Материал: Betekhtin
Глава 2. Конституция и свойства минералов
91
плоские сетки ионов устанавливаются параллельно граням октаэдра, а сле
довательно, согласно правилу Браве, и спайность должна была бы прохо
дить по {111}. На самом деле спайность в сфалерите проявляется парал
лельно плоскостям ромбического додекаэдра {110}, хотя здесь расстояния
между плоскими сетками короче. Дело в том, что в первом случае каждая
из удаленных друг от друга плоских сеток сложена одноименными, но раз
ными по заряду ионами (либо Zn
2+
, либо S
2–
), что и обусловливает хими
ческую связь между сетками, тогда как во втором случае каждая сетка со
стоит из взаимно компенсирующих ионов цинка и серы и потому, несмотря
на более короткое расстояние, эти плоские сетки слабо связаны между со
бой. Однако алмаз, обладающий той же кристаллической структурой, что
и сфалерит, но состоящий только из атомов углерода, обладает спайнос
тью по октаэдру (т. е. согласно правилу Браве).
Нередко различно ориентированные плоскости спайности в одном
и том же минерале имеют различную степень совершенства. Например, у
кристаллов гипса, относящихся к моноклинной сингонии, наблюдаются сле
дующие спайности: по второму пинакоиду {010} — весьма совершенная, по
ромбической призме {111} — средняя и по первому пинакоиду {100} — несо
вершенная. Количество направлений спайности в ряде случаев также
является важным диагностическим признаком. Например, такие весьма
похожие друг на друга по ряду внешних признаков (цвету, твердости, блес
ку и др.) минералы, как сфалерит — ZnS и вольфрамит — (Fe, Mn)WO
4
,
отличаются друг от друга тем, что в кристаллах или зернах сфалерита
наблюдается несколько (шесть) плоскостей спайности по {110}, тогда как
у вольфрамита совершенную спайность мы всегда находим только в од
ной плоскости по {010}, вдоль вытянутости и поперек уплощения крис
таллов или зерен.
Кроме спайности, в кристаллах могут наблюдаться также плоскости
отдельности
, обусловленные, по предположению Н. В. Белова, «про
кладками» субмикроскопических веществ иного состава, закономерно
ориентированных вдоль плоскостей плотнейшей упаковки. В отличие
от спайности, они не являются строго плоскими и обычно ориентиро
ваны в одном направлении. Причиной проявления отдельности могут
быть также внутренние напряжения в кристаллических индивидах, обус
ловленные внешней механической деформацией или связанные с зо
нальным распределением изоморфных примесей, вызывающим несораз
мерность кристаллических решеток в смежных участках кристаллов.
Отдельность, в отличие от спайности, не относится к числу обязатель
ных свойств того или иного минерала, так как не определяется его кон
ституцией. Тем не менее для многих минералов отдельность весьма ха
рактерна и проявляется в подавляющем большинстве индивидов, а по
качеству образуемых поверхностей может конкурировать с плоскостями
спайности (моноклинные пироксены).
Общая часть
92
Твердость
Под твердостью
1
подразумевают степень сопротивления, которое спо
собен оказать данный минерал какомулибо внешнему механическому
воздействию, в частности царапанию.
В обычной минералогической практике применяется наиболее про
стой способ определения твердости царапанием одного минерала другим,
т. е. устанавливается относительная твердость минералов. Для оценки
этой твердости принимается шкала Мооса, представленная десятью ми
нералами, из которых каждый последующий своим острым концом цара
пает все предыдущие.
За эталоны этой шкалы приняты следующие минералы в порядке твер
дости от 1 до 10:
1) тальк — Mg
3
[Si
4
O
10
][OH]
2
;
2) гипс — Ca(SO
4
)
.
2H
2
O;
3) кальцит — Са(СО
3
);
4) флюорит — CaF
2
;
5) апатит — Са
5
[PO
4
]
3
F;
6) ортоклаз — K[AlSi
3
O
8
];
7) кварц — SiO
2
;
8) топаз —Al
2
[SiO
4
](F,OH)
2
;
9) корунд — Аl
2
O
3
;
10) алмаз — С.
Определение твердости исследуемого минерала производится путем
установления, какой из эталонных минералов он царапает последним.
Например, если исследуемый минерал царапает апатит, а сам царапается
ортоклазом, то это значит, что его твердость заключается между 5 и 6.
Этот простой, хотя и грубый метод определения твердости минера
лов вполне удовлетворяет нас при диагностике минералов.
