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Mineralogia e cenni di Petrografia Appunti scolastici Premium

Mineralogia + petrologia. Elementi di cristallografia con simmietrie dei cristalli, cristallochimica, proprietà fisiche dei minerali, descrizione delle principali famiglie di minerali e costituenti le rocce (quarzo, feldspati, miche, pirosseni, anfiboli, olivine, carbonati); inoltre vengono descritti alcuni metodi di mineralogia determinativa (analisi chimiche, diffrazione di raggi X da polvere).... Vedi di più

Esame di Mineralogia e Petrografia docente Prof. M. Pasero

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ESTRATTO DOCUMENTO

dell’ossigeno e quindi tendono ad occupare tutti lo stesso tipo di sito atomico.

2+ + Å,

Ca e Na sono più grandi, di carica inferiore e con raggi ionici rispettivamente 1,12 Å e 1,16 tendono ad essere in

coordinazione 8 con l’ossigeno. Anche se le dimensioni di questi due ioni sono simili, non lo sono per la carica, la quale viene

+ 4+ 2+ 3+

compensata da una sostituzione accoppiata come ad esempio nei plagioclasi in cui (Na + Si ) sostituiscono (Ca + Al ) per

mantenere la neutralità complessiva della struttura.

Gli ioni più grandi sono K, Rb, B e più raramente Cs o Sr, questi ioni generalmente non entrano con facilità nei siti occupati da Na o

Ca e si trovano in siti specifici ad elevata coordinazione.

La formula generale di tutti i silicati è: X Y (Z O ) W

m n p q r

Dove:

X rappresenta grossi ioni a bassa carica in coordinazione 8 o superiore con l’ossigeno

Y rappresenta ioni di dimensione media bi o tetravalenti, in coordinazione 6

Z ioni piccoli ad elevata carica, in coordinazione tetraedrica

O è l’ossigeno - - -

W rappresenta gruppi anionici addizionali quali (OH) o anioni come Cl e F .

Il rapporto p: q dipende dal grado di polimerizzazione del reticolo del silicato

m, n, e r dipendono dalla necessità di mantenere la neutralità di carica elettrica

ORTOSILICATI.

Negli ortosilicati i tetraedri SiO sono isolati e collegati tramite i legami ionici forniti

4

dai cationi interstiziali. Le loro strutture dipendono dalla dimensione e carica degli

ioni interstiziali. L’impacchettamento atomico è compatto, per questo si generano

minerali ad alto peso specifico e durezze elevate. Proprio per la caratteristica di

avere tetraedri indipendenti e non collegati, ad esempio in catene o fogli, l’abito

cristallino degli ortosilicati tende ad essere regolare e sono assenti direzioni

pronunciate di sfaldatura.

 Gruppo della Fenacite Rappresentato da:

o Fenacite Be SiO .

2 4 3̅

Cristallografia: Esagonale; . In prismi romboedrici

appiattiti o prismatici tozzi. Spesso a sviluppo complesso.

R3̅

Gruppo spaziale .

Proprietà fisiche: Lucentezza vitrea, colore incolore,

bianco. Trasparente o traslucido. La struttura consiste di

tetraedri SiO e BeO con ogni atomo di ossigeno

4 4

collegato a due ioni Be e un Si posti ai vertici di un

triangolo equilatero.

Distribuzione: raro minerale delle pegmatiti, dove si trova associato a topazio, crisoberillo, berillo e apatite.

o Willemite Zn SiO .

2 4 3̅

Cristallografia: Esagonale; . In prismi esagonali con terminazioni romboedriche.

R3̅

Generalmente massiva o granulare, rari i cristalli. Gruppo spaziale .

Proprietà fisiche: sfaldatura buona {0001}, lucentezza vitrea o resinosa, colore

giallo-verde, rosso-carne e bruno bianco. Trasparente o traslucido. Spesso Zn viene

2+ 2+

sostituito da Mn in quantità considerevoli, anche Fe può essere presente in

piccole quantità. Isostrutturale con la Fenacite, con tetraedri di SiO e ZnO , dato

4 4

che Zn ha raggio ionico molto più grande di Be, la struttura della willemite è molto

più aperta rispetto a quella precedente.

Distribuzione: si trova in marmi e può derivare dal metamorfismo di precedente emimorfite o smithsonite.

71

 Gruppo dell’Olivina. Il gruppo dell’olivina ha due estremi isostrutturali, (olivina si po’

trovare in qualsiasi stato tra questi due, vedi diagramma della

composizione):

o Forsterite Mg SiO

2 4

o Fayalite Fe SiO

2 4

A lato: diagramma di fase a due componenti dell’olivina a pressione costante di 1 atm,

in ascisse % in peso fra i due estremi della serie (Forsterite e Fayalite), in ordinata la

temperatura in °C.

La curva superiore è detta liquidus (sopra la quale è tutto fuso), la curva inferiore è

detta solidus (al di sotto della quale è tutto solido), nel mezzo fase intermedia solido +

liquido.

Componente pura Fo fonde a T 1890°C e Fa pura fonde a 1205°C; le composizioni intermedie tra Fo e Fa hanno

temperature di fusione comprese tra questi due valori.

Un cristallo di composizione L alla T di solidus della forsterite è completamente fuso; quando questa

composizione si raffredda a T inizierà a cristallizzare un termine della serie di soluzione solide Fo-Fa, con

A

composizione specifica x ,y . Questi cristalli saranno arricchiti di Fa e impoveriranno parzialmente il fuso della

Fo Fa

componente Fa. Con il decrescere della T, aumenterà la concentrazione di Fa nel solido e la percentuale di

composto cristallizzato rispetto alla porzione liquida. Alla T i prodotti di cristallizzazione raggiungono una

F

composizione che è quella del fuso L di partenza e la quantità di fuso si riduce a zero. Durante il successivo calo di

temperatura la composizione rimarrà invariata (soluzione solida di olivina).

2+ 2+

Fasi completamente miscibili allo stato solido, i cationi in gioco sono Fe (0,64 Å) e Mg (0,66 Å), stesso raggio,

stesa carica.

