закономерное совместное нахождение в земной коре минералов, связанных общими условиями образования. Термин "П. м." предложен в 1849 И. Брейтгауптом, хотя ещё в 1798 понятие о П. м. под названием "смежности" минералов было введено В. М. Севергиным. Наиболее полное развитие понятие "П. м." получило в 1920 х гг. в работах В. И. Вернадского.

Минералы, формирующие парагенетические ассоциации, возникают в результате развития какого-либо природного процесса минералообразования, который может происходить в различные по длительности отрезки времени и в различных физико-химических и термодинамических условиях. Во многих случаях в одной и той же парагенетической ассоциации минералов наблюдаются выделения отдельных порций какого-либо минерала, образование которых происходит раздельно во времени; такие разновозрастные выделения минералов называются их генерациями.

Важнейшими факторами, определяющими П. м., являются: химизм среды, история её геологического развития, физико-химические и термодинамические условия минералообразования. Минералы, возникающие в сходных условиях, образуют парагенетические ряды, которые в общем закономерно повторяются в различных месторождениях. Примерами подобных рядов минералов могут служить минеральные ассоциации магматических горных пород (См. Магматические горные породы), пегматитов (См. Пегматиты), Кимберлитов, гидротермальных рудных жил, зоны окисления месторождений руд цветных металлов и т.д.

П. м. тесно связан с парагенезисом элементов (См. Парагенезис элементов), участвующих в минералообразующих процессах. Тщательное исследование и анализ П. м. в горных породах позволяют восстановить развитие минералообразующего процесса, познать причины, обусловливающие постоянные закономерные сочетания одних и тех же минералов в месторождениях, имеющих сходную геохимическую историю. Изучение П. м. имеет большое практическое значение для поисков месторождений полезных ископаемых, так как при наличии в горной породе группы легко наблюдаемых минералов, характерных для данной ассоциации, можно предположить наличие других минералов-спутников, ценных для промышленного использования.

Лит.: Вернадский В. И., История минералов земной коры, Избр. соч., т. 4, кн. 1, М., 1959; Воронин Ю. А., Еганов Э. А., Фации и формации. Парагенезис, Новосиб., 1972.

Г. П. Барсанов.

окраска минералов, одно из важнейших физических свойств минералов, отражающее характер взаимодействия электромагнитного излучения видимого диапазона с электронами атомов, молекул и ионов, входящих в состав кристаллов, а также с электронной системой кристалла в целом (см. Свет). В минералогии окраска - один из главных диагностических признаков природных соединений, имеющий большое значение в геолого-поисковой практике и для определения минералов. Цвет драгоценных и поделочных камней является одной из основных качественных (ювелирных) их характеристик. Различают Ц. м. в кристаллах и штуфах, в прозрачных шлифах (под микроскопом), в полированных аншлифах (в отражённом свете), т. н. цвет черты (тонкого порошка минерала) и т.д.

При описании Ц. м. обычно прибегают к сравнительной оценке, сопоставляя его с цветом каких-либо широко известных предметов или веществ (индигово-синий, яблочно-зелёный, лимонно-жёлтый, кроваво-красный и т.п.) или минеральных "цветовых эталонов" (киноварно-красный, изумрудно-зелёный и др.). Эталонами для характеристики цвета рудных минералов служат цвета металлов или сплавов - оловянно-белый (арсенопирит), стально-серый (молибденит), латунно-жёлтый (халькопирит), медно-красный (самородная медь) и т.д. Разрабатываются методы объективной оценки Ц. м. (особенно драгоценных камней) с помощью стандартных колориметрических характеристик (см. Цветовые измерения). Многие минералы обладают свойством менять свой цвет (особенно в поляризованном свете) по различным кристаллографическим направлениям (см. Плеохроизм) или в зависимости от цветовой температуры (См. Цветовая температура) освещающего их источника излучения.

Выделяются 3 основные группы Ц. м. Идиохроматическая (собственная) окраска минералов обусловлена особенностями входящих в их состав химических элементов (видообразующих или примесных, играющих роль хромофоров), характером электронной, т. н. зонной (см. Зонная теория), структуры кристаллов, а также наличием дефектов в кристаллах (См. Дефекты в кристаллах) (вакансий (См. Вакансия), межузельных атомов и т.п.). По типу оптического поглощения различают несколько подгрупп идиохроматических окрасок.

Окраска металлических и ковалентных соединений (самородные металлы, сульфиды и их аналоги и др.) обусловлена межзонными оптическими переходами электронов и связанными с ними максимумами отражения (металловидные цвета - пирит, золото и др.) или фундаментальной полосой поглощения (киноварь, аурипигмент, куприт и т.д.).

Окраска, обусловленная электронными переходами между различными ионами ("переносом заряда"), в том числе между ионом металла и лигандами (См. Лиганды) и между разнозарядными ионами металлов. Таковы, например, минералы трёхвалентного железа (перенос заряда O^2- → Fe³⁺); хроматы, ванадаты и молибдаты - крокоит, ванадинит, вульфенит и др. (перенос заряда O^2- → Cr⁶⁺, V⁵⁺, Mo⁶⁺); минералы, содержащие одновременно разнозарядные ионы Fe²⁺ и Fe²⁺ (кордиерит, вивианит, аквамарин и др.).

Окраска, связанная с ионами переходных металлов (Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni, Cu), характерна для изумруда, рубина, рубеллита, родонита, хризолита, малахита. Лантаноиды и Актиноиды являются хромофорами минералов редкоземельных элементов и уранила. Окраска обусловлена электронными переходами между d- или f-уровнями хромофорных ионов.

Радиационная окраска связана с образованием под действием естественных ионизирующих излучений (См. Ионизирующие излучения) электронно-дырочных центров окраски (См. Центры окраски) (синяя и фиолетовая окраски галита, флюорита, жёлтая и дымчатая - кварца, кальцита и др.).

Аллохроматическая окраска вызвана механическими примесями, чаще всего включениями окрашенных минералов, иногда - пузырьков жидкостей, газов и т.п. Так, оранжево-красный цвет сердолика обусловлен включениями гидроокислов железа, зелёный цвет празема (разновидности Кварца) связан с включениями иголочек актинолита или хлорита.

Псевдохроматическая окраска обусловлена процессами дифракции света (См. Дифракция света) и интерференции света (См. Интерференция света), а также рассеяния, преломления, полного внутреннего отражения (См. Полное внутреннее отражение) падающего белого света, связанными с особенностями строения минеральных образований (закономерное чередование фаз различного состава в иризирующих Лабрадорах и перистеритах, солнечном и лунном камнях; глобулярное строение Опалов и т.п.) или состоянием поверхностного слоя кристаллов (различного рода побежалости (См. Побежалость) - радужные плёнки на борните, халькопирите, пирите, ковеллине и др.). Исследование природы окраски минералов помогает судить о кристаллохимических и генетических особенностях минералов и имеет решающее значение для синтеза высококачественных аналогов природных самоцветов.

Лит.: Марфунин А. С., Введение в физику минералов, М., 1974; Платонов А. Н., Природа окраски минералов, К., 1976.

А. Н. Платанов, Т. Б. Здорик.

Цвет минералов. Крокоит.

Цвет минералов. Киноварь.

Цвет минералов. Дымчатый кварц.

Цвет минералов. Лабрадор.

Цвет минералов. Сердолик.

Цвет минералов. Пирит.