Как было сказано, горные породы – природные агрегаты минералов более или менее постоянного минералогического и химического состава, образующие самостоятельные геологические тела (т.е. скопления достаточно большой массы), слагающие земную кору. Форма, размеры и взаимное расположение минеральных зёрен обусловливают структуру и текстуру горных пород. По происхождению породообразующих минералов выделяют горные породы: магматические, осадочные, метаморфические и метасоматические.

Магматические или изверженные – образуются в результате отвердения магмы, вылившейся наружу (эффузивные) или оставшейся на некоторой глубине (интрузивные или плутонические).

Представление о первоначальном огненно-жидком состоянии Земли и формировании её оболочек (геосфер) в процессе остывания первичной магмы (возраст Земли оценивается в ~4,5 млрд лет) впоследствии было заменено на представление о гравитационной конденсации рассеянного в околосолнечном пространстве газопылевого вещества, содержащего все известные в природе химические элементы. Наличие в составе конденсата радиоактивных элементов привело к разогреву земных недр. В процессе выплавления наиболее лёгких и легкоплавких составных частей внутренних слоёв образовалась земная кора. Формированию земной коры способствовали также прорывы образующихся в глубинных зонах очагов расплавов преимущественного силикатного состава.

В любом случае земная кора в основном формировалась в процессе остывания магмы на поверхности Земли. Что же такое «земная кора»?

Хозяйственная деятельность человека по добыче полезных ископаемых ограничивается, в основном, верхним слоем земной коры – твёрдой оболочки Земли. Глубинной границей земной коры является поверхность скачкообразного увеличения скорости прохождения сейсмических волн (от 6–7 км/с до 8 км/с) – поверхность Мохоровичича. Изменения скорости обусловлено увеличением упругости и плотности пород. Материковая земная кора обычно имеет толщину 35–45 км; в горных областях до 70 км, на океаническом дне толщина земной коры составляет     5–10 км. До 1909 г. за земную кору условно принимали слой земной тверди глубиной 16 км (10 сухопутных миль) – независимо от места определения.

По определению американского учёного Ф. Кларка, основными минералами, входящими в первичные породы земной коры (особенно верхней её части) магматического происхождения, являются полевые шпаты. Полевые шпаты относятся к подклассу каркасных силикатов. Они представляют 50 % массы земной коры. Различают кальциево-натриевые плагиоклазы, щелочные (калиево-натриевые) – ортоклаз, микроклин, санидин и др., а также калиево-бариевые. Полевые шпаты можно представить следующими общими формулами: NaAlSi₃O₈ – KАlSi₃O₈ – CaAl₂Si₂O₈ – с примесями Ba, Sr, Pb, Fe, Li, Rb, Cs, Eu, Ce и др.

Следующими «доминирующими» минералами земной коры являются роговые обманки. Роговые обманки относятся к подклассу цепочечных (ленточных) силикатов сложного химического состава. Их обобщённую химическую формулу можно представить следующим образом: Ca₂Na[Mg,Fe]₄[Al,Fe][(Si,Al)₄O₁₁]₂[OH,F]₂ с примесями K, Ba, Rb, лантаноидов, Y, Sr, U, W, Mo, Ga, Li, Zn, Sc.

Наряду с пироксенами к цепочным силикатам относится щелочноземельные (диопсид-геденбергит, авгит) и щелочные (эгирин, жадеит, сподумен) минералы с общей формулой R₂²⁺ [Si₂,O₆], где R = Ca²⁺, Mg²⁺, Fe²⁺, Na⁺, Li⁺ обычно в паре с Al³⁺, Fe³⁺, с примесями Mn⁴⁺, Cr³⁺, Ti⁴⁺, V⁴⁺). Роговые обманки составляют 17 % массы земной коры. Кроме того, в земной коре обильно представлены: кварц (SiO₂) – до      12 %, слюды – до 4 %. Средняя удельная масса породообразующих минералов земной коры 2,3–3,2 г/см². Такой разброс величин удельной массы пород земной коры связан с кислотностью этих пород: от 2,3 для кислых до 3,2 (ультраосновные).

Из этих породообразующих минералов в процессе остывания магмы складываются различные горные породы, включающие в себя многие другие, менее распространённые минералы, ответственные за образование участков земной коры с повышенным содержанием тех или иных элементов.

