Il processo magmatico e il magma

Il processo magmatico rappresenta l'insieme dei fenomeni che per raffreddamento e solidificazione di una massa originaria fusa al alta temperatura, magma, portano alle formazione delle rocce ignee.
Le rocce ignee, dette anche rocce magmatiche o eruttive, si formano per raffreddamento di magma incandescente, che ha temperatura tra 650 e 1300°C e che si originano all'interno della Terra.
Esse costituiscono circa l' 80%della crosta terrestre e sono distinte in due grandi categorie e una piccola:

• rocce vulcaniche o vulcanite (=rocce effusive), originate dalle solidificazione del magma che fuoriesce in superficie;
• rocce plutoniche o plutoniti (=rocce intrusive), originate dalla solidificazione per lento raffreddamento di un magma che ristagna all'interno della crosta;
• rocce subvulcaniche  o ipoabissali, con condizioni intermedie a piccola profondità.

Sia la temperatura che la pressione aumentano con la profondità:

-gradiente geotermico: incremento della temperatura con la profondità, circa 30 °C/km;

-gradiente geobarico: incremento della pressione con la profondità e dipende dalla densità delle rocce                                             sovrastanti il punto considerato.

Il processo magmatico è caratterizzato da temperature sempre elevate e da pressioni che variano da quelle presenti in ambiente sopra la superficie terrestre (rocce vulcaniche), a pressioni medio-basse (rocce sub vulcaniche) fino a elevate (rocce plutoniche).

Magma é un  sistema costituito il fuso ì, fase liquida prevalente, da una o più fasi solide minerali ed casomai da sostanze volatili, liquido incandescente con temperature variabili tra 650 e 1300 °C.
Le sostanze volatili presenti in un magma possono essere acqua, azoto, zolfo, diossido di carbonio, argon, cloro, fluoro, idrogeno.
La composizione di un magma è sempre silicatica, oltre all'acqua un magma contiene generalmente elementi chimici essenziali come Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, K, Ti, P, Mn ed altri in tracce. Silicio e alluminio sono presenti nel liquido magmatico sotto forma di ioni complessi, i quali tendono ad organizzarsi in strutture embrionali (bozzi) di tipo silicatico.
 I valori più bassi delle temperature si registrano nei magmi ricchi in SiO2 che originano le rocce plutoniche    (tipo granitico), quelli più elevati nei magmi poveri in  SiO2 associati alle lave eruttate dai vulcani ( tipo basaltico).
I magmi con tettosilicati, felsici sono più viscosi rispetto ai magmi mafici che invece risultano più fluidi.
Durante il raffreddamento le strutture embrionali silicatiche costituiscono i germi cristallini a cui si legano gli ioni metallici ed eventualmente gli ossidrili (OH-), formando così i vari minerali silicatici, fino a completa solidificazione del magma.
 La la va è il magma che giunge sulla superficie terrestre e viene a diretto contatto con l'aria e con l'acqua; essa si raffredda rapidamente e perde i gas disciolti: presenta caratteristiche diverse dal magma da cui è derivata. Anche durante la salita in superficie, il magma subisce cambiamenti, sia fisici che chimici: diminuzione di pressione a causa del raffreddamento possono separarsi e cristallizzare alcuni componenti chimici  (fisico), mentre nuovi componenti possono essere prelevati dalle rocce crostali con le quali il magma viene a contatto.
Ogni minerale ha un suo specifico punto di fusione, che però è influenzato da molti fattori, tra cui la pressione; in profondità la temperatura di fusione di questi minerali e di conseguenza delle rocce in cui ono contenuti, aumenta per effetto del carico delle rocce sovrastanti => all'aumentare della pressione occorrono temperature più elevate per la fusione dei minerali.
Al contrario, una piccola quantità d'acqua in un magma può abbassare notevolemetne la temperatura alla quale i silicati rimangono allo stato fuso.

