SILICATI

Nesosilicati: Il tetraedro Si-O può essere isolato, si hanno allora i nesosilicati nei quali il radicale è (SiO₄)^-4. la struttura è basata su tetraedri isolati ZO₄, dove Z è rappresentato esclusivamente o quasi da Si: ne risulta una disposizione molto compatta così che i vari minerali presentano elevati valori di rifrazione, densità e durezza. Tra i minerali più comuni troviamo:l’olivina, i granati e lo zircone.

Olivina : (Mg, Fe)₂SiO₄ – E’ la soluzione solida fra forsterite e fayalite con piccolissime quantità di Mn, Ca e Ti. La struttura è basata su un impiccamento compatto di ioni ossigeno pochissimo distorto. Le variazioni con la temperatura, la presisone e la composizione chimica inducono sensibili variazioni nelle dimensioni degli ottaedri mentre i tetraedri restano rigidi determinando ad un certo punto la non corrispondenza fra questi poliedri con conseguente demolizione della struttura  e il passaggio ad altre fasi polimorfe.

In particolare ad elevatissime pressioni la struttura tipo olivina già molto compatta si trasforma in strutture tipo spinello con impiccamento cubico compatto.

Le transizioni a 1000°, avvengono con pressioni dell’ordine di 100-120 kbar corrispondenti ad una profondità nel mantello di circa 400 km, cioè dove si riscontra un salto nella velocità delle onde sismiche. Questo induce a pensare che l’olivina si trasformi nella fase tipo spinello nel mantello inferiore (pressioni più elevate).

La rifrazione è alta, la birifrangenza media, entrambe crescenti dai termini forsteritici (segno ottico positivo) a quelli fayalitici (segno ottico negativo). L’olivina si altera facilmente nel metamorfismo superficiale in serpentino.

Ha durezza 6,5 e densità compresa tra 3 e 4; presenta lucentezza vitrea e può essere trasparente o traslucido. Si trova perlopiù in rocce ignee, come il basalto e la peridotite.

Granati : A questo gruppo isomorfo di minerali cubici esacisottaedrici è possibile attribuire la formula generale X₃Y₂(ZO₄)₃, dove X indica un catione a coordinazione otto (Mg, Ca o Fe²⁺), Y è un catione a coordinazione sei (Al o Fe³⁺), Z una posizione tetraedrica quasi esclusivamente Si. I termini più importanti sono:

Piropo

Almandino

Spessartina

Grossularia

Andradite

Uvarovite

Si possono distinguere due gruppi di granati:il primo comprende i primi tre e formano la serie detta piralspite; il secondo comprende gli ultimi tre che formano la serie ugrandite. Le diverse varietà di granato mostrano quasi tutte le colorazioni a eccezione del blu, ma sono comuni pietre brune, rosse, gialle, nere e incolori. Le pietre più scure sono di solito opache, mentre quelle chiare possono essere trasparenti o traslucide. La durezza del granato varia da 6 a 7,5, e la sua densità da 3,6 a 4,3.

Il più comune fra tutti i granati è l’almandino (cristallizza nel sistema cubico) , tipico degli scisti di metamorfismo regionale. Ha un colore rosso cupo, duro, pesante, non si sfalda ma si rompe in schegge.

Il piropo non è mai stato rinvenuto puro, ma sempre con notevoli quantità di almandino in soluzione solida.

La spessartina si rinviene in giacimenti metasomatica di manganese ed in scisti di basso metamorfismo.

La grossularia e l’andradite sono caratteristiche di rocce calcaree di metamorfismo termico e regionale.

Zircone : ZrSiO₄ – La struttura dello zircone si basa su tetraedri SiO₄ isolati con dodecaedri triangolari ZrO₈ che li uniscono a formare delle catene. Nella composizione chimica dello zircone rientrano anche alcuni minerali radioattivi come il Th o U. il loro decadimento può generare il cosiddetto stato metamittico, cioè una distruzione da parziale a totale, della struttura cristallina con formazione di materiale amorfo o quasi.

Le proprietà fisiche e la composizione chimica sono influenzate da queste trasformazioni, che portano a valori di densità, di rifrazione e di birifrangenza molto bassi e a contenuti d’acqua notevoli. La metamittizzazione comporta la formazione di lacune reticolari.

