i componenti della fase solida del suolo. non silicati ... · insieme di ioni, o atomi, o molecole,...

I componenti della fase solida del suolo.Non silicati, silicati e minerali argillosi

Il suolo è un sistema polifasico

Struttura e composizione interna della Terra

La crosta terrestre

Crosta oceanica: 3.0 g∙cm-3, 200 milioni di anni, 5-10 kmCrosta continentale: 2.7 g∙cm-3, 3600-2800 milioni di anni, 60-70 km

La crosta terrestre ed il ciclo delle rocce

Le rocce ignee e metamorfiche costituiscono il 95% della crosta terrestre,ma ne ricoprono il 25%.

Le rocce sedimentarie (arenarie, calcari, argilliti) ne costituiscono meno del5%, ma sono presenti sul 75% della superficie.

La crosta terrestre ed il ciclo delle rocce

La composizione della litosfera

La componente inorganica del suolo

I corpi rocciosi rappresentativi dallo strato superficiale della crosta terrestre sono costituiti da otto elementi chimici presenti in quantità in peso più elevata dell'1%

I minerali che costituiscono le rocce

L’unità di aggregazione elementare dei mineraliè il cristallo

Un cristallo può definirsi come una struttura all’interno della quale uninsieme di ioni, o atomi, o molecole, è disposto secondo sequenzeripetitive ordinate caratterizzate da distanze fisse, a, b, c, edangolature fisse, α, β, γ, lungo le tre direzioni dello spazio (reticolocristallino).

La componente inorganica del suolo

I minerali non silicati

Carbonati: calcite, aragonite, dolomite, carbonato di sodio

Solfati: solfato di calcio (gesso), anidrite

Solfuri: pirite (FeS2), galena (PbS), blenda (ZnS), calcocite

(Cu2S), cinabro (HgS)

Fosfati: apatiti, variscite, strengite

Cloruri e nitrati: salgemma (NaCl), silvite (KCl), nitrato

sodico, fluorite (CaF2)

Ossidi (anidri o idrati) di: Si (quarzo), Al (corindone), Fe

(ematite), MnIV (pirolusite)

Minerali costituiti da un solo elemento: grafite (C), zolfo (S)

I non silicati

I non silicati: gli ossidi e gli idrossidi

I silicati e gli alluminosilicati


Si4+, Al3+

O2-

Al3+, Mg2+, Fe3+, Fe2+

OH-

Classificazione strutturale dei silicati

Classificazione deisilicati in base alladisposizione delleunità tetraedriche

STRUTTURA

CARATTERISTICA

DISPOSIZIONI

DELLE UNITA'

TETRAEDRICHE

RAPPORTO

Si:O

MINERALI

TIPICI DELLA

CLASSE

Nessun vertice Olivina,

tetraedrico è

condiviso

Zircone

Coppie di tetraedri Sorosilicati Ogni tetraedro

condivide un

solo vertice con

un altro tetraedro

1:3,5 Emimorfite

Berillo,

Tormalina

Catene tetraedriche

singole

Pirosseni

(Augite)

Catene tetraedriche

doppie (o a

“fasce”)

Miche, Cloriti,

Smectiti

Quarzo,

Feldspati,

Zeoliti

CLASSI

Tetraedri singoli Nesosilicati 1:4

Anelli tetraedrici Ciclosilicati Ogni tetraedro

condivide due

vertici con altri

due tetraedri

1:3

Inosilicati Ogni tetraedro

condivide due

vertici con altri

due tetraedri

1:3

Inosilicati Ogni tetraedro

condivide

alternativamente

due o tre vertici

con altri tre

tetraedri

1:2,75 Anfiboli

(Orneblenda)

Fogli continui Fillosilicati Ogni tetraedro

condivide tre

vertici con altri

tre tetraedri

1:2,5

Strutture

tridimensionali

Tettosilicati Ogni tetraedro

condivide i

quattro vertici

con altri quattro

tetraedri

1:2

Classificazione dei silicati in base alla disposizionedelle unità tetraedriche

Nesosilicati, [SiO44-]n struttura definita da singoli tetraedri indipendenti, carichi,

uniti da legami ionici con ioni metallici (Fe2+, Mg2+). Olivina.

Sorosilicati, [Si2O76-]n struttura definita da coppie di tetraedri, cariche, unite da

legami ionici con ioni metallici (Ca2+, Fe2+, Mg2+). Gneiss.