In un processo di cristallizzazione da fuso si possono formare cristalli zonati, che corrispondono a variazioni

composizionali riscontrabili all’interno dei cristalli. Talvolta la zonatura non è osservabile data la facile

riequilibratura del cristallo col liquido, a seguito del facile interscambio tra i cationi coinvolti (es. interscambio Fe-

Mg nell'olivina). In altri casi la simmetria del cristallo permette la variazione con la composizione soltanto di

alcune proprietà ottiche meno appariscenti: es. la zonatura dell'olivina e dell'ortopirosseno -rombici- si manifesta

soltanto attraverso la variazione di colore e birifrangenza, e non dell'angolo di estinzione come avviene nei

plagioclasi.

Olivina (Mg, Fe) SiO

2 4

Cristallografia: Ortorombico, 2/m2/m2/m. I cristalli sono

generalmente formati dalla combinazione di tre prismi, tre

pinacoidi e una bipiramide. In cristalli in rocce vulcaniche o

in masse granulari. Gruppo spaziale Pbnm.

Proprietà fisiche: Frattura concoide, lucentezza vitrea, colore

giallo-verde con variazioni ad esempio abbiamo colorazione verde-oliva nella forsterite mentre un

colore verde-bruno nella Fayalite. Da trasparente a traslucido. Struttura può essere immaginata come costituita

da strati paralleli a {100}, questi strati consistono di ottaedri collegati

trasversalmente da tetraedri SiO 4

indipendenti. La struttura che è

formata da tetraedri SiO , i quali

4

puntano alternativamente in su e in giù

(vedi figura a sinistra). I siti coordinati

ottaedricamente sono chiamati M1 e

M2 con M1 distorto e M2 più regolare.

Mg e Fe sono in coordinazione 6 con

l’ossigeno. A pressioni molto elevate l’olivina può trasformarsi in due diversi polimorfi chiamati Wadsleyite e

ringwoodite. Nel riquadro sottostante a sinistra sono rappresentate le distanze di legame medie nella Forsterite.

APPUNTI DI GEOMATERIALI ARIANNA BEVILACQUA - MARTINA VOLPI - ANGELICA PARISI

Nel grafico al centro abbiamo sulle ascisse la temperatura (in gradi) e sulle ordinate la distanza di legame. Si

osserva dal grafico, che le strutture ottaedriche si espandono molto di più rispetto alle strutture tetraedriche. La

distanza <T-O> nell’ olivina è già abbastanza grande. Per quanto riguarda il grafico a destra sono rappresentate

le variazioni delle distanze di legame nella Forsterite al variare dalla pressione, si osserva che i due ottaedri

(<M -O> e <M -O>) hanno trend di compressione diversi. Il tetraedro (<Si-O>) si comprime abbastanza, la

2 1

distanza T-O passa da 1,64 a 1,58 Å.

Oss. Come si legge un diagramma di fase a tre componenti.

Ogni punto all’interno del diagramma corrisponde ad una certa composizione espressa in

termini di frazioni percentuali dei tre componenti A, B, C. I vertici del triangolo

corrispondono ai componenti puri (100% di A, B e C). I lati del triangolo

corrispondono ai termini intermedi tra 2 componenti (ad es., il lato C-B

va da 100% di C a 100% di B; A è assente). La frazione di ogni

componente dipende da quella degli altri due. Ad es., nel diagramma a fianco, una volta

stabilito che la frazione di A è 40% e quella di C è 50%, il punto deve passare per la retta

corrispondente a 10% di B.

Per quanto riguarda il grafico a tre componenti dell’olivina, possiamo dedurre andando dall’alto verso il basso

che:  Incontriamo una soluzione solida completa tra monticellite

e kirschteinite (sono sempre olivine ma rare)

 Soluzione solida molto limitata se non del tutto inesistente

tra Ca e Mg e tra Ca e Fe (parte al centro).

 Soluzione solida completa tra forsterite e fayalite.

 2+ 2+

Il Mn può sostituire Fe formando una serie

relativamente rara tra Fayalite e tefroite (Mn SiO ).

2 4

 Nella serie forsterite- fayalite non c’è alcuna preferenza tra Mg e Fe nei due siti ottaedrici. In tutti i

termini contenenti calcio, questo va in M2.

Nel grafico sottostante abbiamo un diagramma che tratta la composizione-pressione per l’olivina, in particolare serie

forsterite – fayalite a temperature fissata T= 800°C e T=1200°C. E’ stato osservato che in condizioni

di alta pressione abbiamo un cambiamento nell’assetto strutturale, definito come β-Mg SiO (α-

2 4

Mg SiO corrisponde alla fase olivina; γ-Mg SiO corrisponde alla fase spinello). La struttura della

2 4 2 4

fase β-Mg SiO è illustrata nella figura.

2 4 73

Nella struttura dello spinello (MgAl O ) si hanno due distinti strati (l’uno di soli ottaedri, l’altro di tetraedri e ottaedri, in

2 4

rapporto 2:1) che si alternano lungo la direzione ortogonale ai piani, nella struttura β si hanno strati di un solo tipo che

contengono fette dell’uno e dell’altro strato dello

spinello. La struttura che si ottiene ha gruppo spaziale

Imma. Entrambi i tipi strutturali sono caratterizzati da

un impacchettamento cubico compatto di atomi di

ossigeno. Un punto che li differenzia è la formazione

di gruppi Si O nella struttura β. La trasformazione

2 7

strutturale porterà alla fase tipo spinello (fase γ) o alla

fase β, a seconda della composizione del materiale.

Un tratto strutturale caratteristico della forsterite è la

condivisione degli spigoli basali dei tetraedri SiO con

4

gli spigoli di una terna di ottaedri adiacenti.

Tenendo conto del fatto che le olivine del mantello

superiore sono ricche nel componente Mg SiO , la

2 4

trasformazione avverrà comunque in un intervallo

spaziale attorno ai 400 km.

L’aumento della pressione causa, come sappiamo, una progressiva diminuzione delle dimensioni

dell’ottaedro, una diminuzione più marcata di quella del più rigido tetraedro questo è

conseguenza nella struttura della forsterite.

E’ proprio la sostanziale rigidità del tetraedro che può impedire un effettivo adattamento

dell’ottaedro alle condizioni di alta pressione, causando il passaggio ad altra struttura (β-Mg SiO

2 4

o γ-Mg SiO ), in cui tetraedri SiO e ottaedri MgO sono connessi solo per condivisione di vertici,

2 4 4 6

consentendo la progressiva diminuzione delle dimensioni dell’ottaedro ed il loro adeguamento

alle condizioni di alta pressione (in figura a destra rappresentazione della γ-Mg SiO ).

