ViscoDENS

La ViscoDENS                                                                                                                             mercoledì 30 ottobre 2013

In questa giornata di pieno autunno, si celebra un evento molto importante, anzi importantissimo, non solo per la classe 4^C del liceo scientifico “Vittorio Sereni” di Luino, ma anche per i genitori, i parenti degli alunni di questa cerchia di “scienziati”, per l'Italia intera, per tutta l'Europa, per l'umanità intera... in cui si inaugura la mitica, la fantastica, l'incredibile, la leggendaria, l'epica o come la volete chiamare...
Insomma, ecco a voi: la ViscoDENS.

Un passo indietro...

Giovedì 24 ottobre 2013, il prof. di scienze, dopo aver lungo disquisito in classe con i miei compagni ed io sulla differenza tra la viscosità e la densità, ci ha assegnato un compito di enorme importanza che appunto è la ViscoDENS. Si tratta di un “dibattito scientifico” per farsi spigare dai propri famigliari la differenza tra la densità e la viscosità, due proprietà misteriose della materia, e per spiegare io a loro la differenza secondo la mia esperienza e il mio bagaglio culturale.

Ritorniamo al dunque...

Il dibattito si è svolto dopo cena, tra le 20.30 e le 21.00 circa tra i miei genitori, uno dei miei zii ed io. Il tutto comincia con il parere di mio zio Melchiorre, il quale stava prendendo un caffè, dicendo che queste due proprietà fisiche sono la stessa cosa e si aggiungono al caffè come correzione oltre allo zucchero. Beh, è già un buon inizio per uno che ancora si interroga sul perché dell'esistenza dell'orologio e della sua utilità, in quanto io abbia già provato a spiegarglielo più volte. Dalla spiegazione dei miei genitori è emerso per quanto riguarda la viscosità, la correlazione con le molecole e il concetto di “viscido”, mentre per la densità una nozione fisica che riguarda il peso specifico e un contenitore ermetico con l'acqua bollente e il vapore acqueo. Alla domanda se è più denso l'olio o l'acqua, all'inizio c'è stata un po' di confusione e incertezza, ma dopo i miei genitori sono arrivati alla risposta esatta.

Ecco la mia spiegazione: la densità è il rapporto fra la massa di un corpo e il volume che esso occupa nello spazio. L'unità di misura è il kg/m3 e, facendo l'esempio con un ipotetico metro cubo di acqua e sapendo che la sua densità è pari a 1000 kg/m3, ho detto che in un metro cubo sono concentrati 1000 kg di acqua (spiegazione peraltro fatta da mio padre quando ero piccolo e che mi ricordo ancora perfettamente); inoltre ho tirato in ballo la differenza tra peso e massa, per speigare come mai la densità e peso specifico sono strettamente correlati fra loro, ma prendono in considerazione uno la massa, l'altro il peso; per viscosità invece si intende la resistenza al fluire di un corpo, nello specifico un fludio, ovvero un liquido o un aeriforme, perchè le particelle della materia esercitano attrito l'una sull'altra quando si muovono e sul mezzo su cui scorrono, prendendo in esame un barattolo di miele ed una bottiglia di acqua. Inoltre ho spiegato il motivo per cui l'olio è meno denso rispetto al'acqua, per il semplice motivo che galleggia, utilizzando questa illustrazione:

In conclusione devo dire che i miei genitori se la sono caviata bene, e l'incertezza sulla seconda domanda veniva dal fatto dal mal interpretare la viscosità dell'olio con la densità. Mio zio invece all'ultima domanda ha espresso nuovamente il proprio pensiero: il corpo più denso di tutti è il caffè.

Cristallizzazione magmatica e differenziazione

Durante la risalita dei magmi primari, essi si raffreddano e comincia la loro cristalizzazione, ovvero il processo di trasformazione dallo stato liquido a quello solido, in cui vi può essere anche una successione ordinata di cambiamenti chiamata serie di reazione, verificabile in due modalità diverse:

1) Reazione continua, quando il minerale all'inizio del processo si forma e cambia successivamente la propria composizione mediante sostituizione di ioni. Il plagioclasio di composizione calcitica (anortite), al diminuire della temperatura, sostituise i ioni di calcio con quelli di sodio, creando un plagioclasio ricco di sodio (albite),
2) Reazione discontinua, propria  dei minerali mafici, quando la cristallizzazione del minerale iniziale muta la propria struttura cristallina, creando altri minerali, iniziando con l'olivina, poi il pirosseno, dopodiché l'anfibolo e infine la biotite.

