Silicati

I minerali silicati

Il quarzo minerale (SiO 2 ) si trova in tutti i tipi di roccia e in tutte le parti del mondo. Si presenta come granelli di sabbia nelle rocce sedimentarie , come cristalli sia nelle rocce ignee che metamorfiche e nelle vene che tagliano tutti i tipi di roccia, a volte contenenti oro o altri metalli preziosi. È così comune sulla superficie terrestre che fino alla fine del 1700 veniva chiamato semplicemente “cristallo di rocca“. Oggi, il quarzo è ciò che la maggior parte delle persone immagina quando pensa alla parola “cristallo”. Il quarzo rientra in un gruppo di minerali chiamati silicati , che contengono tutti gli elementi silicio e ossigeno in una certa proporzione. I silicati sono di gran lunga i minerali più comuni nella crosta e nel mantello terrestre, e secondo la maggior parte delle stime costituiscono il 95% della crosta e il 97% del mantello. I silicati hanno un’ampia varietà di proprietà fisiche, nonostante abbiano spesso formule chimiche molto simili . A prima vista, ad esempio, le formule per quarzo (SiO 2 ) e olivina ((Fe,Mg) 2 SiO 4) appaiono abbastanza simili; queste differenze apparentemente minori, tuttavia, riflettono strutture cristalline sottostanti molto diverse e, quindi, proprietà fisiche molto diverse. Tra le altre differenze, il quarzo fonde a circa 600°C mentre l’olivina rimane solida a temperature quasi doppie; il quarzo è generalmente limpido e incolore, mentre l’olivina ha preso il nome dal suo colore verde oliva.

La varietà e l’abbondanza dei minerali di silicato è il risultato della natura dell’atomo di silicio e, ancora più specificamente, della versatilità e stabilità del silicio quando si lega all’ossigeno. Infatti, il silicio puro non fu isolato fino al 1822, quando il chimico svedese Jöns Jakob Berzelius riuscì finalmente a separare il silicio dal suo composto più comune , l’anione silicato (SiO 4 ) 4- . Questo anione assume la forma di un tetraedro , con uno ione Si 4+ al centro e quattro O 2-ioni agli angoli (vedi Figura 1); quindi, l’anione molecolare ha una carica netta di -4.

I legami Si-O all’interno di questa struttura tetraedrica sono parzialmente ionici e parzialmente covalenti e sono molto forti. I tetraedri di silice si legano tra loro e con una varietà di cationi in molti modi diversi per formare i minerali di silicato . Nonostante il fatto che ci siano molte centinaia di minerali di silicato, solo circa 25 sono veramente comuni. Pertanto, comprendendo come questi tetraedri di silice formano i minerali, sarai in grado di nominare e identificare il 95% delle rocce che incontri sulla superficie terrestre.

Uno sguardo alla struttura dei silicati

I primi mineralogisti raggruppavano i minerali in base alle proprietà fisiche, che diffondono i silicati in molti gruppi perché hanno proprietà molto diverse. All’inizio del 1800, tuttavia, Berzelius aveva iniziato a classificare i minerali in base alla loro composizione chimica piuttosto che alle loro proprietà fisiche, definendo gruppi come gli ossidi e i solfuri e, naturalmente, i silicati. A quel tempo, Berzelius era in grado di determinare le proporzioni assolute degli elementi all’interno di un minerale, ma non poteva vedere la disposizione interna degli atomi di quegli elementi nella loro struttura cristallina .

Una visione dettagliata della disposizione interna degli atomi all’interno dei minerali dovrebbe attendere oltre 100 anni per lo sviluppo della diffrazione dei raggi X (XRD) da Max von Laue, e la sua applicazione per determinare le distanze atomiche da parte del team padre-figlio di William Henry Bragg e William Lawrence Bragg alcuni anni dopo (vedi le loro biografie nella nostra sezione Risorse). Nel processo di XRD, i raggi X sono diretti a un cristallo . Gli elettroni negli atomi all’interno del cristallo interagiscono con i raggi X e li fanno subire diffrazione. Allo stesso modo in cui la luce può essere diffratta da una grata o da una carta (vedi il nostro Light I: Particle or Wave?modulo per ulteriori informazioni su questo argomento), i raggi X sono diffratti dal cristallo e ne risulta un modello bidimensionale di bande di interferenza costruttiva e distruttiva. Questo modello può essere utilizzato per determinare la distanza tra gli atomi all’interno della struttura cristallina secondo la legge di Bragg . Il lavoro dei Bragg aprì un nuovo mondo di mineralogia e nel 1915 ricevettero un premio Nobel per il loro lavoro nel determinare le strutture cristalline di NaCl, ZnS e diamante. XRD ha rivelato che anche i minerali con formule chimiche simili potrebbero avere strutture cristalline molto diverse, influenzando fortemente le proprietà chimiche e fisiche di quei minerali.