2 4

Oss. Come avevamo accennato in precedenza si nota che a temperature più alte abbiamo “bisogno” di pressioni maggiori

per poter ottenere la struttura γ-Mg SiO .

2 4

Distribuzione: Olivina è uno dei nesosilicati più comuni specialmente in rocce ignee basaltiche quali gabbri, peridotiti e

basalti. La dunite è una roccia costituita quasi esclusivamente da olivina. La forsterite non è stabile in presenza di quarzo

e reagirà a formare pirosseni, secondo la reazione: 

Mg SiO + SiO 2MgSiO

2 4 2 3

Forsterite + quarzo enstatite

L’olivina si trova anche in granuli vetrosi in aeroliti (meteoriti costituiti prevalentemente di silicati) e sideroliti (meteoriti

metalliche).

 A

Gruppo del Granato B (SiO ) rappresentato da diverse specie isostrutturali, le quali possiedono tutte le stesse

3 2 4 3

caratteristiche:

o Piropo Mg Al (SiO )

3 2 4 3

o Almandino Fe Al (SiO )

3 2 4 3

o Spessartina Mn Al (SiO )

3 2 4 3

o Uvarovite Ca Cr (SiO )

3 2 4 3

o Grossularia Ca Al (SiO ) .

3 2 4 3

o Andradite Ca Fe (SiO ) .

3 2 4 3

o Idrogrossularia Ca Al Si O (SiO ) (OH)

3 2 2 8 4 1 - m 4m

4/m3̅

Cristallografia: Cubico; 2/m. Tutti i gruppi appartenenti alla classe dei

granati hanno sistema cubico e hanno abito cristallino simile. Le forme comuni

sono il dodecaedro e il trapezoedro (spesso combinati insieme), raro osservare forme

esacisottaedrica. Gruppo spaziale Ia3d.

Proprietà fisiche: Lucentezza vitrea o resinosa, colore variabile con la composizione,

anche se comunemente: 1) rosso scuro e bruno (Spessartina), 2) rosso-nero (Piropo),

3) bianco, verde, giallo, marrone-cannella o rosso pallido (Grossularia), 4) giallo,

verde, marrone, nero (Andradite) 5) verde smeraldo (uvarovite). Trasparente o

APPUNTI DI GEOMATERIALI ARIANNA BEVILACQUA - MARTINA VOLPI - ANGELICA PARISI

traslucido. La classe dei granati può essere espressa dalla formula A B (SiO ) con il sito A che ospita a Ca, Mg,

3 2 4 3

3+ 2+ 3+ 3+

Fe o Mn e il sito B che ospita Al, Fe e Cr .

La struttura del granato è costituita da Tetraedri [SiO ] e ottaedri [YO ] che condividono vertici e formano

4 6 2+

un’impalcatura tridimensionale, nelle cui cavità trovano posto i cationi X , in coordinazione VIII (cubica distorta,

o antiprisma quadrangolare). Due spigoli dei tetraedri e sei spigoli degli ottaedri sono condivisi con gli

antiprismi; questi ultimi condividono inoltre quattro spigoli con altrettanti antiprismi. L’alta percentuale di

spigoli condivisi fa del granato una struttura compatta, tipica di rocce di alta pressione. In alcuni casi (es.

soluzioni solide grossularia-andradite) si osserva una tendenza all’ordinamento dei cationi alle basse

temperature, con abbassamento della simmetria da cubica a rombica.

Distribuzione: comuni e ampiamente diffusi, abbondati in alcuni tipi di rocce metamorfiche e come minerali

accessori in alcune rocce ignee. Il piropo è tipico delle rocce ultrabasiche quali peridotiti e kimberliti e in

serpentiniti derivate da esse. L’almandino è il più comune delle rocce metamorfiche e si forma per

metamorfismo regionale di sedimenti argillosi. La spessartina si trova in depositi di skarn (rocce carbonatiche

metasomatizzate) e in depositi ricchi di Mn. La grossularia e l’andradite si trovano principalmente come

prodotto di metamorfismo di contatto o regionale su calcari impuri. L’uvarovite è il più raro e si trova in

serpentiniti associato a cromite.

 Gruppo dello Zircone

o Zircone ZrSiO .

4

Cristallografia: tetragonale, 4/m2/m2/m. I cristalli sono costituiti dalla

combinazione di a {010} ed e {011}, ma si osservano anche m {110} e una

bipiramidale ditetragonale. Si trova in cristalli ma anche granuli irregolari.

Gruppo spaziale I4 /amd.

1

Proprietà fisiche: sfaldatura scarsa {010}, lucentezza adamantina, colore

tonalità di bruno, incolore, grigio, verde, rosso. Traslucido o trasparente. Lo

zircone contiene quasi sempre una certa quantità di afnio (Hf), il contenuto è basso comunque può arrivare fino

al 24%. Lo zircone è in coordinazione 8 con l’ossigeno e forma poliedri simili a cubi distorti. Gli otto ossigeni che

circondano lo ione Zr appartengono a sei tetraedri differenti

Distribuzione: minerale accessorio molto comune e diffuso in quasi tutte le rocce ignee. È comune nelle rocce

ricche in silice quali graniti, monzoniti ecc. posiamo trovarlo anche in marmi o gneiss.

 

Gruppo del Al SiO Rappresentato da:

2 5

o Andalusite Al SiO .

2 5

Cristallografia: Ortorombico; 2/m2/m2/m. si trova tipicamente in prismi

grossolani squadrati. Gruppo spaziale Pnnm.

Proprietà fisiche: sfaldatura buona {110}, lucentezza vitrea, colore rosso, rosso-

rosa, bruno, verde-oliva. Trasparente o traslucida. La struttura consiste di catene

di ottaedri AlO paralleli a c, collegati trasversalmente da tetraedri SiO e poliedri

6 4

AlO .

5

Distribuzione: Tipico minerale delle aureole di contatto attorno ad intrusioni in rocce ricche di alluminio,

in questo caso è associato a cordierite. Può essere associata con cianite o sillimanite o entrambe in

rocce di metamorfismo regionale.

o Sillimanite Al SiO .

2 5

Cristallografia: Ortorombico; 2/m2/m2/m. in cristalli lunghi e snelli senza

terminazioni nette, spesso in aggregati paralleli e fibrosi nella varietà fibrolite.

Gruppo spaziale Pbnm.

