Rassegna dei principali minerali costituenti le rocce

Guida al Corso di

Mineralogia e costituenti delle rocce con laboratorio

(Lezioni dettate dal Prof. Antonino Lo Giudice)

Anno Accademico 2009-10

* Alcune delle figure presenti nel testo sono state tratte da siti web. A tutti gli Autori, anche anonimi, và il mio sentito ringraziamento.

Indice

Prefazione al corso. Pag. 2

I costituenti delle rocce " 3

Caratteri strutturali e morfologici dei minerali " 5

Considerazioni sui reticoli cristallini " 10

Introduzione strutturale alla cristallografia morfologica " 11

Cristallografia morfologica " 15

Cristallografia strutturale " 23

Richiami sui caratteri generali delle onde luminose " 24

La cristallografia X " 33

Applicazioni della cristallografia X " 42

Ottica Cristallografica " 46

Caratteristiche ottiche generali dei minerali " 46

Birifrangenza e segno ottico dei minerali " 52

Le indicatrici ottiche " 54

Definizione e costruzione delle indicatrici ottiche " 54 Forme e geometria delle indicatrici ottiche " 56 Orientazione delle Indicatrici Ottiche nei minerali " 59

Osservazioni ottiche sui minerali " 65

Il Microscopio da mineralogia " 66

I diversi tipi di osservazione al microscopio " 68 Osservazioni a luce parallela (ortoscopica) e ad un solo polaroide " 68 Osservazioni a luce parallela e a due polaroidi (Nicol’s incrociati) " 77

Riflessioni sull’equazione del ritardo e informazioni deducibili

dall’osservazione dei colori d’interferenza " 82

Riflessioni sulle posizioni d’estinzione " 85

I compensatori " 90

Osservazioni a luce convergente (conoscopica) e a due polaroidi (Nicol’s

incrociati) " 95

Figure d’interferenza dei minerali birifrangenti uniassici (dimetrici) " 96 Figure d’interferenza dei minerali birifrangenti biassici (trimetrici) " 100 Determinazione del segno ottico nei minerali uniassici e biassici " 104 Riconoscimento al microscopio delle principali fasi minerali costituenti le rocce " 108

Cristallochimica dei minerali " 128

I minerali e le loro strutture cristalline " 128

Le regole di Pauling " 131

Isomorfismo " 137

I tipi di isomorfismo " 141

Caratteristiche generali della cristallizzazione delle miscele isomorfe " 144

Polimorfismo " 157

I tipi di polimorfismo " 160

Rassegna dei principali minerali costituenti le rocce " 165

I silicati " 165

Nesosilicati " 170

Sorosilicati " 173

Inosilicati " 174

Fillosilicati " 182

Tectosilicati " 190

Carbonati, solfati, fosfati, alogenuri, solfuri, ossidi e idrossidi, elementi

nativi " 200

Appendice " 206

Peso specifico, Densità, Durezza, Suscettività magnetica, Piezoelettricità " 206 Le forme semplici nelle diverse classi dei diversi sistemi " 210

Rassegna dei principali minerali costituenti le rocce

La tipologia dei minerali che si rinvengono nella crosta terrestre discende direttamente dalla sua composizione. Poiché la composizione della litosfera è rappresentata in stragrande maggioranza (≅ 98.6%) da uno sparuto numero di elementi (in ordine d’abbondanza: O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg; a questi elementi seguono, talora in quantità significative, C, S, Ti, P, Mn, F, Cl, e gli elementi in tracce più abbondanti – Sr, Rb, Ba, Cr, Zr, ecc.) dobbiamo attenderci che i minerali più diffusi abbiano composizione rappresentata dagli stessi predetti elementi.

I minerali che si ritrovano più diffusamente in seno alle rocce appartengono a diverse tipologie composizionali. Tenendo conto della classificazione proposta da Strunz (1970) e della loro diffusione ricordiamo: i silicati¹⁸² i carbonati, i solfati, i fosfati, gli alogenuri, i solfuri, gli ossidi e gli idrossidi, gli elementi nativi.

I silicati

I silicati sono dei composti ossigenati in cui il Silicio e l’ossigeno assolvono alla funzione di radicale acido: essi sono stati a lungo considerati sali derivanti da ipotetici acidi silicici.

Le moderne conoscenze sulla natura dei legami che intercorrono fra i diversi elementi in seno alle strutture cristalline fa sì che i silicati vengono oggi classificati su base strutturale. Detta classificazione discende dal diverso modo di collegarsi fra loro dei tetraedri di coordinazione SiO₄. Tali diverse modalità sono determinate dal rapporto Si : O che caratterizza l’ambiente di formazione dei silicati.

Si distinguono:

Nesosilicati: silicati in cui i tetraedri di coordinazione SiO₄ non condividono alcun elemento con altri tetraedri. In seno alla struttura vengono pertanto individuati dei gruppi [SiO₄]^4-; si noti che le cariche negative risiedono negli ossigeni e che tali cariche dovranno essere saturate da altri cationi a numero di coordinazione diversa da quattro (tetraedrica). Ciò significa che la distribuzione tridimensionale degli ioni O^2- determina sia i siti a coordinazione tetraedrica (occupati da Si) che altri siti strutturali che, occupati da cationi diversi da Si, garantiranno la neutralità elettrostatica della struttura (cfr. 2^a regola di Pauling). Nei nesosilicati pertanto avremo a che fare con strutture in cui sono presenti tetraedri di coordinazione SiO₄ fra loro isolati ed altri poliedri di coordinazione che facendo da ponte, collegano fra loro i diversi tetraedri e conferiscono alla struttura il suo assetto tridimensionale stabile.

Sorosilicati: silicati in cui i tetraedri di coordinazione SiO₄ si raggruppano in un numero limitato (n) condividendo ciascuno di essi uno o due dei propri vertici con altrettanti tetraedri di coordinazione. n può assumere i valori di 2, 3, 4, 6.

Se n = 2 si ha il raggruppamento [Si₂O₇]^6-determinato da una coppia di tetraedri di coordinazione SiO₄ che condividono un loro vertice (figura 175 a). Ogni coppia di tetraedri di coordinazione SiO₄ così determinata non condivide alcun proprio elemento con altre coppie.

a b c d

Figura 175

182 Fra i silicati non tratteremo le fasi del biossido di silicio (SiO₂) che saranno trattate fra gli Ossidi.

Se n = 3, 4 o 6 si hanno rispettivamente i raggruppamenti: Si₃O₉, Si₄O₁₂ e Si₆O₁₈ (in generale [Si_nO_3n] ^2n-) (figura 175 b, c e d).

Ognuno di detti raggruppamenti è dato rispettivamente da anelli triangolari, quadrati o esagonali in cui ciascun tetraedro di coordinazione SiO₄ condivide con quello che lo precede e che lo segue nell’anello due dei suoi vertici (per questa caratteristica sono anche detti ciclosilicati). Ogni anello di tetraedri di coordinazione SiO₄ così determinato non condivide alcun proprio elemento con altri anelli. Analogamente a quanto già visto per i nesosilicati, tali gruppi isolati di tetraedri saranno connessi fra loro da altri poliedri di coordinazione che con i loro cationi occupanti ne neutralizzano le cariche negative e assicurano stabilità tridimensionale alla struttura.

