I minerali. i minerali sono solidi cristallini, di origine inorganica, a composizione chimica costante, formatisi spontaneamente.

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1 ESPANSIONE I minerali Come tutti i solidi a composizione costante, ovvero formati da un unica sostanza, anche quelli che si rinvengono in natura assumono forme che esternamente rispecchia no, a volte in modo complesso, la disposizione spaziale delle particelle che li costituiscono. Tali solidi sono chiamati minerali: i minerali sono solidi cristallini, di origine inorganica, a composizione chimica costante, formatisi spontaneamente. Un angolo diedro è la porzione di spazio compresa tra due semipiani (facce) aventi per origine la stessa retta (spigolo): esso costituisce in un certo senso l estensione allo spazio del concetto di angolo piano. Per comprendere appieno questa definizione, è necessario introdurre il concetto di cristallo: un cristallo è una porzione di materia solida omogenea, delimitata da facce perfettamente piane, che si intersecano in spigoli e vertici formando angoli diedri. 1. La struttura dei cristalli Proprietà dei cristalli: gli elementi di simmetria Prima di affrontare un esame, sia pure sintetico, degli aspetti cristallografici della mineralogia, è necessario premettere alcune definizioni sugli elementi di simmetria fondamentali di un cristallo: il centro di simmetria (C) è il punto che divide esattamente a metà tutte le rette che congiungono punti opposti equivalenti di un cristallo (Figura A); Figura A Il centro di simmetria di un cristallo. il piano di simmetria (P) è un piano che divide il cristallo in due parti perfettamente uguali, di cui una è l immagine speculare dell altra (Figura B); Figura B Un piano di simmetria. Espansione 2

2 l asse di simmetria (A) è una retta attorno a cui il cristallo può ruotare di un dato angolo, senza che la posizione finale (posizione di ricoprimento) sia distinguibile da quella iniziale. Un asse si dice binario, e si indica con A 2 o, quando nel descrivere un angolo giro attorno a sé stesso, il cristallo presenta solo due posizioni di ricoprimento; è invece ternario (A 3 o ), quaternario (A 4 o )o, rispettivamente, senario (A 6 o ) se, nel descrivere un angolo giro attorno a sé stesso, il cristallo presenta tre, quattro o, rispettivamente, sei posizioni di ricoprimento (Figura C). A 4 A 2 Figura C Un asse quaternario (A 4 ) e uno binario (A 2 ) in un cubo. Un cristallo può presentare un centro di simmetria (ma alcuni cristalli non lo hanno), uno o più piani di simmetria (ma non obbligatoriamente), uno o più assi di simmetria, anche di diverso ordine, oppure nessuno. Nella Figura D sono riportati gli assi di simmetria di un cubo: come si può vedere, si tratta di tre A 4, quattro A 3 e sei A Figura D In un cubo vi sono tre assi quaternari 1, quattro assi ternari 2 e sei assi binari 3. L insieme degli elementi di simmetria di un cristallo è chiamato grado di simmetria e viene indicato riassumendo i singoli elementi. Il grado di simmetria di un cubo può dunque essere sintetizzato come segue: 6 A 2 4 A 3 3 A 4 9 P C Tutte le forme cristalline caratterizzate dallo stesso grado di simmetria formano una classe cristallografica. Esistono 32 classi, compresa quella pediale, che non ha alcun elemento di simmetria, neanche il centro. Proprietà dei cristalli: assi e parametri cristallografici L elemento fondamentale a cui si ricorre per la descrizione di un cristallo sono gli assi cristallografici. Gli assi cristallografici di un cristallo sono tre rette aventi un punto comune (origene), scelte in modo da formare tra loro angoli uguali a quelli formati da tre spigoli del cristallo (in alcuni casi è opportuno scegliere un sistema a quattro assi). Espansione 3

3 Un asse cristallografico può coincidere con un asse di simmetria oppure essere parallelo o perpendicolare a uno di essi o agli spigoli delle facce del cristallo. In ogni caso, gli assi cristallografici sono scelti in modo da consentire la rappresentazione più semplice possibile del cristallo. Per un cubo, ad esempio, gli assi cristallografici sono quelli indicati nella Figura E e coincidono con gli assi di simmetria quaternari A 4. z c y a y x z b x Figura E Gli assi di simmetria, la faccia fondamentale e i parametri di un cubo. Un secondo elemento importante per la definizione di un cristallo è la sua faccia fondamentale. La faccia fondamentale di un cristallo è un piano che incontra tutti gli assi cristallografici, ossia non è parallelo a nessuno di essi. Dalla definizione segue che la faccia fondamentale di un cristallo non è quasi mai una delle sue facce fisiche. Le distanze dall origine dei punti nei quali il piano della faccia fondamentale taglia gli assi cristallografici si chiamano parametri. Nell esempio della Figura E essi sono costituiti dalle lunghezze dei segmenti a, b, c. Sistematica cristallografica: gruppi, sistemi, classi In un cristallo, oltre ai parametri della faccia fondamentale (a, b, c), sono importanti anche gli angoli (,, ) che gli assi cristallografici formano tra loro. Questi sei valori, assieme agli elementi di simmetria presenti, consentono di classificare i cristalli. In base ai valori dei parametri a, b, c è possibile distinguere i cristalli in tre gruppi: gruppo monometrico: tre parametri uguali (a b c); gruppo dimetrico: due parametri uguali, uno diverso (a b c); gruppo trimetrico: tre parametri diversi ( a b c). I gruppi si dividono in sistemi, in base al valore degli angoli,, e alla presenza di alcuni elementi di simmetria comuni. I sistemi sono in totale 7 e a loro volta si dividono nelle 32 classi cui si è già accennato, formate ciascuna da cristalli con lo stesso grado di simmetria (Tabella A). Espansione 4