Proprietà fisiche: sfaldatura buona {110}, lucentezza vitrea, colore rosso,

rosso-rosa, bruno, verde-oliva. Trasparente o traslucida. Composizione uguale

all’andalusite.

Distribuzione: si trova in rocce ricche di alluminio metamorfosate ad alta

temperatura. 75

o Cianite Al SiO .

2 5 1̅

Cristallografia: Triclina, . I cristalli lunghi e tabulari, raramente terminati.

P1̅

Gruppo spaziale .

Proprietà fisiche: sfaldatura perfetta {100}, lucentezza da vitrea a perlacea,

colore blu con sfumature scure verso il centro, in alcuni casi anche bianca

o verde. Trasparente o traslucida. La composizione uguale all’andalusite.

Distribuzione: prodotto di metamorfismo regionale di rocce pelitiche ed è

spesso associata a granato, staurolite e corindone. Possiamo trovarla anche in condizione di altissima

pressione eclogiti (rocce costituite da pirosseno onfacitico associato con granati ricchi di piropo).

A sinistra possiamo osservare il grafico, sulle ascisse la temperatura in gradi,

mentre sulle ordinate la pressione in GPa. Possiamo osservare un cambiamento

della coordinazione, nell’andalusite abbiamo numero di cordinazione 5, nella

sillimanite 4 e nella cianite 6 numero di coordinazione aumenta all’aumentare

della pressione (numero di coordinazione è calcolato con il rapporto tra il raggio

del catione con il raggio dell’anione. Entrambi diminuiscono all’aumentare della

pressione, ma il raggio del anione diminuisce più velocemente). Questi

rappresentano i tre polimorfi del gruppo dei silicati anidri di alluminio. Possiamo

inoltre riscontrare un collegamento con le facies metamorfiche (capovolgendo il

grafico otteniamo quello delle facies metamorfiche) in cui associamo ad esempio

la cianite con la facies degli scisti blu (da cui la colorazione blu).

o Topazio Al SiO (F, OH) .

2 4 2

Cristallografia: Ortorombico; 2/m2/m2/m. Comuni i cristalli prismatici terminati

da bipiramidi e prismi e pinacoide basale. Gruppo spaziale Pbnm. Le facce

verticali del prisma solitamente sono striate. Possiamo trovarlo sia in masse

cristalline sia granulare.

Proprietà fisiche: sfaldatura perfetta {001}, lucentezza vitrea, colore incolore,

giallo, rosa, bluastro e verdastro. Trasparente o traslucida. La maggior parte dello

-

ione ossidrile viene sostituito da F con un contenuto massimo del 20,7%. La struttura prevede catene di

ottaedri AlO F parallele all’asse c che sono collegate trasversalmente da tetraedri SiO indipendenti. Si basa su

4 2 4

un impacchettamento compatto ABAC, per questo la struttura risulta molto densa.

Distribuzione: si forma per l’azione di vapori ricchi in fluoro liberati durante gli ultimi stadi di solidificazione delle

rocce ignee. Minerale caratteristico delle pegmatiti.

o Staurolite Fe Al O (SiO ) (O, OH) .

2 9 6 4 4 2

Cristallografia: Monoclino, 2/m (pseudo-ortorombico). I cristalli sono prismatici. Sono frequenti i

geminati a croce di due tipi: 1) con {031} piano di geminazione ei due individui che si incrociano

secondo quasi un angolo di 90° 2) con un piano di geminazione {231} e individui che si incrociano

secondo un angolo di 60°. Gruppo spaziale C2/m.

Proprietà fisiche: lucentezza resinosa o vitrea se fresca, mentre opaca o terrosa se impura o

alterata, colore da bruno-rosso, rosso-nero. Traslucida. Struttura simile alla cianite.

Distribuzione: formazione durante il metamorfismo regionale di rocce ricche in alluminio e si trova

in scisti o gneiss.

 

Gruppo delle Humiti Rappresentato da:

o Condrodite Mg (SiO ) (O, OH) .

5 4 2 2

Cristallografia: Monoclino; 2/m. I cristalli sono complessi con molte forme. Gruppo

spaziale P2 /a.

1

Proprietà fisiche: Lucentezza vitrea o resinosa, colore giallo chiaro a rosso,

traslucida. Abbiamo sostituzioni di Fe con Mg e OH per il f.

Distribuzione: Si trova principalmente in calcari dolomitici metamorfosati.

APPUNTI DI GEOMATERIALI ARIANNA BEVILACQUA - MARTINA VOLPI - ANGELICA PARISI

o Datolite CaB(SiO )(OH).

4

Cristallografia: Monoclino; 2/m. I cristalli sono quasi generalmente quasi equidimensionale nelle tre

direzioni assiali e spesso a sviluppo complesso. Gruppo spaziale P2 /a.

1

Proprietà fisiche: Lucentezza vitrea, colore bianco, con sfumatura verde, trasparente o traslucida. La

struttura è costituita da strati paralleli a {100} di tetraedri di silice e B(O,OH) indipendenti. Gli strati

4

sono collegati da Ca in coordinazione 8 con 6 ossigeni e due gruppo OH.

Distribuzione: la datolite è un minerale secondario che si trova abitualmente in cavità di lave

basaltiche e rocce simili.

o Titanite CaB(SiO )(OH).

4

Cristallografia: Monoclino; 2/m. I cristalli hanno comunemente una forma a cuneo. Gruppo

spaziale C2/c.

Proprietà fisiche: sfaldatura distinta {110}, lucentezza resinosa o adamantina, colore grigio,

bruno, verde, giallo, nero, trasparente o traslucida. La composizione vede ottaedri TiO che

6

condividono vertici e formano catene piegate parallele all’asse a. queste catene sono

collegate da tetraedri SiO isolati. Questo reticolo contiene delle cavità, che sono occupate

4

da calcio in coordinazione 7.

Distribuzione: minerale accessorio comune in graniti, dioriti ecc. associato con minerali di ferro, pirosseni,

anfiboli, zircone ecc.

o Cloritoide (Fe, Mg) Al O (SiO ) (OH) .

2 4 2 4 2 4

Cristallografia: Monoclino; 2/m, può essere anche triclino. Raramente in cristalli tabulari distinti,

possiamo trovarlo foliato grossolanamente, massivo. Gruppo spaziale C2/c.

Proprietà fisiche: sfaldatura buona {001}, Lucentezza perlacea, colore verde scuro, grigio-verdastro.