Inosilicati: silicati in cui i tetraedri di coordinazione SiO₄ si raggruppano in un numero illimitato (∞) condividendo ciascuno di essi due o tre dei propri vertici con altrettanti tetraedri di coordinazione. Si realizzano in tal modo delle successioni unidirezionali di tetraedri di coordinazione SiO₄ in cui ciascun tetraedro condivide con il tetraedro che lo segue e che lo precede due dei suoi vertici ed alcuni di essi possono inoltre condividere un altro dei propri vertici con un tetraedro ad esso affiancato. Dette distribuzioni unidirezionali di tetraedri di coordinazione SiO₄ vengono indicate come “catene” di tetraedri di coordinazione SiO₄. In relazione al fatto che si realizzi o meno la condivisione di un terzo vertice fra tetraedri di coordinazione SiO₄ fra loro affiancati si parla di “catene semplici” o di “catene doppie”. Possono esistere diversi tipi di “catene semplici” o di “catene doppie”.

Catene semplici: si realizzano quando tutti i tetraedri di coordinazione SiO₄ condividono due dei loro vertici con i tetraedri che li seguono e li precedono nella catena; la disposizione spaziale dei tetraedri adiacenti nella catena determina i diversi tipi di catene caratterizzate da diversi periodi di ripetizione¹⁸³ lungo di esse. I tipi più significativi di “catene semplici” sono:

a) catene con disposizioni equiverse dei tetraedri di coordinazione SiO₄. La disposizione dei tetraedri nella struttura cristallina è come quella esemplificata in figura 176¹⁸⁴. Si noti che il periodo di ripetizione lungo la catena è pari alla lunghezza dello spigolo del tetraedro di coordinazione SiO₄ e che la catena stessa è ovviamente data dalla successione di tetraedri isoorientati uno accanto all’altro. Ogni periodo di ripetizione comprende un solo tetraedro di coordinazione che, condividendo due dei suoi vertici con altri tetraedri di coordinazione individua un rapporto Si : O = 1 : 3 o, il che è lo stesso, un motivo [SiO₃]^2- che si ripete all’infinito.

a b

Figura 176

b) catene con disposizioni dei tetraedri di coordinazione SiO₄ speculari, traslati ed equiversi. La disposizione dei tetraedri nella struttura cristallina è come quella esemplificata in figura 177¹⁸⁴.

183 Ogni catena può essere assimilata ad un filare: il periodo di ripetizione lungo la catena corrisponde quindi al periodo d’identità lungo il filare individuato dalla catena.

184 Nella figura 176 a i tetraedri di coordinazione SiO₄ sono rappresentati in modalità espansa (Si = pallino rosso; O = pallino verde). Nella figura 176 b gli stessi tetraedri di coordinazione SiO₄ sono rappresentati quali solidi visti dalla direzione di uno degli ossigeni non condivisi. Il Silicio si colloca al centro di detto solido e gli ossigeni ai suoi vertici.

Questo secondo tipo di rappresentazione risulta graficamente più comoda e sarà di seguito generalmente adottata.

Questi simbolismi saranno adottati anche nelle figure che seguono.

Si noti che il periodo di ripetizione lungo la catena è pari al doppio della lunghezza dello spigolo del tetraedro di coordinazione SiO₄. Ogni periodo di ripetizione comprende due tetraedri di coordinazione che, condividendo ciascuno due dei loro vertici con altri tetraedri di coordinazione individuano un rapporto Si : O = 2 : 6 o, il che è lo stesso, un motivo [Si₂O₆]^4- che si ripete all’infinito.

a b

Figura 177

c) catene con disposizioni dei tetraedri di coordinazione SiO₄ ruotati e traslati. La rotazione così come la traslazione avviene lungo la direzione della catena. Una catena comune di questo tipo vede una rotazione di 120° ed una traslazione pari ad ⅓ del periodo d’identità lungo la catena figura 178¹⁸⁴. Si noti che il periodo di ripetizione lungo la catena è pari al triplo della lunghezza dello spigolo del tetraedro di coordinazione SiO₄. Ogni periodo di ripetizione comprende tre tetraedri di coordinazione che, condividendo ciascuno due dei loro vertici con altri tetraedri di coordinazione individuano un rapporto Si : O = 3 : 9 o, il che è lo stesso, un motivo [Si₃O₉]^6- che si ripete all’infinito.

Esistono altre catene di questo tipo in cui il periodo di ripetizione lungo la catena è eguale ad n volte lo spigolo del tetraedro di coordinazione SiO₄ e in cui la rotazione di ciascuno di essi lungo la catena è eguale a 360°/ n.

a b

Figura 178

Quale che sia il tipo di catena semplice presente nella struttura cristallina, esse sono in numero infinito, fra loro parallele e ciascuna di esse non condivide con le altre alcun proprio elemento. Ciò significa che ancora una volta la distribuzione tridimensionale degli ioni O^2- non solo determina le posizioni tetraedriche (centrate dal Si) ma anche altre posizioni strutturali che saranno occupate da altri cationi che con la loro presenza garantiranno la neutralità elettrostatica del reticolo cristallino ed il collegamento fra le diverse catene.

Catene doppie: si realizzano attraverso la condivisione di elementi (vertici dei tetraedri di coordinazione SiO₄) di coppie di catene semplici contigue. I tipi più significativi di “catene doppie”

sono:

a) catene doppie derivanti dalla congiunzione di coppie di catene semplici contigue con disposizioni equiverse dei tetraedri di coordinazione SiO₄. La disposizione dei tetraedri nella struttura cristallina è come quella esemplificata in figura 179. Si noti che il periodo di ripetizione lungo la catena è pari alla lunghezza dello spigolo del tetraedro di coordinazione SiO₄ e che nella catena tutti i tetraedri di coordinazione condividono, con altrettanti tetraedri tre dei loro vertici.

Ogni periodo di ripetizione comprende due tetraedri di coordinazione che, condividendo ciascuno tre dei loro vertici con altri tetraedri di coordinazione individuano un rapporto Si : O = 2 : 5 o, il che è lo stesso, un motivo [Si₂O₅]^2- che si ripete all’infinito.

a b

Figura 179

b) catene doppie derivanti dalla congiunzione di coppie di catene semplici contigue con disposizioni dei tetraedri di coordinazione SiO₄ speculari, traslati ed equiversi. La disposizione dei tetraedri nella struttura cristallina è come quella esemplificata in figura 180. Si noti che il periodo di ripetizione lungo la catena è pari al doppio della lunghezza dello spigolo del tetraedro di coordinazione SiO₄. Ogni periodo di ripetizione comprende quattro tetraedri di coordinazione

a b

Figura 180

di cui due condividono due dei loro vertici con altri tetraedri di coordinazione e i restanti due condividono tre dei loro vertici con altri tetraedri di coordinazione; viene pertanto individuato un rapporto Si : O = 4 : 11 o, il che è lo stesso, un motivo [Si₄O₁₁]^6- che si ripete all’infinito¹⁸⁵. Quale che sia il tipo di catena doppia presente nella struttura cristallina, esse sono in numero infinito, fra loro parallele e ciascuna di esse non condivide con le altre alcun proprio elemento.

Anche in questo caso, come già detto in precedenza, la distribuzione tridimensionale degli ioni O^2- determina altre posizioni strutturali che saranno occupate da altri cationi che con la loro presenza garantiranno la neutralità elettrostatica del reticolo cristallino ed il collegamento fra le diverse catene.