Горные породы в зависимости от содержания в них кремнекислоты (кремнезёма) делятся на кислые (65–75 % SiO₂), средние (50–65 %), основные (40–50 %) и ультраосновные или щелочные (менее 40 %).

Ниже приведены некоторые примеры достаточно широко распространённых горных пород магматического происхождения.

Габбро – интрузивная основная глубинная горная порода, состоящая из основного плагиоклаза, пироксенов и небольшого количества рудных минералов – магнетита, титанмагнетита, сульфидов никеля, меди и др.

Гранит – наиболее распространённая в земной коре континентов кислая поликристаллическая магматическая горная порода. Состоит в основном из кварца, калиевого полевого шпата (ортоклаз, микроклин), кислого плагиоклаза и слюды (биотит, мусковит).

Диорит – интрузивная горная порода. Состоит в основном из среднего плагиоклаза и роговой обманки.

Сиенит – интрузивная магматическая порода. Состоит из полевых шпатов, пироксена и роговой обманки.

Для образования проявлений рудных минералов, кроме указанных выше, большое значение имеют пегматиты. Это изверженные, преимущественно жильные породы. Жильный характер породы определяется её образованием на конечных стадиях застывания магмы, когда остаточный расплав занимает пустоты (щели) в уже образовавшейся тверди. Остаточная магма характеризуется пониженной температурой, большой вязкостью. Поэтому входящие в состав породы минералы образуют сравнительно крупные кристаллы, а также содержат значительные количества летучих компонентов (вода, фтор, хлор, бром и др.). Их наличие и делает температуру плавления таких минералов достаточно низкой, что определяет их кристаллизацию на конечной стадии отвердения магмы. Пегматиты характеризуются сложным минеральным составом, в котором наряду с главными породообразующими минералами значительное место занимают минералы редких и рассеянных элементов (Li, Rb, Cs, Be, Nb, Ta, Zr, Hf, Th, U, Sc и др.). Концентрация редких элементов в пегматитах иногда в сотни и тысячи раз больше, чем во вмещающих породах.

В зависимости от формы пустот, заполняемых остаточным магматическим расплавом, пегматиты могут образовывать гнёздообразные обособления (гнёздообразные интрузивы), но чаще образуют разнообразные по размеру и форме жилы. Жильные пегматиты группируются в поля площадью до десятков квадратных километров. В многообразии пегматитов можно выделить редкометалльные, которые содержат микроклин, кварц, альбит, сподумен, мусковит, лепидолит и берилл, а также турмалины, колумбит, танталит, касситерит, поллуцит и др.

По одной из теорий, сохраняющие достаточную текучесть и подвижность остаточные гранитные флюиды (граниты заканчивают кристаллизацию при 800 ⁰С), обогащенные летучими соединениями – фторидами, хлоридами, гидратами, карбонатами, а также содержащие значительные количества фосфора, щелочей за счет склонности к комлексообразованию выщелачивают многие редкие металлы  (Li, Rb, Cs, Be, Nb, Ta, Zr, Hf, Th, U, Sc и др.) из окружающих уже затвердевших пород.

Легкоплавкая фракция проникает в трещины и пустоты, пропитывает пористые вмещающие породы. В верхних частях гранитных массивов образуются жильные скопления минералов редких металлов, которые дифференцируются в процессе кристаллизации, а также «отжимаются» кварцами и полевыми шпатами, неспособными принять редкометалльные ионы в собственную кристаллическую решетку. Редкометалльные пегматиты формируются обычно на средних глубинах     (4–6 км). Пегматиты обычно крупнокристаллические породы. В процессе застывания расплава в еще не застывших интрузиях по мере дельнейшего снижения температуры могут образовываться достаточно крупные кристаллы минералов, включающие редкие металлы. Гигантские кристаллы (иногда до нескольких тонн) особенно характерны для берилла и сподумена. На острове Мадагаскар был найден кристалл берилла с размерами: длина 18 м, диаметр 3,5 м, масса которого составляет 380 т. Однако в общей массе редкие элементы, чьи сравнительно легкоплавкие соединения кристаллизуются на завершающей стадии процесса, в условиях повышенной вязкости остаточного расплава, образуются мелкие включения (кристаллы). Например, минералы тантала, микролит и танталит, часто в одной и той же пегматитовой жиле присутствуют в виде кристаллов разного размера: микролит не более 1–3 мм, танталит до 10 см и более, что может свидетельствовать об их кристаллизации в различные периоды остывания расплава.