Ciclosilicati, struttura definita da unità di anelli

formate da 3 [Si3O96-]n, da 4 [Si4O12

8-]n oppure

da 6 unità tetraedriche [Si6O1812-]n unite tra di

loro. Sono presenti Li+, Na+, Ca2+, Al3+, Fe3+,

Mn2+, BO33-. Tormalina.


Inosilicati, sono caratterizzati da un collegamento lineare indefinito dei tetraedri.

Comprendono due importanti gruppi di minerali:

- a catena semplice (pirosseni) [SiO32-]n, uniti tramite Ca2+, Fe2+, Mg2+. Augite.

- a catena doppia (anfiboli) [Si4O116-]n, uniti tramite Ca2+, Fe2+, Mg2+, Al3+, Na+.

Orneblenda.


Fillosilicati, [Si4O104-]n da polimerizzazione di unità tetraedriche a formare una rete

a maglie esagonali con sviluppo bidimensionale dell'edificio cristallino.

Comprendono minerali primari (miche) e secondari (minerali argillosi). Presenza

di strutture tetraedriche ed ottaedriche con sostituzioni isomorfe.

Tectosilicati, [SiO2]n struttura continua di

tetraedri collegati tra di loro mediante tutti gli

atomi di ossigeno di vertice. Sostituzioni

isomorfe di Al3+ al posto di Si4+. Sono

presenti Li+, Na+, Ca2+. Feldspati (ortoclasio

ricco in K+), plagioclasi (albite ricca in Na+ e

anortite ricca in Ca2+), zeoliti.

Si4+, Al3+

O2-

Al3+, Mg2+, Fe3+, Fe2+

OH-

Unità strutturali dei fillosilicati: tetraedro (asinistra) ed ottaedro (a destra)

I fogli tetraedrici e ottaedrici dei fillosilicati

O2-

O2-Si4+

OH-

M3+ oM2+

FOGLIO OTTAEDRICO

FOGLIO TETRAEDRICO

I FOGLI TETRAEDRICI E OTTAEDRICI DEI FILLOSILICATI

Il numero di coordinazione

Nei cristalli dei minerali ogni ione è circondato da ioni di caricaopposta. Il numero degli anioni che possono disporsi intorno ad uncatione centrale dipende dal rapporto dei raggi dei due ioniconsiderati (raggio catione/raggio anione) e viene chiamato numero dicoordinazione del catione centrale.

Poiché l’ossigeno è l’anione di gran lunga prevalente nei silicati, ilnumero di coordinazione in definitiva dipende dal rapporto tra ilraggio del catione centrale e quello dell’ossigeno.

Nella maggior parte delle entità cristalline i possibili tipi di legame,diversi in funzione della configurazione elettronica esterna degliatomi che si combinano, non risultano nettamente differenziati.Generalmente gli elementi presenti sono tenuti insieme da legami inparte ionici, in parte covalenti.

Il catione Si4+ presenta un rapporto radiale di circa 0,3, il checomporta una configurazione tetraedrica con numero di coordinazionepari a 4.

I cationi Al3+, Fe3+, Fe2+, Mg2+ presentano un rapporto radialecompreso tra 0,4 e 0,7; ciò comporta una configurazione ottaedricacon numero di coordinazione pari a 6.

Tuttavia lo ione Al3+ ha un rapporto radiale molto prossimo al limite di0,4: perciò può assumere sia una configurazione tetraedrica, connumero di coordinazione 4, sia ottaedrica con numero di coordinazione6.

Cationi di metalli alcalini ed alcalino-terrosi (I e II gruppo)presentano un rapporto radiale > 0,7 e pertanto sono caratterizzatida un numero di coordinazione 8 o superiore (configurazione cubica oesagonale).


Rappresentazione schematica inpianta e di prospetto delle strutturea “foglio”, tipiche dei fillosilicati.Foglio tetraedrico (in alto), foglio di-ottaedrico (in mezzo) e foglio tri-ottaedrico (in basso). La disposizionedegli ioni nei fogli può essereschematicamente rappresentatausando almeno tre modelli descrittivi.

Il primo, da sinistra verso destra, è ilmodello poliedrico che evidenzia lastruttura geometrica di riferimento,tetraedro o ottaedro.

Il secondo è il modello a sfere, ilquale rappresenta l’ingombro sterico,cioè il volume degli ioni (anioneossigeno o ossidrile).

Il terzo modello, detto a sfere ebastoncini, descrive in dettagliol’orientamento dei legami chimici cheintercorrono tra i vari ioni.