185 L’individuazione del motivo strutturale [Si₄O₁₁]^6- che si ripete all’infinito può essere derivato dalla seguente considerazione:

a) il motivo che si ripete linearmente lungo il filare che identifica la catena è dato da un anello esagonale (cfr. figura 180);

b) ciascuno di tali anelli condivide con quello che lo precede e con quello che lo segue due dei suoi lati costituiti ciascuno da due Si e tre O: tali elementi condivisi “appartengono” per ciascun anello solo per la loro metà cioè

∑Si = 1 e ∑O = 1.5;

c) gli altri elementi compresi nell’anello (due Si ed otto O) “appartengono” interamente all’anello e pertanto valgono ciascuno per una unità.

Sommando il tutto si ottiene che un anello individua complessivamente 4 Si ed 11 O cioè il motivo [Si₄O₁₁]^6-.

Fillosilicati: silicati in cui i tetraedri di coordinazione SiO₄ si raggruppano in un numero illimitato (∞) condividendo ciascuno tre dei propri vertici con altrettanti tetraedri di coordinazione contigui.

Si realizzano in tal modo delle successioni bidirezionali di tetraedri di coordinazione SiO₄ in cui

a b

Figura 181

ciascun tetraedro condivide con i tetraedri che lo circondano tre dei propri vertici (figura 181). Nei fillosilicati gli ossigeni del tetraedro di coordinazione che risultano legati ad un solo Si sono rivolti tutti dalla medesima parte (cfr. figura 181).

Dette distribuzioni bidirezionali di tetraedri di coordinazione SiO₄ vengono indicate come “piani”

di tetraedri di coordinazione SiO₄. Il piano definito dai tetraedri di coordinazione SiO₄ è descritto da una maglia elementare rettangolare centrata (ABCD) che isola complessivamente 4 posizioni tetraedriche. Poiché ciascun tetraedro di coordinazione condivide tre dei suoi vertici con altrettanti tetraedri ne deriva un rapporto Si : O = 4 : 10 o, il che è lo stesso, un motivo [Si₄O₁₀]^4- che si ripete all’infinito¹⁸⁶. La distribuzione degli ioni O^2- (cfr. Figura 181) su infiniti piani fra loro paralleli determina oltre alle già descritte posizioni tetraedriche altre posizioni strutturali che saranno occupate da altri cationi che con la loro presenza garantiranno la neutralità elettrostatica del reticolo cristallino ed il collegamento fra i diversi “piani” di tetraedri di coordinazione SiO₄.

Tectosilicati: silicati in cui i tetraedri di coordinazione SiO₄ si raggruppano in un numero illimitato (∞) condividendo ciascuno tutti e quattro i propri vertici con altrettanti tetraedri di coordinazione contigui. Vengono in tal modo a determinarsi delle distribuzioni tridimensionali continue di tetraedri di coordinazione SiO₄ caratterizzate da bassa densità ed i cui ossigeni individuano siti strutturali di elevate dimensioni che possono ospitare cationi ad elevato numero di coordinazione.

Si noti come, dato che tutti i tetraedri di coordinazione SiO₄ condividono con altri tetraedri tutti i loro vertici, il rapporto Si:O che caratterizza tale distribuzione sia Si : O = 1 : 2 – ciò vuol che in seno alla struttura si ha il motivo [SiO₂]_n che si ripete all’infinito.

Si noti che alla formula SiO₂ corrisponde un composto neutro (biossido di silicio). Ciò vuol dire che ad una distribuzione tridimensionale dei tetraedri di coordinazione SiO₄ quale quella sopra descritta, stante l’assenza di cariche negative da saturarsi, nella struttura, pur essendo presenti siti strutturali diversi da quelli tetraedrici, non saranno presenti cationi che vi troveranno collocazione:

in altre parole non esisteranno silicati ma solo le varie modificazioni polimorfe di SiO₂.

Vedremo più avanti, trattando nello specifico dei tectosilicati, come la vicarianza, in alcune posizioni tetraedriche, di Al³⁺ con Si⁴⁺ crea delle cariche negative da saturare e pertanto le ampie

186 Il valore [Si₄O₁₀]^4- della cella elementare ABCD che si ripete all’infinito sul piano reticolato può essere ricavato anche attraverso le medesime considerazioni esposte nella nota n. 185.

posizioni strutturali presenti nel reticolo (vuote nelle modificazioni polimorfe di SiO₂) saranno riempite da cationi che renderanno elettrostaticamente neutro il reticolo cristallino – i tectosilicati pertanto esistono solo a condizione che detta vicarianza si realizzi e quindi saranno tutti degli allumosilicati.

Nesosilicati

Fra i minerali appartenenti al gruppo dei nesosilicati ricordiamo le olivine, i granati, l’andalusite, la cianite, il cloritoide, la staurolite, la titanite e lo zircone.

Le olivine. Sono miscele isomorfe in tutti i rapporti fra i termini puri Forsterite (Fo – Mg₂[SiO₄]) e Fayalite (Fa – Fe₂[SiO₄]); hanno formula strutturale Y₂[ZO₄] e cristallizzano nel sistema rombico.

La loro composizione generalizzata è espressa dalla seguente formula cristallochimica¹⁸⁷: (Mg,Fe)₂[SiO₄]. Il loro tipo si reticolo, vincolato alla ortogonalità degli assi, ed il basso numero di siti strutturali fra loro diversi non consentono la vicarianza Al³⁺ ↔ Si⁴⁺.

In funzione del contenuto in Fo, le diverse miscele assumono le seguenti denominazioni: forsterite (Fo=100–90%), crisolito (Fo=90–70%), hyalosiderite (Fo=70–50%), hortonolite (Fo=50–30%), ferrohortonolite (Fo=30–10%), fayalite (Fo=10–0%).

Figura 182

Le proprietà fisiche, ed in particolare quelle ottiche, di questi minerali cambiano al variare del tenore in Fa in soluzione solida. Oltre a quanto già detto in precedenza ricordiamo la variazione dell’angolo 2Vα degli assi ottici che assume carattere diagnostico della loro composizione (Figura 182).

Le caratteristiche del diagramma di cristallizzazione di questi minerali sono analoghe a quelle già descritte per le miscele isomorfe binarie a miscibilità completa (cfr. Figura 160) in cui il termine puro magnesiaco (Forsterite) è quello che cristallizza a temperatura più alta.

I granati. Sono miscele isomorfe in vari rapporti fra i termini puri: Piropo (Py – Mg₃Al₂[SiO₄]₃, Almandino (Alm – Fe²⁺₃Al₂[SiO₄]₃, Spessartina (Sp – Mn₃Al₂[SiO₄]₃, Grossularia (Gr – Ca₃Al₂[SiO₄]₃, Andradite (And – Ca₃Fe³⁺₂[SiO₄]₃, Uvarovite (Uv – Ca₃Cr₂[SiO₄]₃. La loro formula strutturale è X₃Y₂[ZO₄]₃ e cristallizzano nel sistema monometrico. Anche in questo caso non si realizzano vicarianze fra Al³⁺ e Si⁴⁺. Si noti che la posizione Y a numero di coordinazione [6] è occupata da ioni con raggio ionico piccolo e fra loro prossimo (Al, Fe³⁺, Cr) mentre la posizione X a numero di coordinazione [8] – cubica distorta – è occupata da ioni a raggio ionico maggiore più ampiamente variabile (Mg, Fe²⁺, Mn e Ca). Questo fatto fa sì che la miscibilità fra i diversi termini dei granati sia fortemente influenzata dal variabile grado di vicarianza che si realizza nella posizione strutturale X. In questo contesto si distinguono due serie di granati:

- la serie della “piralspite” data dalle miscele isomorfe fra Piropo (Mg₃Al₂[SiO₄]₃, Almandino (Fe²⁺₃Al₂[SiO₄]₃ e Spessartina (Mn₃Al₂[SiO₄]₃ ;

187 La formula cristallochimica rappresenta i rapporti molari fra i diversi elementi che compongono il minerale ed, attraverso l’indicazione dei diversi siti strutturali e delle vicarianze che in essi si realizzano, i lineamenti essenziali della struttura cristallina che lo caratterizzano.