La degassazione è l'emissione dei volatili del magma che trabocca in superficie.
 Caratteri fisici del magma:

• densità : dipende dalla composizione chimica  e dalle condizioni di temperatura e pressione in cui si trovano; varia da 2,2 g/cm^3, magmi ricchi di silice (magmi acidi, poco densi con basso punto di fusione) a 2,9 g/cm^3 per quelli poveri di silice (magmi basici); 
• viscosità: resistenza al fluire e varia in funzione della composizione chimica, essendo grandemente influenzata dal grado di polimerizzazione del liquido silicatico e quindi al suo contenuto in silice, (magmi acidi più viscosi di quelli basici).
  La viscosità aumenta la diminuire della temperatura, mentre l'influenza della pressione è complessa, variabile e più limitata.    
  Densità e viscosità determinano la fluidità e la mobilità, proprietà che influenzano direttamente il tipo di effusione e di apparato vulcanico, nonchè le modalità stesse della loro messa in posto.

Intrusivo                      à	effusivo
Granite (tanta)	riolite (poca)
diorite	andesite
Gabbro (poco)	Basalto (tanto)

Le effusive (magmi basici) arrivano più velocemente in superficie perchè sono meno viscose e hanno una temperatura più bassa rispetto a quelle intrusive (magmi acidi).


Fonte: i materiali della Terra solida, Italo Bovolenta editore

Rocce, come riconoscerle e il ciclo litogenetico

Roccia: aggregato solido e compatto di uno o più minerale che si trova in natura La composizione mineralogica di una roccia dipende dal processo che ha portato alla genesi (3 differenti processi = 3 rocce)
         Rocce magmatiche          Rocce sedimentarie        Rocce metamorfiche

Rocce magmatiche (+ abbondanti formatesi per processo magmatico)

derivano dalla fusione di rocce nella crosta profonda o nel mantello superiore. 

derivano dalla solidificazione del magma= massa di minerali allo stato fuso, spesso contenente in soluzione anche sostanze allo state aeriforme
La sua composizione è variabile, e la sua cristallizzazione è un processo graduale che avviene con l’abbassarsi della temperatura.

Processo magmatico: formazione di rocce per solidificazione di magma fluido (rocce ignee)
plutoni= ammassi rocciosi formatisi in profondità per solidificazione del magma e sono circondati da rocce di altri tipi (incassanti)
es. granito, diorite, gabbro, periodite
es. riolite, andesite, basalto, ossidiana

•       Intrusive: rocce magmatiche che si formano nel sottosuolo, con lento processo di raffreddamento
•      Effusive: rocce magmatiche che si formano in superficie, raffreddamento caratterizzato da improvviso abbassamento temperatura; i gas magmatici si disperdono velocemente dell’atmosfera e il passaggio allo stato solido è brusco. I cristalli che si formano sono molto piccoli (microcristalli)
•     Vetrosa o amorfa: processo di raffreddamento è veloce, le particelle sono disordinate come allo stato fluido

   da sinistra a destra, partendo dall'alto:

   1. periodite 2.diorite 3. granito 4. gabbro

  e sono rocce magmatiche intrusive

    

  

     rocce magmatiche effusive

   

     riolite                     ossidiana

     <-----                     -------->

    Le rocce superficiali subiscono un lento e continuo processo di disgregazione(chimico, fisico e meccanico) il cui risultato è frammenti. Poi i detriti vengo trasportati ( gravità, vento, acqua) fino a luoghi di accumulo, dove si depositano dando origine a sedimenti. 
il continuo rapporto di materiale provoca sugli stati inferiori una pressione esercitata 
da sedimenti sciolti si compattano e cementificano ( diagenesi), che riduce spazi vuoti occupati da aria e acqua, e li trasforma in rocce sedimentarie.
es. arenaria, breccia, calcare, dolomia
Le rocce superficiali, magmatiche o sedimentarie, a causa di movimenti crostali sono trasportate in profondità dove sono soggette a temperatura e pressione
es. arenaria, breccia, calcare, dolomia
Le rocce superficiali, magmatiche o sedimentarie, a causa di movimenti crostali sono trasportate in profondità dove sono soggette a temperatura e pressione

    breccia (sx)

    arenaria (dx)