E’ un minerale trasparente, traslucido o opaco, composto principalmente da silicato di zirconio; ha durezza 7,5, densità compresa tra 4,2 e 4,86 e lucentezza adamantina. Lo zircone si presenta in cristalli appartenenti al sistema tetragonale, di solito incolori, ma talvolta con sfumature verdi, grigie, rosse, blu, gialle o brune.

Silicati di alluminio : Sotto questo nome si comprendono i silicati che presentano Al in specifiche coordinazioni diverse dalla tetraedrica . Fra i prodotti naturali importanti sono tre minerali polimorfi a composizione Al₂SiO₅: cianite, andalusite e sillimanite, i primi sue devono essere considerati dei nesosilicati, il terzo un inosilicato.

Cianite : E’ un minerale composto da silicato di alluminio, di formula Al2SiO5. Cristallizza nel sistema triclino, in lunghe forme lamellari che presentano lucentezza vetrosa o perlacea e normalmente hanno colore azzurro. La cianite ha densità circa 3,6 e la durezza varia da 4 a 7, a seconda della direzione in cui il cristallo viene scalfito. Il minerale è stato usato anche come gemma, ma più comunemente viene estratto per fabbricare materiali ceramici resistenti ad alte temperature. Le aree di provenienza sono il Sud degli Stati Uniti, la Francia, la Svizzera e l'Austria.

Andalusite : Questo minerale presenta una struttura meno densa della precedente e la presenza delle catene parallele all’asse verticale determina una buona sfaldatura e un abito prismatico. La durezza è praticamente costante attorno al valore 7, il colore variabile dal rosa, al biancastro, al giallo fino al violetto. L’andalusite è un minerale di rocce metamorfiche.

Sillimanite : Questo minerale presenta una struttura un po’ diversa rispetto ai due minerali precedenti, anche perché questo minerale appartiene agli inosilicati. L’unica analogia sta nella buona sfaldatura (dovuta alla presenza di catene). I valori della durezza (7) e della densità (3.2) sono analoghi a quelli dell’andalusite, il colore va dal biancastro all’incolore, più raramente al giallo e al bruno.

Soro e- ciclosilicati :  Questi nomi vengono dati ai composti nei quali compaiono gruppi discreti di tetraedri, rispettivamente non-ciclici e ciclici (ad anello). Non si hanno costituenti fondamentali delle rocce ma solo componenti secondari, come gli epidoti e la cordierite, o addirittura accessori come berillo e tormalina.

I ciclosilicati hanno nella struttura anelli discreti di tetraedri silicio-ossigeno; il numero dei componenti l’anello si riflette sulla simmetria: così sono in genere trigonale i minerali con anello a tre ecc.

Epidoti : Comprende alcuni minerali monoclini e rombici con ampie sostituzioni isomorfe a formula generale X₂Y₃ (ZO₄) (Z₂O₇) (O,OH)₂ dove: X = Ca,Ce,La ; Y = Al,Fe³⁺,Mn³⁺ Z = Si.

I termini monoclini teorici sono i seguenti: Clinozoisite, Pistacite, Piemontite e Ortite. Quelli più comuni sono i primi due, sono facilmente sfaldabile secondo (001). Gli epidoti sono importanti minerali metamorfici.

Berillo : Al₂Be₃(Si₆O₁₈) – Questo minerale presenta una struttura con anelli di sei tetraedri Si-O che si ripetono lungo l’asse verticale così da determinare dei canali. Il collegamento fra i vari anelli è assicurato da Al in coordinazione ottaedrica e da Be in quella tetraedrica.

I cristalli hanno habitus prismatico. La sfaldatura basale è imperfetta. Il minerale cristallizza nel sistema esagonale, ha lucentezza vitrea, con caratteristiche che dipendono principalmente dalla durezza, dalla trasparenza e dal colore. La durezza varia da 7,5 a 8 e la densità da 2,75 a 2,8.

Il berillo si rinviene spesso in druse entro rocce granitiche; è un tipico minerale delle pegmatiti. Il berillo puro è incolore e trasparente, ma la presenza di impurità conferisce colorazioni caratteristiche; ad esempio, lo smeraldo è la varietà verde che deve il suo colore alla presenza di Cr e V; l’acquamarina sembra che debba il suo colore alla presenza di Fe ferroso.