4 Tabella A Classificazione dei cristalli Gruppo Sistema Costanti cristallografiche Simmetria caratteristica Poliedro fondamentale Classe Elementi di simmetria Esempio z esacisottaedrica 4 A 3 3 A 4 6 A 2 9 P C Salgemma monometrico cubico α = β = γ = 90 a = b = c x c=a b=a a 90 y 4 A 3 cubo esacistetraedrica pentagonoicositetraedrica diacisdodecaedrica 4 A 3 3 A 4 6 P Blenda 4 A 3 3 A 4 6 A 2 Cuprite 4 A 3 3 A 2 3 P C Pirite pentagonododecaedrico 4 A 3 3 A 2 Ullmannite esagonale a = b c α = γ = 90 β = 120 x a z c b=a y A 6 prisma esagonale + pinacoide basale bipiramidale diesagonale A 6 6 A 2 7 P C Berillo piramidale diesagonale A 6 6 P Wurtzite trapezoedrica esagonale A 6 6 A 2 -Quarzo bipiramidale esagonale A 6 P C Apatite piramidale esagonale A 6 Nefelina scalenoedrica ditrigonale A 3 3 A 2 3 P C Calcite dimetrico trigonale o romboedrico a = b = c α = γ = 90 β 90 x z c β a α b y γ A 3 romboedro bipiramidale ditrigonale 4 A 3 3 A 2 4 P Benitoite piramidale ditrigonale A 3 3 P Tormalina trapezoedrica trigonale A 3 3 A 2 -Quarzo bipiramidale trigonale A 3 P romboedrica trigonale A 3 C Dolomite piramidale trigonale A 3 bipiramidale ditetragonale A 4 4 A 2 5 P C Zircone tetragonale α = β = γ = 90 a = b c x z c b=a a 90 y A 4 prisma tetragonale + pinacoide basale scalenoedrica tetragonale A 4 2 A 2 2 P Calcopirite piramidale ditetragonale A 4 4 P Diaboleite trapezoedrica tetragonale A 4 4 A 2 Cristobalite bipiramidale tetragonale A 4 P C Scheelite bisfenoidale tetragonale A 4 Cahnite piramidale tetragonale A 4 Wulfenite rombico z c α = β = γ = b a b c a 90 x y 3 A 2 e/o P prismi rombici + pinacoidi bipiramidale rombica 3 A 2 3 P C Zolfo piramidale rombica A 2 2 P Emimorfite bisfenoidale rombica 3 A 2 Epsomite trimetrico monoclino triclino c α = γ 90 ; β 90 β b a b c α a γ x α β γ 90 a b c x z β a z c α γ b y y A 2 e/o P C o nessuna prismi monoclini + pinacoidi tre coppie di pinacoidi prismatica A 2 P C Ortoclasio domatica P Hilgardite sfenoidale A 2 Mesolite pinacoidale C Albite pediale Parahilgardite Espansione 5

5 Aspetti particolari: polimorfismo, isomorfismo e soluzioni solide Noti i sistemi cristallografici nei quali si classificano i vari minerali, è possibile ora esaminare una legge fondamentale, scoperta dall abate francese René Just Haüy ( ): legge della costanza della simmetria: le forme in cui può cristallizzare un dato minerale presentano tutte lo stesso grado di simmetria. Per esempio, la pirite, FeS 2, cristallizza in cubi (con facce striate in modo alternato e perciò con simmetria più bassa del cubo geometrico, diacisdodecaedrica ), ottaedri e rombododecaedri: forme dunque diverse, ma tutte con lo stesso grado di simmetria (Figura F). È possibile anche che forme diverse, ma con lo stesso grado di simmetria, si uniscano insieme per dare forme composte, come la galena che può presentare la forma ibrida proposta nella Figura G. Figura F Cristalli di pirite. Figura G Forme diverse, dotate dello stesso grado di simmetria, possono unirsi per dare forme composte. Non sempre però la legge della costanza della simmetria viene rispettata. Accade frequentemente che un minerale cristallizzi in classi appartenenti a differenti sistemi cristallografici, o addirittura a differenti gruppi, in funzione delle diverse condizioni di temperatura e pressione in cui si viene a formare. Tale fenomeno, noto con il nome di polimorfismo, potrà essere spiegato quando conosceremo maggiori particolari circa la struttura intima dei cristalli. Al contrario, alcuni minerali, pur essendo costituiti da specie chimiche differenti, assumono la stessa forma cristallina: tale caratteristica si chiama isomorfismo. Essi possono dare cristalli omogenei, nei quali variano in modo continuo le proporzioni dei componenti: si tratta di miscele omogenee e sono quindi delle soluzioni solide. Per esempio, la forsterite, Mg 2 SiO 4, e la fayalite, Fe 2 SiO 4, cristallizzano entrambe nel sistema rombico, ma in natura sono molto più frequenti le miscele dei due, sotto forma di cristalli omogenei. Queste miscele costituiscono un minerale, l olivina, la cui formula, (Fe,Mg)SiO 4, rispecchia la variabilità dei cationi metallici che contiene. La struttura intima dei cristalli: i reticoli cristallini Quanto si è visto finora descrive accuratamente la forma geometrica dei cristalli, ma niente dice circa la loro struttura interna. La ricerca della relazione tra la forma geometrica di un cristallo e la sua intima struttura interessò ben presto gli studiosi. Le prime osservazioni in merito si devono al già citato abate Haüy. Egli notò che un campione di calcite, rompendosi, produceva pezzetti che avevano tutti la forma di romboedri. Le facce, di ampiezza diversa da pezzo a pezzo, erano tutte parallele tra loro. Espansione 6

