Материал: Смішко Р. М. Геологія з основами геоморфології

розмір і форма граней різних кристалів мінералу можуть значно змінюватися, хоча внутрішня структура незмінна. Отже, за різних умов утворення зовнішня кристалічна форма кристалів одного і того ж мінералу може суттєво різнитися. Цей закон дає змогу для кожного природного мінералу вивести його ідеальну форму, тобто форму, яка могла б розвинутись в ідеальних умовах кристалізації речовини.

Під час аналізу кристалів виділяють такі елементи симетрії: вісь, площину та центр.

Віссю симетрії називають пряму лінію, в разі повертання кристалів навкруг якої на однаковий кут простежується правильне повторення елементів обмеження. Позначають її латинською літерою L. У випадку повного повертання на 360° різні кристали можуть суміститися з вихідним положенням два, три, чотири або шість разів. Тому осі симетрії бувають різних порядків, відповідно другого, третього, четвертого або шостого, що позначають: L2, L3, L4 i L6.

У 1869 р. професор А.В.Гадолін вивів 32 різні комбінації елементів у ристалі, які називають видами, або класами симетрії. Усі класи симетрії за ступенем складності поділяють на 7 великих груп, які називають сингоніями.

Хімічний склад земної кори

Дані про хімічний склад земної кори навів американський хімік Кларк 1889 р. як середньоарифметичні значення за 6 000 хімічних аналізів різних гірських порід. Пізніше ці цифри різні дослідники і для різних об’єктів уточнювали. Проте величезну заслугу Кларка оцінено таким чином, що процентний вміст певного елементу в земній корі отримав назву кларк. І тепер ми говоримо: кларк кремнію становить 25,7, кларк титану – 0,52 і т. д. Вісім головних елементів, які складають понад 98% земної кори, розподілені так, %: Si – 25,7; O2 – 46,5; Al – 7,65; Fe – 6,24; Ca – 2,96; Na – 1,81; K – 1,34; Mg – 3,23. Крім них, відзначимо також вмісти C – 0,46; H2 – 0,16; Mn – 0,12; S – 0,11. На масу всіх решти елементів припадає 0,37%.

Мінерали – це природні хімічні сполуки або прості самородні елементи, що виникли внаслідок певних фізико-хімічних процесів у земній корі та на її поверхні. Інколи говорять про штучні мінерали, до яких належать синтезовані утворення, що за своєю структурою аналогічні до відомих природних сполук. Однак це не цілком правильно, оскільки мінерали є саме природними утвореннями. Більшість мінералів – це кристалічні тіла, і лише деякі з них аморфні. Кристалічна будова мінералів виражена їхньою геометрично правильною формою – кристалами. За умовами утворення мінерали поділяють на дві групи: ендогенні - пов’язані походженням із процесами внутрішньої енергії Землі; екзогенні – мінерали, що утворюються у верхній частині земної кори та на її поверхні внаслідок процесів

визначати їх “на око”. Для цього необхідно знати їхні найважливіші, добре проявлені властивості. Це так званий макроскопічний метод, який найчастіше застосовують геологи в польових умовах. Головними інструментами визначення в цьому разі є збільшувальне скло (лупа), ніж, інші підручні засоби, а як головний реактив – соляна кислота.

Тверді мінерали трапляються в природі у вигляді кристалів, що мають більш-менш добре виявлену кристалічну форму, або у вигляді неправильних зерен чи суцільних мас, що також складені кристалічною і рідше аморфною (некристалічною) речовиною.

Кути між певними (одноіменними) гранями, або гранні кути, для всіх кристалів певної речовини є однаковими і сталими. Це головний закон кристалографії. За збереження сталості гранних кутів розміри та форма

11

граней конкретного мінералу можуть значно змінюватись, що зумовлене умовами його росту. Проте його внутрішня структура незмінна.

Аморфні речовини (серед них дуже мало мінералів, буквально одиниці) за будовою подібні до рідин або розплавів. Через те в аморфних мінералах фізичні властивості (теплопровідність, електропровідність, твердість, сила щеплення, світлозаломлення) в усіх напрямах однакові. Такі мінерали з однаковими в усіх напрямах властивостями називаються ізотропними. Кристалічні речовини завжди анізотропні, тобто це однорідні тіла, які за загальних однакових властивостей по непаралельних напрямах мають різні властивості. І лише щодо окремих властивостей кристалічна речовина може бути ізотропною. Зокрема, кристали кубічної сингонії ізотропні оптично.