Inosilicati : La disposizione indefinita secondo una dimensione dei tetraedri può realizzarsi in diversi modi a seconda della periodicità entro lo sviluppo unidimensionale. Tale sviluppo può avvenire secondo catene singole o doppie. La disposizione a catena di tetraedri si riflette sulla morfologia: questi minerali si presentano in genere allungati, talvolta addirittura fibrosi, con nette sfaldature secondo piani paralleli alla direzione di sviluppo delle catene. Al centro di tetraedri comincia a diventare non trascurabile la sostituzione Si-Al. Tra gli inosilicati figurano i pirosseni.

Pirosseni : Sono il più importante gruppo di minerali ferromagnesiaci delle rocce con notevoli sostituzioni isomorfe. I pirosseni possono essere così classificati:

Pirosseni a magnesio-ferro

         Enstatite

         Ferrosilite            

         Ortopirosseni

         Pigeonite (Clinopirox)    

Pirosseni a calcio

         Diopside

         Hedenbergite

         Augite (pirosseno calcico)

         Johannsenite

Pirosseni a calcio-sodio

         Onfacite

         Egirinaugite

Pirosseni a sodio

         Giadeite

         Egirina

Pirosseni a litio

         Spodumene         

I più comuni pirosseni sono riferibili alla porzione inferiore del diagramma triangolare MgSiO₃-FeSiO₃-CaSiO₃ avente forma di trapezio e a cui vertici sono diopside CaMgSi₂O₆ (Di) – hedenbergite CaFeSi₂O₆ (He) – enstatite Mg₂SI₂O₆ – ferrosilite Fe₂Si₂O₆ (Fs). In prossimità della base si presentano gli ortopirosseni, spesso indicati genericamente come iperstene, all’esterno i clinopirosseni, soprattutto augite. La porzione centrale è scarsamente rappresentata dalla non frequente pigeonite.

La struttura tipica dei pirosseni consiste di catene di tetraedri a sviluppo indefinito a periodicità due, con radicale Z₂O₆ , collegate fra loro dai cationi le cui dimensioni condizionano le coordinazioni e la simmetria. Naturalmente ci sono sempre delle deviazioni angolari con una spiccata tendenza verso l’impaccamento compatto cubico od esagonale.

Gli ortopirosseni sono relativamente frequenti in rocce basiche e ultrabasiche. I cristalli sono prismatici tozzi. I termini magnesiaci sono incolori o biancastri, quelli ferrosi da verdi a bruno  rossastri fino a neri con un discreto pleocroismo. Durezza 5-6-, densità 3.2 – 4.0. Nettissima la sfaldatura prismatica.

Fra i pirosseni a calcio, diopside ed hedenbergite formano una soluzione solida completa abbastanza diffusa in rocce basiche, ultrabasiche e alcaline.

Il pirosseno calcico di gran lunga più frequente è l’augite costituente fondamentale delle rocce basiche. La sua composizione chimica è molto complessa con ampie sostituzioni interessanti tutte e tre le posizioni cationiche. L’augite si presenta spesso in cristalli prismatici; presenta una durezza 6 e una densità 3.2 – 3.5. Buona la sfaldatura (110). Comune la geminazione (100) sia semplice che multipla. Il colore varia dal verde al bruno fino al nero.

La johannsenite è l’angolo a Mn del diopside e la sua distribuzione è limitata a calcari metasomatizzati.

I pirosseni a sodio-calcio hanno una diffusione più limitata rispetto a quelli a calcio. Due i termini: onfacite (in posizione ottaedrica prevale l’Al), tipica delle eclogiti (rocce metamorfiche di alta pressione), e d egirinaugite (in posizione ottaedrica prevale il Fe³⁺) caratteristiche di rocce magmatiche alcaline.

I pirosseni a sodio sono caratterizzati da minime sostituzioni entro i tetraedri così che le composizioni chimiche reali si avvicinano molto a quelle teoriche. Tra i pirosseni a sodio troviamo: la giadeite e l’egirina.

Anfiboli : Gli anfiboli sono un altro importantissimo gruppo di minerali la loro formula generale è: W_0-1X₂Y₅  [(Z₄O₁₁)] (OH)₂ . La posizione Z è occupata da Si o Al, quella Y può ospitare cationi medio-piccoli, la posizione X cationi medio-grandi, quella W solo cationi grandi.

La classificazione degli anfiboli si basa sull’occupazione di X individuando sostanzialmente tre tipi di anfiboli:

1 anfiboli a Fe-Mg (antofillite);

2 anfiboli a Ca (orneblenda);

3 anfiboli a Na (glaucofane).