- e la serie della “ugrandite” data dalle miscele isomorfe fra Grossularia (Ca₃Al₂[SiO₄]₃, Andradite (Ca₃Fe³⁺₂[SiO₄]₃ ed Uvarovite (Ca₃Cr₂[SiO₄]₃.

I rapporti di miscibilità allo stato solido fra i diversi termini dei granati, pertanto, si realizzano in modo significativamente diverso all’interno dei termini delle serie “piralspitica” o di quelli della serie “ugranditica” nonché fra i termini delle due serie.

I diagrammi di miscibilità relativi ai granati “piralspitici” e a quelli “ugranditici” sono riportati in figura 183.

a b

Figura 183

Si noti che fra i granati della serie piralsptica esiste una ampia lacuna di miscibilità binaria fra Piropo e Spessartina determinata dalla limitata vicarianza fra gli ioni Mg e Mn; la completa vicarianza fra Mg e Fe²⁺ e fra Fe²⁺ e Mn determina invece la completa miscibilità allo stato solido dell’Almandino sia con il Piropo che con la Spessartina.

Il tutto si compendia nell’esistenza di una lacuna di miscibilità ternaria che progressivamente si riduce al crescere della presenza del termine Almandino nella miscela (figura 183 a).

Per quanto riguarda i granati della serie ugranditica la prossimità dei raggi ionici di Al, Fe³⁺ e Cr rende possibile qualsiasi miscela ternaria e la rarità dei granati cromiferi si correla con la bassa presenza del Cr nelle rocce (figura 183 b).

Figura 184

I rapporti di miscibilità fra i granati della serie piralspitica e quelli della serie ugranditica sono mostrati in figura 184.

Le possibili miscele isomorfe fra i vari termini dei granati in Figura 184 sono rappresentate dai diversi rapporti di vicarianza fra Ca e (Mg, Fe²⁺, Mn) nella posizione strutturale X e fra Al e Fe³⁺ (stante la scarsa abbondanza dei termini cromiferi) nella posizione strutturale Y. Tali rapporti sono espressi dai valori di R₂ = Ca/(Ca + Mg+ Fe²⁺+ Mn) ed R₁ = Fe³⁺/(Al + Fe³⁺).

L’andalusite e la cianite

L’andalusite e la cianite sono due delle modificazioni polimorfe del silicato d’alluminio Al₂O[SiO₄] – l’altra modificazione polimorfa (la Sillimanite) è un inosilicato. I loro campi di stabilità sono indicati in figura 185.

Questi minerali sono tipici di rocce metamorfiche e caratterizzano ambienti diversi: la cianite è un minerale che caratterizza ambienti di alta pressione e temperature relativamente basse rispetto a quelle attese in base ad un gradiente geotermico normale¹⁸⁸; l’andalusite è un minerale che caratterizza ambienti di alta temperatura e pressioni relativamente basse rispetto a quelle attese in

188 Lo studente avrà modo di approfondire nel corso di Petrografia quanto qui viene accennato.

Figura 185

base ad un gradiente geobarico normale; la sillimanite è un minerale che caratterizza ambienti di alta temperatura e pressione quali quelle che si realizzano nel processo di metamorfismo regionale progrado di rocce pelitiche.

La posizione del punto triplo di coesistenza delle fasi del silicato di alluminio ha notevole importanza petrologica.

Il cloritoide

Il cloritoide è un minerale monoclino la cui composizione è: [(Fe²⁺,Mg)₂Al] (OH)₄Al₃O₂[SiO₄]₂. Esso ha una struttura che richiama quella della clorite¹⁸⁹ ed in cui sono presenti degli strati di ottaedri di coordinazione centrati da Mg, Fe²⁺ ed Al, concatenati fra loro da tetraedri isolati [SiO₄].

Si tratta di un minerale che si rinviene in rocce metamorfiche di basso grado metamorfico, caratterizzate da particolari composizioni (cfr. nota n. 188).

La staurolite

La staurolite è un minerale monoclino pseudorombico la cui composizione è: [(Fe²⁺,Mg)₂(Al,Fe)₉] [SiO₄]₄O₆(O, OH)₂. Si tratta di un minerale che si rinviene in rocce metamorfiche di grado metamorfico medio – basso, caratterizzate da particolari composizioni (cfr. nota n. 188).

La titanite

La titanite è un minerale monoclino ad abito prismatico la cui composizione è CaTiO[SiO₄]; il Ti ha numero di coordinazione [6] mentre il calcio ha numero di coordinazione [7]. È un minerale accessorio di molte rocce magmatiche e metamorfiche. Al microscopio si riconosce per il doppio sistema di tracce di sfaldatura secondo la forma {110} (simile a quello degli anfiboli), per il colore giallo – bruno, per l’elevato rilievo e l’elevata birifrangenza.

Lo zircone

Lo zircone è un minerale tetragonale ad abito prismatico la cui composizione è Zr[SiO₄]; è un minerale accessorio di molte rocce magmatiche ricche in SiO₂ e metamorfiche. È isomorfo con altri silicati di metalli radioattivi (coffinite – U[SiO₄], thorite – Th[SiO₄]). Al microscopio si riconosce per essere incolore e dotato di elevato rilievo ed elevata birifrangenza. Quando incluso nella biotite si rivela spesso per la presenza di aloni policroici connessi al danneggiamento del reticolo cristallino della biotite causato dall’emissione di particelle da parte degli elementi radioattivi in esso presenti.

189 La clorite è un fillosilicato di cui si dirà più avanti.

Sorosilicati

Fra i minerali appartenenti al gruppo dei sorosilicati ricordiamo gli epidoti, la lawsonite, la pumpellyite, il berillo e la tormalina.

Gli epidoti

Gli epidoti sono miscele isomorfe dei seguenti componenti:

Clinozoisite Ca₂AlAl₂[SiO₄][Si₂O₇](O,OH)₂ Epidoto s.s. (Pistacite) Ca₂Fe³⁺Al₂[SiO₄][Si₂O₇](O,OH)₂

Piemontite Ca₂(Mn³⁺ Fe³⁺Al)₃[SiO₄][Si₂O₇](O,OH)₂

Allanite (Ca, Ce, La, Y)₂(Mn³⁺ Fe³⁺Al)₃[SiO₄][Si₂O₇](O,OH)₂ Tali miscele danno luogo a minerali monoclini.

Del composto Ca₂AlAl₂[SiO₄][Si₂O₇](O,OH)₂ esiste una modificazione rombica denominata Zoisite.