Tutti i cloritoidi hanno sostituzioni in Mg anche se in quantità limitata. Fe può sostituire Al. La struttura

è costituita da due strati ottaedrici a impacchettamento compatto; uno strato simile alla brucite in

composizione e l’altro invece ha la struttura del corindone, questi strati si alternano nella direzione

dell’asse c. tetraedri di silicio indipendenti collegano insieme i vari strati.

Distribuzione: comune in rocce metamorfiche regionali di basso-medio grado derivati da peliti ricche in

ferro.

SOROSILICATI. A questo gruppo appartengono più di 70 minerali ma molti di essi sono rari,

perciò verranno descritte 6 specie. Il gruppo dei sorosilicati sono caratterizzati

da gruppi isolati formati da due tetraedri SiO che condividono un ossigeno

4

apicale. Il rapporto Si: O che risulta essere 2: 7.

La struttura dell’epidoto contiene sia tetraedri di SiO indipendenti che gruppi

4

Si O . Nella struttura vi sono inoltre catene di ottaedri AlO e AlO (OH) che

2 7 6 4 2

condividono spigoli, orientate secondo la direzione dell’asse b. al di fuori delle

3+

catene si trova un ulteriore catena ottaedrica, questo sito è occupato da Al nella clinozoisite e da Fe e Al nell’epidoto. Le catene

sono collegate da gruppi indipendenti SiO e Si O . Il Ca occupa sito di coordinazione 8 irregolare. Il sito occupato dal Ca può

4 2 7

+ 3+ 3+ 2+

anche essere riempito da Na . Il sito ottaedrico esterno alle catene può ospitare oltre ad Al, Fe , Mn e più raramente Mn . Tutti

i membri del gruppo dell’epidoto sono fra loro isostrutturali e formano cristalli monoclini caratteristicamente allungati su b.

Analizziamo ora le varie specie:

 Emimorfite Zn (Si O )(OH) · H O

4 2 7 2 2

Cristallografia: Ortorombico; mm2. I cristalli sono generalmente appiattiti su {010}, mostrano

facce di un prisma e sono terminati nella parte superiore da una combinazione di domi e

pedione e in basso da una bipiramide, sono quindi polari. I cristalli sono spesso divergenti e

formano gruppi arrotondati con piccole incisioni di nocche o di cresta di giallo. Gruppo spaziale

Imm2.

Proprietà fisiche: sfaldatura perfetta {110}, lucentezza vitrea, colore bianco anche con sfumature bluastre o verdastre o

anche gialla a bruna. Da trasparente a traslucida. Fortemente piezoelettrica e piroelettrica. Possono essere presenti nella

struttura Fe e l in piccole quantità. La struttura contiene gruppi Si O collegati da tetraedri ZnO (OH). I tetraedri dei

2 7 3

gruppi Si O hanno le basi parallele a {001} e i loro apici puntano tutti nella direzione c. questa orientazione determina la

2 7

polarità della struttura. Ciascun gruppo OH è legato a due ioni Zn. Le molecole di acqua sono contenute in cavità fra i

77

tetraedri e vengono perse continuamente per riscaldamento sino a 500°C. a questa temperatura le molecole di acqua

sono perse e rimangono solo i gruppi OH.

Distribuzione: minerale secondari che si trova nelle zone ossidate dei giacimenti di zinco, in associazione con smithsonite,

blenda, cerussite, anglesite e galena.

 Lawsonite Ca Al (Si O )(OH) · H O

2 2 2 7 2 2

Cristallografia: Ortorombico; 222. Si trova in cristalli prismatici o tubulari. Gruppo spaziale

C222 .

1

Proprietà fisiche: sfaldatura buona {110} e {010}, lucentezza da vitrea a grassa, colore

incolore, blu pallido o anche gialla- bluastro. Traslucida. Composizione è la stessa

dell’anortite, CaAl Si O + H O. la struttura consiste di ottaedri Al(O,OH) collegati tramite i

2 2 8 2

2+

gruppi Si O . Gli ioni Ca e le molecole di H O sono posizionati fra questi poliedri.

2 7 2

Distribuzione: minerale tipico della facies degli scisti a glaucofane in associazione con

clorite, epidoto, titanite, glaucofane, granato e quarzo.

 Gruppo dell’epidoto

o Clinozoisite Ca Al O(SiO )(Si O )(OH)

2 3 4 2 7

3+

o Epidoto Ca (Fe ,Al)Al O(SiO )(Si O )(OH)

2 2 4 2 7 Cristallografia: Monoclino 2/m. I cristalli sono generalmente allungati

secondo l’asse b. si trovano anche in masse granulari grossolane o fini,

anche cristalli fibrosi. Gruppo spaziale P2 /m.

1

Proprietà fisiche: sfaldatura perfetta {001}, lucentezza vitrea, colore

dell’epidoto è verde pistacchio, verde-giallo, nero; mentre della

clinozoisite varia da verde pallido a grigio. Da trasparente a traslucida. La

3+ 3+

clinozoisite ha un rapporto Al: Fe = 3: 0, mentre l’epidoto Al: Fe = 2:

1. Tra l’uno e l’altro elemento esistono strutture solide complete.

Distribuzione: epidoto è un tipico minerale di metamorfismo regionale della facies anfiboliti a epidoto. L’epidoto si forma

in condizioni di retrocessione metamorfica come prodotto di reazione fra plagioclasio, pirosseno e anfibolo.

o Allanite X Y O(SiO )(Si O )(OH)

2 3 4 2 7

Cristallografia: Monoclino 2/m. Cristalli con abito simile all’epidoto. Massivo o in

granuli in rocce. Gruppo spaziale P2 /m.

1

Proprietà fisiche: sfaldatura perfetta {001}, lucentezza da submetallica a picea o

resinosa, colore marrone o nero. Subtraslucida. Debolmente radioattiva. La 2+ 3+

composizione è variabile con Ce, La, Th, Na in parziale sostituzione di Ca e Fe , Fe ,

3+

Mn e Mg in parziale sostituzione di Al. Ha la stessa struttura dell’epidoto. L’allanite si trova spesso nello stato di

auto-irraggiamento

Distribuzione: minerale accessorio di molte rocce ignee quali graniti, sieniti, dioriti e pegmatiti. Associata

frequentemente all’epidoto.