Rocce metamorfiche
Le rocce in superficie diventano instabili al variare delle condizioni fisiche.
Metamorfismo: trasformazione delle struttura cristallina a causa dell’aumento temperatura e/o della pressione. Costituiscono la parte più profonda dei continenti e le zone centrali di molte catene montuose. Il metamorfismo determina profondi cambiamenti anche profondi della struttura e della composizione mineralogica, le rocce rimangono sempre allo stato solido.
rifusione: se la temperatura raggiunge valori superiori al punto di fusione dei minerali, si forma nuovo magma, che poi si solidificherà e originerà nuove rocce magmatiche.
es. scisto, gneiss, ardesia, marmo

gneiss (sx)

ardesia (dx)

Come riconoscere le rocce
il riconoscimento si basa sul tipo di composizione e tessitura che essa possiede
la composizione  può essere intesa come chimica e mineralogica, si determina riconoscendo materiali presenti.
Tessitura: disposizione spaziale dei minerali, forma e dimensione
- olocristallina: tutta la roccia è ben cristallizzata
- afanitica: vari cristalli piccolissimi, quasi invisibili
-orientata: cristalli allungati mostrano orientazione preferenziale
Struttura: determinata dalle condizioni fisiche in cui si attua la sedimentazione e serve soprattutto per riconoscere il mezzo di trasporto e l’ambiente in cui la roccia si è depositata
stratificazione (+ comune): alternanza di letti rocciosi ben definiti che testimoniano la successione di diversi eventi deposizionali.

CICLO LITOGENETICO(o delle rocce): ripetitivo, le rocce dei tre gruppi genetici possano cambiare gruppo.

 Le trasformazioni riguardano prevalentemente i materiali della crosta terrestre, sia profonda(igneo intrusivo, metamorfismo) sia superficiale(vulcanismo e sedimentario).

Magma risale superficie, raffredda, cristallizza=rocce magmatiche intrusive o effusive. I movimenti tettonici possono innalzare tale rocce a catene montuose. Agenti atmosferici trasformano il materiale roccioso in frammenti (fenomeni meccanici e chimici).

 Le componenti sono trasportate e deposte sotto forma di sedimenti. I sedimenti vengono poi seppelliti in profondità, diagenesi.  à rocce sedimentarie

le rocce sedimentarie vengono coperte da ulteriori strati di sedimenti o coinvolte in movimenti della crosta terrestre, sono spinte in profondità dove sono sottoposte a temperatura e pressione. 

I minerali che compongono le rocce si trasformano in altri minerali che nelle nuove condizioni ambientali sono più stabili à rocce metamorfiche, che poi fondono (600/1200 °C) formando nuovo magma, rinnovando il ciclo.

Percorrendo i vari eventi del ciclo, gli atomi presenti di un dato minerale possono organizzarsi in modo diverso, formando nuovi minerali, o migrare altrove, entrando a far parte di un altro tipo di roccia. 

Fonte: I materiali della Terra solida, Italo Bovolenta editore

Silicati mafici e felsici e minerali non silicati

Il rapporto tra silicio e ossigeno varia se passiamo dai silicati a tetraedri isolati ai silicati a struttura spaziale, nei neosilicati il valore è 1:4 e giunge 1:2 nel quarzo.
La densità dei minerali aumenta man mano che diminuisce il rapporti tra atomi di silicio e atomi di ossigeno, per questo gli atomi degli elementi metallici hanno massa maggiore di quella dell'ossigeno.
Possiamo suddividere i silicati in due grandi categorie grazie alle loro caratteristiche chimiche e fisiche:
 minerali mafici (ofemici)                                                            minerali felsici (o sialici)
basso rapporto Si/O                                                                                  rapporto Si/O elevato
densità elevata                                                                                           densità minore
colorazione scura                                                                                       colorazione chiara
rilevante presenza di magnesio e ferro                                                         silicio e alluminio (feldspati)
es. Olivina, Pirosseni, Anfiboli, Mica                                                          es. Feldspati, Quarzo


Minerali non silicati
Circa l'8% della crosta terrestre è costituito da minerali non silicati.