Si noti come in seno alla struttura esistono gruppi isolati sia del tipo [SiO₄] che del tipo [Si₂O₇].

Gli epidoti sono importanti minerali di rocce di basso grado metamorfico di tipo regionale. Sono anche il prodotto di trasformazione del plagioclasio calcico (saussuritizzazione). L’allanite è un minerale accessorio di rocce granitoidi.

La lawsonite e la pumpellyite

La lawsonite (rombica) e la pumpellyite (monoclina) sono minerali caratteristici di rocce metamorfiche legate a fenomeni di seppellimento di rocce basiche. La loro composizione è:

Lawsonite CaAl₂(OH)₂[Si₂O₇]

Pumpellyite Ca₄Mg(Al, Fe, Ti)₅(O,OH)₄[SiO₄]₂[Si₂O₇]₂ Il berillo

Il berillo è un minerale esagonale caratteristico delle pegmatiti. Talora può raggiungere anche dimensioni metriche. La sua composizione è: Al₂Be₃[Si₆O₁₈]. Le sue varietà limpide e trasparenti sono usate come gemme di elevato valore. Lo smeraldo è una varietà verde di berillo: il colore è dovuto alla presenza di Cr e V. L’acquamarina è la varietà azzurra di berillo: il colore è legato alla presenza di tracce di Fe²⁺.

La tormalina

La tormalina è un minerale trigonale a composizione variabile del tipo:

(Na,Ca)(Li,Fe²⁺,Mg,Al, Fe³⁺,Ti,Mn)₃(Al)₆(OH)₄/[BO₃]₃[Si₆O₁₈]. Esso è un minerale accessorio in molte rocce magmatiche intrusive; si rinviene nelle pegmatiti e nei depositi pneumatolitici. È usata come gemma di discreto valore.

Inosilicati

Fra i minerali appartenenti al gruppo degli inosilicati ricordiamo i pirosseni, la wollastonite, gli anfiboli e la sillimanite.

I pirosseni

I pirosseni sono inosilicati a catena semplice con disposizione dei tetraedri di coordinazione SiO₄ speculari , traslati ed equiversi. (cfr. pag. 167 e Fig. 177).

I pirosseni rispondono alla formula strutturale XY[Z₂O₆] (X = posizione strutturale con numero di coordinazione [8] o [6]; Y = posizioni strutturali a coordinazione ottaedrica [6]; Z = posizione strutturale tetraedrica [4]) in cui [Z₂O₆] individua il motivo strutturale (due tetraedri di coordinazione) che si ripete all’infinito lungo tutte le catene.

L’orientazione reciproca delle diverse catene le vede fra loro parallele, parallele all’asse delle z (c) ed alternativamente ruotale le une rispetto alle altre di 180°. Tale distribuzione è ben evidenziabile se rappresentiamo ciascuna catena di tetraedri attraverso la sua visione su un piano ortogonale alla catena stessa (Figura 186).

a b

Figura 186. Aspetto di una catena di tetraedri di coordinazione Z₄ del tipo pirosseno, vista su un piano ortogonale alla direzione della catena.

Dalla figura 186 a e b, si ricava chiaramente che ciascuna catena di tetraedri di coordinazione ZO₄ può essere rappresentata, su un piano ortogonale alla catena stessa, da un trapezio isoscele.

Pertanto, considerato che l’orientazione reciproca delle diverse catene le vede fra loro parallele ed alternativamente ruotale le une rispetto alle altre di 180°, la rappresentazione della struttura di un pirosseno su una sua sezione ortogonale alle catene tetraedriche, sarà come quella riportata in figura 187.

Si noti come ciascuna catena non sia elettrostaticamente neutra. Se consideriamo tutte le posizioni tetraedriche occupate dal Silicio si ha : [Si₂O₆]^4–: per ogni catena le cariche negative da saturare risiedono nei vertici dei tetraedri di coordinazione che, in essa, non sono condivisi (con riferimento alla figura 187, vertici della base minore e della base maggiore dei trapezi).

Nella figura 187 sono pure rappresentate le posizioni strutturali X ed Y che, ovviamente, si collocano in posizioni interposte alle catene garantendo il loro collegamento e la stabilità tridimensionale del reticolo.

Figura 187. Rappresentazione della struttura di un pirosseno in sezione ortogonale alla direzione delle catene

di tetraedri di coordinazione ZO₄.

Si distinguono pirosseni a simmetria rombica (pirosseni rombici) e pirosseni a simmetria monoclina (pirosseni monoclini).

Pirosseni rombici

Nei pirosseni rombici la posizione strutturale X è di tipo ottaedrico ed assume sempre numero di coordinazione [6]. Tanto la posizione strutturale X che quella Y sono occupate da Fe²⁺ e Mg fra loro vicarianti. Si hanno pertanto infiniti minerali corrispondenti alle infinite miscele isomorfe fra i

Figura 188. Diagramma di cristallizzazione schematico di un sistema a due componenti (A e B) che producono un composto intermedio (C) a fusione incongruente.

termini puri di solo Mg (Enstatite – En – Mg₂[Si₂O₆]) e quello di solo Fe²⁺ (Ferrosilite – Fs – Fe₂[Si₂O₆]). La denominazione dei diversi termini della serie è funzione della loro composizione espressa come percentuale di enstatite: si distinguono l’enstatite (100 ≥ En ≥ 88%); la bronzite (88 ≥ En ≥ 70%); la iperstene (70 ≥ En ≥ 50%); la ferro-iperstene (50 ≥ En ≥ 30%); la eulite (30 ≥ En ≥ 12%) e la ferrosilite (12 ≥ En ≥ 0%).

È opportuno precisare a questo punto che la ferrosilite è un minerale presente solo a pressioni da medie ad alte; in condizioni di basse pressioni essa non è stabile e alla composizione Fe₂Si₂O₆ corrisponde l’equilibrio di due fasi solide: la Fayalite Fe₂[SiO₄] ed il quarzo SiO₂. Questo carattere si estende alle miscele molto ricche in Fs (Fs > 80%).

Per quanto riguarda la Enstatite è opportuno ricordare che essa rappresenta un prodotto intermedio del sistema binario Forsterite (Mg₂[SiO₄]) – SiO₂ e che, essendo caratterizzata da fusione incongruentemente, dà luogo ad una cristallizzazione di tipo peritettico¹⁹⁰ (figura 188). Ciò influenza significativamente le modalità di cristallizzazione delle miscele isomorfe e dei “sistemi” a cui partecipano¹⁹¹.

Figura 189

I pirosseni rombici, come tutti i pirosseni, presentano un doppio sistema di tracce di sfaldatura secondo la forma {110} che determina angoli diedri di 92° e 88°.

Hanno bassa birifrangenza ed indici di rifrazione medio alti; il segno ottico e l’angolo degli assi ottici assume valore diagnostico ai fini della determinazione della loro composizione (figura 189).

