Classificazione dei minerali - Mineralogia

Mineralogia

Classificazione dei minerali

La mineralogia sistematica ordina e classifica i minerali in funzione della loro composizione chimica e della struttura cristallina. La classificazione divide le specie cristalline in nove classi:

• Elementi nativi: metallici e non metallici (Au, S)
• Solfuri: S combinato con vari cationi (FeS₂)
• Alogenuri: F, Cl combinato con vari cationi (Na, Cl)
• Ossidi: O combinato con vari cationi (MgO, Al₂O₃)
• Idrossidi: (OH) combinato con vari cationi (Mg(OH)₂)
• Carbonati: minerali con gruppi anionici CO₃ (CaCO₃)
• Solfati: minerali con gruppi anionici SO₄ (CaSO₄)
• Nitrati, solfati, cromati
• Silicati: minerali con gruppi anionici SiO₄ legati fra loro in vario modo e combinati a vari cationi

I silicati

I silicati rappresentano circa un quarto dei minerali noti e costituiscono il 90% della crosta terrestre. Possiamo utilizzare una formula generale nella quale in modo sintetico si indicano i possibili, la loro coordinazione e il loro rapporto stechiometrico:

M[8] N[6] P[4]X Y (Z O) GrQ

Dove:

• X: è un catione a grande raggio e piccola carica con N.C. = 8
• Y: è un catione di grandezza media con valenza variabile da +2 a +4 e N.C. = 6
• Z: è un catione piccolo con grande carica con N.C. = 4
• O: è l'ossigeno
• G: sono i possibili gruppi anionici aggiuntivi

I coefficienti stechiometrici P e Q derivano da come si riuniscono i tetraedri caratteristici delle strutture dei silicati (es. Si₂O₆, Si₄O₁₁). Mentre M, N, R derivano dal bilanciamento del composto affinché sia neutro. Con questa formula possiamo ottenere ogni formula chimica di ogni silicato ponendo in essa gli elementi chimici appropriati.

In alcuni silicati (es. anfiboli, miche) può essere presente anche un catione a bassa valenza e alto numero di coordinazione (N.C. = 12): [12] [8] [6] [4]W X Y (Z O) GrM N P Q

Classificazione dei silicati

Classificare i silicati su basi chimiche risulta molto complesso. Quindi è stata adottata una classificazione basata sul modo con cui è unito il gruppo tetraedrico (SiO₄) che è l'unità fondamentale di tutti i silicati. In assenza totale di tale unità non si può parlare di silicato. Il collegamento con altri tetraedri di coordinazione si basa sulla messa in comune degli anioni ossigeno che fanno da ponte tra i tetraedri, creando delle strutture polimerizzate tipiche dei diversi silicati. Quindi possiamo dire che la struttura di un minerale silicatico viene descritta in funzione del numero di ossigeni che si legano con altri ossigeni di altri tetraedri.

Nesosilicati

I nesosilicati sono formati da gruppi tetraedrici isolati. Il rapporto Z:O è 1:4, perché per un atomo di Si ci sono 4 cariche di O.

Gruppo delle olivine

I minerali del gruppo delle olivine cristallizzano con simmetria ortorombica e con una struttura che consiste di tetraedri indipendenti SiO₄ legati da atomi bivalenti in coordinazione ottaedrica. Nelle olivine contenenti Mg e Fe esiste una completa soluzione solida tra Mg₂SiO₄ (forsterite) e Fe₂SiO₄ (fayalite).

Olivina (Mg,Fe)₂SiO₄

Struttura

La struttura consiste di tetraedri isolati (SiO₄) silicio ossigeno legati da atomi di Mg e Fe, ciascuno dei quali ha 6 ossigeni come primi vicini. Ciascun ossigeno è legato contemporaneamente a un atomo di silicio e a tre atomi a coordinazione ottaedrica. I siti a coordinazione ottaedrica a cui sono legati i vari tetraedri isolati sono chiamati M1 e M2, dove M1 è il sito più piccolo e distorto mentre M2 è il sito più grande e regolare.

La distribuzione del Mg²⁺ e del Fe²⁺ nei siti M1 e M2 mostra vari gradi d'ordine: il catione più grosso, Fe²⁺, comunemente e paradossalmente mostra una lieve preferenza per il sito più piccolo, M1.

Chimica

Le olivine variano in composizione da Mg₂SiO₄ (forsterite) a Fe₂SiO₄, a causa della completa diadochia esistente tra Mg²⁺ e Fe²⁺ nella struttura. I nomi forsterite e fayalite sono riservati rispettivamente alle composizioni Fo_100-90 e Fo_10-0. L'olivina è molto sensibile all'alterazione superficiale e al metamorfismo di basso grado. Il meccanismo d'alterazione implica diffusione di ioni idrogeno nella struttura dell'olivina: il temporaneo attaccarsi agli ioni ossigeno, libera dai rispettivi ioni Mg, Fe, Si, permettendo quindi la loro sostituzione.