Foglio Tetraedrico

Foglio Diottaedrico

Foglio Triottaedrico


In ognuna delle rappresentazionirisultano evidenti:

Foglio Tetraedrico

Foglio Diottaedrico

Foglio Triottaedrico


la regolarità delle struttureminerali,

la distribuzione degli ioni lungopiani paralleli tra loro,

la condivisione degli anioni tra lediverse unità strutturali e

la presenza di cavitàpseudoesagonali sulle superficiplanari.

a

c

b

OH-

O2-Al3+

Si4+

del tipo 1:1 o a

struttura dimorfica (a)

del tipo 2:1 o a

struttura trimorfica (b)

del tipo 2:1:1 o a

struttura tetramorfica (c)


FILLOSILICATI DIMORFICI O DEL TIPO 1:1

Caolinite

Serpentino

FILLOSILICATI TRIMORFICI O DEL TIPO 2:1

Pirofillite

Talco

FILLOSILICATI TETRAMORFICI O DEL TIPO 2:1:1

Clorite

L’uso dei termini piano, foglio estrato (o pacchetto) segue leraccomandazioni del Comitato per laNomenclatura della AIPEA(Association International Pourl'Étude des Argiles).

I termini si riferiscono adarrangiamenti strutturali crescenti,il piano (plane) di ioni, il foglio(sheet) tetraedrico o ottaedrico, lostrato (layer) 1:1 o 2:1.

Il foglio è una combinazione di pianie lo strato è una combinazione difogli.

Strato o lamella

Superfici

esterne

Spazio interstrato

Superfici interne

Dis

tan

za b

asa

le, d

STRUTTURA, DISTANZA BASALE E SUPERFICI DEI FILLOSILICATI

Cristallo

Gli strati possono essere separatitra loro da materiali interstrato,quali cationi, cationi idratati,molecole organiche, gruppi e fogli diossiidrossidi ottaedrici.

Un insieme di strati forma ilcristallo (crystal). La distanza tra unpiano basale di uno strato el’omologo piano di uno stratosuccessivo è chiamata distanzabasale o periodo di identità.

I fillosilicati presentanogeneralmente estese superficiplanari interstrato e limitatesuperfici laterali o di taglio.

Strato o lamella

Superfici

esterne

Spazio interstrato

Superfici interne

Dis

tan

za b

asa

le, d

STRUTTURA, DISTANZA BASALE E SUPERFICI DEI FILLOSILICATI

Cristallo

di tipo 1:1, o a struttura dimorfica

di tipo 2:1, o a struttura trimorfica

di tipo 2:1:1, o a struttura tetramorfica

I minerali argillosi

PRINCIPALI PARAMETRI PER LA DESCRIZIONE DEI FILLOSILICATI DEL SUOLO

I legami chimici presenti all’interno delle strutture minerali sono

prevalentemente di tipo ionico, anche se parzialmente covalenti, sono cioè

legami forti.

Al contrario, i legami che tengono uniti strati diversi tra loro sono legami

deboli, quali legami ad idrogeno, interazioni dipolo-dipolo, forze di van der

Waals, etc.

La natura dei legami chimici tra strati condiziona numerose proprietà

fisiche e chimiche dei fillosilicati, tra cui la distanza tra piani omologhi di

strati successivi, cioè la distanza basale, o periodo di identità o lato c, la

superficie specifica, la capacità di dilatazione/contrazione, la sfaldabilità.

PRINCIPALI PARAMETRI PER LA DESCRIZIONE DEI FILLOSILICATI DEL SUOLO

numero e ordine della successione dei fogli tetraedrici e ottaedricinello strato

tipologia degli ioni prevalenti nei fogli tetraedrici e ottaedrici

formula chimico-mineralogica derivata dalla semicella elementare

natura dei legami esistenti tra gli strati ed eventuale presenza etipologia di cationi interstrato

grado di isomorfismo e conseguente carica elettrica di strato riferitaalla cella unitaria

capacità di scambio cationico

distanza basale o periodo di identità

superficie specifica

capacità di dilatazione/contrazione

La sostituzione isomorfa

Il fenomeno della sostituzione isomorfa, o isomorfismo, consiste nellasostituzione di un catione centrale nell’unità strutturale con un altrocatione che abbia dimensioni simili, cioè compatibili con lo spazio adisposizione, e carica uguale oppure diversa (la carica non haimportanza nel fenomeno).