6 Analogamente, trovò che cristalli cubici di salgemma, NaCl, o galena, PbS, si rompevano in cristalli che mantenevano tutti gli stessi angoli. Nel 1780, l abate formulò un ipotesi secondo la quale tutti i cristalli erano costituiti dall impacchettamento di particelle, estremamente piccole, invisibili, che egli chiamò particelle integranti (Figura H). Figura H Haüy spiegò le forme solide della galena con l unione di piccolissimi cubi. Queste particelle, naturalmente, dovevano possedere la forma del cristallo di partenza. Così un cristallo di salgemma poteva considerarsi formato dalla sovrapposizione, nelle tre direzioni, di un numero enorme di piccolissimi cristalli cubici. L idea di una materia costituita di particelle integranti concatenate senza soluzione di continuità diventò sempre meno credibile con il progredire della teoria atomica, che considerava l atomo come costituente di base della materia. Nel 1848, il fisico e mineralogista francese Auguste Bravais ( ) avanzò l ipotesi che i cristalli fossero formati da sistemi di punti materiali, disposti nello spazio in modo da formare un reticolo a tre dimensioni a maglie parallelepipede (Figura I). Figura I Un cristallo, secondo Bravais, è dato dall insieme di tanti punti materiali. Bravais, sulla base di considerazioni geometriche, riuscì a dimostrare che tutte le strutture note si potevano ricondurre a un numero limitato di schemi. Tutte le forme cristalline si potevano ricostruire mediante 14 schemi, sette dei quali, detti reticoli semplici fondamentali, corrispondevano esattamente ai poliedri fondamentali dei sette sistemi cristallografici già noti. I punti materiali di Bravais sono atomi, ioni o molecole. La struttura omogenea e periodica dei cristalli venne dimostrata dal fisico tedesco Max Theodor Felix von Laue ( ) nel 1912 con l uso dei raggi X. Espansione 7

7 Un fascio parallelo di raggi X, inviato su una sottile lamina di blenda, ZnS, la attraversa e impressiona una lastra fotografica. Su di essa, si rileva una serie di macchie disposte in modo regolare, dovute alle diffrazioni prodotte dagli ioni del cristallo sul fascio di raggi X. Lo studio delle macchie, molto complesso, consente di determinare la classe di simmetria del cristallo, la posizione reciproca delle particelle che lo formano e le distanze che le separano. L esperienza di Von Laue offrì dunque la possibilità di vedere per la prima volta il reticolo cristallino di un solido (Figura L). Figura L La diffrazione dei raggi X consentì a Von Laue di mettere in evidenza il rigoroso ordine interno dei cristalli. 2. Caratteristiche dei minerali: proprietà vettoriali e scalari Figura M Calcite. La forma dei minerali, come si è detto, riflette quella dei cristalli che li compongono. Essa, però, non è sempre facilmente individuabile (come nel caso di un frammento o di un aggregato di cristalli molto piccoli). Per riconoscerli, quindi, oltre che su di essa ci si basa sull analisi di alcune proprietà fisiche caratteristiche. Alcune proprietà, definite proprietà vettoriali, a causa della struttura a reticolo dei cristalli, assumono valori diversi secondo la direzione lungo la quale vengono misurate. Questa caratteristica, tipica dei cristalli, è detta anisotropia. Mentre per i solidi cristallini c è sempre almeno una proprietà anisotropa, per quelli amorfi può non essercene nessuna. Le proprietà vettoriali dei minerali possono essere relative alla coesione (durezza, sfaldatura), al calore (dilatazione), all elettricità (conducibilità elettrica, piezoelettricità), alla luce (colore, lucentezza, rifrazione, polarizzazione della luce). La durezza indica la resistenza di un minerale all abrasione o alla scalfittura e dipende dalla forza dei legami chimici presenti. Per la misurazione convenzionale di tale proprietà si utilizza la scala di Mohs. Essa fa riferimento a dieci minerali, ciascuno dei quali può scalfire le facce del minerale che lo precede nella scala, ma viene scalfito dal minerale che lo segue. La Tabella B riporta l ordine dei dieci minerali. Pur essendo certamente approssimativa, essa è ancora di grande utilità pratica. Il talco, primo nella scala, che può essere facilmente scalfito con un unghia, è inciso da un pezzo di gesso; il gesso, a sua volta, è scalfito dalla calcite (Figura M), e così via. La durezza di un minerale è espressa dal Espansione 8