Гранитные пегматиты часто представляют собой месторождения редкометалльных минералов (сподумен, берилл, колумбит, танталит, лепидолит, касситерит, уран-ториевые, редкоземельные и др.).

Представленные пегматитами жилы иногда достигают нескольких сотен метров по мощности (толщине), нескольких километров по длине и более 1 км по глубине. Образуют плито- линзо- и столбообразные тела. Жильные месторождения часто представляют собой пегматитовые поля площадью до десятков квадратных километров, в которых может находиться от нескольких десятков до нескольких тысяч жил.

На территории СНГ наиболее известны редкометалльные пегматиты Карелии, Украины, Урала. За рубежом – Швеции, Норвегии, США.

Второе место по представительству в составе земной коры занимают осадочные породы. Осадочные породы образуются из продуктов разрушения (выветривания) ранее существовавших коренных горных пород – путём отложения продуктов разрушения в водных бассейнах или на поверхности суши, а также из продуктов жизнедеятельности организмов. Обычно такие породы отличаются слоистым строением, они чаще всего аморфные или скрытокристаллические (субкристаллические). По способу образования осадочные породы разделяются на механические (пески, песчаники), химические (соль), органогенные (известняк, мел).

Метаморфические породы – продукты изменения изверженных или осадочных пород под влиянием огромных давлений, температур и химического действия растворов (превращение известняка в мрамор, гранита в гнейс). По мере удаления от поверхности Земли температура возрастает. Скорость возрастания температуры (так называемый геотермический градиент) 1 ºС на 20–40 м (в среднем на 35 м). Одновременно растёт давление – 250 атм на 1 км. Эти факторы способствуют изменению пород, их метаморфизму. Изменение пород происходит в процессе, например, опускания части суши в глубины Земли в результате протекания тех или иных геологических процессов. Примерами метаморфических пород являются мрамор (по отношению к известняку), гнейс (по отношению к граниту), кварцит (по отношению к песчанику) и др.

После установления состава наиболее распространённых минералов основных горных пород земной коры, относительной доли этих пород к массе самой земной коры достаточно легко было бы подсчитать количество (концентрацию) наиболее распространённых элементов земной коры. Такие расчёты впервые были выполнены американским геохимиком Франком Уиглсуортом Клапротом (1848–1931) в 1889 г. По предложению А. Е. Ферсмана числовая оценка среднего содержания химического элемента в земной коре (а также гидросфере, атмосфере, земле в целом, в различных типах горных пород, космических объектах и т.д.) была названа кларком. Кларк может быть выражен в единицах массы (%, г/т и т.п.), либо в атомных процентах (процентах атомов данного вида от общего количества атомов). Хотя во времена       Ф. Кларка ещё не все элементы были известны, его оценка концентрации наиболее распространённых элементов оказалась весьма близка к истинной. По современным данным (близким к данным Ф. Кларка) 12 (13) наиболее распространённых элементов (О, Si, Mg, Al, Fe, Ca, K, Na, Ti, P, F, H, Mn) составляют около 99,7 % массы земной коры. На все остальные ~80 элементов приходиться всего  ~0,3 %. Естественно, что открытие даже единичного крупного месторождения любого из входящих в 0,3 % элемента может заметно повлиять на его место в ряду распространённых. Порядок (но не состав) элементов первой дюжины также может меняться в зависимости от набора данных и методов расчёта, применяемых тем или иным автором. Однако в общих чертах (хотя бы полуколичественно) распространённость элементов подчиняется ряду законов.

Общие закономерности распространенности элементов в земной коре следующие. Преобладают элементы малых порядковых номеров: 15 наиболее распространённых элементов (с кларком выше 100 г/т) имеют порядковые номера до 26 (до Fe). Элементы с чётными порядковыми номерами составляют 87 % массы земной коры. Как правило, чем тяжелее элемент – тем он менее распространён в земной коре.

Особенно распространены элементы с атомными массами, кратными 4. Наиболее высокие кларки свойственны элементам, атомные ядра которых содержат чётное число протонов и нейтронов.

Таким образом, среднее содержание элементов в земной коре определяется химическим составом породообразующих минералов. Кроме того, обращает на себя внимание тот факт, что основные породообразующие минералы содержат большое количество примесных элементов.

Вхождение ионов элементов-примесей в решётку породообразующих минералов подчиняется законам изоморфного замещения.

