approfondimento > Materiali della Terra solida SCIENZE DELLA TERRA metti a fuoco Se consideriamo l abbondanza degli elementi chimici dal punto di vista del loro volume, la prevalenza dell ossigeno diventa ancora più evidente. È forse paradossale, ma oltre il 90% del volume dei materiali solidi su cui camminiamo e con cui costruiamo i nostri edifici è dovuto a un elemento, l ossigeno, che ci è molto più familiare come gas. Composizione chimica della Terra solida Le caratteristiche fisiche della parte solida della Terra dipendono dai materiali che costituiscono il pianeta. Inizieremo perciò il nostro studio dalla composizione della materia di cui è fatta la Terra. Per spiegare i movimenti che, pur se lentissimi, rendono dinamico il nostro pianeta, ci interesseremo in seguito anche dell energia proveniente dal suo interno. In misura prevalente il nostro pianeta è costituito da composti allo stato solido, che formano nella parte esterna uno strato denominato crosta terrestre. Gli elementi chimici che, in misura diversa, entrano a fare parte delle sostanze presenti in natura sono 90. Di questi solo 8 sono abbondanti nella crosta terrestre, tanto da formarne il 98,6%. Si tratta di ossigeno O, silicio Si, alluminio Al, ferro Fe, calcio Ca, magnesio Mg, sodio Na e potassio K (figura 1). Due elementi da soli, l ossigeno e il silicio, rappresentano oltre il 70% in massa della crosta. Atomi di ossigeno si trovano legati praticamente in tutti i composti chimici, sia quelli formati con il silicio sia quelli formati con i metalli. Quasi la metà della massa della crosta è dovuta all ossigeno. Gli elementi chimici presenti nella crosta si legano tra loro in combinazioni molto varie per formare composti solidi. Si tratta in prevalenza di composti costituiti da ossigeno e silicio, e tra questi i più frequenti so no sali che prendono il nome di silicati. Il nostro pianeta può essere definito, almeno nella sua parte esterna, una sfera fatta di silicati in cui sono presenti anche un po di ioni metallici. I composti solidi naturali che costituiscono la Terra nella sua parte esterna sono i minerali; a loro volta i minerali formano le rocce. I minerali sono solidi cristallini inorganici, caratterizzati da composizione chimica ben definita e da specifiche proprietà fisiche. metti a fuoco I sali sono composti chimici caratterizzati da legami ionici. Si trovano normalmente allo stato solido, con gli ioni positivi e quelli negativi disposti in modo ordinato. Cloruri, solfuri, carbonati, solfati e silicati sono alcuni tra i sali più comuni. I minerali I minerali sono formati da particelle che hanno la disposizione spaziale precisa e ordinata tipica dei cristalli. I cristalli si presentano in forme regolari, prismatiche, ben riconoscibili, caratteristiche per ogni minerale. Il sale grosso da cucina, per esempio, si presenta sotto forma di cristalli cubici (figura 2). Ogni minerale è identificato anche da una specifica composizione, esprimibile con una ben definita formula chimica che indica il tipo e il numero di atomi presenti nella sua più semplice unità costitutiva. Alla precisa formula chimica del minerale corrisponde una particolare disposizione delle particelle nello spazio. Questa architettura conferisce a ogni minerale l aspetto di un particolare solido dalla forma geometrica regolare. La più piccola unità ripetitiva di cui il cristallo è formato prende il nome di cella elementare. Ogni cristallo è costituito da un numero molto grande di celle elementari, la cui disposizione nello spazio determina la forma assunta dal solido, definita abito cristallino. Esistono O figura 2 Il sale si presenta sotto forma di cristalli cubici. La forma di questo minerale dipende dalla sua composizione chimica (cloruro di sodio NaCl) e dalla disposizione nello spazio dei suoi costituenti. Ferro (6%) Magnesio (4%) Altri (<1%) Alluminio (1,1%) Alluminio (8%) Calcio (2,4%) Calcio (1,1%) P figura 1 Gli elementi che compongono la crosta terrestre a confronto con quelli dell intera Terra. Circa il 90% in massa della intera Terra è formato da quattro elementi: ferro, ossigeno, silicio e magnesio. L ossigeno, il silicio e l alluminio rappresentano, da soli, l 80% della crosta. Silicio (28%) Ossigeno (46%) Crosta terrestre Potassio (2,3%) Sodio(2,1%) Altri (<1%) Zolfo (1,9%) Nichel (2,4%) Magnesio (13%) Silicio (15%) Ferro (35%) Intera Terra Ossigeno (30%) 1
