Większość występujących w przyrodzie minerałów tworzy ciała krystaliczne o uporządkowanej budowie wewnętrznej. Budujące je atomy usytuowane są względem siebie w ściśle określonym położeniu, tworząc sieć przestrzenną. W zależności od występujących elementów symetrii wyróżnia się następujące układy krystalograficzne:
Układ regularny (izometryczny, kubiczny) – układ krystalograficzny, w którym trzy osie krystalograficzne są do siebie wzajemnie prostopadłe, zaś odległości pomiędzy atomami w komórce elementarnej są sobie równe (a = b = c; α = β = γ = 90°; Fig. 2). Najprostszym przykładem kryształów w układzie regularnym są sześciany halitu albo pirytu. Układ ten występuje także pod postaciami: ośmiościanu, dwunastościanu rombowego, dwunastościanu pięciokątnego, a nawet czterdziestoośmiościanu.
Fig. 2. Układ krystalograficzny regularny
Układ tetragonalny – układ krystalograficzny, w którym osie krystalograficzne są do siebie wzajemnie prostopadłe, a odcinki pomiędzy atomami na osiach poziomych są równe, a różne od odcinków na osi pionowej (a = b ≠ c; α = β = γ = 90°). W układzie tym krystalizują np. cyrkon, rutyl, kasyteryt, wezuwian i chalkopiryt.
Fig. 3. Układ krystalograficzny tetragonalny
Układ heksagonalny – jedyny układ krystalograficzny, w którym mamy 4 osie krystalograficzne. Pionowa oś ma symetriię sześciokrotną, prostopadłe do niej są trzy osie ułożone względem siebie pod kątem 120°. Odcinki między atomami w kierunku tych osi są jednakowe, lecz różne w stosunku do odcinków na osi sześciokrotnej (a = b ≠ c). W układzie heksagonalnym krystalizują np. grafit, beryl, molibdenit, kowelin, apatyt i lód.
Fig. 4. Układ krystalograficzny heksagonalny
Układ trygonalny – zwany również romboedrycznym, cechuje układ osi krystalograficznych, które nie są do siebie prostopadłe, lecz ułożone tak, jak krawędzie romboedru (α = β = γ ≠ 90°). Odcinki między atomami mierzone względem osi są równe (a = b = c). W układzie tym krystalizują m.in.: kwarc, korund, hematyt, kalcyt, dolomit, syderyt, turmalin, cynober, oraz metale rodzime: bizmut, arsen, selen i tellur.
Fig. 5. Układ krystalograficzny trygonalny
Układ rombowy odznacza się prostopadłym położeniem trzech osi krystalograficznych przy różnej długości odcinków między atomami na wszystkich osiach (a ≠ b ≠ c; α = β = γ = 90°). W układzie rombowym krystalizują np. antymonit, aragonit, baryt, celestyn, markasyt i siarka rodzima.
Fig. 6. Układ krystalograficzny rombowy
Układ jednoskośny – układ krystalograficzny, w którym dwie osie przecinają się pod kątem prostym, a jedna pod kątem innym od prostego, a odcinki między atomami komórki elementarnej na wszystkich osiach są różne (a ≠ b ≠ c; α = γ = 90°, β ≠ 90°). W układzie jednoskośnym krystalizują np. gips, ortoklaz, augit, diopsyd, epidot, amfibol.
Fig. 7. Układ krystalograficzny jednoskośny
Układ trójskośny – jest najmniej symetryczny ze wszystkich układów krystalograficznych. Żadna z trzech osi krystalograficznych nie tworzy z pozostałymi kąta prostego (α ≠ β ≠ γ ≠ 90°). Odcinki między atomami komórki elementarnej są w trzech głównych kierunkach różne (a ≠ b ≠ c). Układ trójskośny jest pospolity w przyrodzie, gdyż posiadają go plagioklazy i mikroklin.