La struttura degli anfiboli si basa su catene doppie di tetraedri a periodicità due, radicale Z₄O₁₁ che si sviluppano secondo l’asse c.

La costruzione dei diagrammi di stato degli anfiboli è moto più complessa di quella dei pirosseni, soprattutto per la presenza di ossidrili che prefigura l’acqua come componente. Pertanto per gli anfiboli si preferisce fornire diagrammi di stabilità che mettono in evidenza alcuni fatti fondamentali per le condizioni genetiche delle rocce. Gli anfiboli sono i minerali femici prevalenti in condizioni di P-T intermedie e di rocce magmatiche a medio contenuto di SiO₂. A maggiori temperature gli anfiboli si trasformano in pirosseni perdendo acqua, e a temperature minori in fillosilicati (talco, clorite o biotite) aumentando il contenuto in acqua.

Gli anfiboli sono assieme ai pirosseni fra i più comuni  minerali ferromagnesiaci delle rocce. La somiglianza chimica e fisica fra questi due grandi gruppi è notevole tanto che essi sono stati a lungo considerati fasi polimorfe di composti chimici analoghi. Considerando anche l’aspetto strutturale gli anfiboli si possono vedere come un termine di passaggio fra i pirosseni (inosilicati) e le miche (fillosilicati).

Si tratta di minerali di forma prismatica, appartenenti ai sistemi cristallini rombico o monoclino, in genere di notevole durezza (5–10) e densità, lucentezza vitrea e colore variabile, dal bianco al nero, a seconda della composizione chimica.

Gli anfiboli hanno interesse soprattutto dal punto di vista scientifico e, solo occasionalmente, attraggono l'attenzione dei collezionisti. Membri della famiglia particolarmente importanti per lo studio mineralogico-petrografico sono le orneblende (contenenti ferro, magnesio e alluminio), gli anfiboli sodici (come il glaucofane) e i minerali della serie isomorfa tremolite-attinolite (dal termine più ricco in magnesio a quello più ricco in ferro).

L’orneblenda si presenta in cristalli ad abito prismatico. Caratteristiche la sfaldatura prismatica. Durezza 5–6 . il colore varia dal verde fino al nero. L’orneblenda è un minerale a vasta diffusione. Può riscontrarsi in tutte le rocce intrusive.

Glaucofane è un tipico minerale di metamorfismo regionale.

Fillosilicati : La disposizione indefinita dei tetraedri ZO₄ su due dimensioni è suggerita dalla perfetta sfaldatura basale e dall’abito spesso lamellare. Questa disposizione è realizzata comunemente attraverso l’unione di più nastri di tetraedri, dei tipi già descritti fra gli inosilicati. I fillosilicati si possono ripartire in due grandi gruppi: uno risultante dalla ripetizione indefinita su uno strato di anelli esagonali di tetraedri e un altro eterogeneo con anelli di tetraedri di foggia e di dimensioni varie.

Caratteristica comune a tutti i fillosilicati del gruppo più numeroso è la presenza costante di ossidrili. Nei più comuni fillosilicati gli strati di tetraedri ZO₄ (strati T) si saldano con strati di ottaedri (strati O) che possono ospitare al centro ioni bivalenti Mg o trivalenti come Al.

Da un punto di vista cristallografico gli strati sono paralleli alla faccia basale (001) cui corrisponde una perfette sfaldatura.

Il periodo basale per la sequenza T-O è circa 7 A. un’importante sequenza è anche quella T-O-T che vede uno strato ottaedrica racchiuso da due tetraedrici. A questa sequenza corrispondono due minerali metamorfici, la pirofillite (diottaedrica) e il talco (triottaedrico). Questi minerali si presentano in aggregati lamellari squamosi, untuosi al tatto, mostrano una perfetta sfaldatura basale. Hanno rispettivamente durezza 1.5 e 1 ed una densità 2.6 e 2.9.

La classificazione di minerali appartenenti alla classe dei fillosilicati si basa soprattutto sulla base della loro struttura, rivelata dal periodo basale e dalle variazioni di questo dopo trattamenti termici e chimici. Il periodo basale indica la sovrapposizione degli strati costitutivi mentre le altre costanti reticolari rilevano solo se gli strati sono di-triottaedrici.

I minerali argillosi possono essere divisi nei seguenti gruppi principali:

a) a due strati;

b) a tre strati;

c) quattro strati;

d) a strati misti.