figura 4 Piani di sfaldatura paralleli in un cristallo di mica. minerali con abito cristallino a forma di cubo, prisma, ottaedro o di altri solidi geometrici. Uno stesso minerale può presentarsi con abiti cristallini diversi: la fluorite, per esempio, può cristallizzare in cubi, ottaedri o rombododecaedri (figura 3). Proprietà dei minerali Le dimensioni dei cristalli possono variare enormemente: alcuni si vedono solo al microscopio, altri possono superare il metro di lunghezza. Nella maggior parte dei casi i cristalli non si presentano con facce e spigoli ben definiti, perché non hanno avuto spazio o tempo sufficienti per evolvere in una forma regolare. Il loro riconoscimento è spesso problematico. Per esaminare a livello ultramicroscopico la struttura cristallina dei minerali, i ricercatori ricorrono principalmente a sistemi che utilizzano i raggi X. In questo modo i diversi minerali possono essere identificati con sicurezza. Con metodi più semplici, ma meno precisi, si può riconoscere la maggior parte dei minerali attraverso alcune specifiche proprietà fisiche facilmente individuabili. Le proprietà più utilizzate sono: colore, lucentezza, peso specifico, sfaldatura, durezza e temperatura di fusione. Il colore è la proprietà fisica più evidente quando si osserva un minerale e spesso viene usato per il suo riconoscimento immediato. Il colore di un minerale dipende principalmente dalla composizione chimica. I minerali colorati contengono di solito ferro, cromo, manganese, cobalto, nichel, titanio, rame. In alcuni minerali della stessa specie il colore può variare da campione a campione in base alle impurezze presenti. Il quarzo, per esempio, può essere incolore, bianco, rosa, violetto e persino nero. La lucentezza è una caratteristica che dipende da come la superficie del minerale risponde quando è colpita dalla luce. La lucentezza può essere metallica, quando il cristallo riflette la luce, o non-metallica, quando invece esso la devia dopo essere stato attraversato. La lucentezza metallica è infatti tipica di minerali opachi, mentre quella non-metallica è tipica dei cristalli più o meno trasparenti. Se si prendono in mano diversi minerali e si prova a soppesarli, ci si rende conto che alcuni sono più densi di altri. Dei minerali si misura il peso specifico, che è il rapporto tra il peso del corpo e il peso di un uguale volume di acqua distillata a 4 C. Il peso specifico dell acqua è 1, ovvero 1 cm3 d acqua pesa 1 g. Il salgemma ha peso specifico 2,16, il quarzo 2,65, l oro 19,3. La sfaldatura è la proprietà dei minerali di rompersi lungo piani preferenziali (figura 4), che corrispondono a superfici in cui i legami chimici sono meno forti. Certi minerali hanno un solo sistema di piani di sfaldatura paralleli, altri più di uno, altri ancora non si sfaldano, perché la loro struttura cristallina è omogenea e non presenta piani di debolezza. La durezza di un minerale è una misura della sua resistenza a essere scalfito o abraso. La durezza dei minerali è determinata mediante comparazione con una scala figura 3 Cristalli di fluorite con abito cristallino diverso. L abito cristallino dei minerali è il prodotto della ripetizione nello spazio delle innumerevoli celle elementari da cui è formato il cristallo. Cella elementare 2
