Geologia fisica

Figura 2.9 Configurazioni di minerali di silicato. I triangoli rappresentano i tetraedri di silice.

Nell’olivina, a differenza di molti altri minerali silicati, i tetraedri di silice non sono legati tra loro. Sono, tuttavia, legati al ferro e/o al magnesio come mostrato nella figura 2.10.

Figura 2.10 Una rappresentazione della struttura dell’olivina vista dall’alto. La formula per questa particolare olivina, che ha tre ioni Fe per ogni ione Mg, potrebbe essere scritta: Mg0.5Fe1.5SiO4.

Come già notato, gli ioni +2 del ferro e del magnesio hanno dimensioni simili (anche se non proprio uguali). Questo permette loro di sostituirsi a vicenda in alcuni minerali silicati. Infatti, gli ioni comuni nei minerali di silicato hanno una vasta gamma di dimensioni, come mostrato nella figura 2.11. Tutti gli ioni mostrati sono cationi, tranne l’ossigeno. Si noti che il ferro può esistere sia come ione +2 (se perde due elettroni durante la ionizzazione) che come ione +3 (se ne perde tre). Fe2+ è noto come ferro ferroso. Fe3+ è conosciuto come ferro ferrico. I raggi ionici sono fondamentali per la composizione dei minerali silicatici, quindi faremo ancora riferimento a questo diagramma.

Figura 2.11 I raggi ionici (dimensioni effettive) in angstrom, di alcuni degli ioni comuni nei minerali silicati

La struttura del pirosseno silicato a catena singola è mostrata nelle figure 2.12 e 2.13. Nel pirosseno, i tetraedri di silice sono legati insieme in una singola catena, dove uno ione di ossigeno da ogni tetraedro è condiviso con il tetraedro adiacente, quindi ci sono meno ossigeni nella struttura. Il risultato è che il rapporto ossigeno-silicio è più basso che nell’olivina (3:1 invece di 4:1), e la carica netta per atomo di silicio è minore (-2 invece di -4), poiché sono necessari meno cationi per bilanciare la carica. Le composizioni del pirosseno sono del tipo MgSiO3, FeSiO3 e CaSiO3, o qualche combinazione di queste. Il pirosseno può anche essere scritto come (Mg,Fe,Ca)SiO3, dove gli elementi tra parentesi possono essere presenti in qualsiasi proporzione. In altre parole, il pirosseno ha un catione per ogni tetraedro di silice (ad esempio, MgSiO3) mentre l’olivina ne ha due (ad esempio, Mg2SiO4). Poiché ogni ione di silicio è +4 e ogni ione di ossigeno è -2, i tre ossigeni (-6) e il silicio (+4) danno una carica netta di -2 per la singola catena di tetraedri di silice. Nel pirosseno, il catione divalente (2+) per tetraedro bilancia la carica -2. Nell’olivina, ci vogliono due cationi divalenti per bilanciare la carica -4 di un tetraedro isolato.

La struttura del pirosseno è più “permissiva” di quella dell’olivina – il che significa che cationi con una gamma più ampia di raggi ionici possono entrarvi. Ecco perché i pirosseni possono avere cationi di ferro (raggio 0,63 Å) o magnesio (raggio 0,72 Å) o calcio (raggio 1,00 Å).

Figura 2.12 Una rappresentazione della struttura del pirosseno. Le catene tetraedriche continuano a sinistra e a destra e ciascuna è intervallata da una serie di cationi divalenti. Se questi sono ioni Mg, allora la formula è MgSiO3.

Figura 2.13 Un singolo tetraedro di silice (a sinistra) con quattro ioni ossigeno per ione silicio (SiO4). Parte di una singola catena di tetraedri (destra), dove gli atomi di ossigeno agli angoli adiacenti sono condivisi tra due tetraedri (frecce). Per una catena molto lunga il rapporto tra silicio e ossigeno risultante è di 1 a 3 (SiO3).

Nelle strutture della mica, i tetraedri di silice sono disposti in fogli continui, dove ogni tetraedro condivide tre anioni di ossigeno con i tetraedri adiacenti. C’è ancora più condivisione di ossigeni tra i tetraedri adiacenti e quindi sono necessari meno cationi di bilanciamento della carica per i minerali di silicato in fogli. Il legame tra i fogli è relativamente debole, e questo spiega la scissione unidirezionale ben sviluppata (Figura 2.14). La mica biotite può contenere ferro e/o magnesio e questo la rende un minerale silicato ferromagnetico (come l’olivina, il pirosseno e l’anfibolo). La clorite è un altro minerale simile che include comunemente il magnesio. Nella mica muscovite, gli unici cationi presenti sono alluminio e potassio; quindi è un minerale silicatico non ferromagnetico.

