Таблиця 3. Середні значення щільності основних мінералів, порід і ґрунтів

Мінерал	Середня щільність, г/см^3	Порода, ґрунт	Середня щільність, г/см^3
Кварц	2,65 - 2,66	Граніт	2,60-2,70
Ортоклаз	2,56 - 2,58	Базальт	2,90-3,30
Альбіт	2,60 - 2,62	Діабаз	2,90
Біотит	2,70-3,10	Мармур	2,72
Рогова обманка	3,00 - 3,30	Вапняк-черепашник	2,70
Гіпс	2,30	Пісковик	2,35 - 2,65
Доломіт	2,80 - 2,90	Глина	2,92
Кальцит	2,71-2,72	Валунний суглинок
Каолініт	2,6	(морена)	2,68
Монтморилоніт	2,00 - 2,20	Кварцовий пісок	2,65
Лимоніт	3,60 - 4,00	Лес	2,68 - 2,70
Магнетит	5,17-5,18	Чорнозем	2,37
		Торф	0,50-0,80

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 перпен­дикулярному 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 та­кож 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), тому цей параметр є діагностичною озна­кою тільки для мінералів важких елементів — свинцю, вольфраму, барію.

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 мінерали 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 міне­ралу приблизно, зважуючи його шматок на долоні; відрізняти легкі мінерали, наприклад гіпс, кварц, галіт, від важких — піриту, маг­нетиту, бариту та ін.

Магнітність — це здат­ність мінералу діяти на магніт­ну стрілку або притягуватися магнітом. 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 магнітом.

Взаємодія з кислотою. 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 порошок (доломіт), підігріти (магнезит) або навіть довести до кипін­ня розчин соляної кислоти. Цю властивість геологи широко викори­стовують для діагностування карбонатних порід — вапняків, крей­ди, деяких глин, лесів. Схожі за зовнішнім виглядом на карбонатні породи мінерали із соляною кислотою не взаємодіють.

Смак. Розчинні у воді мінерали мають смак: галіт — солоний; сильвін — гірко-солоний; мірабіліт — солодкуватий; галуни — кислий. Легкорозчинні мінерали розчиняються на язику (карналіт), нерозчинні (каолініт і галуазит) — липнуть до язика і вологих губ.

Запах — це властивість мінералів під час тертя поширювати специфічний запах. Наприклад, під час тертя жовен фосфоритів один об одного виникає запах паленої кістки, горілої шкіри (засвід­чує наявність фосфору). Деякі мінерали (сірка, бурштин) під час нагрівання легко займаються і дають характерні запахи. Іноді за­пах з'являється під час вибивання з мінералу іскор. Так, запах сір­чаного газу характерний для піриту, марказиту; часнику — для ар­сенопіриту та інших арсенистих мінералів.

Є й інші властивості і способи, за якими можна визначати міне­рали. Це поведінка їх на паяльній трубці і в прозорих шліфах, від­чуття на дотик та ін.

Мінерали та гірські породи визначають по спеціальним визначникам.

За агрегатним станом мінерали поділяють на три групи: газопо­дібні (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 при­родними сумішами.

В земній корі абсолютно переважають тверді мінерали. У приро­ді вони трапляються у вигляді кристалів з більш чи менш добре ви­явленою формою багатогранників або у вигляді неправильних за формою зерен, суцільних мас, які мають як кристалічну, прихованокристалічну, так і аморфну будову. Для більшості мінералів, які складають земну кору, характерна кристалічна будова. На частку амор­фних мінералів припа­дає лише близько 2% загальної їх кількості.

Кристалічним нази вають стійкий фазовий стан твердого тіла, стру­ктура якого має прави­льну періодичну тримір­ну повторюваність роз- ташування частинок: атомів, іонів або моле­кул. Ззовні кристали мають форму різних ба­гатогранників — кубів, призм, пірамід (рис. 3)

Рис. 3. Форми поширених кристалів:

а — силікати (І — кварц, 2 — авгіт; З — нефелін); б— фосфати; в — оксиди (гематит)

і характеризуються симетрією або кристалічною сингоніею (від грец. σύγγονος — споріднений, подібнокут-ність), тобто закономірною повторю­ваністю однакових ребер, кутів, гра­ней кристала в просторі (рис. 4).

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

Кристалічні ґратки можуть бути:

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

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

> молекулярними — у вузлах ґратки розміщені молекули (харак­терні для цукру, аспірину).

Відміни у внутрішній будові кри­сталічних і аморфних тіл зумовлю­ють відмінності в їхніх властивостях. Наприклад, для кристалічного стану речовини характерна анізотроп­ність: властивості кристалічного тіла залишаються незмінними в усіх паралельних напрямках і можуть змінюватися лише в непаралельних. Фізичні властивості аморфних тіл залишаються незмінними в усіх напрямках. Тіла, властивості яких не змінюються залежно від напрямку, називають ізотропними.

Більшість мінералів із кристалічною будовою внаслідок законо­мірного розміщення атомів утворюють добре виражені правильні природні багатогранники. Кристали, як і всі багатогранники, мають грані (площини, що обмежують кристал), ребра (лінії перетину гра­ней), вершини (точки перетину ребер) і кути. Дві площини, що пе­ресікаються, утворюють двогранний кут.

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

Рис. 4. Кристалографічні сингонії:

а — вища (більше однієї осі вищого порядку); б — середня (одна вісь вищого порядку); в — нижча (жод­ної осі вищого порядку; 1 — кубічна; 2 — гексагональна; 3 — тригональ­на; 4 — тетрагональна; 5 — ромбіч­на; 6—моноклінна; 7—триклінна

Симетричність кристалів виражається у правильному повторенні елементів обмеження — граней, ребер і вершин. Розрізняють такі елементи симетрії кристалів: центр (О, 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 крис­тала на 360° розрізняють осі 2-, 3-, 4- та 6-го порядків. Наприклад, якщо при обертанні кристала на 360° елементи обмеження суміща­ються зі своїм вихідним положенням двічі, то кристал має вісь си­метрії 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 дзер­кальним відображенням іншої.

У кристалах всі елементи симетрії взаємозв'язані. Внаслідок за­лежності 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 групу­ють у сім кристалографічних сингоній: кубічну, тетрагональну (квадратну), гексагональну, тригональну, ромбічну, моноклінну, триклінну (рис. 3,4 ). Триклінна, моноклінна і ромбічна сингонії належать до нижчої категорії, тригональна, гексагональна і тетра­гональна — 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 чис­лом площин і осей симетрії, але які не перевищують певного мак­симального числа елементів симетрії .

Рис. 5. Найпоширеніші форми кристалів кубічної (1 - 3), тетрагональної (4- б), гексагональної (7-9), тригональної (10- 12), ромбічної (13,14), моно-клінної (15,16) та триклінної (17,18) сингоній