Fig. 8. Układ krystalograficzny trójskośny
Układów krystalograficznych minerałów nie zaobserwujemy makroskopowo ani nawet pod mikroskopem, dlatego w praktyce rozpoznawania makroskopowego posługujemy się pojęciem ogólnego kształtu, nazywanym pokrojem. Wyróżnia się następujące pokroje kryształów:
izometryczny - gdy kryształ ma identyczne lub zbliżone wymiary w trzech kierunkach, modelem jest sześcian
tabliczkowy - gdy kryształ ma różne wymiary w trzech kierunkach, modelem jest prostopadłościan
płytkowy - gdy kryształ ma podobne wymiary w dwóch kierunkach, zaś w trzecim jest wyraźnie mniejszy od poprzednich, modelem jest kartka papieru
listewkowy, gdy kryształ ma różne wymiary w trzech kierunkach, przy czym jeden wymiar wyraźnie przeważa nad pozostałymi,
słupkowy, gdy kryształ ma podobne wymiary w dwóch kierunkach, w trzecim zaś wymiar wyraźnie większy od dwóch poprzednich (w przypadku, gdy wymiar trzeci bardzo znacznie przeważa nad pozostałymi, można wyróżnić pokrój pręcikowy igiełkowy lub włóknisty).
Fig. 1. Pokrój izometryczny w pirycie Fig. 2. Pokrój cienkopłytkowy w muskowicie (Sudety, Piława Górna) Fig. 3. Pokrój słupowy w hornblendzie
Do wytworzenia dobrze wykształconych, dużych kryształów dochodzi w przyrodzie rzadko. Najczęściej mają one postać kryształów wrosłych, tzn. obrośniętych ze wszystkich stron przez inne kryształy. Kryształy dobrze wykształcone spotyka się też w postaci kryształów narosłych, np. na powierzchni szczelin, pęcherzy i innych wolnych przestrzeni w skałach. Najczęściej jednak minerały o budowie krystalicznej tworzą ciała dobnokrystaliczne, w postaci form zbitych, ziarnistych, naciekowych (stalaktyty, stalagmity), sekrecji, geod, konkrecji, itp.
Fig. 4. Gigantyczna geoda ametystowa (Brazylia?)
Minerały bezpostaciowe (o nieuporządkowanej budowie) nie tworzą kryształów, lecz występują w formie skupień, jako żele mineralne (np. opal) lub szkliwa wulkaniczne, powstające na skutek gwałtownego ochłodzenia magmy.
Dokładną metodą badania minerałów jest analiza mikroskopowa, w której pod mikroskopem polaryzacyjnym określa się ich właściwości optyczne. Przy rozpoznawaniu minerałów stosuje się ponadto analizy i badania chemiczne, rentgenograficzne, derywatograficzne (różnicowa analiza termiczna), mikroskopię elektronową i skaningową oraz wiele innych. Wiele minerałów można dokładnie zidentyfikować na podstawie zespołu charakterystycznych właściwości makroskopowych.
Barwa. Zależy ona od rodzaju i charakteru ułożenia atomów w przestrzeni, które wpływają na pochłanianie i odbijanie promieni świetlnych. Wyróżnia się minerały:
barwne, o niezmiennej, charakterystycznej barwie,
zabarwione, o barwie pochodzącej od domieszek innych substancji,
bezbarwne.
Rysa. Jest ona barwą sproszkowanego materiału. Bada się ją pocierając minerałem o niepolerowaną płytkę porcelanową. Minerały barwne dają rysę barwną, zaś bezbarwne i zabarwione mają zawsze rysę białą.
Przezroczystość. Określa ona zdolność minerałów do przepuszczania promieni świetlnych. Wyróżnia się minerały:
Minerały przezroczyste często zatracają tę cechę na skutek obecności drobnych próżni, banieczek gazów i spękań.
Połysk. Jest to cecha powierzchni minerału (jego ścian bądź powierzchni powstałych po jego rozbiciu), określająca sposób w jaki odbija ona promienie świetlne. Wyróżnia się następujące rodzaje połysku:
metaliczny: właściwy i półmetaliczny,
niemetaliczny: diamentowy, szklisty, tłusty, perłowy, jedwabisty i matowy.