Minerali argillosi a due strati : Lo schema strutturale è già stato descritto come l’unione T-O di uno strato tetraedrico con uno ottaedrico.

Il termine diottaedrico  più comune è la kaolinite Al₂Si₂O₅(OH)₄ triclina, meno frequente l’ halloisite che però presenta una differenza sia chimica che strutturale in quanto contiene una molecola di H₂O che porta il periodo basale a 10 A che può ridursi a 7 A per disidratazione termica e dilatarsi a circa 11 A per sostituzione di uno strato di acqua con uno di glicol.

Le sostituzioni isomorfogene sono minime in tutti questi minerali. La morfologia è tabulare per la kaolinite con contorni pseudoesagonale nelle varietà meglio cristallizzate mentre è tubolare per l’ halloisite. La kaolinite, presente in lamelle grosse, mostra durezza 2-2.5 e densità 2.6-2.7.

La kaolinite è uno fra i comuni minerali argillosi: può essere depositata da soluzioni idrotermali ma più spesso è il prodotto di un’alterazione in ambiente acido dei feldspati.

Sotto il nome di serpentino si riuniscono diverse modificazioni polimorfe del composto Mg₃(Si₂O₅)(OH)₄ corrispondete triottaedrico della kaolinite. Nel pacchetto T-O i due strati non si sovrappongono perfettamente perché lo strato tetraedrico ha dimensioni leggermente inferiori. Perciò, strutture stabili si possono ottenere solo mediante artifici vari realizzati nelle varie forme polimorfe.

Minerali argillosi a tre strati : Sono caratterizzati da un pacchetto di tre strati T-O-T intervallato da cationi interstrato.

Nell’illite il catione è il potassio: si ha quindi una notevole somiglianza con le miche (muscovite). La struttura è simile a quella della muscovite ma con minore regolarità nell’impilamento dei pacchetti. Il periodo basale è di circa 10 A, non è influenzato da trattamenti termici e chimici perché al suo interno non vi è acqua. Le illiti non hanno morfologia tipica, ma si presentano in microspia elettronica in masse irregolari. L’illite è il costituente prevalente delle argilliti. L’origine di questo minerale è dovuta all’alterazione in ambiente alcalino del feldspato

Facilmente scambiabili nei minerali del gruppo della montmorillonite sono i cationi inetrstarto Na e Ca. i cosiddetti montmorillonoidi o smectiti possono essere di- o triottaedrici e possono immaginarsi derivati rispettivamente da pirofillite e talco.

Le montmorilloniti presentano in massimo grado la capacità di scambio cationico e la possibilità di espandere il periodo basale in seguito alla sostituzione dell’acqua interstrato con altre molecole polari: caratteristico è lo spostamento a 17 A per trattamento con glicerina o glicol etilenico. L’allontanamento dell’acqua per riscaldamento riduce il periodo basale a circa 10 A. Le montmorilloniti sono sempre in aggregati minuti.

La vermiculite è molto simile alle montmorilloniti dalle quali si differenzia per avere cationi interstrato costituiti essenzialmente da Mg con un complesso di cariche maggiori in seguito ad una notevole sostituzione Si-Al negli strati tetraedrici.

Minerali argillosi a quattro strati : Così sia pure impropriamente possono essere descritte le cloriti. La struttura delle cloriti consta di un pacchetto talcoso T-O-T cui segue uno strato triottaedrico, da portare il periodo basale a 14 A. la composizione chimica può variare entro limiti piuttosto ampi e di vari termini possono essere descritti in funzione del contenuto degli strati ottaedrica e di quelli tetraedrici.

Le cloriti sono generalmente verdi e brune e le varietà ossidate. Presentano una perfetta sfaldatura basale, flessibili ma non elastiche, hanno durezza 2-3 e densità 2.6-3.3.

Sono caratteristiche sia di rocce metamorfiche di basso grado (fase degli scisti verdi) che di rocce sedimentarie clastiche.

Minerali argillosi a strati misti : Poiché i materiali costitutivi delle sialliti sono sempre gli stessi, tetraedri Si-O e ottaedri (Mg,Al)-O, si può facilmente comprendere come sia possibile giungere a combinarli non solo secondo i tipi già descritti, ma anche in maniera complessa, cioè alternando, nella direzione di impilamento degli strati, pacchetti di diversa composizione. Si hanno così i minerali a strati misti che possono essere distinti in regolari e irregolari a seconda del modo di ripetizione dei pacchetti costitutivi.

