руд, використовують як мінеральні добрива для підвищення родю- чості ґрунтів та урожайності сільськогосподарських культур, бороть- би зі шкідниками та хворобами культурних рослин.

Первинні і вторинні мінерали складають головну масу ґрунто- творних порід і твердої фази ґрунту, а тому впливають на її фізико- хімічні і фізичні показники, фізико-механічні властивості, на родю- чість ґрунту загалом. Чим різноманітніші за хімічним складом ґрунтотворні мінерали, тим краща якість ґрунту, який формується на них.

3.2.АГРЕГАТНИЙ СТАН МІНЕРАЛІВ ТА ЇХ ВНУТРІШНЯ БУДОВА

За агрегатним станом мінерали поділяють на три групи: газопо- дібні (метан, сірководень та ін.); рідкі (нафта, вода, самородна ртуть та ін.); тверді (пірит, апатит, ортоклаз та ін.).

Газоподібні речовини лише умовно можна називати мінералами, тому що вони як правило є не індивідуальними речовинами, а при- родними сумішами.

В земній корі абсолютно переважають тверді мінерали. У приро- ді вони трапляються у вигляді кристалів з більш чи менш добре ви- явленою формою багатогранників або у вигляді неправильних за формою зерен, суцільних мас, які мають як кристалічну, прихова-

94

і характеризуються симетрією або кристалічною сингонією (від грец. σύγγονος — споріднений, подібнокут- ність), тобто закономірною повторю- ваністю однакових ребер, кутів, гра- ней кристала в просторі (рис. 3.2).

Для всіх мінералів, які мають кристалічну будову, характерне упо- рядковане розташування складових частин. Атоми, іони і молекули утво- рюють у просторі різні кристалічні ґратки. В аморфному стані ті самі частинки розташовуються безладно, без жодної закономірності.

Кристалічні ґратки можуть бути:

³атомними — у вузлах ґратки знаходяться атоми (характерні для алмазу, графіту та сірки);

³іонними — у вузлах ґратки розташовані іони (характерні для галіту, піриту, глинистих мінералів);

³молекулярними — у вузлах

ґратки розміщені молекули (харак- терні для цукру, аспірину).

Відміни у внутрішній будові кри- сталічних і аморфних тіл зумовлю- ють відмінності в їхніх властивостях. Наприклад, для кристалічного стану речовини характерна анізотропність: властивості кристалічного тіла за- лишаються незмінними в усіх пара-

лельних напрямках і можуть змінюватися лише в непаралельних. Фізичні властивості аморфних тіл залишаються незмінними в усіх напрямках. Тіла, властивості яких не змінюються залежно від на- прямку, називають ізотропними.

Більшість мінералів із кристалічною будовою внаслідок законо- мірного розміщення атомів утворюють добре виражені правильні природні багатогранники. Кристали, як і всі багатогранники, мають грані (площини, що обмежують кристал), ребра (лінії перетину гра- ней), вершини (точки перетину ребер) і кути. Дві площини, що пе- ресікаються, утворюють двогранний кут.

Один із найважливіших законів кристалографії — сталість гранних кутів. Суть цього закону полягає в тому, що кути між від- повідними гранями одного й того самого мінералу однакові і сталі. За величиною гранних кутів можна визначити кожен мінерал.

95

Симетричність кристалів виражається у правильному повторенні елементів обмеження — граней, ребер і вершин. Розрізняють такі елементи симетрії кристалів: центр (С), осі (L), площини (Р).

Центр симетрії (С) — це уявна точка всередині кристала, в якій перетинаються і діляться навпіл усі діагоналі.

Вісь симетрії (L) — це уявна пряма лінія, при обертанні навколо якої на певний кут усі елементи обмеження кристала суміщаються. Залежно від числа таких суміщень у разі повного обертання крис- тала на 360° розрізняють осі 2-, 3-, 4- та 6-го порядків. Наприклад, якщо при обертанні кристала на 360° елементи обмеження суміща- ються зі своїм вихідним положенням двічі, то кристал має вісь си- метрії 2-го порядку, якщо тричі — вісь 3-го порядку і т.д.