APPUNTI DI GEOMATERIALI ARIANNA BEVILACQUA - MARTINA VOLPI - ANGELICA PARISI

 Vesuviana Ca (Mg, Fe) Al (SiO ) (Si O )(OH)

10 2 4 4 5 2 7 4

Cristallografia: tetragonale; 4/m2/m2/m. I cristalli sono prismatici e spesso striati verticalmente.

Frequenti i cristalli ma sono più comuni le masse colonnari striate. Gruppo spaziale P4/nnc.

Proprietà fisiche: sfaldatura scarsa {010}, lucentezza vitrea o resinosa, colore verde o bruno, ma anche

2+

giallo, blu e rosso. Da subtrasparente a traslucida. Na può sostituire limitatamente Ca; Mn sostituisce

3+

Mg; Fe e Ti sostituiscono Al; F sostituisce OH. In alcune varietà possono essere presenti B e Be. Nella

struttura si hanno tetraedri SiO isolati e gruppi Si O . Tre quarti del Ca si trova in coordinazione 8 e un

4 2 7

quarto in coordinazione 6 con l’ossigeno. Al, Fe e Mg sono in coordinazione 6 con l’ossigeno.

Distribuzione: metamorfismo di contatto di calcari impuri. È associata con altri minerali di contatto quali la grossularia e

l’anadrite, la wallastonite e il diopside.

CICLOSILICATI.

Contengono anelli di SiO con rapporto Si: O = 1 : 3. Possono esistere 3 possibili configurazioni chiuse con queste caratteristiche:

4

1. Anello Si O : è il più semplice, rappresentato dalla rara bentonite (BaTiSi O ).

3 9 3 9

2. Anello Si O : solo in pochi silicati molto rari.

4 12

3. Anello Si O : è l’unità strutturale di base di molti silicati comuni come il berillo Be Al Si O e la tormalina.

6 18 3 2 6 18

Ciclosilicati:

  2+

Axinite (Ca, Fe , Mn) Al BSi O (OH)

3 2 4 15

Cristallografia: triclino ; cistalli generalmente sottili con spigoli taglienti e abito variabile.

Frequentemente in cristalli aggregati e cristallini, anche massiva, lamellare, granulare. Gruppo

P1̅

spaziale .

Proprietà fisiche: sfaldatura {100} perfetta, lucentezza vitrea, colore bruno-rossiccio, violetto,

grigio, verde, giallo. Da trasparente a traslucido. Struttura particolare.

Distribuzione: si trova in cavità in graniti e nelle zone di contatto attorno intrusioni granitiche.

 Berillo Be Al (Si O )

3 2 6 18

Cristallografia: esagonale 6/m2/m2/m; abito prismatico, frequenti le

striature verticali e le incisioni, i cristalli sono spesso di notevoli dimensioni e

facce grezze. Gruppo spaziale P6/mcc.

Proprietà fisiche: sfaldatura {0001} imperfetta, lucentezza vitrea, colore

verde-bluastro, giallo chiaro, rosa, verde-smeraldo intenso, giallo-oro,

bianco, incolore. Da trasparente a traslucido. Il colore serve per distinguere

le varie gemme preziose di questo minerale: tracce di Cr3+ e/o V5+ nei siti

ottaedrici danno un colore verde (smeraldo); tracce di Fe2+ nei canali danno

un colore azzurro chiaro (acquamarina); tracce di Cs+ nei canali e Mn2+ nei

siti ottaedrici danno un colore rosa-rossastro (morganite).

Nella struttura livelli di strati paralleli di anelli Si O , il Be in coordinazione 4 e Al in

6 18

coordinazione 6 collegano gli anelli e sono posizionati fra gli strati. Gli anelli silicio-ossigeno

sono disposti in maniera da risultare non polari e da avere che cavità centrali degli anelli di

strati successivi che corrispondano in questi canali, che si sviluppano verticalmente

(paralleli all’asse c), possono essere ospitati una grande quantità di ioni, atomi neutri e

molecole.

NB il berillo è considerato un ciclosilicato per la presenza dell’anello Si O , ma è

6 18

ugualmente importante il tetraedro BeO la struttura può essere considerata come una

4

impalcatura di tetraedri SiO e BeO , considerando quindi il berillo come un tettosilicato.

4 4

Distribuzione: per essere raro, è abbastanza diffuso. Si trova in graniti, pegmatiti, micascisti e associato a mineralizzazioni

di stagno. 79

 ∙nH

Cordierite (Mg, Fe) Al Si O O

2 4 5 18 2

Cristallografia: rombica 2/m2/m2/m; cristalli prismatici tozzi, geminati pseudoesagonali, in rocce

o massiva. Gruppo spaziale Cccm.

Proprietà fisiche: sfaldatura {010} scarsa, lucentezza vitrea, colore varie tonalità da blu a blu-

grigiastro. Da trasparente a traslucido. La maggior parte sono ricche di Mg, anche se vi è una

certa sostituzione con Fe. Il contenuto di Al ha invece variazioni limitate. Isostrutturale con il

berillo, ma l’ordinamento dei cationi tetraedrici abbassa la simmetria da esagonale a rombica. Il

polimorfo di alta temperatura indialite è completamente disordinato

Distribuzione: costituente comune delle rocce di contatto e di metamorfismo regionale di rocce argillose.

 Tormalina (Na, Ca)(Li, Mg, Al) (Al, Fe, Mn) (BO ) (Si O )(OH)

3 6 3 3 6 18 4

Cristallografia: esagonale 3m; cristalli prismatici, prevalentemente trigonale e esagonale,

striato verticalmente. Può essere compatta massiva, grossolano, finemente colonnare.

Gruppo spaziale R3m.

Proprietà fisiche: lucentezza vitrea e resinosa. Colore molto variabile in funzione della

composizione. Frattura concoide. È fortemente piezoelettrica e piroelettrica. È stato

+

dimostrato che la struttura consiste di anelli Si O lungo i cui centri si alternano Na e

6 18

-

(OH) . Gli anelli sono polari (il legame da un lato dell’anello e dall’altro non ha la stessa

forza). Alternati con gli anelli vi sono vari gruppi triangolari BO ; gli anelli e i gruppi triangolari sono uniti da ottaedri (Li,

3

Mg, Al)O (0H) ; le colonne di anelli sono collegate le une alle altre da gruppi (Al, Fe,

4 2

Mn)O (OH).