• Carbonati. Calcite (CaCO3) + dolomite (CaMg(CO3)) e formano le rocce calcaree e dolomitiche; si formano per processi chimici e biochimici principalmente nell'acqua del mare. In figura Marmolada costituita da calcari e dolomie, come il Gran Sasso e le Tofane.

• Solfati e alogenuri. minerali che precipitano per evaporazione di soluzioni acquose concentrate.
  es. gesso, anidrite--> (solfati)
       salgemma, fluorite, <--silvite (alogenuri)
  
  
• Ossidi e idrossidi. elemento combinato con l'ossigeno e a volte anche con molecole d'acqua,
  es. magnetite, ematite (dx), limonite(sx)
  
   
• Solfuri. composti metallici dello zolfo. es. pirite, calcopirite, galena (sx), sfalerite (dx), cinabro

• Elementi nativi.  minerali costituiti da un metallo o semimetallo e che si rinvengono in natura allo stato elementare, es. oro, argento, rame, diamante e grafite chimicamente identici ma diversi dal punto di vista cristallografico e commerciale. 

(penso non ci sia da specificare qual'è il diamante e la grafite )
 


Fonte: I materiali della Terra solida, Italo Bovolenta editore

Classificazione dei silicati

Il 75% della crosta terrestre è costituito da ossigeno e silicio, normalmente esse si trovano combinati con altri cationi metallici a costituire i silicati.
Una famiglia dei silicati, i feldspati, costituiscono oltre la metà delle rocce della crosta terrestre, mentre un altro silicato, quarzo, rappresenta il rimanente.


Lo ione silicato, (SiO4)4- è l'unità fondamentale che tutti questi minerali hanno in comune, che ha forma di tetraedro con al centro lo ione Si4+, circondato da quattro ioni O2- equidistanti e posti ai vertici.

Il tetraedro dei silicati non è elettricamente neutro, si deve legare con ioni positivi o deve mettere in comune i propri atomi ossigeno con altri tetraedri adiacenti per compensare l'eccedenza di 4 cariche negative in eccesso, dovuto alla combinazione dello ione silicio ( 4 cariche positive) e 4 ioni di ossigeno (ognuno con 2 cariche negative).


I silicati sono classificati in base alla disposizione dei tetraedri e al numero di tetraedri che si trovano legati tra loro e alla loro disposizione nello spazio; sono suddivisi in 7 gruppi principali.

1. NESOSILICATI (silicati a tetraedri isolati): tutte le cariche negative in eccesso  nello ione silicato sono bilanciate dalla presenza di ioni metallici positivi, tra i quali ferro e magnesio; nessun atomo di ossigeno funge da ponte tra i tetraedri adiacenti.
   es. olivina zircone, presenti per alta densità nel mantello più che nella crosta terrestre
        granati e topazio/vedi fig.)

2.  SOROSILICATI :silicati a coppie di tetraedri): tetraedri formano coppie che condividono un vertice

                                es. epidoto

3.  CICLOSILICATI (silicati ad anelli di tetraedri): tre o più tetraedri formano una struttura anulare grazie alla condivisione di due vertici ciascuno. es. berillo e tormalina.(vedi fig.)

4.  INOSILICATI ( silicati a catene di tetraedri singoli)i pirosseni sono inosilicati a catena singola, dove ciascuno tetraedro condivide due atomi di ossigeno con due tetraedri adiacenti, i legami son o forti. es. augite

5.  INOSILICATI ( silicati a catene doppie di tetraedri), gli anfiboli sono inosilicati a catena doppia, dove i tetraedri condividono alternativamente due e tre atomi di ossigeno con tetraedri adiacenti; la doppia catena è costituita da anelli esagonali e i legami sono deboli; es. orneblenda

6.  FILLOSILICATI ( silicati a piani) tetraedro condivide 3 atomi di ossigeno con 3 tetraedri adiacenti, si forma così una struttura formata da piani paralleli di tetraedri; alcuni ioni positivi che bilanciano elettricamente la struttura sono situati fra piani adiacenti e li tengono uniti con deboli legami.