8 numero che si ottiene confrontando il campione in esame con i riferimenti della scala di Mohs. Per esempio, per verificare se una pietra preziosa è autentica o falsa si determina la sua durezza, che in genere supera il sei. La sfaldatura è la caratteristica che hanno Tabella B La scala di Mohs molti minerali di rompersi per urto, formando blocchi che presentano superfici piane e Minerale Formula Durezza attribuita parallele per una o per più facce dell abito talco Mg 3 (OH) 2 Si 4 O 10 1 gesso CaSO cristallino; anch essa dipende dalla forza 4? 2 H 2 O 2 calcite CaCO dei legami tra gli atomi, che possono essere 3 3 fluorite CaF 2 4 di intensità differente a seconda dei diversi piani. Per esempio, se i piani, formati da apatite Ca 5 [(OH,F,Cl)(PO 4 ) 3 ] 5 ortoclasio KAlSi 3 O 8 6 legami covalenti, sono tenuti insieme da quarzo SiO 2 7 legami deboli come le forze di Van der Waals, si ha una sfaldatura molto facile in una topazio Al 2 F 2 SiO 4 8 corindone Al 2 O 3 9 direzione, ma una notevole resistenza nella diamante C 10 direzione a essa perpendicolare. È il caso delle miche, che sembrano formate da tanti fogli sovrapposti. Nel quarzo (Figura N), invece, i legami sono molto forti in tutte le direzioni del reticolo e quindi il quarzo non si sfalda, ma si frantuma in frammenti assai irregolari, di aspetto scheggioso o curvilineo (superfici concoidi). La dilatazione termica è una conseguenza dell aumento di temperatura. Nei cristalli dimetrici, come il quarzo, la dilatazione non è uniforme in tutte le direzioni: pertanto una sfera di quarzo per riscaldamento può diventare un ellissoide. La lucentezza misura l intensità della luce riflessa dalle facce di un cristallo. Si può distinguere la lucentezza metallica, tipica delle sostanze che riflettono totalmente la luce e risultano pertanto opache, da quella non-metallica, caratteristica dei corpi trasparenti. Questi ultimi possono presentare vari tipi di lucentezza: adamantina, resinosa, vitrea, grassa, madreperlacea ecc. (Figura O). Il colore è certamente una proprietà di facile valutazione, ma questo non depone per l identificazione certa di un minerale. Infatti, se molti minerali come la malachite, verde, o il lapislazzulo, turchino, sono sempre dello stesso colore, altri modificano il loro colore e le tonalità di quest ultimo a seconda delle impurità chimiche rimaste incluse all epoca della loro formazione. Così il corindone è incolore se puro, ma può essere rosso a causa della presenza di cromo (rubino) oppure blu per la presenza di tracce di titanio o ferro (zaffiro). Con la tecnica dello striscio, cioè polverizzando il minerale su un frammento di porcellana ruvida, se ne può osservare meglio il colore; infatti, la polvere mostra il colore caratteristico del minerale, anche se il campione di partenza presentava sfumature diverse. All opposto, due minerali apparentemente uguali possono dare strisce di colore diverso. Per esempio, l ematite, la magnetite e la goethite (Figura P) possono presentarsi come cristalli neri, ma con la tecnica della polverizzazione l ematite ha un colore tendente al rosso, la magnetite risulta nera, mentre la goethite è giallo-bruna. Quando un raggio di luce attraversando un minerale viene rifratto, la determinazione dell angolo di incidenza e di quello di rifrazione Figura N Biotite (mica) e quarzo. Figura O Fluorite e sfalerite. Espansione 9

9 consente il calcolo dell indice di rifrazione, caratteristico di un dato materiale (Figura Q). i aria superficie di separazione corpo trasparente r Figura Q Riffrazione di un raggio luminoso: i > r. Figura P Ematite, goethite, magnetite. 1 ordinario straordinario La deviazione di un raggio di luce si manifesta quando questo passa dall aria in un mezzo trasparente di diversa densità, come un cristallo non opaco. Rispetto a questa proprietà i cristalli non monometrici sono anisotropi. Il fenomeno della birifrangenza, presentato dalla calcite, dimetrica, si verifica quando un raggio di luce, nell attraversare un cristallo, si sdoppia dando una doppia immagine. Per verificare questo fenomeno, molti cristalli richiedono di operare con strati di materiale molto sottili (Figure R). La luce può essere considerata come un insieme di onde che vibrano in tutti i piani perpendicolari alla sua direzione di propagazione. Esistono sostanze (la tormalina, la calcite opportunamente tagliata, il polaroid) che consentono il passaggio soltanto di onde oscillanti in un determinato piano: in tal caso la luce si dice luce polarizzata (Figura S). Molti minerali, non monometrici, ridotti in lamine sottili al punto da essere trasparenti, se osservati in luce polarizzata manifestano un colore (colore di interferenza) che dipende dal loro indice di rifrazione e dalla loro orientazione rispetto al piano di polarizzazione Figura S Mentre la luce ordinaria è costituita da onde che vibrano su infiniti piani (a), in quella polarizzata (b) vi è un unico piano di vibrazione. 2 Figura R La birifrangenza è un fenomeno in virtù del quale un raggio luminoso viene sdoppiato 1. È molto marcata nella calcite 2. Espansione 10