5

Distribuzione: in pegmatiti granitiche e nelle rocce incassanti in prossimità del contatto. È

anche presente come minerale accessorio in rocce ignee e metamorfiche. La maggior parte

della tormalina è nera e si trova in associazione con minerali delle pegmatiti quali quarzo,

albite e muscovite.

INOSILICATI.

I tetraedri SiO si possono collegare in catene per condivisione di ossigeni. Queste semplici catene si possono unire per

4

condivisione di ossigeni in tetraedri alternati per formare nastri o catene doppie. Nella struttura a catena semplice sono condivisi

due dei quattro ossigeni di ciascun dei tetraedri SiO , ottenendo un rapporto Si:O=1:3. Nella struttura a catena doppia metà dei

4

tetraedri condivide tre ossigeni e l’altra metà condivide due ossigeni determinando un rapporto di Si:O=4:11. Agli inosilicati

appartengono due importanti gruppi di minerali:

 Pirosseni: a catena singola

 Anfiboli: a catena doppia

Entrambi i gruppi sono monoclini ma hanno anche membri ortorombici. Hanno tutti e due catoni ma gli anfiboli sono

caratterizzati dalla presenza di (OH). Hanno abiti differenti. I pirosseni si presentano in prismi tozzi mentre gli anfiboli tendono a

formare cristalli più allungati. Le sfaldature sono differenti e sono correlate alla struttura a catene. I pirosseni cristallizzano a

temperature più elevate rispetto agli anfiboli e quindi si formano prima nella cristallizzazione di un fuso magmatico e si trovano

anche nelle rocce metamorfiche di alta temperatura ricche di Mg e Fe.

Gruppo dei pirosseni

Hanno formula generale XYZ O , dove:

2 6

+ 2+ 2+ 2+ 2+ +

o X rappresenta Na , Ca , Mn , Fe , Mg e Li nel sito cristallografico M2;

2+ 2+ 2+ 3+ 3+ 3+ 4+

o Y indica Mn , Fe , Mg , Fe , Al , Cr e Ti nel sito M1;

4+ 3+

o Z rappresenta Si e Al nei siti tetraedrici della catena

APPUNTI DI GEOMATERIALI ARIANNA BEVILACQUA - MARTINA VOLPI - ANGELICA PARISI

Le catene, viste dall’alto, si dispongono una accanto all’altra, parallelamente al piano (100), con i vertici alternativamente sui

due lati. Il parametro di cella b (8.9 Å) è definito da tale disposizione. I moduli tetraedrici si alternano lungo [100] a moduli

ottaedrici. Vi sono due siti distinti: M1 (coordinazione VI) tra i vertici di due

catene tetraedriche, M2 (coordinazione VI o VIII) tra le base di due catene

tetraedriche. Le dimensioni dei tetraedri [SiO ] sono praticamente costanti in

4

un ampio range di pressione e temperatura. Al contrario i poliedri centrati da

M1 e M2 si espandono e contraggono anche in funzione delle variazioni nelle

dimensioni del catione. La contrazione dell’ottaedro M1 provoca la rotazione

dei tetraedri; diminuisce così la lunghezza della catena tetraedrica.

La particolare struttura dei pirosseni è detta “a travi” o I-beams.

 Ortopirosseni:

o Enstatite MgSiO -(Mg,Fe)SiO

3 3

o Ferrosilite (Fe,Mg)SiO

3

Cristallografia: ortorombici; 2/m2/m2/m gruppo spaziale Pbca. Abito

prismatico, cristalli rari, generalmente massivi, fibroso o lamellari.

{210}

Proprietà fisiche: sfaldatura buona. Lucentezza vitrea o perlacea sulle superfici di sfaldatura. Colore grigiastro,

giallastro o bianco-verdastro o verde-oliva e bruno.

Distribuzione: gli ortopirosseni ricchi in Mg sono costituenti comuni di peridotiti, gabbri, noriti e basalti e sono associati

con Ca-pirosseni (es. augite), olivina e plagioclasi. Sono i componenti principali delle pirrosseniti. Gli ortopirosseni si

trovano anche in rocce metamorfiche originatesi in condizioni di alta temperatura e pressione. I termini ricchi di ferro

sono comuni nelle formazioni ferriche metamorfosate in associazione con gruneite.

Ad alte temperature l’ortopirosseno Pbca si trasforma in clinopirosseno C2/c, se la temperatura diminuisce la struttura

C2/c tende a trasformarsi nella struttura P21/c (trasformazione tipo high-low pigeonite) piuttosto che riassumere la

struttura Pbca.

 Clinopirosseni

o Diopside CaMgSi O

2 6

o Hedenbergite CaFeSi O

2 6

o Augite (Ca,Na)(Mg,Fe,Al)(Si,Al) O

2 6

Diopside e hedenbergite formano una serie di soluzioni solide complete con proprietà ottiche e fisiche che

variano con la composizione. L’augite è un clinopirosseno di composizione più complessa nel qual Na sostituisce

in parte Ca e Al sostituisce Mg (o Fe) e anche Si; i contenuti di Fe e Mg sono più bassi rispetto al diopside o

all’hembergite.

Cristallografia: monoclini; 2/m. gruppo spaziale C2/c. cristalli prismatici con sezioni quadrate o con otto lati.

Anche massivi, granulari, colonnari, lamellari.

{100}

Proprietà fisiche: sfaldatura imperfetta. Lucentezza vitrea. Colore da bianco a verde chiaro nel diopside.

L’augite è nera.

Distribuzione: diopside e hedenbergite sono tipici di rocce metamorfiche. Il diopside si trova associato a

forsterite e calcite, meno frequentemente con monticellite e si forma per termometamorfismo di calcari

magnesiferi impuri o dolomie. Una reazione possibile è: 

CaMg(CO ) + 2SiO CaMgSi O + CO

3 2 2 2 6 2

Dolomite quarzo diopside

Altri minerali con cui si trova frequentemente associato sono titanite, scapolite, vesuviana, granato e titanite. L’hedenbergite si

trova in rocce metamorfiche ricche di ferro. Diopside ed hedenbergite si trovano anche in rocce ignee. I clinopirosseni calcici di

formazione precoce possono avere composizioni molto vicine a quelle del diopside mentre negli stadi finali della cristallizzazione

si possono formare pirosseni di composizione molto vicina alla hedenbergite a causa dell’arricchimento di Fe del magma

residuale. L’augite è il pirosseno più comune ed è un importante minerale costituente le rocce ignee basiche quali lave basaltiche

e andesitiche e intrusive quali gabbri e peridotiti. La zonatura è comuni in cristalli di rocce che si sono raffreddate velocemente

come i basalti. 81

 2 pirosseni sodici: Pigeonite e Aegirina.

o Pigeonite Ca (Mg,Fe) Si O

0,25 1.75 2 6

La struttura monoclina C2/c si realizza ad alta temperatura (900°C); tutte le catene tetraedriche sono

equivalenti (angolo φ 174°). I cationi M2 sono in coordinazione VIII. A temperature inferiori le catene

si distorgono in maniera diversa (ruotando in senso opposto, “S” e “O”) e perdono la loro equivalenza.

