i componenti della fase solida del suolo. non silicati ... · insieme di ioni, o atomi, o molecole,...
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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
Struttura e composizione interna della Terra
Struttura e composizione interna della Terra
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
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
I non silicati
I non silicati
I non silicati: gli ossidi e gli idrossidi
I non silicati: gli ossidi e gli idrossidi
I non silicati: gli ossidi e gli idrossidi
I non silicati: gli ossidi e gli idrossidi
I silicati e gli alluminosilicati
I silicati e gli alluminosilicati
Si4+, Al3+
O2-
Al3+, Mg2+, Fe3+, Fe2+
OH-
I silicati e gli alluminosilicati
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.
Classificazione dei silicati in base alla disposizionedelle unità tetraedriche
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.
Classificazione dei silicati in base alla disposizionedelle unità tetraedriche
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).
Il numero di coordinazione
Il numero di coordinazione
Il numero di coordinazione
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
I FOGLI TETRAEDRICI E OTTAEDRICI DEI FILLOSILICATI
In ognuna delle rappresentazionirisultano evidenti:
Foglio Tetraedrico
Foglio Diottaedrico
Foglio Triottaedrico
I FOGLI TETRAEDRICI E OTTAEDRICI DEI FILLOSILICATI
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.
I FOGLI TETRAEDRICI E OTTAEDRICI DEI FILLOSILICATI
I FOGLI TETRAEDRICI E OTTAEDRICI DEI FILLOSILICATI
I FOGLI TETRAEDRICI E OTTAEDRICI DEI FILLOSILICATI
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)
I FOGLI TETRAEDRICI E OTTAEDRICI DEI FILLOSILICATI
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.
Minerali argillosi a struttura dimorfica o di tipo 1:1
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
Minerali argillosi a struttura dimorfica o di tipo 1:1
Minerali argillosi a struttura dimorfica o di tipo 1:1
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 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
+
Processi di neogenesi dei minerali argillosi
Processi di neogenesi dei minerali argillosi
Processi di neogenesi dei minerali argillosi
Processi di neogenesi dei minerali argillosi
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
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