Термин «изоморфизм» предложен немецким химиком Эйлхардом Мичерлихом (1794–1863) в 1819 г.

Правило Гольдшмида: образование изоморфных примесей с широким диапазоном концентрации возможно при одинаковом знаке заряда и близкой поляризуемости замещающих друг друга ионов в том случае, если их ионные радиусы различаются не более чем на 15 %.

Изоморфные примеси любых концентраций называются непрерывным рядом твёрдых растворов. В этом случае изоморфизм называют совершенным. Совершенный изоморфизм возможен только для изоструктурных веществ, имеющих сходное пространственное расположение атомов или ионов, а также сходные по внешней форме кристаллы.

Изовалентным называют изоморфизм в случае одинаковой степени окисления замещающих друг друга атомов. Возможен гетеровалентный изоморфизм, в случае которого сохраняется либо число атомов:

Li⁺ Al³⁺ → 2Fe²⁺

2Ca²⁺ → Na⁺ Ce³⁺

Ca²⁺ Nb⁵⁺ → Ce³⁺ Ti⁴⁺,

либо суммарная степень окисления:

3Mg²⁺ → 2Al³⁺

3Ca²⁺ → 2Y³⁺.

Иногда происходит замещение цепей, слоёв или обменных блоков кристаллов – «аномальный» или блочный изоморфизм, встречающийся, к примеру, среди слоистых силикатов.

Изоморфизм часто приводит к разупорядочению первичной структуры, что позволяет смешанные кристаллы в целом ряде случаев рассматривать как дефектные структуры.

С изоморфизмом связано геохимическое поведение редких и рассеянных элементов, их присутствующих практически во всех горных породах, складывающих земную кору.

В ряде случаев замещаются не ионы в решётке минерала, а минералы уже образовавшейся горной породы. Образуются так называемые метасоматические горные породы. При этом происходит существенное изменение химического состава первоначальной горной породы, но её объём и твёрдое состояние обычно сохраняются. Причиной такой замены минералов может быть воздействие растворов высокой химической активности на первичные минералы породы, что вызывает миграцию входящих в них элементов. Различают кремнещелочной, щелочной, кислотный и другие виды метасоматизма. Часто метасоматические горные породы содержат ценные минералы, образующиеся в результате процессов миграции и замещения элементов. Образовавшиеся минералы часто образуют месторождения меди, свинца, цинка, молибдена, вольфрама, урана и др.

Соотношение основных породообразующих минералов, явление изоморфизма и метасоматизма определяют распространённость элементов в земной коре.

В табл. 4 представлен состав земной коры, где средние содержания элементов разбиты на декады по мере убывания их значений.

Таблица 4

Средний химический состав земной коры (по А. П. Виноградову)                (в скобках указаны массовые кларки элементов)

*Элементы в декадах расположены в порядке уменьшения кларков

Участок земной коры, где среднее содержание какого-либо элемента превышает кларковое, называется месторождением. Месторождение характеризуется коэффициентом концентрирования, который равен отношению содержания элемента в данном месте к кларковому. Большая Советская Энциклопедия (М., Изд-во «Советская Энциклопедия», 1974. т. 16) так определяет понятие «Месторождение полезного ископаемого»: скопление минерального вещества на поверхности или в недрах Земли в результате тех или иных геологических процессов, по количеству, качеству и условиям залегания пригодного для промышленного использования…».

Минимальное количество полезного ископаемого и наиболее низкое его качество, при которых, однако, возможна эксплуатация, называются промышленными кондициями.

По условиям образования месторождения делятся на:

– осадочные (седиментационные),

– магматогенные,

– метаморфогенные.

Осадочные месторождения, сформировавшиеся в процессе осадконакопления, разделяются на механические (пески, глины и пр.), химические (соли, руды железа, марганца и др.) и биохимические (нефть, уголь, остатки животных и растений).

Магматогенные делятся на глубинные и эндогенные – источником их образования служит остывающая магма. Выделяют магматические, пегматитовые, карбонатитовые, скарновые, гидротермальные типы.

Метаморфогенные месторождения образуются в результате изменения (метаморфизма) осадочных или магматических горных пород с полным или почти полным изменением их минерального состава, структуры и текстуры (например, мрамор из известняка).