I minerali a strati misti regolari derivano dall’alternanza regolare, spesso in rapporto 1:1, dei pacchetti componenti e si comportano normalmente alla diffrazione dei raggi X: il periodo basale è dato dalla somma di quello dei componenti e si hanno le comuni riflessioni di ordine superiore con distanze reticolari pari a sottomultipli del periodo stesso.

Caratteristico è invece il comportamento dei minerali a strati misti irregolari: la sovrapposizione disordinata dei pacchetti conduce ad un periodo basale vero estremamente grande.

Questi minerali a strati misti sono molto diffusi nelle serie sedimentarie

I fillosilicati più comuni sono le miche, che si dividono in: miche alcaline diottaedriche (muscovite) e miche alcaline triottaedriche (biotite).

La struttura consta di un pacchetto T-O-T cui si aggiunge il grosso catione interstrato la cui carica bilancia normalmente la deficienza dovuta agli ioni Al tetraedrici. Le posizioni ottaedriche sono comunemente occupate da 3 Mg o Fe²⁺ (triottaedrico → biotite) o da 2 Al (diottaedrica → muscovite).

La disposizione pseudoesagonale dei tetraedri Si-O genera la possibilità di un diverso impilamento dei successivi strati con la formazione di differenti polimorfi. Infatti un pacchetto T-O-T può disporsi nella stessa maniera del precedente con un periodo basale di circa 10 A oppure ruotare di 60° in un senso o in quello opposto, producendo altri polimorfi rispettivamente con periodo doppio e simmetria monoclina, doppio e rombica, triplo e trigonale, sestuplo ed esagonale.

Muscovite : K₂Al₄(Si₆Al₂O₂₀)(OH)₄ – Questa particolare mica appartiene al gruppo delle miche alcaline diottaedriche. La muscovite come tutti i fillosilicati si presenta in cristalli lamellari con facilissima sfaldatura basale. Durezza 2.5-3 a seconda se parallelo o perpendicolare alla base, densità 2.8-2.9. Caratteristica l’elasticità delle lamelle. Sono delle miche chiare perché incolori o con lievi tonalità sul verde, rosa o grigio. La muscovite è un minerale metamorfico; è un costituente fondamentale dei micascisti e di molti gneiss.

Biotite :  K(Mg,Fe)₃(Si₃Al)O₁₀ (OH)₂ – Questa particolare mica appartiene al gruppo delle miche alcaline triottaedriche. Anche questa mica si presenta in cristalli lamellari e mette in risalto la simmetria pseudoesagonale. Perfetta la sfaldatura basale. Durezza, a seconda se parallela o perpendicolare alla base, 2.5-3; densità 2.7-3.3. Il colore passa dal marrone chiaro a quello scuro fino a nero.

La biotite ho una diffusione vastissima fra le rocce metamorfiche come scisti e gneiss.

Tectosilicati : La compartecipazione di tutti e quattro gli ossigeni dei tetraedri con  tetraedri adiacenti conduce a un radicale ZO₂ che, ove sia solo Si al centro dei tetraedri, si identifica col composto SiO₂, la silice.

Si tratta di minerali a struttura piuttosto aperta e con bassi valori di densità e indici di rifrazione.

Silice : d4el composto SiO₂, il più semplice tectosilicato, esistono numerose forme polimorfe, molte delle quali si rinvengono in natura. Quelle più comuni sono: quarzo α, tridimite e cristoballite.

Esistono tre gruppi strutturali, quarzo, tridimite e cristoballite, ciascuno dei quali comprende fasi singole α e β (di bassa e alta temperatura). Mentre il passaggio fra gruppi diversi è complesso e lento, le trasformazioni entro i gruppi strutturali sono semplici e rapide in quanto consistono in lievi spostamenti dei tetraedri Si-O senza rottura dei legami, con abbassamento della simmetria nel passaggio β  → α . La base strutturale di tutte le forme di silice è il tetraedro SiO₄ che mette in compartecipazione tutti i suoi ossigeni con altri tetraedri a formare l’impalcatura tipica dei tectosilicati.

Quarzo α : Appartiene alla classe trigonale . L’habitus tipico è prismatico. Utile per riconoscere il verso del cristallo e la geminazione. Altri habitus sono più rari, come quello bipiramidale, dato dall’uguale sviluppo dei romboedri e dalla riduzione o scomparsa del prisma.