La sostituzione nel reticolo cristallino di un atomo di un elemento conun atomo di altro elemento avviene senza che la strutturadell'edificio cristallino risulti alterata.

Se la sostituzione avviene con cationi aventi la stessa carica, ilminerale rimane elettricamente neutro.Mentre se la carica è diversa si verifica uno squilibrio di carica e lacomparsa di una carica negativa permanente che può essereneutralizzata dall’adsorbimento sulla superficie, in forma scambiabile,di cationi (ad es. Na+, K+, Mg2+, Ca2+). In tal caso si parla sisostituzione isomorfa eterovalente.

La sostituzione isomorfa eterovalente

Carica permanente

La sostituzione isomorfa eterovalente

0,72 nmfoglio tetraedico

foglio ottaedrico

lega

mi a idro

geno

Struttura di un cristallodi un fillosilicato di tipo1:1 (sopra) e schemastrutturale (sezione)della cella unitaria dellacaolinite (sotto), conindicazione dei legamiidrogeno tra stratisuccessivi

Minerali argillosi a struttura dimorfica o di tipo 1:1

Gruppo della caolinite, caolinite, diottaedrica, Al2Si2O5(OH)4.

Forti legami ad idrogeno nell'interstrato; non espandibile; sb: 0.71 nm;

ss: 10-30 m2 g-1; carica: 5-15 meq 100 g-1;

morfologia: lamine pseudoesagonali.


Gruppo dell'halloysite, halloysite, diottaedrica,

Al2Si2O5(OH)4 · 2H2O

Monostrato di molecole di acqua nell'interstrato;

espandibile; disidrata a metahalloysite; sb: 1.00 nm;

ss: 800 m2 g-1; carica: 20-25 meq 100 g-1;

morfologia: tubolare.

0.72 nm

lega

mi

a id

roge

no

foglio tetraedicofoglio ottaedico

TO

T 0,93 nm

Struttura di un cristallo diun fillosilicato di tipo 2:1(talco, pirofillite, sopra) eschema strutturale(sezione) della cellaunitaria della pirofillite(sotto). Gli strati sonolegati tra loro con legamimolto deboli (forze di vander Waals)

Minerali argillosi a struttura trimorfica o di tipo 2:1

Gruppo dell'illite, KAl2(Al, Si)4O10(OH)2, minerali argillosi diottaedrici

secondari, simili alle miche con minori sostituzioni isomorfe e minor

contenuto di ioni K+ nell'interstrato; poco espandibile, sb: 1.00 nm; ss:

70-175 m2 g-1; carica: 20-40 meq 100 g-1; morfologia: laminare.

Minerali argillosi a struttura trimorfica o di tipo 2:1

Gruppo delle smectiti e della montmorillonite; simili

alla pirofillite ma con sostituzioni isomorfe di Al con

cationi bivalenti negli ottaedri; interstrato

accessibile, minerale argilloso espandibile; sb: variabile

da 1.00 a 1.80 nm; ss: 600-800 m2 g-1; carica: 80-120

meq 100 g-1; morfologia: laminare

Gruppo della vermiculite; le vermiculiti derivano dalla

riorganizzazione di miche triottaedriche (talco) con

elevate sostituzioni isomorfe nei tetraedri e negli

ottaedri; minerale argilloso espandibile; sb: variabile

da 1.00 a 1.50 nm; ss: 600-800 m2 g-1; carica: 120-180

meq 100 g-1; morfologia: lamellare.

Na+

Na+

Na+

Na+

Na+

Na+

Na+

Na+

Al, Mg

Distanza basale variabile da1,0 a 2,0 nm

Struttura di un cristallo di unfillosilicato di tipo 2:1(smectiti, sopra) e schemastrutturale (sezione) dellacella unitaria dellamontmorillonite (sotto).

Isomorfismo prevalente neifogli ottaedrici e carica distrato debolmente ripartitasui piani.

I cationi a basso potenzialeionico, Na+, K+, tendono arimanere idratati escambiabili.

La distanza basale è variabilee le superfici interne sonomolto elevate.

Struttura di una smectite

1,43 nm

Mg2+

Mg2+

Mg2+

Mg2+

Mg2+

Mg2+

Al, Si

Mg, Fe, Al

Cation

i int

ers

trato

: M

g, C

a

Struttura di un cristallo diun fillosilicato di tipo 2:1(vermiculiti, sopra) eschema strutturale(sezione) della cella unitariadella vermiculite (sotto).