Figura 2.14 Mica biotite (sinistra) e mica muscovite (destra). Entrambi sono silicati in fogli e si dividono facilmente in strati sottili lungo piani paralleli ai fogli. La biotite è scura come gli altri silicati contenenti ferro e/o magnesio (ad esempio, olivina, pirosseno e anfibolo), mentre la muscovite è di colore chiaro. (Ogni campione ha un diametro di circa 3 cm).

Oltre alla muscovite, alla biotite e alla clorite, ci sono molti altri silicati in fogli (o fillosilicati), che di solito esistono come frammenti delle dimensioni dell’argilla (cioè, meno di 0,004 mm). Questi includono i minerali argillosi caolinite, illite e smectite, e sebbene siano difficili da studiare a causa delle loro dimensioni molto piccole, sono componenti estremamente importanti delle rocce e specialmente dei suoli.

Tutti i minerali di silicato in fogli hanno anche acqua nella loro struttura.

I tetraedri di silice sono legati in quadri tridimensionali sia nei feldspati che nel quarzo. Questi sono minerali non ferromagnetici – non contengono ferro o magnesio. Oltre ai tetraedri di silice, i feldspati includono i cationi alluminio, potassio, sodio e calcio in varie combinazioni. Il quarzo contiene solo tetraedri di silice.

I tre principali minerali feldspatici sono il feldspato di potassio, (detto anche feldspato K o K-spar) e due tipi di feldspato plagioclasio: albite (solo sodio) e anortite (solo calcio). Come nel caso del ferro e del magnesio nell’olivina, c’è una gamma continua di composizioni (serie di soluzioni solide) tra albite e anortite nel plagioclasio. Questo perché gli ioni calcio e sodio hanno dimensioni quasi identiche (1,00 Å contro 0,99 Å). Qualsiasi composizione intermedia tra CaAl2Si3O8 e NaAlSi3O8 può esistere (Figura 2.15). Questo è un po’ sorprendente perché, sebbene siano molto simili nelle dimensioni, gli ioni di calcio e di sodio non hanno la stessa carica (Ca2+ contro Na+). Questo problema è giustificato dalla corrispondente sostituzione di Al3+ con Si4+. Pertanto, l’albite è NaAlSi3O8 (un Al e tre Si) mentre l’anortite è CaAl2Si2O8 (due Al e due Si), e i feldspati plagioclasi di composizione intermedia hanno proporzioni intermedie di Al e Si. I feldspati plagioclasi di composizione intermedia sono oligoclasi (dal 10% al 30% di Ca), andesina (dal 30% al 50% di Ca), labradorite (dal 50% al 70% di Ca) e bytownite (dal 70% al 90% di Ca). Il feldspato K (KAlSi3O8) ha una struttura leggermente diversa da quella del plagioclasio, a causa della maggiore dimensione dello ione potassio (1,37 Å) e a causa di questa grande dimensione, il potassio e il sodio non si sostituiscono facilmente l’un l’altro, tranne che ad alte temperature. Questi feldspati ad alta temperatura si trovano probabilmente solo nelle rocce vulcaniche perché le rocce ignee intrusive si raffreddano abbastanza lentamente a basse temperature perché i feldspati si trasformino in una delle forme a bassa temperatura.

Figura 2.15 Composizioni dei minerali feldspatici

Nel quarzo (SiO2), i tetraedri di silice sono legati in una struttura tridimensionale “perfetta”. Ogni tetraedro è legato ad altri quattro tetraedri (con un ossigeno condiviso in ogni angolo di ogni tetraedro), e come risultato, il rapporto tra silicio e ossigeno è 1:2. Poiché il catione di silicio ha una carica di +4 e i due anioni di ossigeno hanno ciascuno una carica di -2, la carica è bilanciata. Non c’è bisogno di alluminio o di nessuno degli altri cationi come il sodio o il potassio. La durezza e la mancanza di scissione nel quarzo derivano dai forti legami covalenti/ionici caratteristici del tetraedro di silice.