Гидротермальные месторождения образуются осаждением соединений (минералов) из циркулирующих в недрах Земли горячих водных растворов. Происходит взаимодействие застывающей магмы с растворами, перегретыми до высоких температур, под огромным давлением. Выщелачивание из остаточного расплава или только что застывшей магмы обычно сопровождается окислением ионов редких элементов. Минеральные вещества, находящиеся в растворе, при осаждении из которого формируются гидротермальные месторождения, могут быть выделены остывшей магмой (растворимые соединения) или образовываться в процессе прохождения (фильтрования) подземных вод сквозь различные горные породы.

Гидротермальные месторождения могут формироваться на различной глубине от поверхности Земли – до глубин свыше 10 км. Считается, что оптимальными условиями их образования являются глубины от нескольких сот метров до 5 км. Температура образования гидротермальных месторождений колеблется от 25–50 ⁰С (поверхность Земли) до 600–700 ⁰С (оптимально 100–400 ⁰С).

Образующийся раствор различных (чаще всего – комплексных) соединений элементов в процессе миграции может попасть в условия кристаллизации (осаждения) растворённых соединений из-за изменения температуры, давления, кислотно-основных и окислительно-восстановительных характеристик среды (контакт с органической массой – нефтью, углём, органическими остатками).

Наиболее распространёнными формами тел гидротермальных месторождений являются жилы (подземный путь протекания гидротермального раствора), штокверки (горная порода, пронизанная густой сетью различно ориентированных жил и мелких прожилков и вкраплений, содержащих рудные минералы – результат циркуляции гидротермальных растворов среди трещиноватых пород – обычно месторождения Cu, Mo, W, Au, Sn, Be, U, Hg и др.), пластообразные залежи и залежи неправильной формы. Все они достигают длины нескольких километров, ширины – от нескольких сантиметров до десятков метров.

Главнейшими типами гидротермальных руд являются:

– сульфидные: Cu, Zn, Pb, Mo, Bi, Ni, Co, Sb, Hg;

– окисные: Fe, W, Ta, Nb, Sn, U;

– карбонатные: Fe, Mn;

– самородные: Au, Ag;

– силикатные: Be, Li, Th, РЗЭ.

Гидротермальные руды обычно полиминеральные. Входящие в них минералы чаще всего неравномерно распределены в контурах рудных тел, которые включают зоны повышенной и пониженной концентрации этих минералов.

Часто гидротермальные минералы образуют элементы, легко меняющие степень окисления. Так известно, что четырёхвалентный уран образует слаборастворимые соединения. Контакт с горячей водой, насыщенной кислородом, приводит к окислению U⁴⁺ до U⁶⁺, соединения которого характеризуются повышенной растворимостью. Раствор солей шестивалентного урана переносится гидротермальным потоком до его встречи с веществом, обладающим восстановительной средой (к примеру, горючие полезные ископаемые). Изменение окислительно-восстановительных свойств среды приводит к обратному переводу U⁶⁺→U⁴⁺. Малорастворимые соли U(IV) достаточно легко и прочно сорбируются на каменных и бурых углях, торфе, сланцах, сапропелитах. Известно, что одно из крупнейших месторождений урана бывшего СССР Меловое (Казахстан) было образовано за счёт сорбции четырехвалентного урана органическими остатками, сформировавшими это осадочное месторождение.

Месторождения, образовавшиеся в результате кристаллизации магмы или протекания гидротермальных процессов, называются коренными или первичными.

Горные породы, включающие ценные минералы, подвергаются процессу выветривания – процессу разрушения под влиянием механического и химического воздействия атмосферы, грунтовых и поверхностных вод и различных организмов. Активную роль в процессах выветривания играют археи (наиболее древние обитатели Земли, способные жить в экстремальных условиях) и различные бактерии. В результате физического воздействия происходят только процессы распада породы на обломки разной величины. Химическое воздействие может привести к изменению природы разрушаемых минералов. Для примера можно представить следующую схему механического разрушения горной породы. Резкие колебания температуры (нагревание днём, ночное охлаждение) приводят к растрескиванию пород вследствие изменения их объёма. Замерзание попавшей в трещины воды ведёт к дальнейшему разрушению в результате проявления расклинивающего эффекта. Поскольку большинство минералов редких элементов обладают повышенной механической и химической стойкостью, процесс выветривания в большей степени затрагивает вмещающие их породы. Эти породы разрыхляются и, в конечном счёте, разрушаются, освобождая зёрна (вкрапления) ценных минералов. Образуются россыпи, включающие измельчённую породу и зёрна минералов железа, циркония, редких земель, титана и др., а также самородные металлы (платина, золото, алмазы, касситерит, монацит, циркон и др.). Поверхностное разрушение и перерождение первичных пород приводит к образованию так называемых кор выветривания. Водные потоки (особенно горные) могут переносить образовавшиеся россыпи на большие расстояния от места образования (коренное или первичное месторождение) вплоть до устьев рек, морского побережья.