La serpentinizzazione è la forma più diffusa di alterazione dell'olivina ed è anche il processo più comune di metamorfismo nelle rocce ricche in olivina (dunite e peridotite). I principali prodotti di alterazione, in particolare delle olivine ricche in Mg, sono i 3 polimorfi del serpentino: lizartite, crisotilo e antigorite. La serpentinizzazione può essere espressa dalle reazioni:

• 2 MgSiO₄ + 3 H₂O = Mg₃Si₂O₅(OH)₄ + Mg(OH)₂
• 3 Mg₂SiO₄ + 4 H₂O + SiO₂ = 2 Mg₃Si₂O₅(OH)₄

Nota: Diadochia significa sostituibilità reciproca fra 2 atomi o ioni in un reticolo.

Nota: Il colore varia da verde oliva a verde-bruno a seconda del tenore in Fe.

Proprietà ottiche e fisiche

Le olivine sono soluzioni solide tra forsterite (Fo: Mg₂[SiO₄]) e fayalite (Fa: Fe₂[SiO₄]). I termini della serie, suddivisi sulla base del contenuto in forsterite, sono: forsterite (Fo=100–90%), crisolito (Fo=90–70%), hyalosiderite (Fo=70–50%), hortonolite (Fo=50–30%), ferrohortonolite (Fo=30–10%), fayalite (Fo=10–0%).

Birifrangente biassica i suoi indici di rifrazione principali, per i due termini estremi, sono:

• α = 1,635 – 1,827
• β = 1,651 – 1,869
• γ = 1,670 – 1,879

Presenta birifrangenza massima Δ= 0,035 – 0,052. Colore: generalmente incolore. I termini molto ferriferi hanno colore giallino e possono mostrare un leggero pleocroismo. Abito: prismatico tozzo, spesso rotondeggianti e attraversati da fratture. Negli individui euedrali presenta spesso sezioni a contorno esagonale leggermente allungato (Figura 138).

Rilievo: alto, specialmente nei termini ferriferi. Sfaldatura: imperfetta secondo (100) e (010) spesso non visibile. Comuni le fratture. Birifrangenza: alta con colori di interferenza del 2° e 3° ordine. Estinzione: parallela alle eventuali tracce di sfaldatura o alle bisettrici dell’angolo acuto dell’esagono (Figura 138). Geminazione: raramente osservabile. Figura di interferenza: l’angolo 2V degli assi ottici varia notevolmente al variare del contenuto in fayalite passando dal valore di 2V γ = 82° per la forsterite al valore di 2V γ = 134° (2V α = 46°) per la fayalite. L’inversione del segno ottico da positivo a negativo si realizza a tenori di fayalite intorno al 15%.

Considerato che i termini più comuni delle olivine hanno angolo 2V ≈ 90°, la figura d’interferenza sarà ben osservabile in sezioni circa ortogonali all’A.O. (a bassa birifrangenza 115°), in questi casi, essa sarà data da una sola isogira che resta rettilinea o si incurva leggermente al ruotare del piatto del microscopio (la determinazione del segno ottico può essere difficoltosa ed ambigua).

Alterazione

L’olivina è molto sensibile all’alterazione in ambiente superficiale, idrotermale e di basso grado metamorfico. I prodotti secondari più tipici sono serpentino, iddingsite, bowlingite, anfiboli (pilite). Le trasformazioni secondarie iniziano tipicamente lungo le fratture e i bordi e possono portare alla sostituzione completa dei cristalli. L’iddingsite è una sostanza formata da clorite e ossidi e idrossidi di ferro, ha colore rosso-marrone ed è tipica di rocce vulcaniche. La bowlingite ha colore verde ed è costituita essenzialmente da clorite, smectite, miche, talco, quarzo. I prodotti dell’alterazione pilitica sono costituiti da minuti cristalli fibrosi di anfibolo tremolitico-actinolitici.

Caratteristiche diagnostiche: il rilievo alto, gli elevati colori di interferenza, l’assenza o scarsità di tracce di sfaldatura, la presenza di fratture irregolari, l’estinzione parallela rispetto all’eventuale allungamento o sfaldature e l’ampio 2V a segno ottico variabile. Considerata l’alta birifrangenza massima presentata dall’olivina, una sezione circa ortogonale all’A.O. potrà presentare colori d’interferenza anche eccedenti il bianco del 1° ordine sino al giallo chiaro del 1° ordine.

Paragenesi

L’olivina forsteritica è un minerale fondamentale di rocce ultramafiche quali peridotiti, duniti, pirosseniti e di rocce basiche quali basalti, gabbri. Nelle rocce ultramafiche l’olivina presenta un elevato contenuto in forsterite generalmente compreso tra 92-85% circa, mentre nelle rocce mafiche le variazioni composizionali sono tipicamente Fo= 85-50% circa. I termini magnesiaci delle olivine sono sotto-saturi in silice e non si trovano mai in paragenesi con silice libera, con la quale reagiscono per dare enstatite secondo la reazione: Mg₂SiO₄ + SiO₂ = Mg₂[Si₂O₆].