Площина симетрії (Р) — це уявна площина, яка ділить кристал на дві однакові і протилежно обернені частини, кожна з яких є дзер- кальним відображенням іншої.

У кристалах всі елементи симетрії взаємозв’язані. Внаслідок за- лежності одних елементів симетрії від інших взаємні їх поєднання досить обмежені. Російський учений О.В. Гадолін у 1869 р. довів, що у кристалів можливі 32 різні комбінації (класи) елементів симетрії. За ступенем складності всі класи елементів симетрії умовно групу- ють у сім кристалографічних сингоній: кубічну, тетрагональну (квадратну), гексагональну, тригональну, ромбічну, моноклінну, триклінну (рис. 3.2, 3.3). Триклінна, моноклінна і ромбічна сингонії належать до нижчої категорії, тригональна, гексагональна і тетра- гональна — до середньої, кубічна сингонія — до вищої.

Кожна сингонія характеризується певним числом осей і площин симетрії, наявністю або відсутністю центра симетрії С. Одна й та сама кристалографічна сингонія може мати кристали з різним чис- лом площин і осей симетрії, але які не перевищують певного мак- симального числа елементів симетрії (табл. 3.1).

Рис. 3.3. Найпоширеніші форми кристалів кубічної (1 – 3), тетрагональної (4 – 6), гексагональної (7 – 9), тригональної (10 – 12), ромбічної (13, 14), моноклінної

(15, 16) та триклінної (17, 18) сингоній

96

Таблиця 3.1. Мінімальне і максимальне число елементів симетрії в кри- сталографічних сингоніях

3.3. ФІЗИЧНІ ВЛАСТИВОСТІ МІНЕРАЛІВ

Кожен мінерал має певний хімічний склад і певну внутрішню будову, від якої залежать його зовнішня форма і властивості. Мето- ди вивчення і визначення мінералів різні. В польових умовах міне- рали визначають візуально або мікроскопічно (за забарвленням, блиском, твердістю, формою тощо). Використовують для цього також прості хімічні реакції, а іноді й паяльну трубку.

Камеральною обробкою зібраних у полі зразків мінералів і гірсь- ких порід у лабораторіях за допомогою точних методів визначають оптичні константи мінералів, вивчають їхні кристалографічні, п’єзоелектричні та магнітні властивості, радіоактивність, люмінес- ценцію, за допомогою хімічного і фізичного аналізу детально ви- вчають хімічний склад мінералів, а також використовують рентге- нівський і різні термічні методи.

Під час визначення мінералів їхні фізичні ознаки поділяють на обов’язкові і специфічні.

Обов’язковими є ознаки, які визначають для кожного мінералу:

³колір;

³колір риски мінералу;

³прозорість;

³блиск;

³спайність;

³злам;

³твердість;

³щільність.

97

До специфічних належать ознаки, які виявляються тільки в окре- мих мінералах або групах мінералів і є діагностичними для них:

³магнітність;

³взаємодія з 10%-м розчином HCl;

³смак;

³запах;

³розчинність у воді;

³ковкість.

Колір. Колір мінералів привертав увагу людини з глибокої дав- нини. Тому не дивно, що багато мінералів одержали свої назви за цим показником, наприклад: гематит (від грец. гематос — кров’- яний), альбіт (від лат. альбус — білий), рубін (від лат. рубер — чер- воний), аурипігмент (від лат. аурум — золото). Колір мінералів за- лежить від їхніх структурних особливостей, наявності в них забарв- лювальних елементів (хромофорів) і механічних домішок (табл. 3.2).

За забарвлювальними елементами — хромофорами розрізняють такі кольори мінералів: 1) ідіохроматичний, або власний (напри- клад, зелений у малахіту); 2) алохроматичний, або невластивий мі- нералу колір (наприклад, гірський кришталь зазвичай незабарвле- ний, але буває забарвлений у красиві фіолетовий (аметист), чорний (моріон), димчастий (раухтопаз) тони. Власний′ колір мінералу мас- кують механічні домішки: бурий гідроксид заліза, червоний оксид заліза, органічні речовини.