Fig. 5. Połysk tłusty, jedwabisty w talku; Gemerská Poloma (Słowacja)
Łupliwość. Jest to zdolność minerałów do pękania pod wpływem uderzenia bądź nacisku na części ograniczone powierzchniami płaskimi. Łupliwość nie występuje u minerałów bezpostaciowych i u niektórych minerałów krystalicznych. Minerały mogą wykazywać łupliwość w jednym lub w kilku kierunkach. Kierunki te są w danym krysztale zawsze takie same, niezależnie od kierunku przyłożenia siły, np. uderzenia. W zależności od łatwości pękania minerału oraz stopnia prawidłowości powierzchni, łupliwość dzielimy na:
doskonałą,
bardzo dobrą,
wyraźną,
niewyraźną (słabą).
Fig. 6. Ortoklaz: łupliwość doskonała, bardzo dobra i wyraźna
Przełam. Cecha ta mówi nam o braku łupliwości. Minerał wykazujący przełam, pęka wzdłuż powierzchni zupełnie przypadkowych, jak np. kwarc. Ze względu na kształt tych powierzchni wyróżnia się następujące typy przełamów:
równy (powierzchnie zbliżone do płaskich),
nierówny: muszlowy (przypominający kształtem powierzchnię muszli), haczykowaty, zadziorowaty i inne.
Fig. 7. Kwarc, widoczny przełam (brak łupliwości)
Niektóre minerały pod wpływem uderzenia pękają wzdłuż słabo zaznaczających się, niezbyt równych powierzchni, które nie przecinają całego kryształu. Cecha ta określana jest jako oddzielność. Posiadają ją np. niektóre granaty.
Twardość. Jest to opór jaki stawia minerał przy próbie zarysowania go ostrym narzędziem. Próbę wykonuje się swobodnie pociągając ostrzem po powierzchni minerału, bez stosowania silnego punktowego nacisku, powodującego jej kruszenie bądź miażdżenie. Twardość minerałów określa się porównując ją do twardości minerałów wzorcowych, tworzących skalę Mohsa. Jest to zestaw 10 minerałów ułożonych kolejno od najmniej do najbardziej twardego:
talk Mg3[(OH)2Si4O10]
gips CaSO4. 2H2O
kalcyt CaCO3
fluoryt CaF2
apatyt Ca5F(PO4)3
ortoklaz K[AlSi3O8]
kwarc SiO2
topaz Al2F2SiO4
korund Al2O3
diament C
Skala twardości Mohsa podaje tylko następstwo twardości, a więc szereg minerałów rysujących kolejno wszystkie poprzednie. W praktyce cała skala Mohsa jest rzadko stosowana, a twardość określa się pośrednio. Minerały o twardości 1 i 2 dają się łatwo zarysować paznokciem, o twardości 1 do 4 - gwoździem żelaznym, o twardości do 5 - ostrzem stalowym. Minerały o twardości 7 i większej są zdolne zarysować szkło. Twardość jest cechą charakterystyczną i stałą dla danego minerału. W wypadku wielu kryształów mieszanych, zwłaszcza glinokrzemianowych, może się ona zmieniać w pewnych, ściśle określonych dla danego minerału granicach. Istnieją też minerały, w których twardość jest cechą kierunkową, np. dysten. Twardość określamy badając minerał w stanie świeżym, nie zmienionym w wyniku późniejszych procesów, np. wietrzeniowych. Minerały zwietrzałe mają na ogół twardość niższą.
Gęstość właściwa. W przypadku niektórych minerałów stanowi doskonałą cechę rozpoznawczą (np. barytu - 4,5 g . cm-1, galeny - 7,58 g . cm-1). Większość minerałów skałotwórczych ma jednak gęstość rzędu 2,5-3,5 g . cm-1. Cecha ta zatem w badaniach terenowych nie ma zatem praktycznego znaczenia.
Inne cechy. W przypadku niektórych minerałów w badaniach makroskopowych wykorzystywane są inne charakterystyczne cechy. Należą do nich:
kruchość (np. turmalin),
sprężystość (np. muskowit),
giętkość (np. gips),
kowalność (np. srebro rodzime),
smak (np. halit),
magnetyzm (np. magnetyt),
opalizacja (opal),
labradoryzacja (labrador),
Fig. 8. Iryzacja światła (labradoryzacja) w labradorze