Minerale Scala di Mohs Talco 1 Gesso 2 Calcite 3 Fluorite 4 Apatite 5 Ortoclasio 6 Quarzo 7 Topazio 8 Corindone 9 Diamante 10 tabella 1 I minerali della scala di Mohs si lasciano scalfire da quelli che li seguono e scalfiscono quelli che li precedono. standard, detta scala di Mohs (tabella 1). Questa scala è costituita da 10 minerali campione disposti in ordine crescente di durezza, dal talco al diamante. La temperatura di fusione è la temperatura alla quale la precisa architettura dello stato solido cristallino viene demolita. A questa temperatura, caratteristica per ogni minerale, i legami che tengono ordinate le unità costitutive del cristallo sono vinti e il corpo passa allo stato liquido. Una caratteristica di alcuni minerali è il polimorfismo. Si ha polimorfismo quando due o più minerali con identica composizione chimica, e quindi stessa formula, hanno una struttura cristallina diversa. Uno dei casi più noti di polimorfismo riguarda il carbonio, che può cristallizzare in tre forme diverse: grafite, diamante e fullerene, con differenti strutture cristalline e differenti caratteristiche. Grafite e fullerene hanno gli atomi di carbonio legati con tre atomi adiacenti; nella grafite si formano esclusivamente anelli esagonali collegati tra loro sullo stesso piano, mentre nel fullerene sono presenti alcuni anelli di forma pentagonale che portano la struttura cristallina a curvarsi e a formare una sfera cava. Il diamante, in cui ogni atomo di carbonio è legato con quattro atomi adiacenti, ha una struttura cristallina tridimensionale e compatta. La formazione dell una o dell altra sostanza polimorfa dipende principalmente dalle condizioni di temperatura e pressione. Molte sostanze polimorfe possono esistere anche al di fuori del loro campo di stabilità a causa della lentezza delle trasformazioni che dovrebbero portarle alla nuova forma polimorfa in equilibrio alle nuove condizioni. Ad esempio il diamante, che si forma a temperature e pressioni molto alte, permane anche a temperatura ambiente per tempi molto lunghi. Anche un composto molto comune nelle rocce crostali, il carbonato di calcio CaCO 3, si presenta con due diverse forme cristalline, che prendono il nome di calcite e di aragonite. per saperne di più Architettura dei solidi cristallini Figura 1 Dimensioni relative e cariche di dieci ioni assai comuni nella composizione dei minerali. Figura 2 In questa struttura cristallina gli anioni, di dimensioni maggiori, e i cationi, di dimensioni minori, sono presenti nel rapporto 1: 1. Ogni ione è circondato da 8 ioni di segno opposto. Tra gli elementi principali che formano i minerali, solo l ossigeno tende a formare anioni, mentre silicio, alluminio, calcio, sodio, potassio, ferro e magnesio tendono a formare cationi. Rispetto all atomo neutro, gli anioni aumentano di volume, mentre il volume dei cationi diventa più piccolo (figura 1). La maggior Silicio (Si 4+ ) Carbonio (C 4+ ) Calcio (Ca 2+ ) Ferro (Fe 2+ ) Magnesio (Mg 2+ ) Alluminio (Al 3+ ) Potassio (K + ) Sodio (Na + ) Cloro (Cl ) Ossigeno (O 2 ) +4 +3 +2 +1 1 2 Carica ionica parte delle strutture cristalline può essere descritta come il risultato dell impacchettamento di grossi anioni con i cationi che, essendo di dimensioni ridotte, occupano gli spazi vuoti tra gli anioni (figura 2). Le caratteristiche dell impacchettamento e in definitiva della struttura cristallina sono determinate dalle cariche ioniche e dalle dimensioni relative di anioni e cationi. Il minerale è neutro, pertanto il numero di anioni e cationi è tale da bilanciare esattamente le cariche negative e positive. Il numero di anioni che possono disporsi intorno a un catione dipende dalle dimensioni del catione: più il catione è piccolo, minore è il numero degli anioni che possono circondarlo. Sono questi i fattori che determinano la struttura della cella elementare di un cristallo. Per esempio, nel cloruro di sodio NaCl gli anioni cloruro Cl non sono molto più grandi dei cationi sodio Na+ e pertanto intorno a ogni ione sodio possono collocarsi 8 ioni cloruro. Lo ione sodio viene così a trovarsi al centro di un cubo i cui 8 vertici sono occupati da ioni cloruro e la cella elementare ha struttura cubica a corpo centrato, simile a quella della figura 2. In molti minerali gli anioni sono costituiti da più atomi legati a formare un unico ione poliatomico. Anche in questo caso le architetture del cristallo dipendono da come avviene l impacchettamento degli ioni. In particolare è interessante comparare la struttura dei due anioni poliatomici