Если россыпь по каким-либо причинам остаётся на месте образования, она называется элювиальной. Россыпи, передвинувшиеся на склоны гор или к их подножью, именуют делювиальными, в долины рек – аллювиальными, на морские или озерные побережья – прибрежно-морскими или шельфовыми.

По времени образования россыпи различают древние и современные, по условиям залегания – поверхностные и погребенные. Состав россыпей может быть как моно-, так и многоминеральным. Встречаются одно- и многопластовые, по форме рудного тела – плащеобразные, пластовые, линзовидные, лентообразные, гнездовые. Размеры россыпей могут достигать от нескольких метров до нескольких километров в длину и ширину, по мощности (глубине) – от нескольких сантиметров до десятков метров.

Древние россыпи обычно перекрыты сверху пустой породой, в связи с чем для их открытой (карьерной) разработки необходимо эту породу удалить – произвести вскрышные работы. Глубоко залегающие россыпи можно разрабатывать подземным (рудничным) способом. Обычно так разрабатывают древние россыпи с глубиной залегания 10–15 м.

Наиболее известные рудоносные россыпи находятся в Малайзии, Индонезии, Таиланде, Бирме, Украине, Австралии, Индии, США. Из рассыпных месторождений добывают 50 % и более алмазов, титана, золота, олова, около 10 % платины.

Если первичный минерал подвергается выщелачиванию, и ценные компоненты переходят в раствор, то вторичные месторождения могут образовываться за счёт процессов осаждения (например, урансодержащие фосфаты), сорбции на органических или неорганических сорбентах (битуминозные сланцы), процессов окисления–восстановления.

Вторичные осадочные породы, попадающие в результате опускания участков поверхности Земли в условиях высоких температур и давления, подвергаются метаморфизму – образуются метаморфические породы, типичными представителями которых является мрамор (из известняка), гнейсы (из гранита), кварциты (из песчаника) и т.п.

Обычно содержание ценных компонентов во вторичных месторождениях (осадочных, метаморфогенных) существенно ниже, чем в первичных, однако по общим запасам для многих элементов вторичные месторождения значительно превосходят первичные. К метаморфогенным месторождениям урана относятся, например, конгломераты Блайнд-Ривера (Канада), где смесь уранинита и настурана цементирует зерна кварца; а также золотоносные конгломераты Витватерсранда (ЮАР), где кварцевая галька соединена урановыми минералами – уранинитом и тухолитом. На рис. 1 приведены данные по соотношению запасов и добычи урана для месторождений различных типов.

Рис. 1. Распределение запасов и добычи урана по типу месторождений

Мы рассмотрели лишь некоторые механизмы образования месторождений из большого их ряда. Механизмы концентрирования, скопления ценных минералов (образование месторождений) ясны далеко не во всех случаях, имеются альтернативные точки зрения на эти механизмы.

В любом случае следует ясно представлять, что в результате многолетних (можно смело сказать – многовековых) процессов в природе происходит концентрирование ценных минералов в месторождениях. В результате деятельности человека эти минералы добываются, изменяется их физическая и химическая формы, из них производят металлы или их химические соединения, изделия.

Во вселенной наиболее распространены минералы класса силикатов – около 25 % от общего числа, оксиды и гидроксиды – около 12 %, сульфиды и их аналоги ~ 18 %, прочие природные химические соединения ~32 %. Земная кора на 92 % состоит из силикатов, оксидов, гидроксидов.

В настоящее время общее число установленных на Земле минералов превышает 4000. Большая часть известных минералов образуется в приповерхностных условиях, 200 – продукты глубинных магматических процессов, около 1000 связано с химическими реакциями, в которых участвуют нагретые подземные воды (гидротермальные растворы).

Эксплуатация изделий приводит к распылению в биосфере ранее сконцентрированных природой элементов. Все изделия, используемые в технологическом и бытовом обиходе, имеют установленную статистически среднюю «продолжительность жизни» (период активной эксплуатации).

Таблица 5