Фізичні властивості мінералів. Для визначення мінералів за зовнішніми ознаками і з`ясування їхнього приблизного хімічного складу необхідно знати фізичні властивості кожного мінералу. Оскільки певні фізичні властивості можуть бути однаковими в різних мінералів, або навпаки, якась певна властивість може змінюватись в одного мінералу, то потрібно визначити декілька головних ознак. Це залежить від кількості різних домішок. Тому для точнішого визначення необхідно виявити якомога більше його властивостей. Найважливішими фізичними властивостями мінералів є колір, блиск, злам, колір риси, спайність, твердість, питома вага, приблизний хімічний склад (наприклад, реакція на соляну кислоту – визначення карбонатності мінералу) та деякі інші. Сюди ж належать і такі ознаки як магнітність, електромагнітність, оптичні властивості тощо.

Колір мінералів найрізноманітніший. Вони бувають безколірними, скляно-прозорі. Забарвлення одного й того ж мінералу може бути дуже мінливим, що залежить від сторонніх домішок. Наприклад, кварц є звичайно безколірним – гірський кришталь. Однак цей же кварц може бути забарвлений у фіолетовий колір – аметист (домішка мангану), чорний – моріон (домішка органіки). До групи глинозему належать: корунд – сірувато-сизий, сапфір – чисто синього кольору, рубін – червоний (домішка хрому) та ін. Деякі мінерали змінюють колір унаслідок освітлення: наприклад, лабрадор. Таку властивість мінералу називають іризацією. Для певних мінералів забарвлення настільки стале і характерне, що воно увійшло і в його назву: олівін – оливково-зелений, червоний залізняк, хлорит.

Колір риси (порошку). Багато мінералів у порошку мають інше забарвлення, ніж у кристалі чи зерні. Для цього, якщо мінерал не дуже твердий, ним проводять по фарфоровій поверхні, де він залишає рису певного кольору.

Блиск є здатністю мінералів відбивати світло. Виділяють металічний і неметалічний блиск. Металічний - це сильний блиск, характерний для металів, зокрема самородних металів, більшості сульфідів і оксидів заліза. Мінерали з неметалічним блиском поділяється на декілька відмін: з металовидним (напівметалічним) блиском (наприклад, графіт, молібденіт); з алмазним блиском (алмаз, сфалерит, кіновар); зі скляним блиском, який дуже поширений серед прозорих мінералів (кварц, кальцит); з масним блиском нефелін, галіт); з перламутровим блиском, який зумовлений відбиттям світла від внутрішніх площин мінералу; з шовковистим, який нагадує блиск шовкових ниток, властивий мінеральним агрегатам, які мають волокнисту будову (гіпс-селеніт, азбест).

Прозорість є здатністю мінералів пропускати крізь себе світло. Вирізняють прозорі, напівпрозорі, просвітлюючі і непрозорі мінерали.

Злам – це тип або характер поверхні, який отримують унакслідок розбивання мінералу. Найтиповішими є мушлюватий, або черепашчастий злам. Він має вигляд увігнутих або випуклих поверхонь з концентричноволокнистими смугами, що нагадують поверхню мушель деяких молюсків та їхні відбитки в породі. Землистий злам має шорстку матову поверхню. Зернистий злам властивий дрібнокристалічним і дрібнозернистим масам. Для

12

голчастого, або волокнистого, зламу характерною є поверхня, покрита орієнтованими в одному напрямку щільно стиснутими голочками.

Спайність – це властивість мінералу розколюватися по певних чітко орієнтованих щодо його кристалічних граней площинах. Унаслідок розколювання виникають рівні дзеркально-блискучі поверхні. Напрямів спайності в мінералі може бути один, два або три, вони можуть перетинатися й утворювати взаємо перерізані площини. Спайність поділяють на цілком досконалу, коли кристал легко розщепити нігтем (слюда, графіт, гіпс); досконалу, характерну тим, що кристал мінералу розколюється вже підчас слабкого удару молотка (кам’яна сіль, кальцит); ясну (середню) – у разі розколювання кристала виникають як площини спайності, так і нерівні злами (польові шпати, рогова обманка); недосконалу – у випадку розколювання переважають поверхні з нерівним зламом, а площини спайності виявляються зрідка (олівін, апатит), і дуже недосконалу – поверхня зламу дуже нерівна, або черепашчаста (кварц).