Un gruppo di fillosilicati è costituito dalle miche, es. biotite e muscovite(vedi fig.), altro esempio serpentino

7.  TETTOSILICATI (silicati a struttura spaziale) possiedono struttura cristallina tridimensionale, in cui ogni atomo di ossigeno fa da ponte tra due tetraedri, quindi si sviluppa omogeneamente nello spazio in tutte le direzioni. es. feldspati, quarzo,zeoliti (vedi fig)

Fonte: I materiali della Terra solida, Italo Bovolenta Editore

Criteri della classificazione dei cristalli

Le rocce della crosta terrestre sono formate da circa una trentina di minerali, che possiamo raggrupare in classi.
La classificazione si basa prevalentemente sull'anione che caratterizza il minerale (classificazione chimica).

• OSSIDI: ossigeno (anione, ione negativo) + cationi metallici (positivi);
  il caso più frequente è quando l'ossigeno prima entra in combinazione per formare un anione poliatomico, il quale poi si lega con cationi metallici.
• SILICATI: contiene come anione lo ione poliatomico silicato (SiO4)4-.
• CARBONATI: contiene come anione lo ione poliatomico carbonato (CO3)2-.
• SOLFATI: contiene come anione lo ione poliatomico solfato (SO4)2-.
• SOLFURI: come anione un elemento diverso dall'ossigeno, ione negativo è ione solfuro S2-.
• ALOGENURI: gli ioni negativi sono in prevalenza lo ione cloruro Cl- e lo ione fluoruro F-.
• ELEMENTI NATIVI: rari.

Solidi amorfi

La maggior parte dei minerali è allo stato cristallino, esistono però rari casi di struttura disordinata, simile alla disposizione che assumono le particelle di un gas o di un liquido, detti amorfi o vetrosi.
Se frantumiamo un cristallo cubico otteniamo frammenti che presentano ancora forme cubiche con facce piane; viceversa se spezziamo un vetro, i frammenti si presentano irregolari, spesso incurvati e smussati.
Talvolta, lo stesso composto, a seconda delle condizioni in cui si è formato può dare luogo a minerali cristallini o amorfi.
es. il quarzo si presenta in forma cristallina , mentre l'opale, con la stessa composizione del quarzo, è un idrogel si silice amorfa (gelatina indurita).
I passaggi di stato-solido consentono di distinguere una sostanza amorfa da una cristallina: la fase cristallizzata ha un punto di fusione netto, mentre la fase amorfa non ha un punto di fusione definito, per cui all'aumentare della temperatura diventa prima pastosa e molle, poi più fluida e infine liquida.

Le sostanza cristallizzate sono in genere anisotrope : in esse grandezze fisiche (dilatazione termica) o certe proprietà ottiche, assumono valori diversi a seconda della direzione considerata.
Le sostanze amorfe sono invece isotrope: presentano le stesse caratteristiche fisiche in tutte le direzioni.
Lo stato amorfo è raro in natura perchè poco stabile e ha la tendenza, attraverso sollecitazioni, a passare nella fase stabile cristallina, per lo sviluppo di germi (=cristalli molto piccoli), che si accrescono lentamente.

quarzo e opale

Un cristallo anisotropo, a seconda della direzione della luce che lo attraversa, presenta valori diversi dall'indice di rifrazione mentre una sostanza isotropo presenta sempre lo stesso indice di rifrazione indipendentemente dalla direzione.
L'indice di rifrazione= velocità luce nel vuoto / velocità luce nel cristallo

Fonte: I materiali della Terra solida, Italo Bovolenta Editore.

Polimorfismo e Isomorfismo

Polimorfismo
due minerali o più minerali con identica composizione chimica e stessa formula chimica, hanno un reticolo cristallino diversamente strutturato.
Il polimorfismo dipende dal fatto che la sostanza può cristallizzare in ambienti differenti, a condizioni di pressione e temperatura diverse. le condizioni ambientali influiscono sull'organizzazione della struttura del reticolo cristallino quando il minerale si forma
I minerali polimorfi hanno:
-celle elementari diverse
-caratteristiche fisiche diverse

es. grafite e diamante, entrambi costituiti da carbonio ma struttura reticolare diversa

    nella grafite struttura a piani paralleli facilmente separabili mentre diamante ha struttura reticolare sviluppo tridimensionale
differenze: colore, conducibilità elettrica della grafite, sfaldabilità della grafite, durezza del diamante              

Isomorfismo

Riguarda i minerali che presentano differente composizione chimica ma analoga struttura cristallina, all'interno dello stesso reticolo, ioni di elementi chimici diversi posso sostituirsi a vicenda, avendo raggio ionico e cariche simili.