Sono frequenti fenomeni disostituzione isomorfaeterovalente sia nel fogliotetraedrico che nel foglioottaedrico.

La carica di strato èneutralizzata da cationiMg2+ e Ca2+, generalmenteesaidrati.

Struttura di una vermiculite

1,0 nm

K+ K+

K+K+

K+ K+

K+K+

K+ K+

K+K+

Al, Si

Cation

i int

ers

trato

Struttura di un cristallo diun fillosilicato di tipo 2:1(mica, sopra) e schemastrutturale (sezione) dellacella unitaria dellamuscovite (sotto).

Sostituzioni isomorfeeterovalenti nei foglitetraedrici.

Gli strati sono legati traloro tramite cationi K+

“fissati” negli spaziinterstrato.

Struttura di una mica

1,4 nm

Brucite, gibbsite

Al, Si

Mg, Fe

Struttura di un cristallo di unfillosilicato di tipo 2:1:1(cloriti, sopra) e schemastrutturale (sezione) dellacella unitaria della clorite(sotto).

Sostituzioni isomorfeeterovalenti presenti sia neifogli tetraedrici che nei fogliottaedrici.

Fogli ottaedrici interstrato,limitate superfici specifichee distanza basale moltoridotta.

Minerali argillosi a struttura tetramorfica o di tipo 2:1:1

Gruppo delle cloriti; il motivo strutturale delle cloriti prevede uno

strato TOT (tipo talco) sovrapposto ad un foglio ottaedrico di tipo

brucitico [Mg3(OH)6]n; non espandibile; sb: 1.40 nm; ss: 70-100 m2 g-1;

carica: 10-40 meq 100 g-1; morfologia: variabile .

Minerali argillosi a struttura tetramorfica o di tipo 2:1:1

Principali caratteristiche dei minerali argillosi

Principali caratteristiche dei colloidi del suolo

Processi di neogenesi dei minerali argillosi

K+

K+

K+

K+

K+

K+

K+

K+

K+

K+

K+

K+

Al, Si

Mg2

+

Mg2+

Mg2+

Mg2

+

Mg2+

Mg2

+


NOME FORMULA CHIMICA CARATTERISTICA

Quarzo SiO2 Abbondante in sabbia e limo

(Na,K)AlO2[SiO2]3

CaAl2O4[SiO2]2

K2Al2O5[Si2O5]3Al4(OH)4

K2Al2O5[Si2O5]3(Mg,Fe)6(OH)4

(Ca,N,K)2,3(Mg,Fe,Al)5(OH)2 Facilmente alterabili

[(Si,Al)4O11]2

Pirosseni (Ca,Mg,Fe,Ti,Al)(Si,Al)O3 Facilmente alterabili

Olivina (Mg,Fe)2SiO4 Facilmente alterabile

Epidoto Ca2(Al,Fe)3(OH)Si3O12

Tormalina NaMg3Al6B3Si6O27(OH,F)4

Zircone ZrSiO4

Rutilo TiO2

Caoliniti Si4Al4O10(OH)8

Smectiti

Vermiculit

i

Mx(Si,Al)8(Al,Fe,Mg)4O20(OH)4,

Cloriti dove M = catione interstrato

Allofane Si3Al4O12 · nH2O

Imogolite Si2Al4O10 · 5H2O

Gibbsite Al(OH)3 Abbondante in suoli lisciviati

Goethite FeO(OH) Ossido di Fe più abbondante

Ematite Fe2O3 Abbondante in regioni calde

Ferridrite Fe10O15 · 9H2O Abbondante in orizzonti org.

Birnessite (Na,Ca)Mn7O14 · 2.8H2O Ossido di Mn più abbondante

Calcite CaCO3 Carbonato più abbondante

Gesso CaSO4· 2H2O Abbondante in regioni aride

Abbondanti nella fraz. argill.

quali prodotti dell’alterazione

dei minerali primari; fonti di

cationi scambiabili nel suolo

Abbondanti in suoli derivati

da depositi di ceneri

vulcaniche

Feldspati

Miche

Anfiboli

Abbondanti in suoli poco

lisciviati

Fonte di K in molti suoli di

zone zone temperate

Fortemente resistenti

all’alterazione chimica, usati

come minerali “indicatori” in

studi pedologici

i componenti della fase solida del suolo. non silicati ... · insieme di ioni, o atomi, o molecole,...

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