più comuni, lo ione silicato SiO 4 4 e lo ione carbonato 2 CO 3. Silicio e carbonio sono elementi del quarto gruppo del sistema periodico ed entrambi formano 4 legami con atomi di ossigeno. Lo ione silicio Si 4+ al centro dello ione silicato ha dimensioni maggiori dello ione carbonio C 4+ al centro dello ione carbonato. Ne consegue che intorno allo ione silicio possono situarsi 4 ioni ossigeno, mentre intorno al più piccolo ione carbonio possono trovare posto solo tre ioni ossigeno (figura 3). Lo ione silicato è pertanto costituito da un solido con 4 vertici, un tetraedro, a struttura tridimensionale. Lo ione carbonato ha invece 3 vertici e forma un triangolo, con struttura planare. Ione carbonato Ione silicato Figura 3 Nello ione carbonato CO 3 2 un atomo di carbonio è circondato da 3 atomi di ossigeno, mentre nello ione silicato SiO 4 4 un atomo di silicio, che ha dimensioni maggiori dell atomo di carbonio, è circondato da 4 atomi di ossigeno. 3
Classificazione dei minerali M figura 5 Elementi nativi: oro (a sinistra) e diamante (a destra). M figura 6 Solfuri: pirite (a sinistra) e galena (a destra). Si conoscono circa 4000 minerali, ma solamente una trentina di essi entra in modo significativo nella costituzione delle rocce della crosta terrestre. I restanti minerali sono rari. I minerali possono essere formati da una sola specie atomica oppure da due o più elementi chimicamente combinati a formare un composto. La classificazione dei minerali, che sono prevalentemente solidi ionici, è basata sugli elementi chimici di cui sono costituiti. I minerali sono così raggruppati in un numero limitato di classi sulla base dello ione negativo presente nella loro struttura chimica. Le classi più importanti sono: elementi nativi; solfuri; solfati e aloidi; ossidi e ossidi idrati; carbonati; silicati. Gli elementi nativi (figura 5) sono minerali costituiti da un unico elemento chimico (un metallo o un nonmetallo), che si rinviene in natura allo stato elementare. Oro, rame, argento e zolfo sono tra i più importanti. Elementi nativi sono il diamante e la grafite, due minerali che hanno la stessa composizione chimica (solo atomi di carbonio), ma struttura, aspetto e valore commerciale molto diversi. Nel gruppo degli elementi nativi sono comprese anche alcune leghe naturali molto rare, come l elettro, lega di oro e argento. I solfuri (figura 6) sono composti dello zolfo con i metalli, che si presentano spesso con cristalli ben formati. Alcuni dei maggiori giacimenti minerari italiani sono rappresentati da solfuri. Tra questi minerali, i più importanti dal punto di vista economico sono la pirite, un solfuro di ferro il cui colore e la cui lucentezza possono far pensare all oro, la calcopirite (solfuro di ferro e rame), la galena (solfuro di piombo), la sfalerite (solfuro di zinco) e il cinabro (solfuro di mercurio). Da questi minerali si estraggono industrialmente i rispettivi metalli e si ricava anche lo zolfo. M figura 7 Solfati: gesso (a sinistra) e barite (a destra). M figura 8 Aloidi: salgemma (a sinistra) e fluorite (a destra). I solfati (figura 7) sono minerali dall aspetto generalmente vitreo, caratterizzati dalla presenza dell anione poliatomico solfato SO 4 2. I solfati precipitano per evaporazione di soluzioni acquose concentrate, un fenomeno che spesso avviene quando grandi masse di acqua marina rimangono imprigionate tra i continenti in condizioni di clima caldo e arido. Tra i solfati, i minerali più comuni sono il gesso (solfato di calcio idrato), l anidrite (solfato di calcio anidro), la barite (solfato di bario), la celestina (solfato di stronzio) e l anglesite (solfato di piombo). Gli aloidi (figura 8) comprendono i minerali che hanno come anione un alogenuro, cioè uno ione negativo di un elemento del settimo gruppo del Sistema periodico. Alcuni aloidi sono assai abbondanti in natura, in particolare il salgemma (cloruro di sodio), il minerale che probabilmente ha avuto la maggiore importanza economica nella storia delle civiltà umane. Altri aloidi diffusi 4