Внаслідок наявності хромофорів і домішок колір одного й того самого мінералу може бути різним. Колір мінералу слід визначати на свіжому зламі, оскільки на поверхні він може змінюватись вна- слідок вивітрювання, яке особливо легко порушує сірчисті й арсени- сті мінерали.

98

У польових умовах яскравий колір і наліт вторинних мінералів привертають увагу дослідника і слугують ознакою, за якою можуть бути відкриті родовища корисних копалин.

Багато мінералів у подрібненому стані (порошок) мають інший колір. Для визначення кольору мінералу не потрібно його подріб- нювати, досить визначити колір його риски. Для цього слід провес- ти шматком мінералу по неглазурованій фарфоровій платівці. На її поверхні залишаться дрібні порошинки мінералу, які матимуть пе- вний колір. Так, пірит у шматку солом’яно-жовтий, а в порошку майже чорний, гематит у шматку чорний, а в порошку вишнево- червоний, магнетит чорний і в шматку, і в порошку.

Мінерали, які містять мідь, на поверхні мають яскраво забарв- лену тоненьку плівку, що зумовлено явищами інтерференції світла. Ця плівка утворюється на поверхні мінералу внаслідок перебігу рі- зних реакцій хімічного вивітрювання. Таке явище дістало назву мінливості. Вона спостерігається тільки у мінералів із металевим блиском. Колір плівки різниться від кольору мінералу. Мінливість буває різнобарвною (нагадує веселку), коли поверхня мінералу пе- реливається синім, червоним і рожево-фіолетовим кольорами (халь- копірит), а також однобарвною, наприклад золотистою (бурий за- лізняк).

Прозорість. Під цим поняттям розуміють здатність речовини пропускати світло. Частина падаючого на тіло світлового потоку ним відбивається, а частина проходить всередину. Промінь, який пройшов у речовину, змінює свої швидкість і напрямок. У міру про- ходження променя вглиб речовини його енергія зменшується, пере- творюється на інші види енергії — відбувається поглинання (абсор- бція) світла. Прозорість залежить від фізико-хімічних властивостей речовини.

Залежно від ступеня прозорості всі мінерали поділяють на про- зорі (гірський кришталь, ісландський шпат), напівпрозорі (сфале- рит, кіновар) та непрозорі (пірит, галеніт, графіт).

Багато непрозорих мінералів, наприклад халцедон, біотит, про- свічуються в краях — тонких уламках. У деяких прозорих мінера- лів, наприклад у ісландського шпату (різновид кальциту) через ані- зотропність оптичних властивостей інтенсивність зміни напрямку променя змінюється залежно від напрямку спадних світлових коли- вань, тому промені, які входять у кристал, розщеплюються. Якщо дивитися крізь кристал ісландського шпату на літери чи штрихові малюнки, то їх зображення подвоюється, тому ісландський шпат часто називають подвоювальним (рис. 3.4). Властивість прозорого кальциту змінювати напрямок спадного променя світла використо- вують у поляризаційних приладах.

Блиск. Блиск мінералів залежить від кількості відбитого ними світла, що, в свою чергу, залежить від здатності речовини змінювати

99

Цілком досконалою є спайність, коли мінерал у певному напря- мку дуже легко розщеплюється на пластинки, листочки, луску. Площини спайності — дзеркально-блискучі, рівні (наприклад, у слюди).

Досконалу спайність має мінерал, який у певному напрямку ко- леться з утворенням рівних блискучих площин. Розрізняють доско- налу спайність у двох напрямках (ортоклаз), у трьох (кальцит, кам’яна сіль), у чотирьох (флюорит), у шести (сфалерит). Всі міне- рали, які належать до групи шпатів, мають досконалу спайність.