Твердість мінералу є однією з найважливіших діагностичних ознак. Це ступінь опору речовини щодо дряпання його вістрям, відпірність до стирання і тиску. Різні мінерали мають властиву їм твердість. Твердість визначають методом дряпання мінералів іншими кристалами мінералів, твердість яких є визначена (стандартна); це відносна твердість. У мінералогії користуються відносною шкалою твердості Мооса (табл. 1), у якій є десять мінераліветалонів. В таблиці номери мінералів (перша колонка) відповідають твердості за шкалою Мооса. Абсолютну твердість визначають методом втискання алмазної пірамідки в досліджуваний мінерал, для цього застосовується прилад мікротвердометр, за допомогою якого розраховують твердість мінералу в кілограмах нп сантимерт квадратний.

Гірські породи (скелі), які формують земну кору, – це агрегати кількох (багатьох) мінералів, рідше складені зернами одного мінералу (полімінеральні та мономінеральні породи). За походженням їх поділяють на три великі групи: магматичні, або вивержені, що виникають унаслідок застигання та кристалізації магми в глибині земної кори або на поверхні.

13

Магма – це глибинний силікатний розплав, який виливаючись на поверхню, утворює лаву; осадові гірські породи, утворюються шляхом механічного або хімічного осадження продуктів руйнування попередніх порід, а також завдяки життєдіяльності та відмиранню організмів; метаморфічні породи, виникають із будь-яких гірських порід під дією на них високих температур і тисків разом із глибинними флюїдами (гази та рідини). Ці процеси пов’язані з зануренням порід на великі глибини (регіональний метаморфізм) або зумовлені контактуванням з розпеченою магмою (контактовий метаморфізм). У цьому разі може значно змінитися хімічний та мінеральний склад новоутвореної породи.

Магматичні породи виникають унаслідок підняття магми до поверхні і застигання та кристалізації на певній глибині (інтрузивні) або виливання на денну поверхню (ефузивні). Відмінності в їхньому утворенні чітко виявляються в зовнішніх ознаках, легко відрізняються за структурою і текстурою.

Інтрузивні породи утворюються підчас повільного застигання магми на певній глибині. Визначальну роль у кристалізації відіграють кристалізатори, якими бувають леткі компоненти магми. Відбувається поступова і послідовна кристалізація хімічних сполук, які відкладаються у формі певних мінералів. Чим повільніше кристалізується розплав, тим більших розмірів можуть досягати кристали. Послідовність кристалізації мінералів визначається температурою їхнього застигання (плавлення), а також хімічним складом магматичного розплаву.

Як приклад, розглянемо магму гранітного складу, унаслідок кристалізації якої на глибинах утворюються граніти. До їхнього складу з породотворних мінералів належать польові шпати, кварц, біотит і, рідше, рогова обманка. В першу фазу кристалізації викристалізовуються темноколірні мінерали: біотит і рогова обманка, температура кристалізації яких є дуже високою. Кристали формуються в рідкій магмі і їхній кристалізації ніщо не заважає, з огляду на що розвиваються добре огранені кристали. В другій фазі починають кристалізуватися польові шпати, температура кристалізації яких є нижчою. Вони вже накладаються на тверду фазу, якою є попередньо утворені кристали біотиту і рогової обманки. Внаслідок цього кристали польових шпатів ніби обростають і охоплюють біотит та рогову обманку. Такі співвідношення часто можна спостерігати в шліфі породи під мікроскопом. Вони дають змогу визначити часові взаємовідношення між мінералами.

Після кристалізації темних і ясних силікатів порода вже сформована на 75–80% об’єму. Залишковий кремнезем, який був зайвим для утворення силікатів, починає кристалізуватися останнім, утворюючи кварц. Його кристали займють простір між попередньо утвореними мінералами, а форми його виділення будуть неправильними, хоча внутрішня кристалічна структура кварцу повністю збережеться. Отже, магма завершила кристалізацію повністю і перейшла в повнокристалічну рівномірнозернисту за структурою породу. Така структура характеризує глибинні, або абісальні, породи. На великих глибинах в умовах усебічного тиску ріст кристалів нічим не контрольований, і вони розростаються хаотично. Розташування їх у породі випадкове. Текстуру такої породи називають масивною.