10 della luce. Tali osservazioni sono spesso utili per l identificazione di un minerale. La conducibilità elettrica può essere più o meno significativa per i diversi minerali: basti pensare all argento, al rame e all oro. Anche in questo caso, peraltro, si tratta di una proprietà anisotropa e la differenza di conducibilità nelle diverse direzioni dello stesso cristallo non monometrico è talvolta molto forte. Nell ematite, trigonale, la conducibilità elettrica nelle direzioni normali all asse ternario ha un valore quasi doppio di quello che presenta nella direzione dell asse stesso. Se si esercita una certa pressione, in una direzione ben precisa, su un cristallo di quarzo, si produce una separazione di cariche elettriche: questa proprietà è detta piezoelettricità. Gli accendini piezoelettrici funzionano appunto esercitando una pressione meccanica su un cristallo di quarzo, che trasmette, in conseguenza della separazione di cariche, una differenza di potenziale a due elettrodi a esso collegati. La scarica elettrica che si genera per pressione è dovuta appunto alla ddp accumulata. Ma esiste anche il caso opposto: l impulso elettrico generato da una pila fa vibrare cristalli di quarzo (circa volte al secondo) che fungono da motore regolare negli orologi (Figura T). Altre proprietà, come per esempio il punto di fusione e la densità, sono invece scalari, ossia non dipendono dalla direzione della misura, che viene espressa da un semplice numero, specificando le unità di misura usate. Il punto di fusione viene determinato secondo le procedure note, ma anche un altra proprietà a esso collegata è importante per gli utilizzi industriali di un minerale. Si tratta della fusibilità. Essa non è ben definibile, poiché dipende, oltre che dal punto di fusione, anche dalla capacità di un minerale di trasmettere o disperdere il calore nelle varie direzioni. A tale scopo è stata costruita dal mineralogista tedesco F. von Kobell una scala di valore empirico che utilizza come riferimento sette minerali con diversi comportamenti (Tabella C). In base al comportamento al cannello ferruminatorio di una scheggia di minerale incognito, confrontando i comportamenti descritti nella scala, si può determinare la fusibilità del minerale e, solo in certi casi, avere un idea molto approssimativa del punto di fusione. Tabella C La scala di von Kobell Figura T Accendino piezoelettrico e orologio. Minerale Punto di fusione ( C) Comportamento al cannello antimonite circa 525 fonde con estrema facilità anche alla fiamma di un cerino natrolite circa 800 fonde facilmente in una sferetta almandino circa 1050 fonde abbastanza facilmente actinolite circa 1200 fonde non troppo facilmente con formazione di una sferetta all estremità di aghi sottili ortoclasio circa 1300 fonde solo sugli orli delle schegge sottili bronzite circa 1400 presenta solo tracce di arrotondamento per fusione sugli orli delle schegge più fini quarzo circa 1700 infusibile Un altra caratteristica utile all identificazione di un minerale è la misura della sua densità, che dipende dagli elementi che lo costituiscono e dalla struttura stessa del reticolo. Espansione 11

11 3. Classificazione chimica dei minerali La classificazione chimica dei minerali cui si ricorre più frequentemente si deve a H. Strunz, che la propose per la prima volta nel Il suo ultimo aggiornamento, del 1970, divide le specie minerali conosciute, che sono circa duemila, in nove classi. I. Elementi nativi. Comprende i minerali costituiti da un metallo (oro, argento, rame) o da un non-metallo (zolfo, carbonio nelle varietà di diamante o di grafite). A questa classe appartengono anche leghe naturali come l elettro (lega di oro e argento) e le leghe ferro-nichel di origine meteoritica. II. Solfuri. Appartengono a questa classe la blenda (ZnS), la galena (PbS), la pirite (FeS 2 ) e il cinabro (HgS); in questo gruppo sono compresi anche gli arseniuri, come la niccolite (NiAs). III. Alogenuri. I più noti sono il salgemma (NaCl), la fluorite (CaF 2 ) e la criolite (Na 3 AlF 6 ). IV. Ossidi e idrossidi. Tra essi ricordiamo l ematite (Fe 2 O 3 ), la magnetite (Fe O 4 ), la limonite (Fe 2 O 3? H 2 O), il quarzo (SiO 2 ), il corindone (Al 2 O 3 ) e le sue varietà trasparenti e colorate, rubino e zaffiro, di grande valore economico, e la brucite (Mg(OH) 2 ). V. Nitrati, carbonati e borati. Ricordiamo la siderite (FeCO 3 ), la calcite (CaCO 3 ), la rodocrosite (MnCO 3 ), la dolomite (CaMg(CO 3 ) 2 ), il borace (Na 2 [B 4 O 5 (OH) 4 ]? 8 H 2 O) e la nitronatrite (NaNO 3 ). VI. Solfati, cromati, wolframati e molibdati. Vi appartengono la barite (BaSO4), il gesso (CaSO 4? 2 H 2 O), la wulfenite (PbMoO 4 ), la scheelite (CaWO 4 ) e la crocoite (PbCrO 4 ). VII. Fosfati, arseniati e vanadiati. Vi appartengono la vivianite (Fe 3 (PO 4 ) 2? 8 H 2 O), l apatite (Ca 5 [(OH,F,Cl)(PO 4 ) 3 ]), la vanadinite (Pb 5 [Cl(VO 4 ) 3 ]), l eritrina (Co 3 (AsO 4 ) 2? 8 H 2 O) e il turchese (CuAl 6 [(OH) 8 PO 4 ] 4? 4 H 2 O). VIII. Silicati. La classe comprende circa cinquecento specie ed è quindi la più ricca; di conseguenza è opportuno uno studio a parte nel prossimo paragrafo. IX. Minerali organici. Sono in tutto una ventina di composti, di cui il più noto da millenni è l ambra, una resina fossile originata da alberi vissuti da 30 a 100 milioni di anni fa. Per la sua composizione chimica variabile, non dovrebbe essere annoverata tra i minerali, ma vi è inclusa per l interesse gemmologico (Figura U). Figura U Quarzo, ambra, argento, oro e pirite. Espansione 12