Середньою спайністю характеризуються мінерали, які від удару розпадаються на уламки, обмежені приблизно однаково як площи- нами спайності, так і неправильними поверхнями зламу (напри- клад, авгіт).

Недосконалою є спай- ність, яку важко знаходи- ти на уламках мінералу; значна частина уламків обмежена неправильни- ми поверхнями зламу (апатит, берил) (рис. 3.5).

Спайність відсутня, коли під час удару міне- рал (наприклад, кварц або пірит) колеться у ви- падкових напрямках і дає нерівні поверхні зламу.

Площини спайності слід відрізняти від гра- ней кристала, які у ква- рцу, магнетиту, піриту виявлені дуже чітко.

У різних мінералів, які мають спайність, площини спайності орі- єнтовані в певних кристалографічних напрямках, наприклад у га- леніту і галіту — по кубу, у багатьох карбонатів — по ромбоедру, в амфіболів і піроксенів — по призмі, у слюд — по пінакоїду.

Злам. Під час розколювання у мінералів виникають поверхні, які визначають злам. Чим досконаліша спайність, тим важче вста- новити характер зламу. Мінерали, які мають спайність, дають рів- ний злам (кальцит, галіт). Мінерали, в яких спайність відсутня, можуть мати такі види зламу:

³раковистий — схожий на внутрішню поверхню раковини (опал, халцедон, обсидіан);

³нерівний — характеризується нерівною поверхнею без блиску- чих спайних ділянок (апатит);

101

³скалкуватий —

властивий мінералам волокнистого складу, нагадує злам деревини поперек волокнистості (азбест, волокнистий гіпс, іноді рогова обман- ка);

³гачкуватий — по-

дістю розуміють ступінь опору поверхні досліджуваного мінералу дряпанню. Це дуже важ-

лива фізична властивість, яка має велике практичне значення для діагностики мінералів у польових умовах.

Для оцінки відносної твердості мінералу використовують спеціа- льний набір мінералів, в якому кожен наступний мінерал своїм гос- трим кінцем дряпає всі попередні. Цей набір мінералів названо шкалою Мооса (рис. 3.7). В ньому 10 мінералів різної твердості, яку умовно позначають балами від 1 до 10.

У польових умовах твердість мінералу часто визначають за до- помогою нігтя, ножа, скла, гвіздка та інших предметів. Абсолютне

Рис. 3.7. Еталонні зразки мінералогічної шкали твердості за Моосом

102

значення твердості вимірюють спеціальними приладами. Порів- няльну твердість мінералів, визначену різними методами, наведено в табл. 3.3.

Таблиця 3.3. Порівняльна твердість мінералів (шкала Мооса)

Алмаз — найтвердіший мінерал, що не має аналога в природі. Він більш ніж у 4000 разів твердіший за тальк.

Отже, твердість мінералу, виражена в балах, має не абсолютне, а відносне значення. Мікротвердоміром ТМТ-2 визначено твердість таких мінералів: тальк — 2,4 кг/мм2, кальцит — 109, кварц — 1120, алмаз — 10 060 кг/мм2.

Крім зразків мінералів шкали Мооса для визначення твердості порід можна використовувати різні легкодоступні предмети, твер- дість яких у балах шкали Мооса відома, наприклад: ніготь, твер- дість якого 2,5, мідну монету — твердість 3, шматочок віконного скла — твердість 5 – 5,5, сталевий ніж — твердість 5,5 – 6. Практи- чно за допомогою нігтя і ножа можна визначити твердість багатьох мінералів твердістю до 6 балів. Так, ніж залишатиме смугу на міне- ралах твердістю 5 і менше, причому глибина цієї смуги і прикладе- не зусилля вказують на більшу чи меншу твердість. Мінерали твер- дістю 6 і більше балів залишають подряпини на ножі і склі.

Якщо мінерал пише по паперу, не дряпаючи його, він має твер- дість 1. Якщо мінерал дряпається нігтем, а сам не залишає подря- пини на нігті, то його твердість не більше 2,5. Якщо ніготь не зали-

103

шає подряпини на мінералі, то твердість цього мінералу понад 2,5. У природі переважають мінерали твердістю до 7 балів.