В пределах значений по шкале Мооса у большинства минералов на раз
личных гранях и сколах твердость является более или менее постоянной,
хотя известны примеры, когда она меняется в зависимости от направления
царапания. Например, у минерала кианита Al
2
[SiO
4
]O в направлении уд
линения твердость равна 4,5, а в перпендикулярном направлении на той
же плоскости — 6–7. Поэтому не случайно этот минерал называется также
дистеном (от греч.
ди
— двояко,
стенос
— сопротивляющийся).
Более точные определения твердости минералов с научноисследова
тельской целью производят на специальных приборах — склерометрах —
1
Понятие «твердость тела» до сих пор с определенностью не установлено, несмотря
на проводившиеся исследования этого вопроса. Различают твердости царапания, свер
ления, давления, шлифования. Результаты исследований всех этих методов показыва
ют, что мы, по существу, имеем дело с неодинаковыми по своей природе физическими
явлениями.
Глава 2. Конституция и свойства минералов
93
с помощью алмазного или металлического острия. Мы не будем останав
ливаться на рассмотрении этих устройств. Приведем лишь некоторые
выводы, полученные при детальном изучении явлений нарушения по
верхностей кристаллов методом царапания.
Прежде всего выяснилось, что твердость кристал
лических тел обладает векториальными свойствами
(анизотропией), т. е. в различных направлениях в кри
сталле она не одинакова. Это относится даже к мине
ралам кубической сингонии. В качестве примера на
рис. 31 приведена «розетка» твердости на грани куба
каменной соли.
Если испытываемая плоскость кристалла ориен
тирована перпендикулярно плоскости спайности, то
в направлении, параллельном следу плоскости спай
ности, она обнаруживает наименьшие, а в перпенди
кулярном направлении — наибольшие значения твердости.
С кристаллохимической точки зрения твердость кристаллических тел
зависит от типа структуры и прочности связей атомов (ионов). Хотя в этой
области мы располагаем еще очень неполными данными, все же некоторые
положения установлены с достаточной степенью определенности.
Для ионных кристаллических тел путем сопоставления ряда эмпири
ческих данных выявляется, что твердость, в общем, прямо пропорцио
нальна плотности кристаллических структур. С увеличением межионных
расстояний для данного типа соединений она падает:
BeO MgO CaO
SrO BaO
Расстояние
АХ
1,55 2,10 2,40
2,57 2,77
A
°
Твердость по Моосу
9
6,5 4,5
3,5
3,5–3
Установлено также, что для соединений, кристаллизующихся в оди
наковой структуре и с близкими межионными расстояниями, с увеличе
нием валентности, т. е. зарядов ионов, твердость возрастает.
Кроме того, как показал акад. В. С. Соболев, большое значение имеет
координация катионов в соединениях. В окислах и силикатах наиболь
шая твердость принадлежит соединениям тех катионов, для которых от
ношение
r
k
:
r
A
отвечает нижнему пределу устойчивости координацион
ного числа. Для силикатов, содержащих алюминий в шестерной
координации, твердость выше, чем в алюмосиликатах (с четверной коор
динацией Аl). Присутствие в составе соединений гидроксильных ионов
и воды несколько снижает твердость.
Следует указать, что скрытокристаллические, тонкопористые и порош
коватые разности минералов обладают ложными малыми твердостями. На
пример, гематит (Fe
2
O
3
) в кристаллах имеет твердость 6, а в виде красной
Рис. 31.
«Розетка»
твердости на грани
куба каменной
соли
Общая часть
94
охры — меньше 1, что говорит практически об отсутствии сцепления между
отдельными частицами в тонкодиспергированной массе гематита.
В целом главная масса природных соединений обладает твердостями
в пределах от 2 до 6. Более твердые минералы принадлежат к безводным окис
лам и силикатам: кварц — SiO
2
(твердость 7), касситерит — SnO
2
(6–7),
корунд— Аl
2
О
3
(9), минералы группы шпинели — MgAl
2
O
4
(8), топаз (8),
берилл (7,5–8), турмалины (7–7,5), гранаты (около 7) и др.
Хрупкость, ковкость, упругость
Эти свойства при диагностике минералов имеют второстепенное зна
чение, однако для ряда минералов они весьма характерны.
Под хрупкостью подразумевается свойство минерала крошиться под
давлением при проведении острием ножа царапины по его поверхности.
При этом, например, минерал, известный под названием «блеклая руда»,
«пылится», т. е. дает матовую черту с темным порошком по краям. Халь
козин, похожий на него по внешним признакам, в этом случае дает глад
кий блестящий след, что свидетельствует о его свойстве пластической
деформации, т. е. о ковкости. Аналогичное явление, но в более резко вы
раженной форме обнаруживают ковкие самородные металлы (медь, зо
лото, серебро и др.). Свойство ковкости их проявляется также и в том,
что их зернышки на наковальне с помощью молоточка могут быть рас
плющены в тонкие пластинки
Для ряда минералов, обладающих слабыми кристаллическими струк
турами, явление пластичности обусловливается скольжением, состоящим
в параллельном перемещении слоев кристаллической среды вдоль одной
или нескольких плоскостей (скольжения в каменной соли). В других
минералах пластичность сопровождается механическим двойниковани
ем (например, в кристаллах кальцита).