12 Qualcosa in più I cristalli liquidi Verso la fine del XIX secolo venne individuato un gruppo di sostanze che presentava uno stato intermedio (mesofase) tra solido e liquido, delimitato da valori ben definiti di temperatura. Si scoprì che la mesofase, di consistenza liquida ma molto viscosa e non trasparente, manteneva alcune proprietà ottiche ed elettriche dei solidi. Per questi motivi per essa si coniò il termine cristallo liquido. Le prime applicazioni pratiche dei cristalli liquidi vennero attuate verso il 1960, quando si trovò il modo di sfruttarne le interazioni con un campo elettrico. Si ottennero così i visualizzatori a cristalli liquidi (Liquid Crystal Displays, LCD), che hanno velocemente rimpiazzato i display a emissione di luce (Light Emitting Diode, LED) nelle calcolatrici e negli orologi digitali. Una sostanza che dia luogo alla fase di cristallo liquido è quasi sempre formata da molecole a forma di barretta allungata che riescono a stabilire legami secondari soprattutto lateralmente al loro asse. Nella fase solida esse si dispongono parallelamente e sono distribuite in piani ma, con l aumento della temperatura, i singoli piani possono scivolare l uno rispetto all altro: è la mesofase smettica. Un ulteriore aumento della temperatura consente il passaggio alla mesofase nematica in cui, pur non esistendo più i piani, le molecole si mantengono parallele tra di loro. Gli LCD sfruttano la capacità delle molecole della mesofase nematica di polarizzare la luce secondo la propria direzione di allineamento. Inoltre, in presenza di un campo elettrico, le molecole si dispongono in accordo alle sue linee di forza. Un display a cristalli liquidi è costituito nell ordine da: 1. un filtro polarizzatore; 2. una cella con il cristallo liquido confinato entro due sottili lastre di vetro contenenti all interno due elettrodi trasparenti sagomati come le cifre che devono riprodurre; luce uscente riflessa fase solida mesofase smettica mesofase nematica mesofase colesterica 3. un filtro polarizzatore perpendicolare a quello iniziale; 4. una superficie riflettente. La luce ambiente, polarizzata da [1], passa alla cella a cristallo liquido. In essa la mesofase nematica è distorta da scanalature microscopiche presenti nelle facce interne delle lastre di vetro. I piani distorti costringono la luce polarizzata a subire una rotazione di 90. La luce esce da [3] e, dopo essere stata riflessa da [4], percorre a ritroso il cammino riemergendo dal visore: la luce ambientale viene restituita e il visore appare di un grigio chiaro. Se gli elettrodi in [2] sono sotto tensione, tutte le molecole tra essi presenti sono parallele e non possono ruotare il piano della luce polarizzata che viene così assorbita: la zona appare scura poiché non è in grado di riflettere la luce ambiente. Alcune sostanze presentano una mesofase in cui si ha una struttura a strati nei quali le molecole hanno una disposizione nematica ma, da uno strato all altro, c è una leggera rotazione delle direzioni di allineamento. Nell insieme si viene a formare una struttura elicoidale in cui il passo della spirale è molto sensibile alla temperatura e alla pressione: al cambiare della temperatura il cristallo liquido cambia colore. Poiché tale situazione è presentata da molti derivati del colesterolo, ci si riferisce ad essa come mesofase colesterica. Utilizzi semplici per i cristalli liquidi in mesofase colesterica si hanno nei termometri a contatto, dove se ne sfrutta la capacità di cambiare il passo e quindi il colore a seconda della temperatura. zona priva di collegamento elettrico: riflette la luce fase liquida luce entrante [1] polarizzatore verticale [2] cella a cristallo nematico [3] polarizzatore orizzontale [4] specchio zona sotto tensione: assorbe la luce Espansione 13

