. потерявшие первоначальную струк­туру, которая была характерна для них миллиарды лет назад.