Щоб визначити твердість мінералу, на ньому слід вибрати неве- лику гладеньку площину без включень інших мінералів, провести по ній, легенько натискуючи, гострим кутом іншого мінералу і до- слідити одержану подряпину, здувши з неї порошок.

Твердість одного й того самого мінералу залежить від напрямку і кристалографічного значення випробовуваної грані. Наприклад, твердість дистену в напрямку довгої грані дорівнює 4,5, а в перпен- дикулярному напрямку на тій самій площині — 6 – 7.

Аморфні і порошкуваті різновиди багатьох мінералів мають дуже малі твердості, наприклад, у кристалах гематит має твердість 6, а у вигляді червоної вохри — тільки 1. Твердість опалу і каолініту та- кож змінюється у значних межах.

Щільність мінералів коливається від 0,92 (лід) до 23 г/см3 (група осмистого іридію). Найчисленнішими є мінерали зі щільністю від 2,5 до 4,0 г/см3 (табл. 3.4), тому цей параметр є діагностичною озна- кою тільки для мінералів важких елементів — свинцю, вольфраму, барію.

Таблиця 3.4. Середні значення щільності основних мінералів, порід і ґрунтів

За щільністю мінерали поділяють на три групи: легкі — щільністю до 2,5 г/см3, середні — 2,5 — 4,0 і важкі — понад 4,0 г/см3.

Щільність мінералу залежить від його хімічного складу і структури. Наприклад, щільність піриту FeS2 кубічної сингонії 4,9 – 5,2 г/см3, а марказиту такого самого складу ромбічної сингонії — 4,6 – 4,9 г/см3. У разі переходу кварцу в тридиміт зі зміною кристалічної структури змінюється і його щільність від 2,65 до 2,26 г/см3. Непрозорі мінера-

104

ли з металічним блиском як правило важкі, прозорі мінерали зі скляним блиском — порівняно легкі.

Є чимало лабораторних методів точного визначення щільності мінералу (пікнометричний, визначення у важких розчинах та ін.). У польових умовах важливо навчитися визначати щільність міне- ралу приблизно, зважуючи його шматок на долоні; відрізняти легкі мінерали, наприклад гіпс, кварц, галіт, від важких — піриту, маг- нетиту, бариту та ін.

Щільність ρ мінералу обчислюють за формулою

ρ = Vm ,

де т і V — відповідно маса та об’єм мінералу.

Масу мінералу визначають зважуванням (рис. 3.8), його об’єм — витісненням води з мірної посудини, гідростатичним зважуванням тощо. Останній метод точніший і придатний навіть для малих зразків. За допомогою гідроста- тичних терезів підвішений на тоненькому дроті мінерал, зва- жують спочатку у повітрі, а по- тім зануреним у воду. Різниця обох результатів відповідає масі витісненої води і чисельно дорів- нює об’єму мінералу.

Магнітність — це здатність мінералу діяти на магнітну стрілку або притягуватися маг- нітом. Вона властива магнетиту, піротину, природній платині, яка містить залізо, та ін. Для

визначення магнітності шматочок мінералу подрібнюють молотком і торкаються до подрібненого мінералу намагніченим ножем або маг- нітом.

Взаємодія з кислотою1. Важливою властивістю деяких карбонатів (кальциту, малахіту) є взаємодія на холоді з розбавленим розчином соляної кислоти з виділенням бульбашок СО2. Для того щоб інші карбонати взаємодіяли з цією кислотою, їх треба подрібнити в по- рошок (доломіт), підігріти (магнезит) або навіть довести до кипіння розчин соляної кислоти. Цю властивість геологи широко використо- вують для діагностування карбонатних порід — вапняків, крейди, деяких глин, лесів. Схожі за зовнішнім виглядом на карбонатні по- роди мінерали із соляною кислотою не взаємодіють.

1 Тут і далі мають на увазі взаємодію з 10%-м розчином соляної кислоти.

105