Il quarzo non presenta netti piani di sfaldatura, ma subisce piuttosto una frattura concoide. Durezza 7, densità 2.65. nette le proprietà piro e piezoelettriche, queste ultime molto sfruttate nella costruzione di lamine usate come oscillatori in elettronica.

Il quarzo è un costituente essenziale delle rocce eruttive acide, di moltissime rocce metamorfiche ed è, a causa della sua resistenza all’alterazione, il costituente principale dei sedimenti clastici, in alcuni dei quali può sfiorare il 100% in contenuto.

Tridimite : Il quarzo esiste nella forma tridimite tra gli 870 °C e i 1470 °C. Spesso trigeminata (da ciò il nome) con habitus tabulare, presenta una densità piuttosto bassa 2.22. Durezza 7; incolore o bianca con la lucentezza vetrosa, frattura concoide.

E’ un minerale delle rocce non molto comune, importante solo localmente, come in alcune rocce effusive acide, in arenarie termometamorfosate da intrusioni basiche e in alcune meteoriti.

Cristoballite : Il quarzo esiste nella forma cristobalite al di sopra dei 1470 °C. La più rara delle forme cristalline in cui si trova in natura il biossido di silicio, o silice. È un minerale di colore bianco-giallastro, con lucentezza vitrea, che cristallizza nel sistema tetragonale, ma che non presenta individui cristallini sfaldati e riconoscibili, bensì aggregati di forma sferoidale. Ha durezza 6,5 e densità 2,33. La cristobalite si trova associata a rocce ignee; ne è stata riscontrata la presenza anche in rocce lunari e in meteoriti. Non ha importanza economica e neppure particolare pregio estetico, ma viene ricercata dai collezionisti per la sua rarità.

Feldspati : I feldspati costituiscono il gruppo più importante dei minerali delle rocce: formano circa il 60% della crosta terrestre e sono presenti praticamente in tutti i tipi di rocce magmatiche, metamorfiche e sedimentarie clastiche.ai feldspati è possibile assegnare la formula W(ZO₂)₄ dove W è un grosso catione che si dispone fra gli ampi spazi esistenti fra l’impalcatura tridimensionale dei tetraedri Z-O, il bilancio delle cariche richiede che si abbia Al in uno o due dei quattro tetraedri a seconda che il catione sia mono o bivalente.

Nella struttura il concatenamento tridimensionale, tipico dei tectosilicati, può essere visto come il collegamento di una serie di catene.

Nei feldspati si possono distinguere tre serie: i feldspati di bario, i feldspati alcalini a K-Na e i plagioclasi a Na-Ca.

A bassa temperatura, la serie dei feldspati alcalini presenta un vasto campo di miscibilità e si riduce a due fasi, una potassica (ortoclasio o microclino) ed una sodica (albite) con modeste sostituzioni.

Una caratteristica comune a tutti i feldspati è la possibilità di presentare, secondo la temperatura di cristallizzazione e le modalità di raffreddamento, più di un tipo strutturale legato alla sostituzione fra Si e Al nel centro dei tetraedri. Questa distribuzione sarà disordinata se il feldspato si è raffreddato rapidamente così da mantenere l’originale disordine, mentre si potrà giungere ad una distribuzione ordinata, non solo in prodotti di bassa temperatura, ma anche per lentissimo raffreddamento di materiali cristallizzati ad elevata temperatura.

Feldspati alcalini : I  termini estremi sono presenti in natura in varie forme: il feldspato potassico K(AlO₂)(SiO₂)₃ come

sanidino di alta temperatura

ortoclasio di temperatura intermedia

microclino di bassa temperatura

Il feldspato sodico Na(AlO₂)(SiO₂)₃ come albite (di alta e bassa temperatura). I feldspati alcalini presentano una miscibilità completa solo ad elevata temperatura. A temperature minori i componenti estremi diventano ortoclasio e albite.

L’habitus tipico dell’ortoclasio e del microclino è prevalentemente prismatico con uno sviluppo prevalente del pinacoide (010). Ottime le sfaldature (001) e (010), nei termini monoclini esattamente e in quelli triclini quasi perpendicolari fra loro.

I feldspati alcalini con l’eccezione dell’albite (di bassa temperatura) sono otticamente negativi.

La durezza è 6, la densità varia da 2.56 (ortoclasio) a 2.63 (albite). I feldspati sono per lo più biancastri o rosa. I feldspati alcalini hanno una notevole diffusione in quanto sono tipici costituenti fondamentali di rocce eruttive acide e alcaline come graniti.