Questi elementi si dicono vicarianti e il fenomeno dell'intercambiabilità vicarianza. 

I minerali isomorfi danno due soluzioni allo stato solido di due minerali distinti, dette miscele isomorfe, essi si possono miscelare  in tutte o in determinate proporzioni; in natura le forme miste sono le più diffuse mentre i termini puri sono rari.

es. Olivina,  

la virgola tra ferro e magnesio indica la possibilità dei due elementi di sostituirsi a vicenda nel reticolo.







Fonte: I materiali della Terra solida, Italo Bovolenta Editore

Proprietà fisiche dei minerali

Le dimensioni dei minerali possono variare enormemente e nella maggior parte dei casi, i cristalli non si presentano con facce e spigoli ben sviluppati  perché non hanno avuto spazio o tempo sufficiente per assumere una forma regolare.
I minerali posso essere riconosciuti dalle loro proprietà fisiche: colore, lucentezza, densità, durezza, sfaldatura, temperatura di fusione, suscettibilità magnetica, fluorescenza, fosforescenza, birifrangenza, radioattività, ecc..

• Colore: dipende principalmente dalla composizione chimica. I minerali colorati di solito contengono ferro, cromo, manganese, cobalto, nichel, titanio e rame, ma in alcuni minerali della stessa specie il colore può variare per la presenza di impurezze.
• Colore della polvere: striscio designa il colore della polvere quando un minerale viene strofinato su una superficie abrasiva, come una piastrella di porcellana non vetrinata (piastrella per striscio), perchè un minerale può essere di vari colori ma la sua polvere ha sempre lo stesso colore.

• Densità: rapporto tra massa del corpo e la massa di un uguale volume di acqua distillata alla temperatura di 4°C.
• Sfaldatura: proprietà dei minerali di rompersi facilmente lungo piani preferenziali di debolezza. Questi piani sono associati, all'interno della struttura cristallina, a superfici su cui si affacciano specie chimiche tra le quali si realizzano i legami chimici più deboli.

                                                       

• Durezza: misura della resistenza a essere scalfito o abraso ed è determinata da una scala standard, scala di Mohs. Oggi la durezza si determina con lo sclerometro.

talco e gesso (unghia)= teneri

calcite, fluorite, apatite (lama di acciaio) = semi duri

ortoclasio, quarzo, topazio, corindone, diamante= duri

• Lucentezza: dipende da come la superficie del minerale risponde quando è colpita dalla luce.
                       -metallica: cristallo riflette direttamente la luce (minerali opachi).
                       -non metallica: devia la luce ( minerali trasparenti).
• Temperatura di fusione: a questa temperatura, specifica per ogni minerale, l'architettura del solido cristallino viene demolita  e il corpo passa allo stato liquido. 
• magnetismo
• birifrangenza: sdoppiamento immagine posta dietro il minerale, es calcite

• fluorescenza: es. fluorite
  
• radioattività: es. uraniniti

Fonte: I materiali della Terra solida, Italo Bovolenta Editore

Formazione dei minerali

Il risultato di processi fisici, chimici, endogeni ed esogeni nell'evoluzione geologica del nostro pianeta sono i minerali, che si formano attraverso processi di cristallizzazione in cui le particelle costituenti si organizzano in un reticolo tridimensionale ordinato.
Prima le particelle sparse si associano per costituire un microscopico "germe", che se le condizioni permangono favorevoli, si accresce per deposizione di strati successivi di materia.

Genesi: dei minerali e delle rocce (aggregati), dipende dalle condizioni ambientali di formazione, quali presenza di elementi chimici, temperatura, pressione e ph delle soluzioni.
Al momento della genesi e durante l'accrescimento, il minerale si trova in equilibrio chimico-fisico con l'ambiente circostante.