Фактично такий процес може бути значно ускладненим. Це, зокрема, стається тоді, коли повільний хід кристалізації внаслідок інтенсивного зниження температури (звичайно у зв’язку з тектонічними рухами – різке підняття, розкриття системи і позбавлення її частини летких компонентів) пришвидшується, що одразу ж позначається на зміні структури породи. У цьому разі в породі кристали того ж самого мінералу будуть мати різні розміри: більші, пов’язані з ранішою фазою кристалізації, дрібніші – з пізнішою. Тут може виявитися й етапність росту кристалів, що простежиться в їхній зональності. Такі структури називають порфіровидними. Їхня

14

особливість – різнозернистість, що є характерною ознакою напівглибинних, або гіпабісальних, умов застигання магми. Така структура може також утворитися підчас кристалізації розплаву, у складі якого один з компонентів є у надлишковій кількості щодо евтектичного розплаву. Тоді в разі охолодження починають виділятися мінерали, до складу яких входять надлишкові компоненти, як добре утворені кристали. Коли ж залишковий розплав урівноважиться і стане евтектичним, то з нього одночасно починають кристалізуватися два мінерали, утворюючи більш дрібнокристалічну масу або взаємні закономірні (мікропегматитові) проростання.

Якщо застигання магми розпочалось на глибині, де частина розплаву викристалізувалася, а продовжилось на поверхні або близько до неї – швидке охолодження залишкового розплаву – у формі виливу лави, то частина речовини (рідка лава) може застигнути, не розкристалізувавшись, або у формі дрібнокристалічної речовини. Отже, більші кристали першої (глибинної) фази кристалізації будуть ніби включені в загальну незрозкристалізовану масу. Утвориться так звана порфірова структура, характерна вже для ефузивних порід.

Ефузивні породи утворюються у випадку виливання магми на поверхню (ефузії). Внаслідок різкого зниження температури і тиску магма втрачає леткі компоненти (воду і гази), таку дегазовану субстанцію називають лавою. Бурхливе виділення газів веде до зміни структури і текстури порід, що походять з лави, вона буде значно змінена порівняно з інтрузивними магматичними породами. Виділення дрібних бульбашок газу може спінити породу, і вона застигне у вигляді пемзи з бульбашковою текстурою. Така прода настільки легка що плаває на воді.

Швидке зниження температури створює умови, коли ві мінерали кристалізуються майже одночасно. Така ситуація не дає змоги інтенсивно розростатися кристалам, і утворюються дуже дрібненькі (мікрокристалічні) агрегати. Тому в цих утвореннях кристалічну структуру спостерігають лише під мікроскопом, її називають прихованокристалічною. У випадку дуже швидкого охолодження (верхній тонкий шар лави на контакті з водою, льодом чи атмосферою) кристалізація може взагалі не розпочатися, і порода буде складатися з вулканічного скла. Таку породу називають обсидіаном. Звичайно це темно-сіра або темно-бура порода з черепашковим зламом, дуже подібна до скла, чи темнозабарвленого кварцу – моріону.

Часто в газових бульбашках вже після застигання і кристалізації магми нагромаджуються вторинні мінерали, які випадають із водних розчинів. І на загальному темно-сірому фоні основної маси породи із прихованокристалічною структурою простежуються округлі або еліпсоподібно видовжені ясно-сірі плями включень таких мінералів водного утворення, як аморфний кремнезем (опал або халцедон) чи кальцит. Оскільки такі включення мають дещо видовжену форму зерен, подібну до мигдалю, то структуру назвали мигдалеподібною або мигдалекам’яною. Видовжену форму бульбашок пояснюють течінням лави (видовження мигдалин у напрямі руху лави), що допомагає в багатьох випадках встановити напрям її переміщення.

З виверженнями вулканів пов’язане також утворення групи порід, які називають пірокластичними. Внаслідок газових вибухів високо в атмосферу викидаються величезні маси незастиглої лави, яка групується в згустки найрізноманітніших розмірів – від пилинок до уламків у декілька кілограмів і більше. Власне це і є вулканічний попіл, лапіли і вулканічні бомби.

Часто маси цього вулканічного матеріалу покривають прилеглі до вулканів площі товстим шаром і перетворюються в тверду породу, яку називають туфом. Подібну породу з вулканогенних осадів, що нагромаджуються на дні озера чи моря, в суміші зі звичайним осадовим матеріалом, називають туфітом

15