Plagioclasi : sono i feldspati a Na e Ca ed hanno come termini estremi della serie isomorfa l’albite e l’anortite. Per convenzione i vari termini della soluzione solida prendono i seguenti nomi:

Albite

Oligoclasio

Andesina

Labradorite

Bytownite

Anortite

Le osservazioni microscopiche indicano i plagioclasi come una soluzione solida completa a tutte le temperature.

Ad alta temperatura esistono due tipi strutturali, quello dell’albite A.T. che passa per alti contenuti di Ca a quello anortite a corpo centrato (I) ognuno con ampie sostituzioni isomorfe do coprire l’intero campo. A bassa temperatura le strutture stabili sono l’albite B.T. e l’anortite primitiva (P) con sostituzioni isomorfe quasi inesistenti.

I plagioclasi contengono sempre piccole quantità di K, soprattutto nei termini più sodici i quali, per il loro maggiore contenuto in silice, vengono detti acidi in contrapposizione a quelli più calcici, detti basici.

I plagioclasi divengono instabili trasformandosi in vari prodotti di alterazione come minerali argillosi e zeoliti o cambiando sostanzialmente la propria composizione in senso acido dato che delle alterazioni è più facile preda la fase anortitica.

L’habitus del plagioclasi è simile a quello già descritto per i feldspati alcalini, spesso però sono tabulari. La sfaldatura ottima secondo (001). Durezza 6, densità variabile da 2.63 (albite) a 2.76 (anortite). Il colore è generalmente bianco, ma si hanno anche cristalli incolori o variamente colorati.

Le proprietà ottiche variano notevolmente sia in funzione della composizione che de grado di ordine strutturale. Alcune di questa variano regolarmente come gli indici di rifrazione, altre periodicamente come l’angolo degli assi ottici e il segno ottico. La misura di tali parametri in sezione sottile è in genere approssimata. Determinazioni più precise si svolgono sfruttando la sensibile variazione della posizione dell’indicatrice, cioè misurando meglio se al tavolino universale, angoli di estinzione rispetto alle tracce dei paini di sfaldatura o dei piani di contatto di geminati.

La determinazione del contenuto in anortite dei plagioclasi è importante perché la loro composizione è utile come criterio di classificazione petrografica.

Feldspatoidi : Gruppo di minerali delle rocce comprendente diverse serie di allumosilicati di sodio, potassio e clasto che hanno rispetto ai feldspati, un minor contenuto in silice per la povertà di questa nei magmi di provenienza. Molto meno diffusi dei feldspati . si conoscono due serie principali: leucite e nefelina.

Leucite : E’ il gruppo che meno si allontana come composizione dai feldspati potendosi scrivere W(ZO₂)₃ . Il termine più importante è la leucite K(AlSi₂O₆) tetragonale bipiramidale.

Minerale costituito da alluminosilicato di potassio. Se solidifica lentamente alla temperatura di circa 500 °C, cristallizza nel sistema cubico, ma a temperature inferiori forma cristalli appartenenti al sistema ortorombico. È un minerale traslucido, di colore variabile dal bianco al grigio e lucentezza da vitrea a opaca; ha durezza compresa tra 5,5 e 6 e densità pari a 2,5.

Si forma solo in rocce ignee il cui magma di origine conteneva silice in quantità insufficiente per combinarsi col potassio a produrre feldspato; pertanto non può coesistere in una stessa roccia con il quarzo. In Italia è presente nelle rocce del Vesuvio.

Nefelina : Comprende i feldspatoidi a minor contenuto in silice cui si può assegnare la formula generale W(ZO₂)₂ ossia teoricamente i termini della soluzione solida fra Na(AlSiO₄)e K(AlSiO₄).

Al termine sodico (nefelina) si può assegnare la formula Na₃ (Na,K) (Al₄Si₄O₁₆). La struttura esagonale è simile a quella della tridimite.

Il composto potassico K(AlSiO₄) è rappresentato da almeno sei modificazioni polimorfe, le più importanti delle quali sono la kalsilite e la kaliofilite.

La nefelina è esagonale piramidale e si presenta in cristalli bianco grigiastri con abito prismatico tozzo e sfaldature non facili. Durezza 5.5-6, densità 2.56-2.66.

La nefelina è il più importante feldspatoide ed è presente in molte rocce alcaline, sia intrusive che effusive.