13 Figura V Il gruppo SiO 4 4 di base dei silicati. SiO I silicati I silicati formano il materiale solido più diffuso sulla Terra: costituiscono circa l 80% della litosfera. La loro classificazione fu tentata inizialmente ricorrendo a criteri esclusivamente chimici, mediante l utilizzo anche di ipotetici acidi silicici, la cui esistenza non è mai stata dimostrata. Il ricorso ai raggi X ne ha invece permesso una più corretta classificazione, individuando nel tetraedro SiO 4 4 l unità strutturale fondamentale (Figura V). Tra silicio e ossigeno esistono dei forti legami covalenti e i tetraedri che ne risultano possono presentarsi isolati, oppure legati tra loro attraverso gli atomi di ossigeno formando catene, anelli, piani o strutture tridimensionali. I silicati si suddividono nelle seguenti sottoclassi (Tabella D). Nesosilicati. Il nome significa silicati a isole per indicare che i tetraedri di base sono indipendenti l uno dall altro e tenuti legati, per mezzo dei loro cationi metallici, con interazioni a volte ioniche, a volte covalenti polari. Caratteristica di questa sottoclasse è l olivina. Il topazio, i vari tipi di granati e lo zircone (ZrSiO 4 ) appartengono anch essi ai silicati a tetraedri isolati. Sorosilicati. Sono caratterizzati dalla presenza di due tetraedri uniti mediante un ossigeno con il quale formano il gruppo Si 2 O 6 7. Un sorosilicato è la calamina (Zn 4 [(OH) 2 Si 2 O 7 ]? H 2 O) e tutto il gruppo degli epidoti. Ciclosilicati. Sono costituiti da anelli di tre tetraedri, come nella benitoite (Ba,Ti(Si 3 O 9 )), o quattro come nell axinite (Ca/Fe,Mn)Al 2 [BO 3 OHSi 4 O 12 ]) o sei come nel berillo (Al 2 Be 3 (Si 6 O 18 )), le cui varietà trasparenti e colorate (acquamarina, eliodoro, morganite e soprattutto lo smeraldo) sono molto apprezzate in gemmologia. Anche la tormalina (Na(Mg,Fe) 3 Al 6 [(OH)/BO 3 ) 3 Si 6 O 18 ]) appartiene a questa sottoclasse. Inosilicati. In essi i tetraedri sono uniti a formare catene semplici (pirosseni) oppure doppie (anfiboli). Nel primo caso due ossigeni di ciascun tetraedro servono come unione con gli altri tetraedri, mentre gli altri due portano una carica ciascuno: l unità strutturale è Si 2 O 4 6, come nel diopside (CaMg(Si 2 O 6 )). Quando due catene semplici si uniscono per formare la doppia catena anfibolica, l unità strutturale è Si 4 O4 11 come nel glaucofane e nell antofillite (Mg,Fe) 7 [OHSi 4 O 11 ] 2 Fillosilicati. I tetraedri sono raggruppati in strati paralleli formati dal ripetersi di gruppi Si 2 O 2 5, in ciascuno dei quali quattro atomi di ossigeno fungono da ponte con gli altri gruppi. Spesso però la struttura è complicata dalla presenza di atomi di alluminio che sostituiscono parzialmente quelli di silicio. Vi appartengono minerali che Tabella D Classificazione dei silicati Nesosilicati Sorosilicati Ciclosilicati Inosilicati Fillosilicati Tettosilicati SiO 4 4 Si 2 O 6 4 Si 4 O 11 6 Si 2 O 5 2 Si 2 O 7 6 Si 3 O 9 6 Si 4 O 12 8 Si 6 O12 18 Espansione 14

14 si sfaldano facilmente come il talco (Mg 3 (OH) 2 Si 4 O 10 ), la biotite, la muscovite (KAl 2 [(OH,F) 2 AlSi 3 O 10 ]), tutte le miche in genere. Anche l amianto fa parte dei fillosilicati. Tettosilicati. I tetraedri sono uniti tra loro attraverso gli atomi di ossigeno, dando luogo a strutture tridimensionali, complicate dalla già citata sostituzione di silicio con alluminio e talvolta con boro. Nelle gabbie dei tetraedri che, grazie alle sostituzioni, presentano ossigeni con cariche libere, possono essere trattenuti ioni metallici diversi. Leucite (K[AlSi 2 O 6 ]), albite (Na[AlSi 3 O 8 ]), ortoclasio (K[AlSi ]) e tutti i feldspati sono i minerali più importanti. Si deve infine sottolineare che strutturalmente anche il quarzo è un tettosilicato e anzi è l unico che non presenti atomi di silicio sostituiti. 4. Le rocce: aggregati misti di minerali Confrariamente ai minerali che sono composti chimici uniformi rappresentabili con una formula, una roccia invece non ha una precisa definizione chimica. La roccia è un aggregato, solitamente compatto, di diversi minerali, in forma cristallina o amorfa, formato da masse p)ù o meno grandi e ben individuabili. In altri termini, possiamo descrivere i minerali presenti in una roccia e le loro proporzioni, ma non possiamo scrivere una formula complessiva che la rappresenti. Le rocce, in genere, sono quindi eterogenee, costituite cioè da più specie minerali, come il granito (quarzo, feldspati, ortoclasio, mica), ma possono essere anche omogenee se formate da un solo minerale, come un calcare o una massa di salgemma. Anche nelle rocce omogenee, tuttavia, sono presenti tracce di altre sostanze che le rendono, dal punto di vista chimico, non uniformi. Le rocce che costituiscono la crosta terrestre si possono suddividere in tre grandi gruppi: le rocce magmatiche (o ignee), le rocce metamorfiche e le rocce sedimentarie. Ognuno di questi gruppi si distingue in base ai processi che hanno portato alla loro formazione, per cui possiamo parlare di tre grandi processi litogenetici (Figura Z). Il processo magmatico prende inizio dalla presenza di una massa fusa o magma, che si può trovare a diverse condizioni di pressione. Il raffreddamento di questo magma porta a una progressiva cristallizzazione e, quindi, alla formazione di aggregati di minerali che costituiscono le rocce magmatiche. Sommariamente si possono distinguere le rocce magmatiche in effusive e intrusive. Le prime sono dovute a un rapido abbassamento di temperatura del magma e, di conseguenza, sono caratterizzate da pochi ammassi cristallini e dalla presenza di pasta vetrosa (porfido, basalti, ossidiana, pomice); sono tipiche delle eruzioni vulcaniche. Le seconde invece hanno subito un lento raffreddamento all interno della crosta terrestre e hanno avuto tutto il tempo di formare aggregati omogenei di dimensioni più o meno grandi, spesso ben distinguibili a occhio nudo, come nel caso dei graniti; alla formazione di queste rocce contribuiscono anche i gas contenuti nella massa fusa e la forte pressione esercitata dalle rocce sovrastanti. Il processo metamorfico è caratterizzato dalla trasformazione che avviene allo stato solido o semisolido, di rocce preesistenti, cioè senza la fusione dei materiali. Gioca un ruolo fondamentale la pressione esercitata dalle masse circostanti sulla roccia che si va trasformando la quale, pur mantenendo la stessa composizione chimica iniziale, cambia più o meno radicalmente la sua struttura, come nel caso Espansione 15