Quando gli scienziati hanno creato immagini XRD della struttura atomica dei minerali, sono stati in grado di comprendere meglio la natura dei legami tra gli atomi nel silicato e altri cristalli. All’interno di un tetraedro di silice , ogni singolo legame Si-O richiede metà degli elettroni di legame disponibili dello ione O 2- , il che significa che ogni O 2- può legarsi con un secondo ione, incluso un altro ione Si 4+ . Il risultato di ciò è che i tetraedri di silice possono polimerizzare, o formare composti a catena , condividendo un atomo di ossigeno con un vicino tetraedro di silice. I silicati sono, infatti, suddivisi in base alla forma e allo schema di adesione di questi polimeri , perché la forma influenza la forma del cristallo esterno, la durezza e la scissione del minerale, la temperatura di fusione e la resistenza agli agenti atmosferici . Queste diverse strutture atomiche producono proprietà fisiche riconoscibili e coerenti, quindi è utile comprendere le strutture a livello atomico per identificare e classificare i minerali di silicato. Identificare i minerali in una roccia può sembrare un esercizio arcano, ma è solo identificando i minerali che si comincia a capire la storia di una data roccia.

I minerali di silicato più comuni rientrano in quattro tipi di strutture, descritte più dettagliatamente di seguito: tetraedri isolati, catene di tetraedri di silice, fogli di tetraedri e una struttura di tetraedri interconnessi. Il collegamento sottostante apre una pagina in una nuova finestra, che contiene versioni tridimensionali di queste diverse strutture. Puoi manipolare e confrontare le strutture mentre ne leggi.

Tetraedri isolati: Olivina

La struttura atomica più semplice coinvolge singoli anioni di silice e cationi metallici , solitamente ferro (Fe) e magnesio (Mg), entrambi i quali esistono più comunemente come ioni con carica di +2. Pertanto, sono necessari due atomi di Fe 2+ o Mg 2+ (o uno di ciascuno) per bilanciare la carica -4 dell’anione di silice. L’olivina (vedi figure 2a e 2b sotto) è il silicato più comune di questo tipo e costituisce la maggior parte del mantello . Poiché questi minerali contengono una proporzione relativamente alta di ferro e magnesio, tendono ad essere entrambi densie di colore scuro. Poiché i tetraedri non sono polimerizzati, non ci sono piani coerenti di debolezza atomica interna, quindi non hanno nemmeno scissione . Il granato è un altro minerale comune con questa struttura.

Minerale silicato olivina

Figura 2b: Un’immagine di olivina (i cristalli verdi), un esempio di una struttura silicatica composta da tetraedri isolati, con una vena di basalto.

Miche e argille silicati a foglia

Quando ogni tetraedro condivide tre dei suoi ioni ossigeno con i tetraedri vicini, si formano dei fogli. Miche come la muscovite e la biotite (vedi Figura 5c) sono entrambi silicati in fogli comuni, notevoli per la loro perfetta sfaldatura . Questa scollatura perfetta deriva dal tipo di legami che si verificano tra tra i fogli del minerale. Le argille sono un altro silicato in fogli molto importante che incorpora l’acqua nella loro struttura atomica. La presenza di acqua lubrifica i fogli ed è ciò che rende le argille facilmente lavorabili nella formatura della ceramica; il processo di cottura riscalda i minerali fino al punto in cui l’acqua viene espulsa, risultando in una struttura rigida e durevole come una pentola.

silicato muscovite
Figura 5c: un esempio di moscovite, un tipo di silicato in fogli.

Struttura: Quarzo e feldspato

Quando ogni tetraedro condivide tutti i suoi atomi di ossigeno con i tetraedri adiacenti, si forma una struttura tridimensionale molto forte di legami Si-O (vedi Figura 6a). Il quarzo è SiO 2 puro ; si noti che la carica è ora esattamente bilanciata e non sono necessari altri ioni di legame . Nei feldspati, uno o due su quattro ioni Si 4+ vengono sostituiti da uno ione Al 3+ , creando uno squilibrio di carica che deve essere risolto attraverso la presenza di cationi aggiuntivi: K + , Na + e Ca 2+ . Ci sono due tipi di feldspati su cui i cationi sono incorporati nella struttura. Feldspati che contengono il K+ sono chiamati K-feldspati, o feldspati alcalini, mentre quelli che contengono Na + e Ca 2+ sono chiamati feldspati plagioclasi (vedi Figura 6b). Questa separazione si verifica perché K + è un catione molto più grande di Ca 2+ o Na + e la sua presenza crea una struttura strutturale leggermente espansa.

feldspato
Figura 6b: I minerali bianchi e a blocchi nella roccia a sinistra sono feldspati plagioclasi; i minerali rosa nella roccia a destra (granito) sono K-feldspato.

Come l’olivina, anche il quarzo non ha scollature , perché non c’è debolezza naturale all’interno di quella struttura tridimensionale. I feldspati, d’altra parte, hanno due buoni piani di scissione a ~90 gradi l’uno dall’altro, in parte a causa del modo in cui lo ione alluminio modifica leggermente la struttura, aprendo piani di debolezza. Anche il quarzo e il feldspato sono generalmente di colore chiaro, il che li rende facilmente distinguibili dai minerali più scuri come l’olivina e il pirosseno.
Quarzo e feldspato insieme costituiscono la maggior parte delle rocce che vediamo in superficie . Il feldspato plagioclasio è il minerale più comune nella crosta terrestre , costituendo circa il 39% della crosta continentale e oceanica. Il quarzo costituisce solo circa il 12% dell’intera crosta, ma è di gran lunga il minerale più comune che vediamo sulla superficie a causa della sua resistenza agli agenti atmosferici .

La familiarità con questi pochi minerali – olivina, granato, pirosseno, orneblenda, muscovite, biotite, K-feldspato, plagioclasio e quarzo – ti prepara a identificare e interpretare la stragrande maggioranza delle rocce che vedrai sulla superficie terrestre .