I termini ferriferi, invece, sono comunemente presenti in rocce acide soprasature in silice di natura peralcalina. L’olivina, spesso con composizione forsteritica pura, si rinviene anche come prodotto di termometamorfismo di calcari e dolomie impuri. In molte rocce basiche di terreni metamorfici di alto grado, l'olivina è circondata da un certo numero di involucri successivi che sono costituiti da varie combinazioni di ortopirosseno, clinopirosseno, spinello, anfibolo e granato. Descritti come corone, bordi di reazione, mantelli di corrosione e bordature chelifitiche, questi involucri si formano in condizioni di solidus durante il raffreddamento, a partire dalle temperature ignee, purché la pressione si mantenga relativamente alta, oppure quando il termine forsteritico reagisce perché diventa instabile trovandosi in un fuso ricco in silice formando pirosseno tramite la reazione: Mg₂SiO₄ + SiO₂ = Mg₂Si₂O₆.

Zircone - Zr[SiO₄]

È un nesosilicato dove i tetraedri SiO₄ sono isolati e collegati fra loro da atomi di Zr in coordinazione cubica. È caratterizzato da una lucentezza adamantina e da una grande varietà di colori che lo rendono particolarmente adatto per l'impegno gemmologico. Può essere ritrovato in tutti e 3 i tipi di rocce per via della sua resistenza all'alterazione. Nella struttura sono stati individuati più di 50 elementi tra cui U e Th, molto utili per le datazioni radiometriche.

Titanite o sfene – CaTi[SiO₄](O, OH, F)

È un minerale accessorio in rocce magmatiche e metamorfiche, contiene U e Th e può essere utilizzato per datazioni U-Th-Pb.

Gruppo dei granati

I minerali del gruppo dei granati sono caratteristici delle rocce metamorfiche, ma sono anche presenti in alcuni tipi di rocce ignee e nei sedimenti come granuli detritici. Il gruppo è suddiviso nelle specie sottoelencate, che rappresentano i termini puri delle diverse serie isomorfe. Un granato che corrisponde esattamente per composizione a uno dei termini puri è comunque raro; perciò il nome è assegnato in funzione del tipo “molecolare” predominante presente. I graniti possono essere suddivisi in due serie:

• Piralspite: Piropo – Almandino – Spessartina
• Ugrandite: Uvarovite – Grossularia – Andradite

Tra piralspite e ugrandite c'è una variazione piuttosto completa e continua di composizione. Cristallizzano nel sistema cubico.

Formule

3[8]X₃Y₂(SiO₄)₃ dove:

• X = Ca, Fe, Mg
• Y = Al, Fe, Cr

Possiamo dividere quindi i granati per le caratteristiche in:

Piralspite = sono dei granati alluminiferi dove Al occupa il sito di coordinazione Y:

• Piropo = Mg₃Al₂Si₃O₁₂
• Almandino = Fe₃Al₂Si₃O₁₂
• Spessartina = Mn₃Al₂Si₃O₁₂

Ugrandite = sono dei granati calcici dove Ca occupa il sito di coordinazione X:

• Grossularia = Ca₃Al₂Si₃O₁₂
• Andradite = Ca₃(Fe³⁺, Ti)₂Si₃O₁₂
• Uvarovite = Ca₃Cr₂Si₃O₁₂

Struttura

La cella elementare dei granati contiene 8 unità di formula X₃Y₂Z₃O₁₂. La struttura consiste di tetraedri ZO₄ alternati a ottaedri YO₆ che condividono i vertici in modo da formare un'impalcatura tridimensionale. All'interno di questa impalcatura si trovano cavità che possono essere descritte come cubi distorti formati da 8 ossigeni che contengono al centro gli ioni X. La lunghezza del parametro di cella nel gruppo dei graniti è di considerevole importanza come carattere diagnostico e può essere ottenuto facilmente.

Blu=Si; Viola=Y; Celeste=X;

Chimica

Granati della specie piropo che contengono più dell'80% della molecola piropo sono rari; il piropo tipico delle rocce di alto grado metamorfico contiene intorno al 40-70% di questa molecola (ma nel Massiccio delle Alpi Italiane sono stati rinvenuti piropi pressoché puri: > 98,5%): le altre componenti sono principalmente almandino e grossularia. Granati piropo contenenti Cr₂O₃ pari al 3-8% sono abbastanza comuni. Molti di questi granati hanno tonalità di colore caratteristica sul viola verdastro o porpora; il fatto che comunemente siano associati con Kimberliti contenenti diamante giustifica il nome di cromo-piropo dato a questa varietà. Variazioni retrograde di pressione e temperatura coinvolgenti il piropo possono causarne la decomposizione in un miscuglio di orneblenda, plagioclasio e magnetite, che assume talvolta la forma di un concrescimento chelifitico verde chiaro.

L'almandino è la specie più comune del gruppo dei granati. I granati almandinici contengono generalmente quantità apprezzabili sia della “molecola” piropo sia di quella spessartina e possono contenere anche importanti tenori della “molecola” grossularia.