Vi sono vari processi di formazione di un minerale.

• Cristallizzazione da soluzioni magmatiche solidificatesi per raffreddamento in superficie o a una certa profondità nell'interno terrestre; con il procedere del raffreddamento si formano dapprima i minerali a più alto punto di fusione e poi quelli a punto di fusione più basso.
• Cristallizzazione da soluzioni acquose per evaporazione del solvente. in genere acqua marina, o per raffreddamento della soluzione stessa(precipitazione).
• Cristallizzazione per raffreddamento di vapori o per reazioni tra gas, con cristalli ben formati in corrispondenza di bocche vulcaniche o nelle cavità delle rocce quando la pressione è molto bassa.
• Cristallizzazione da fasi solide(cristalline) o amorfe, con trasformazione allo stato solido di materiali già presenti e non più in equilibrio con l'ambiente a causa di cambiamenti di temperatura e pressione o della presenza di soluzioni. Le particelle si diffondono lentamente attraverso un solido costituendo un nuovo reticolo cristallino.
• Attività degli organismi viventi, con produzione di biominerali (es. apparati scheletrici e gusci).

Endogeni: processi che hanno origine all'interno della litosfera o del globo terrestre

Esogeni: processi che agiscono sulla superficie terrestre, lentamente, e tendono a uniformare il livello del suono.

Fonte: I materiali della Terra solida, Italo Bovolenta editore.

Fattori che influenzano la struttura dei cristalli

La possibilità che un minerale ha di formarsi in natura è determinata da parametri fisici e chimici.

• Parametri fisici: le dimensioni delle specie chimiche che si combinano devono essere tali da poter costituire una struttura cristallina stabile. Le dimensioni relative degli ioni determinano la loro posizione nel reticolo cristallino; gli ioni tendono a disporsi in modo che la loro distanza sia minima a causa della reciproca attrazione. Se ioni positivi e negative hanno dimensioni diverse, intorno a quello piccolo (+) possomono posizionarsi solo tre ioni (-) di dimensione maggiore; questa disposizione è detta coordinazione a tre.
  Se mano a mano la differenza di dimensione degli ioni positivi e negativi diminuisce, la coordinazione diventa a quattro, a sei, a otto e infine a dodici (dimensioni ioni quasi uguali).
• parametri chimici: le cariche positive e negative devono bilanciarsi perfettamente, affinché la cella elementare sia elettricamente neutra.
  es. nel salgemma per ogni ione Na+  c'è uno ione Cl-
  Se gli ioni di segno opposto non hanno lo stesso numero di cariche, gli altri ioni, con numero di cariche minore, sono presenti in quantità maggiore così da bilanciare esattamente le cariche di segno opposto.
  es. fluorite, (CaF2), troviamo nella struttura cristallina due ioni F- per ogni ione Ca2+

I cristalli in natura presentano forme macroscopiche che talvolta rispecchiano la forma delle celle elementari. Un minerale con celle cubiche può formare sia cubi che forme più complesse, purché siano formate dalle ripetizione della cella elementare. Ma in altri casi, la forma dei cristalli è la combinazione di più forme semplici, che hanno in comune la stessa cella elementare.

cristalli di fluorite con diverso abito cristallino

















Fonte: I materiali della Terra solida, Italo Bovolenta editore

Elementi e composti, i minerali, la struttura cristallina

Parole chiave:

• elemento nativo
• composto
• elementi più importanti contenuti nella crosta terrestre
• minerale
• condizioni per essere un minerale
• struttura cristallina
• cella elementare
• classificazione cristalli: ionici, covalenti, metallici e molecolari 

un mini cubetto è una cella elementare

Fonte testo: I materiali della Terra solida, Italo Bovolenta editore

Fonte immagine: 1)http://www.allposters.it/-sp/Minerali-Posters_i2115113_.htm 

2) http://www.mineraldata.org/mineral/generalita/proprieta_fisiche

3)http://www.geologia.com/area_raga/minerali/minerali.html