formano anche come concrezioni (stalattiti e stalagmiti) nelle grotte carsiche. Gran parte delle montagne dell Appennino centrale sono costituite da rocce carbonatiche. Altri importanti carbonati sono la siderite (carbonato di ferro), la magnesite (carbonato di magnesio) e la rodocrosite (carbonato di manganese). Alla classe dei silicati appartengono i minerali che hanno come anione lo ione silicato SiO 4 4, caratterizzato da struttura tetraedrica. I minerali che costituiscono i gusci più esterni della Terra solida sono per la maggior parte silicati. Data l importanza di questi minerali, dedicheremo loro i prossimi paragrafi. M figura 9 Ossidi: magnetite (a sinistra) e corindone (a destra). I minerali silicati Lo ione silicato è formato da uno ione silicio legato con quattro ioni ossigeno. Lo ione silicio ha 4 cariche positive, ciascuno ione ossigeno ha 2 cariche negative. Lo ione silicato SiO 4 4 ha la struttura di un tetraedro, con lo ione silicio Si 4+ al centro e uno ione ossigeno O 2 a ciascuno dei 4 vertici. La carica complessiva dello ione silicato è di 4 cariche negative (figura 11). M figura 10 Carbonati: calcite (a sinistra) e dolomite (a destra). in natura sono la fluorite (fluoruro di calcio) e la silvite (cloruro di potassio). Anche gli aloidi, come i solfati, si formano frequentemente per evaporazione di soluzioni acquose che li contengono. Questo processo è stato riprodotto artificialmente dall uomo con la costruzione delle saline, grandi vasche di acqua salata che è lasciata evaporare fino a ottenere la precipitazione dei sali in soluzione. La classe degli ossidi e degli ossidi idrati (figura 9) è formata da composti dell ossigeno con uno o più elementi, contenenti a volte anche molecole d acqua. Gli ossidi più comuni sono quelli in cui è presente il ferro, come l ematite, la magnetite e la limonite. Questi minerali spesso colorano di giallo o di rosso le rocce in cui si trovano e sono la principale fonte di ferro per l industria metallurgica. Il corindone è un ossido di alluminio, meglio conosciuto col nome delle gemme che ne derivano, il rubino e lo zaffiro. Un ossido molto particolare è il biossido di silicio SiO 2, chiamato silice, che per la sua struttura può essere considerato anche appartenente alla classe dei silicati. La classe dei carbonati (figura 10) comprende due tra i minerali più diffusi in natura, dopo i silicati: la calcite (carbonato di calcio) e la dolomite (carbonato di calcio e magnesio), che formano rispettivamente le rocce calcaree e quelle dolomitiche. Questi minerali si formano principalmente per processi chimici e biochimici nell acqua del mare. Minerali costituiti di carbonato di calcio si M figura 11 La struttura dello ione silicato è tetraedrica. Al centro si trova il silicio e ciascuno dei quattro vertici è occupato da un atomo di ossigeno. Complessivamente la carica elettrica dello ione silicato è 4. I minerali sono elettricamente neutri e ciò significa che le cariche negative dello ione silicato sono bilanciate da altrettante cariche positive. Il bilanciamento delle cariche negative può avvenire attraverso la neutralizzazione e la polimerizzazione. La neutralizzazione è ottenuta per mezzo della presenza di ioni metallici positivi, che bilanciano le cariche negative degli ioni silicato. La polimerizzazione consiste nella condivisione degli ioni ossigeno tra tetraedri adiacenti, in modo che uno ione ossigeno sia legato a due ioni silicio (figura 12). Dove l ossigeno fa da ponte tra tetraedri adiacenti, il bilanciamento delle cariche negative richiede la presenza di un numero minore di cationi. Inoltre la polimerizzazione porta alla formazione di strutture cristalline variamente complesse. M figura 12 La condivisione di atomi di ossigeno tra due o più tetraedri determina strutture mineralogiche complesse. In alcuni silicati la polimerizzazione è completamente assente e pertanto si ha un elevata presenza di cationi metallici; in altri silicati, invece, la polimerizzazione è completa e tutti i tetraedri condividono i quattro atomi di ossigeno ai vertici, senza alcuna presenza di cationi metallici. La maggior parte dei silicati mostra però 5