I pirosseni rombici sono minerali tipici di rocce magmatiche sature o sovrassature in silice quali basalti calcalcalini e toleiitici, andesiti e gli equivalenti intrusivi gabbri e dioriti. Le varietà più ricche in magnesio si trovano in rocce ultramafiche (harzburgiti e lherzoliti)¹⁹². I pirosseni ferro magnesiaci danno luogo ad un sistema polimorfo complesso. Con riferimento ai termini puri a composizione enstatitica e ferrosilitica si segnala l’esistenza delle seguenti modificazioni: Enstatite e Ferrosilite (di cui si è già detto), Clinoenstatite e Clinoferrosilite (monocline) e protoenstatite e protoferrosilite (rombiche). In aggiunta a queste modificazioni polimorfe, fenomeni di ordinamento strutturale dei cationi Fe²⁺ ed Mg fra i due siti strutturali X e Y (il Fe²⁺, a maggiore raggio ionico, predilige il sito strutturale X) producono, per le miscele isomorfe, infinite modificazioni polimorfe a diverso grado d’ordinamento – all’abbassarsi della temperatura si ha la stabilità delle fasi sempre più ordinate. Il modo di scrivere la formula

190 Lo studente è invitato a rivedere l’argomento appreso nel corso di chimica.

191 Lo studente, nel corso di Petrografia, avrà modo di approfondire quanto qui accennato.

192 Lo studente, nel corso di Petrografia, avrà modo di approfondire quanto qui accennato.

cristallochimica del pirosseno può mettere in evidenza tale ordinamento: se consideriamo una miscela isomorfa in cui il rapporto di vicarianza fra Mg e Fe²⁺ sia Mg : Fe²⁺ = 0.8 : 0.2, con la scrittura (Mg_.8Fe_.2)(Mg_.8Fe_.2)[Si₂O₆] sarà indicato un termine disordinato; con la scrittura (Fe_.4Mg_.6) (Mg)[Si₂O₆] si indicherà un termine ordinato in cui tutto il ferro presente occupa la posizione strutturale X mentre tutto il magnesio presente occupa la posizione strutturale Y ed, il suo eccesso rispetto ad 1 (numero di siti per unità di formula) occupa, ovviamente, il sito strutturale X.

Pirosseni monoclini

Nei pirosseni monoclini la posizione strutturale X assume numero di coordinazione [8] (talora [7]) ed è occupata da Ca, Na, Mg, Fe.

La maggiore elasticità del reticolo cristallino di questi pirosseni, la cui struttura si differenzia per lo slittamento delle carene parallelamente a se stesse in modo da trasformare la coordinazione del sito strutturale X da [6] e [8] (talora [7]), fa sì che le posizioni strutturali tetraedriche (occupate esclusivamente da Si nei pirosseni rombici, possano esser occupate anche da Al; parallelamente anche la posizione strutturale Y vede un più ampio spettro di possibili cationi occupanti.

Di seguito si elencano le possibili vicarianze nei diversi siti strutturali:

X [8] Ca, Na, Mg, Fe

Y [6] Mg, Fe²⁺, Fe³⁺, Al, Mn, Ti, Cr Z [4] Si, Al

In relazione al diverso tipo di occupazione dei siti strutturali si distinguono i seguenti termini e serie di miscele isomorfe:

- Pirosseni della serie Diopside (Di – CaMg[Si₂O₆]) Hedenbergite (Hd – CaFe[Si₂O6]) con le loro miscele isomorfe in tutti i rapporti Ca(Mg,Fe)[Si₂O6]) (serie delle Saliti);

- Pirosseni della serie Clinoenstatite (Mg₂[Si₂O6]) Clinoferrosilite (Fe₂[Si₂O6]) con le loro miscele isomorfe in tutti i rapporti (Mg,Fe) ₂[Si₂O6]);

- Pirosseni sodici: Jadeite (Jd – NaAl[Si₂O6]) ed Aegirina (o Acmite) ( Ac – NaFe³⁺[Si₂O6])¹⁹³;

- Pirosseni della serie Diopside – Hedenbergite – Jadeite (Ca,Na)(Mg,Fe,Al)[Si₂O6] (serie delle Omphaciti);

- Pirosseni della serie Diopside – Hedenbergite – Aegirina (Ca,Na)(Mg, Fe²⁺, Fe³⁺)[Si₂O6];

I termini pirossenici e le loro miscele sin qui esaminati fanno riferimento alle vicarianze possibili nei siti strutturali X e Y. Come già accennato in questi minerali è inoltre possibile la vicarianza Al → Si in posizione strutturale tetraedrica: tale vicarianza tuttavia anche se abbastanza limitata e, di norma, non eccedente il 30% delle posizioni tetraedriche, è molto diffusa. Questo fatto ha indotto ad individuare dei composti ipotetici che pur non esistendo allo stato solido in natura (non sono minerali) possono essere considerati quali sostanze isomorfe con i termini delle diverse serie dei pirosseni che abbiamo sopra ricordato.

Fra i principali di questi composti ipotetici ricordiamo:

- la “molecola” Ca–Tschermak (CaAl[AlSiO6]) – impropriamente chiamata Ca–

Tschermakite;

- la “molecola” Ti–Tschermak (NaTi[AlSiO6]) – impropriamente chiamata Ti–Tschermakite;

193 Benché Al e Fe³⁺ siano fra loro vicarianti Jadeite e Aegirina non danno luogo ad una serie di miscele isomorfe in quanto il loro ambiente di formazione è geologicamente incoerente. La Jadeite è un minerale di rocce metamorfiche di alta pressione; la Aegirina è un minerale di rocce magmatiche alcaline.

Tali componenti entrano a far parte significativamente della composizione dei pirosseni più comuni (Augiti¹⁹⁴) tanto che essi possono essere considerati miscele isomorfe fra i seguenti termini estremi:

Diopside CaMg[Si₂O6], Hedenbergite CaFe[Si₂O6], Clinoenstatite Mg₂[Si₂O6], Clinoferrosilite Fe₂[Si₂O6], Jadeite NaAl[Si₂O6], Aegirina NaFe³⁺[Si₂O6], Ca–Tschermakite CaAl[AlSiO6] e Ti–

Tschermakite NaTi[AlSiO6], a cui si aggiungono minori vicarianze in posizione ottaedrica di Mn e Cr. Alla luce di quanto visto possiamo pertanto dire che alle augiti corrisponde la seguente formula cristallochimica: (Ca,Mg,Fe²⁺,Na)(Mg,Fe²⁺,Fe³⁺,Cr,Mn,Ti)[(Si,Al)SiO₆]) – i vari cationi vicarianti nelle diverse posizioni strutturali sono indicati in ordine d’abbondanza decrescente. Si noti che comunque i cationi Ca, Mg ed Fe²⁺ sono quelli che occupano in modo significativo le posizioni strutturali extratetraedriche. Quando il Ti o il Fe³⁺ o il Cr sono presenti con tenori particolarmente significativi si parla rispettivamente di Titano – augite, Augite aegirinica o di Aegirina – augite, augite cromifera o Cr – augite. Tali minerali sono abbastanza frequenti in rocce magmatiche ed assumono particolari significati petrologici.

Fra i pirosseni monoclini vanno presi in considerazione le pigeoniti.