Gli assi binari si perdono e la simmetria scende da C2/c a P21/c. Gli angoli φ per le due catene non più

equivalenti sono 149° e 179°. I cationi M2 assumono una

coordinazione VII irregolare.

Cristallografia: monoclina; 2/m. gruppo spaziale P2 /c. i

1

cristalli sono molto rari e hanno abito prismatico.

{110}

Proprietà fisiche: sfaldatura buona. Colore bruno, bruno-verdastro, nero.

La struttura cristallina è simile a quella del diopside con tutto il Ca e ulteriori Fe

2+

e Mg nel sito M2 e i rimanenti Fe e Mg in M1. Fe ha una forte preferenza per i

siti M2. La pigeonite è stabile ad alte temperature nelle rocce ignee basiche e a

basse temperature si trasforma in ortopirosseno con lamelle di essoluzione di

augite.

Distribuzione: è comune in lave basaltiche raffreddate rapidamente e in alcune

rocce intrusive. Anche come fenocristalli in alcuni basalti.

3+

o Aegirina NaFe Si O

2 6

Cristallografia: monoclina; 2/m. gruppo spaziale C2/c. cristalli prismatici allungati con terminazioni appuntite.

Spesso in aggregati fibrosi. Le facce sono spesso imperfette.

{110}

Proprietà fisiche: sfaldatura imperfetta con angoli di 87° e 93°. Lucentezza vitrea. Colore bruno o verde.

Traslucida.

Distribuzione: raro. Si trova in rocce ignee ricche in Na e povere di SiO quali sieniti nefeliniche e fonoliti ma

2

anche in lave peralcaline. Si trova spesso associata con ortoclasio, feldspatoidi, augite e anfiboli sodici.

 Giadeite NaAlSi O

2 6

Cristallografia: monoclina; 2/m. gruppo spaziale C2/c. rari i cristalli singoli. Generalmente massivi

granulari e compatti. {110}

Proprietà fisiche: sfaldatura ad angoli di 87° e 93°. Lucentezza vitrea, perlacea sulle

superfici di sfaldatura. Colore verde, bianco. Ha composizione intermedia fra quella della nefelina

NaAlSiO e quella dell’albite NaAlSi O , ma non si forma nelle condizioni normali di questi due minerali. La giadite si

4 3 8

forma invece in condizioni di alta pressione e temperatura. Secondo la reazione:

Nefelina + albite 2giadite

Distribuzione: si trova in rocce metamorfiche ad alte pressioni e temperature relativamente basse tali condizioni si

ritrovano ai margini di placca nelle zone di collisione continentale.

 Spodumene LiAlSi O

2 6

Cristallografia: monoclina; 2/m. gruppo spaziale C2/c. cristalli prismatici spesso appiattiti con striature verticali profonde.

Cristalli grossolani con facce ruvide; talvolta molto grandi. Si trova anche in masse sfaldabili.

{110}

Proprietà fisiche: sfaldatura perfetta ad angoli di 87° e 93°. Lucentezza vitrea. Colore bianco, grigio, rosa, giallo,

verde. Trasparente o traslucido

Distribuzione: si trova quasi esclusivamente in pegmatiti ricche in Li.

Gruppo dei pirossenoidi.

Hanno rapporto Si:O=1:3, ma hanno strutture diverse da quelle dei pirosseni. Sia le strutture dei pirosseni sia quelle dei

pirossenoidi contengono cationi coordinati ottaedricamente fra le cateni SiO ma nei pirossenoidi la geometria delle catene è del

3

tipo semplice esteso.

APPUNTI DI GEOMATERIALI ARIANNA BEVILACQUA - MARTINA VOLPI - ANGELICA PARISI

o Wollastonite CaSiO

3 1̅ P1̅

Cristallografia: triclina; . Gruppo spaziale . Rari i cristalli tabulari. Generalmente massiva,

sfaldabile o fibrosa; anche compatta. La pseudowollastonite, CaSiO è un polimorfo stabile

3

sopra i 1120°; è triclina pseudoesagonale.

{100} {001} {101}


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Omni@88

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DESCRIZIONE APPUNTO

Mineralogia + petrologia. Elementi di cristallografia con simmietrie dei cristalli, cristallochimica, proprietà fisiche dei minerali, descrizione delle principali famiglie di minerali e costituenti le rocce (quarzo, feldspati, miche, pirosseni, anfiboli, olivine, carbonati); inoltre vengono descritti alcuni metodi di mineralogia determinativa (analisi chimiche, diffrazione di raggi X da polvere). Cenni di mineralogia ottica.
Elementi di partenza per una corretta osservazione e classificazione delle rocce. Concetti di base relativi alla composizione modale e chimica delle rocce, i principali metodi diagnostici basati sul riconoscimento delle strutture delle rocce. Diagrammi di fase, TAS, doppio triangolo di Streckeisen.
Classificazione delle rocce ignee intrusive ed effusive, delle rocce sedimentarie e delle rocce metamorfiche. Il ciclo delle rocce. La genesi delle rocce e tettonica delle placche. Cenni sull'uso del microscopio da mineralogia per l'osservazione di minerali e rocce in sezione sottile.


DETTAGLI
Corso di laurea: Corso di laurea in scienze naturali ed ambientali
SSD:
Università: Pisa - Unipi
A.A.: 2012-2013

I contenuti di questa pagina costituiscono rielaborazioni personali del Publisher Omni@88 di informazioni apprese con la frequenza delle lezioni di Mineralogia e Petrografia e studio autonomo di eventuali libri di riferimento in preparazione dell'esame finale o della tesi. Non devono intendersi come materiale ufficiale dell'università Pisa - Unipi o del prof Pasero Marco.

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