Nesosilicati (tetraedri isolati) figura 13 Nei nesosilicati nessun atomo di ossigeno funge da ponte tra tetraedri adiacenti e tutte le cariche negative in eccesso sono bilanciate da cationi. I nesosilicati, tra i quali l olivina è il minerale più comune, hanno densità elevata e sono maggiormente presenti nel mantello che nella crosta. La struttura dei nesosilicati, caratterizzati da una disposizione degli ioni silicato uniforme in tutte le direzioni, è compatta. Nella foto l olivina. un grado di polimerizzazione intermedio, che richiede la presenza di un certo numero di cationi metallici per completare il bilanciamento delle cariche negative ancora in eccesso. I silicati sono classificati a seconda del grado di polimerizzazione e quindi in base alla quantità di cationi metallici presenti, caratteristiche determinanti per le proprietà dei minerali. I silicati ricchi di cationi metallici sono indicati co me silicati mafici, un nome che richiama due dei principali cationi metallici contenuti, magnesio e ferro. I silicati poveri di cationi metallici sono indicati come silicati felsici, termine che deriva dal nome dei più comuni tra questi silicati, i feldspati. La struttura dei silicati Le formule chimiche dei silicati possono essere anche molto complicate e non occorre memorizzarle. È però importante sapere che il rapporto di combinazione tra Si e O aumenta al crescere del grado di polimerizzazione. Infatti, se i tetraedri non condividono alcun vertice, ogni ione silicio è circondato da quattro ioni ossigeno non condivisi e le cariche negative in eccesso sono neutralizzate dalla presenza di cationi metallici. Con la condivisione di ioni ossigeno fra tetraedri adiacenti, il numero di ioni ossigeno per ione silicio diminuisce e diminuisce di conseguenza la presenza di cationi metallici. Nel caso estremo di assenza completa di polimerizzazione, i tetraedri sono completamente separati, circondati da cationi metallici. I silicati caratterizzati da questa struttura prendono il nome di nesosilicati (figura 13) e presentano il rapporto minimo Si : O, che vale 1/4. Il più comune minerale nesosilicato è l olivina, con formula chimica (Fe, Mg) SiO 4. metti a fuoco La formula chimica dell olivina può destare qualche perplessità e merita una spiegazione. I due simboli racchiusi in parentesi e separati da una virgola indicano che i due elementi ferro e magnesio possono essere presenti in varie proporzioni, con l unico vincolo che le loro cariche positive bilancino esattamente le 4 cariche negative dello ione silicato. Inosilicati pirosseni (tetraedri a catena singola) figura 14 Negli inosilicati si verifica la condivisione di due atomi di ossigeno tra tetraedri adiacenti; le cariche negative in eccesso sono bilanciate da cationi. I legami all interno delle catene sono molto forti. I pirosseni, come l augite, sono stabili alle alte pressioni. Nella foto l augite. Inosilicati anfiboli (tetraedri a catena doppia) figura 15 Gli anfiboli sono silicati a catena doppia, nei quali i tetraedri condividono alternativamente due e tre atomi di ossigeno con i tetraedri adiacenti. All interno delle catene i legami sono forti, ma sono deboli i legami fra le doppie catene; gli anfiboli si sfaldano con facilità in corrispondenza dei legami fra catene. Nella foto l orneblenda. Non esiste una sola olivina, ma un numero teoricamente illimitato di minerali che entrano nella denominazione olivina con quantità variabili di ioni Mg 2+ e Fe 2+ combinati con gli ioni silicato. Questo fenomeno dipende dal fatto che i due ioni Fe e Mg, con uguale carica e dimensioni molto simili, sono sostanzialmente intercambiabili ed entrano indifferentemente nella struttura cristallina dell olivina. Ciò fa sì che minerali con formula chimica diversa abbiano identico abito cristallino, perché la cella elementare conserva la stessa struttura. Il fenomeno prende il nome di isomorfismo. I vari tipi di olivina sono isomorfi tra loro. Gli inosilicati sono minerali in cui la polimerizzazione dei