Le pigeoniti sono dei pirosseni la cui composizione può essere rappresentata dalla seguente formula cristallochimica: (Ca_0.2(Mg,Fe²⁺)_0.8)(Mg,Fe²⁺)[Si₂O₆]. Dal punto di vista cristallochimico possono essere considerate delle miscele isomorfe fra termini della serie Diopside–Hedenbergite e termini della serie Clinoenstatite–Clinoferrosilite in cui il rapporto di vicarianza Ca/(Ca+Mg+Fe²⁺) si concentra intorno al valore di 0.2 – questo fatto fa sì che possano anche essre considerati quale una sorta di composto intermedio fra le saliti e le miscele Clinoenstatite–Clinoferrosilite. La stabilità delle pigeoniti e la loro composizione in termini di rapporto Mg/(Mg+ Fe²⁺) risulta molto influenzato dalla temperatura d’equilibrio del sistema. Al diminuire della temperatura le pigeoniti stabili sono sempre più ferrifere (il rapporto Mg/(Mg+ Fe²⁺ tende a zero). In base a ciò la pigeonite non è un minerale caratteristico di rocce magmatiche plutoniche (se presente essa è un termine fortemente ferrifero) mentre è comune in rocce magmatiche vulcaniche di adeguata composizione.

Tuttavia la pigeonite di solo magnesio non si ritrova in natura in quanto la sua temperatura di cristallizzazione si colloca al di sopra della temperatura del liquidus per tutte le composizioni delle rocce magmatiche (la pigeonite di solo magnesio è un prodotto di sintesi).

L’insieme dei pirosseni più comuni viene schematizzato in un diagramma composizionale che prende in considerazione i componenti che, nelle loro composizioni, risultano più abbondanti:

Mg₂[Si₂O₆] (En), Fe²⁺₂[Si₂O₆] (Fs) e Ca₂[Si₂O₆] (Wo)¹⁹⁵; tale diagramma è denominato “trapezio classificativo dei pirosseni” ed in esso possono anche essere riportati i campi di miscibilità alle diverse temperature.

194 Le Augiti sono degli allumosilicati: l’Alluminio è presente anche nel così detto radicale acido.

195 Allo stato solido non esiste un composto a formula cristallochimica Ca₂[Si₂O₆]. Ciò che esiste è la wollastonite (Wo) la cui formula cristallochimica è Ca₃[Si₃O₉] che non è un pirosseno e di cui si dirà più avanti. Se ricordiamo la definizione che abbiamo dato di componente di un sistema comprendiamo tuttavia che la sostanza Ca₂[Si₂O₆] può essere ben considerata quale un componente del sistema descrittivo dei pirosseni in quanto sia il Diopside che l’Hedenbergite possono essere visti quali composti intermedi fra detto componente ed i componenti a composizione Mg₂[Si₂O₆] ed Fe²⁺₂[Si₂O₆], Al componente Ca₂[Si₂O₆] nel sistema dei pirosseni si attribuisce impropriamente la denominazione di componente Wollastonitico e si individua con il simbolo Wo.

a b Figura 190

La figura 190 riporta schematicamente una sintesi di quanto detto: in condizioni di alta temperatura (condizioni vulcaniche) figura 190a ed in condizioni di bassa temperatura (condizioni plutoniche) figura 190b.

È evidente che detto modo di rappresentare la composizione dei clinopirosseni prescinde dai loro contenuti in Al tetracoordinato e negli altri cationi a numero di coordinazione [6] o [8].

La wollastonite

La wollastonite è un inosilicato di calcio a catena semplice con disposizione dei tetraedri di coordinazione SiO₄ traslati e ruotati con rotazione di 120° (cfr. Figura 178). La sua composizione è espressa dalla formula cristallochimica Ca₃[Si₃O₉]. È un minerale triclino di colore bianco gialliccio tipico di calcari termometamorfosati ad opera di magmi. La sua formazione può essere espressa dalla reazione: CaCO₃ + SiO₂ = CaSiO₃ + CO₂↑.

Gli anfiboli

Gli anfiboli sono inosilicati a catene doppie derivanti dalla congiunzione di coppie di catene semplici con disposizioni dei tetraedri di coordinazione SiO₄ speculari, traslati ed equiversi (catene tipo pirosseno). La disposizione dei tetraedri di coordinazione nella struttura cristallina è già stata esemplificata in figura 180. Ciascun anello è centrato da un gruppo anionico (OH) disposto al suo centro ed al livello dei sei ossigeni non condivisi giacenti sul medesimo piano (cfr. figura 191).

Gli anfiboli rispondono alla formula strutturale WX₂Y₅[(OH)Z₄O₁₁]₂ (W = posizione strutturale con numero di coordinazione [12]; X = posizione strutturale con numero di coordinazione [8]; Y = posizioni strutturali a coordinazione ottaedrica [6]; Z = posizione strutturale tetraedrica [4]) in cui [(OH)Z₄O₁₁] individua il motivo strutturale (un anello di tetraedri di coordinazione – cfr. figura 180 e 191) che si ripete all’infinito lungo tutte le catene.

L’orientazione reciproca delle diverse catene le vede fra loro parallele, parallele all’asse delle z (c) ed alternativamente ruotale le une rispetto alle altre di 180°. Tale distribuzione è ben evidenziabile se rappresentiamo ciascuna catena di tetraedri attraverso la sua visione su un piano ortogonale alla catena stessa (Figura 191).

a b Figura 191. Visione prospettica (a) ed ortogonale (b) delle catene di tetraedri di coordinazione SiO₄ che caratterizzano

la struttura degli anfiboli proiettate su un piano ad esse ortogonale.

Dalla figura 191 a e b, si ricava chiaramente che ciascuna catena doppia di tetraedri di coordinazione ZO₄ può essere rappresentata, su un piano ortogonale alla catena stessa, da un trapezio isoscele.

Considerato che le diverse catene sono orientate parallelamente fra loro ed alternativamente ruotale di 180°, la rappresentazione su una sua sezione ortogonale alle catene tetraedriche della struttura di un generico anfibolo risulta essere come quella riportata in figura 192.

Si noti come ciascuna catena non sia elettrostaticamente neutra. Se consideriamo tutte le posizioni tetraedriche occupate dal Silicio si ha : [(OH)Si₄O₁₁]^7–: per ogni catena le cariche negative da saturare risiedono nell’ossidrile e nei vertici dei tetraedri di coordinazione che, in essa, non sono condivisi (con riferimento alla figura 191: O coincidenti con i vertici della base maggiore dei trapezi ed O ed (OH) giacenti sulla base minore dei trapezi).

Figura 192. Rappresentazione della struttura di un anfibolo in sezione ortogonale alla direzione delle catene di tetraedri di coordinazione ZO₄. Nella figura sono rappresentate le posizioni strutturali W, X ed Y che si collocano in posizioni interposte alle catene garantendone il collegamento e la stabilità tridimensionale del reticolo. In tratteggio rosso è indicata la maglia elementare rappresentativa del motivo strutturale planare. Si noti che detta maglia isola complessivamente le seguenti posizioni strutturali: 2 di tipo W, 16 di tipo Z, 4 di tipo X, 10 di tipo Y, nonché 4 (OH) e 44 O. Da cui la formula strutturale semplificata WX₂Y₅[(OH)Z₄O₁₁]₂.

Si distinguono anfiboli a simmetria rombica (anfiboli rombici) e anfiboli a simmetria monoclina (anfiboli monoclini).