15 Figura Z Il ciclo litogenetico. dei marmi o dei serpentini o, ancora, degli gneiss. Il processo può coinvolgere grandi masse rocciose, come nella deriva dei continenti, o piccole aree, come nelle zone a stretto contatto dei camini vulcanici. Infine il processo sedimentario consiste nell erosione e nell alterazione di rocce che, affiorando in superficie, sono soggette agli agenti esogeni quali l acqua, il ghiaccio, il vento o il clima in generale. I frammenti erosi vengono trasportati e accumulati in nuove masse che, nel tempo, con l azione di pressioni moderate, o con l avvento di nuove sostanze cementanti, si trasformano in rocce sedimentarie. Possono essere di tipo clastico (frammenti di varie dimensioni: arenarie, argille), di tipo organogeno (di origine animale o vegetale: calcari fossili, carbone, atolli corallini) o di tipo chimico (dovuti a precipitazione o evaporazione dell acqua: travertino, alabastro e i noduli manganesiferi dei fondali oceanici). Non considerando l aspetto esteriore della Terra, coperta prevalentemente dagli oceani e da manto vegetale, si può dire che prevalgono nella crosta terrestre le rocce magmatiche, seguite dalle metamorfiche e, in piccola percentuale, dalle rocce sedimentarie. A prima vista le rocce sembrano immutabili, ma nel corso del tempo esse subiscono molte trasformazioni. Il movimento della crosta gioca un ruolo fondamentale facendo affiorare nuovi materiali, permettendo la rifusione di altri e comprimendo nel contempo grandi masse rocciose. In superficie poi gli agenti esogeni partecipano a questo ciclo che dura da miliardi di anni. gas rocce magmatiche effusive alterazione erosione trasporto sedimenti accumulo rocce magmatiche intrusive rocce metamorfiche riscaldamento compattazione e cementazione intrusione magma e sollevamento sollevamento fusione riscaldamento deformazione rocce sedimentarie Espansione 16

16 Verifiche Conoscenze 1. Si definisce minerale un solido cristallino di origine organica. 2. Una classe cristallografica è costituita da forme che hanno lo stesso grado di simmetria. V F V F 3. Il polimorfismo non rispetta la legge della costanza della simmetria. V F 4. Se un minerale cristallizza in diverse forme, esse appartengono sempre a classi diverse. 5. Nei ciclosilicati si riscontrano anelli costituiti dall unione di 3, 4, 5 e 6 tetraedri. V F V F 6. Le classi cristallografiche sono: a. 3 b. 7 c. 32 d. infinite 7. Tutti i cristalli del gruppo trimetrico sono caratterizzati da: a. a = b c b. a b c c. d. = = 90 = Tutte le classi del sistema trigonale hanno in comune: a. A 3 b. 3 A 3 c. C d. A 2 9. Quale tra le seguenti associazioni è corretta? a. fillosilicati catene semplici o doppie b. ciclosilicati tetraedri in strati paralleli c. nesosilicati tetraedri indipendenti d. inosilicati anelli a tre o quattro tetraedri 10. La sfaldatura di un minerale è una proprietà: a. scalare, perché dipende dalla direzione di misurazione b. scalare, perché non dipende dalla direzione di misurazione c. vettoriale, perché dipende dalla direzione di misurazione d. vettoriale, perché non dipende dalla direzione di misurazione Abilità 11. Un asse che produca una sola posizione di ricoprimento: a. è un asse di simmetria binario b. è un asse di simmetria ternario c. è un asse di simmetria quaternario d. non è un asse di simmetria 12. Quale dei seguenti oggetti NON ha il centro di simmetria? a. una sfera b. una bottiglia c. un tubo d. un viso 13. Un minerale si presenta a volte in cubi e a volte in ottaedri. Ciò significa che è: a. polimorfo b. isomorfo c. ha entrambe le caratteristiche precedenti d. non ha nessuna delle caratteristiche precedenti 14. L anglesite ha formula PbSO 4. Secondo la classificazione chimica a quale classe appartiene? a. IV b. V c. VI d. VII 15. Nella scala di Mohs, la durezza della calcite e dell apatite vale rispettivamente 3 e 5. Ciò significa che l apatite: a. è 2 volte più dura della calcite b. ha durezza 5/3 rispetto a quella della calcite c. è 100 volte più dura della calcite d. è in grado di scalfire la calcite 16. Quale delle seguenti sostanze, pur essendo considerata un minerale, NON ne rispetta la definizione? a. quarzo b. ambra c. pirite d. blenda Prova a esporre 17. Indica in base a quali criteri un cristallo può essere assegnato a una classe, a un sistema e a un gruppo. 18. Considera un prisma a base esagonale e determinane tutti gli elementi di simmetria. 19. Perché il quarzo, che chimicamente è un ossido, viene classificato fra i tettosilicati? 20. La grossularia, quando è in cristalli limpidi e di un bel colore, è utilizzata come gemma di buona qualità. La sua formula è Ca 3 Al 2 [SiO 4 ] 3 : come è classificabile chimicamente? 21. Quali tipi di rocce si formano per l azione degli agenti atmosferici? Soluzioni delle verifiche Conoscenze 1. F; 2. V; 3. V; 4. F; 5. V; 6. c.; 7. b.; 8. a.; 9. c.; 10. c. Abilità 11. d.; 12. d.; 13. a.; 14. c.; 15. d.; 16. b. Espansione 17 17