tetraedri dà origine a lunghe catene, singole o doppie. Negli inosilicati a catena singola, chiamati pirosseni, ciascun tetraedro condivide due vertici con i tetraedri adiacenti (figura 14). Rispetto ai nesosilicati, il rapporto Si : O sale dal valore 1/4 al valore 1/3, diminuisce l eccesso di cariche negative e una quantità minore di cationi metallici entra a fare parte della struttura cristallina. Negli inosilicati a catena doppia, chiamati anfiboli, i tetraedri condividono alternativamente 2 o 3 vertici con i tetraedri adiacenti (figura 15). Il rapporto Si : O aumenta ancora e sale al valore 4/11. La presenza dei cationi metallici è più ridotta che nei pirosseni. Le caratteristiche mafiche dei minerali vanno affievolendosi man mano che si passa dai nesosilicati ai pirosseni e agli anfiboli. 6
Fillosilicati (tetraedri a piani) figura 16 Nei fillosilicati, per ciascun tetraedro ci sono tre atomi di ossigeno che fanno da ponte tra tetraedri adiacenti. Si formano piani paralleli di tetraedri, con alcuni cationi interposti fra un piano e l altro. Molti fillosilicati, tra cui le miche, tendono a sfaldarsi in lamine sottili. Nella foto il serpentino. Tettosilicati (tetraedri a struttura spaziale) figura 17 I tettosilicati possiedono una struttura cristallina a sviluppo tridimensionale, in cui ogni atomo di ossigeno è condiviso tra due tetraedri adiacenti. La struttura cristallina dei tettosilicati si sviluppa omogeneamente nello spazio in tutte le direzioni. Oltre al quarzo, la cui formula chimica è semplicemente quella del biossido di silicio SiO 2, importanti tettosilicati sono i feldspati. La sostituzione di uno ione silicio Si 4+ con uno ione alluminio Al 3+ rende possibile la presenza di cationi metallici nella struttura dei feldspati, che mantengono isomorfismo con il quarzo. Nella foto il quarzo. Un ulteriore aumento del grado di polimerizzazione porta ai fillosilicati, minerali in cui la condivisione degli ioni ossigeno riguarda 3 dei 4 vertici dei tetraedri (figura 16). I fillosilicati hanno struttura planare e presentano un rapporto Si : O che vale 2/5; le caratteristiche mafiche sono ulteriormente ridotte. I più comuni fillosilicati sono le miche. Dove il grado di polimerizzazione è massimo, tutti e quattro gli atomi di ossigeno ai vertici del tetraedro sono condivisi con tetraedri adiacenti e pertanto le cariche negative dell ossigeno sono compensate unicamente dal silicio. Poiché lo ione silicio ha 4 cariche positive e lo ione ossido ne ha 2 negative, il rapporto Si : O nei silicati completamente polimerizzati è 1 : 2. Il minerale che si forma quando si ha la completa condivisione dei vertici dei tetraedri ha formula chimica SiO 2. Questo minerale è chiamato genericamente silice, ma è più noto con il nome di quarzo, che indica alcune sue forme cristalline. I silicati che condividono tutti i vertici dei tetraedri hanno uno sviluppo tridimensionale della struttura cristallina e sono chiamati tettosilicati (figura 17). Alcuni tettosilicati contengono anche cationi metallici. Ciò accade quando, nella struttura del tettosilicato, alcuni ioni silicio sono sostituiti da ioni alluminio Al 3+, simili per dimensioni, ma dotati di una carica positiva in meno. Anche con la condivisione di tutti i vertici dei tetraedri, si determina pertanto un eccesso di cariche negative, che richiede la presenza di ioni metallici positivi per il bilanciamento. I tettosilicati in cui alcuni ioni silicio sono stati sostituiti da ioni alluminio prendono il nome di feldspati. In particolare si parla di feldspato ortoclasio, quando il catione metallico che bilancia l eccesso di cariche negative è il potassio; se invece l eccesso di cariche negative è bilanciato da ioni calcio e sodio, il tettosilicato è chiamato feldspato plagioclasio. I plagioclasi sono miscele di due minerali isomorfi: l anortite, plagioclasio di calcio, e l albite, plagioclasio di sodio. Gli ioni calcio e sodio sono infatti intercambiabili e la presenza dell uno o dell altro ione non provoca cambiamenti nella struttura della cella elementare. 7