Упругость, т. е. свойство вещества изменять свою форму под влияни
ем деформирующих сил и вновь ее восстанавливать по их удалении, так
же характерна для некоторых минералов. Этим свойством обладают, на
пример, слюды, чем они отличаются от кальцийсодержащих, так
называемых хрупких слюд, ломающихся при изгибе. Похожие на слюды
хлориты при сильном изгибе хотя и не ломаются, но не восстанавливают
своего прежнего положения. Большинство минералов, способных выде
ляться в виде асбестов, при их расщеплении дают тончайшее эластичное
волокно, поддающееся текстильной обработке. Волокнистая разновид
ность гипса — селенит — этим свойством не обладает.
Удельный вес
Удельный вес (в настоящее время все чаще заменяется термином
«плотность», в минералогии традиционно используется единица плот
ности г/cм
3
) минералов, как известно, зависит прежде всего от атомного
Глава 2. Конституция и свойства минералов
95
веса атомов или ионов, слагающих кристаллическое вещество. Затем су
щественную роль играют размеры ионных радиусов, возрастание кото
рых компенсирует увеличение атомного веса, иногда настолько, что удель
ный вес даже снижается: например, несмотря на то что атомный вес калия
в 1,7 раза больше, чем натрия, удельный вес КСl (1,98) меньше, чем NaCl
(2,17) в силу того, что ионный радиус К
1+
(1,33) больше ионного радиуса
Na
1+
(0,98), что сильно сказывается на объеме кристаллического веще
ства. Кроме того, как указывалось выше (см.
полиморфизм
), изменение, в
частности увеличение координационного числа в кристаллических струк
турах, приводит к уменьшению объема, а следовательно, к увеличению
удельного веса. Наконец, уменьшение валентности катиона (или увели
чение валентности аниона) при прочих равных условиях, по В. С. Собо
леву, должно также сопровождаться увеличением удельного веса.
Удельные веса минералов колеблются в широких пределах: от значе
ний меньше 1 (лед, некоторые органические минералы) до 23,0 (некото
рые разности минералов группы осмистого иридия).
Главная масса природных органических соединений, окислов и солей
легких металлов, расположенных в верхней части менделеевской таблицы,
обладает удельными весами в пределах от 1 до 3,5: янтарь, твердые битумы
(1,0–1,1), галит — NaCl (2,1–2,5), гипс — CaSO
4
.
2H
2
O (2,3), кварц — SiO
2
(2,65), алмаз (3,51) и др. Лишь некоторые относящиеся к этой группе мине
ралы имеют больший удельный вес; таковы, например, корунд и его разно
видности — Аl
2
О
3
(4,0). Среди сульфатов особо выделяется барит — BaSO
4
(4,3–4,7), почему он и получил свое название (от греч.
барос
— тяжесть).
Соединения типичных тяжелых металлов, занимающих нижнюю часть
менделеевской таблицы, характеризуются средними удельными весами от
3,6 до 9. Примеры: сидерит — FeCO
3
(3,9), сфалерит — ZnS (4,0), пирит —
FeS
2
(5,0), магнетит — FeFe
2
O
4
(4,9–5,2), гематит — Fe
2
O
3
(5,0–5,2), англе
зит — PbSO
4
(6,4), церуссит — РbСО
3
(6,5), касситерит — SnO
2
(7,0), гале
нит — PbS (7,5), киноварь — HgS (8,0), уранинит — UO
2
(8–10).
Наибольшие удельные веса имеют самородные тяжелые металлы: медь
(8,9), висмут (9,7), серебро (10–11), золото (15–19), минералы группы
самородной платины (14–20), минералы группы иридия и осмистого ири
дия (17–23).
Удельные веса минералов определяются в основном двумя способа
ми: 1) методом вытеснения жидкости, т. е. путем взвешивания образца и
измерения объема вытесненной им воды в сосуде; 2) путем определения
потери в весе минерала, погруженного в воду (абсолютный вес образца
делят на потерю им веса в воде). Удельный вес мелких зернышек минера
ла определяется с помощью так называемого пикнометра или тяжелых
жидкостей и весов Вестфаля, описываемых в специальных руководствах.
Довольно значительные колебания удельного веса, устанавлива
емые для одного и того же минерала, наблюдаются сравнительно редко