Anfiboli rombici

Negli anfiboli rombici la posizione strutturale W è vuota e tanto la posizione strutturale X che quella Y sono occupate da Mg e Fe²⁺fra loro vicarianti. La vicarianza del Fe²⁺ al Mg tuttavia non si estende al di là del 50% in quanto al di sopra di tale soglia la miscela isomorfa con tale composizione presenta simmetria monoclina (vedi più avanti). Si hanno pertanto infiniti minerali (Antofilliti) corrispondenti alle infinite miscele isomorfe fra il termine puro di solo Mg (Antofillite –

□Mg₂Mg₅[(OH)Si₄O₁₁]₂)¹⁹⁶ e quello ipotetico di solo Fe²⁺ (Fe–antofillite –

□Fe₂Fe₅[(OH)Si₄O₁₁]₂) la cui composizione può essere espressa come segue:

196 Il simbolo □ indica che la posizione strutturale W è vuota.

□(Mg,Fe)₂(Mg,Fe)_1.5Mg_3.5[(OH)Si₄O₁₁]₂.

Gli anfiboli antofillitici sono isomorfi ad altri anfiboli rombici nel cui reticolo si ha una parziale sostituzione del Si tetracoordinato da parte dell’Al. Tali anfiboli (della serie Gedritica) possono essere espressi dalla formula: □(Mg,Fe)₂(Mg,Fe)₃Al₂[(OH)AlSi₃O₁₁]₂

Gli anfiboli della serie antofillitica presentano fenomeni di polimorfismo del tipo ordine – disordine simili a quanto visto per i pirosseni rombici.

Gli anfibolii rombici, come tutti gli anfiboli, presentano un doppio sistema di tracce di sfaldatura secondo la forma {110} che determina angoli diedri di 124° e 56°; hanno bassa birifrangenza, indici di rifrazione medio alti angolo degli assi ottici e segno ottico variabili.

Gli anfiboli rombici sono minerali di rocce metamorfiche di grado intermedio basso (bassa facies anfibolitica¹⁹⁷).

Anfiboli monoclini

Negli anfiboli monoclini la posizione strutturale W può essere sia vuota che occupata e le posizioni strutturali Z (tetraedriche) possano esser occupate sia dal Si che dall’Al.

Di seguito si elencano le possibili vicarianze nei diversi siti strutturali:

W [12] Na

X [8] Ca, Na, Mg, Fe

Y [6] Mg, Fe²⁺, Fe³⁺, Al, Mn, Ti, Cr Z [4] Si, Al

In relazione al diverso tipo di occupazione dei siti strutturali si distinguono i seguenti termini e serie di miscele isomorfe:

- Anfiboli ferro–magnesiaci della serie della cummingtonite (□Mg₂Mg₅[(OH)Si₄O₁₁]₂) – grunerite (□Fe₂Fe₅[(OH)Si₄O₁₁]₂),

- Anfiboli calcici della serie Tremolite (□Ca₂Mg₅[(OH)Si₄O₁₁]₂) – Ferroactinolite (□Ca₂Fe₅[(OH)Si₄O₁₁]₂),

- Anfiboli sodici della serie del Glaucofane (□Na₂Mg₃Al₂[(OH)Si₄O₁₁]₂) – Ferro–

glaucofane (□Na₂Fe₃Al₂[(OH)Si₄O₁₁]₂),

- Anfiboli sodici della serie del Magnesio–riebekite (□Na₂Mg₃Fe³⁺₂[(OH)Si₄O₁₁]₂) – Riebekite (□Na₂Fe²⁺₃Fe³⁺₂[(OH)Si₄O₁₁]₂)

- Anfiboli sodici della serie del Magnesio–arfvedsonite (NaNa₂Mg₄Fe³⁺[(OH)Si₄O₁₁]₂) – Arfvedsonite (NaNa₂Fe²⁺₄ Fe³⁺[(OH)Si₄O₁₁]₂),

- Anfiboli della serie calcio–sodica dati dalle miscele isomorfe fra i diversi componenti le due serie,

Gli anfiboli sin qui tratteggiati fanno riferimento alle vicarianze possibili nei siti strutturali X e Y ed alla possibilità che la posizione strutturale W sia occupata o meno. Come già visto per i pirosseni anche per gli anfiboli è possibile la vicarianza Al → Si in posizione strutturale tetraedrica: tale vicarianza è molto diffusa. Questo fatto ha indotto ad individuare, analogamente a quanto già visto

197 Lo studente, nel corso di Petrografia, avrà modo di approfondire quanto qui accennato.

per i pirosseni, dei composti ipotetici che pur non esistendo allo stato solido in natura (non sono minerali) possono essere considerati quali sostanze isomorfe con i termini delle diverse serie degli anfiboli che abbiamo sopra ricordato.

Fra i principali di questi composti ipotetici ricordiamo le generiche “molecole” di Tschermak (□Ca₂(Al,Fe³⁺)₂(Mg,Fe²⁺)₃[(OH)AlSi₃O₁₁]₂, □CaNaTiAl(Mg,Fe²⁺)₃[(OH)AlSi₃O₁₁]₂);

Tali componenti entrano a far parte significativamente della composizione degli anfiboli più comuni (orneblende¹⁹⁸) tanto che essi possono essere considerati miscele isomorfe fra tutti i termini sopra ricordati; la loro generica composizione può essere espressa dalla formula cristallochimica:

(Na)_0-1(Ca,Na)₂(Mg,Fe²⁺,Fe³⁺,Al,Cr,Mn,Ti,)₅[((OH),O)(Si,Al)₃O₁₁]₂).

Gli anfiboli monoclini si rinvengono in una grande varietà di rocce sia magmatiche che metamorfiche. La loro distribuzione è spesso funzione della loro composizione; in generale possono fornire indicazioni in merito al loro ambiente di formazione. Le loro caratteristiche ottiche sono variabili in funzione della loro composizione¹⁹⁹ e vengono come di seguito sommariamente riassunte.

Anfiboli calcici orneblende Anfiboli sodici

Colore Debolmente pleocroici

su tonalità verde pallido

Decisamente pleocroici su tonalità

verde bruno

Decisamente pleocroici su tonalità

dal giallo al blu

Rilievo Medio – alto

Segno ottico Negativo con 2V

compreso fra 62° e 86°

Negativo con 2V compreso fra 44° e 90°

Negativo con 2V compreso fra 0° e 50°

c^γ Variabile 11° – 28° Variabile 12° – 34° Variabile 0° – 30°

La sillimanite

La sillimanite è la fase polimorfa rombica di alta temperatura e pressione del silicato di Alluminio Al₂SiO₅. ad essa corrisponde la formula strutturale Y[Z₂O₅] derivante dalla presenza nella struttura di catene doppie di tetraedri di coordinazione [ZO₄] fra loro collegate come indicato nella figura 199b. Tali catene di tetraedri di coordinazione, si sviluppano parallelamente all’asse cristallografico delle z. e sono collegate fra loro dal catione che occupa il sito strutturale Y a coordinazione ottaedrica. Mentre tutte le posizioni ottaedriche sono occupate dall’Al, quelle tetraedriche sono occupate per metà dal Si e per la restante metà dall’Al²⁰⁰.

La sillimanite è un importante costituente di rocce metamorfiche di medio – alto grado metamorfico.

I suoi caratteri ottici sono: rilievo alto, birifrangenza elevata, incolore o debolmente pleocroica, estinzione retta, 2Vγ = 21° – 30°.

198 Le Orneblende sono degli allumosilicati: l’Alluminio è presente anche nel così detto radicale acido.

199 Per la loro descrizione dettagliata si rimanda ai testi specializzati indicati in premessa.

200 Ciò dovrebbe condurre a definire la sillimanite come un allumosilicato d’alluminio.