Queste due serie die reazioni costituiscono la serie di Bowen, mineralista americano, secondo la quale i minerali cristallizzano per progressiva diminuzione della temperatura, in successione dal basso verso l'alto.

Norman Levi Bowen

In molti casi però i minerali già cristallizzato non reagiscono con il magma e formano il termine successivo, ma vengono separati dal fuso, modificando così anche la serie di reazioni: tale processo si definisce cristallizzazione frazionata, e causa la differenziazione magmatica, ovvero il magma originario compone rocce di differente composizione mineralogica.
Ad esempio, se l'olivina non segue il magma verso l'alto, forma la peridotite, oppure se la serie discontinua si ferma ai pirosseni, essi costituiranno il gabbro. A questo punto il magma è privato dei componenti mafici, perciô costituirà il granito, formata in gran parte da quarzo e feldspato potassico. La soluzione finale costituirà la pegmatite.

Pegmatite

Pertanto la composizone di una roccia dipende sia dalle caratteristiche del fuso iniziale, sia dalle modalità del processo di cristallizzazione (serie di Bowen o cristallizzazione frazionata).

La genesi dei magmi

Il magma si forma per fusione parziale, dove le rocce fondono gradualmente, processo causato fondamentalmente da tre fattori:

1. Aumento delle temperatura;
2. Aumento del solidus, cioè i valori limite di temperatura e pressione a cui inizia la fusione del primo minerale di una roccia, nel mantello o nella crosta;
3. Decompressione adiabatica, ovvero una diminuzione di pressione senza perdita di calore e in tempi brevi.

Le rocce più abbondanti che costituiscono la crosta sono il granito, rocca felsica intrusiva, e il basalto, roccia mafica effusiva.

La maggior parte dei magmi è basica e vengono definiti magmi primari, i quali derivano dalla fusione parziale di peridotiti, rocce del mantello superiore, costituiti da olivina, pirosseni ed elementi accessori; mentre in minoranza i magmi sono acidi o anatettici, ottenuti dalla fusione parziale, definita anatessi, di rocce della crosta terrestre.

È interessante il rapporto tra temperatura di fusione del magma e la pressione a cui è sottoposto: nel magma granitico al diminuire delle pressione, la temperatura di fusione aumenta, mentre in quelli basaltici diminuisce. Pertanto i magmi granitici solidificano prima e fanno fatica ad affiorare sulla superficie, a differenza dei magmi basaltici.

Il magma

Il magma è un liquido incandescente prevalentemente silicatico, caratterizzato da temperature comprese tra i 650°C e i 1300°C, in cui sono presenti, anche seppur in minima parte, delle fasi solide e gassose. Esso contiene acqua, elementi chimici (esempio Si e Al) sotto forma di ioni complessi e ioni metallici semplici.

Quando il magma subisce lievi mutamenti chimici e quindi solidifica in profondità, origina le rocce plutoniche, ed essendo un composto silicatico, favorisce conseguentemente una maggiore concentrazione di SiO₂ perché viene meno a contatto con sostanze esterne, le rocce vulcaniche invece si originano per la risalita e la successiva solidificazione del magma, ormai diventato lava, il quale durante il tragitto ingloba altre sostanze, contenendo meno SiO₂ di quelle plutoniche.

La pressione e la temperatura giocano un ruolo chiave sulle proprietà del magma: infatti

un minerale X a certe condizioni di temperatura e di pressione si trova allo stato solido, ma può passare a quello liquido sia per aumento della temperatura sia per la diminuzione della pressione, alzandone la temperatura di fusione nel secondo caso; al contrario l'aggiunta di acqua diminuisce la temperatura di fusione del minerale X, dove se prima fondeva a 1000°C, ora fonde a 800°C, cambiandone di conseguenza il confine fra lo stato solido e liquido.

L'acqua costituisce il 90% dei gas disciolti nel magma e, insieme ad altri gas, costituisce gli elementi volatili, emessi per degassazione in superficie.

Le proprietà principali del magma sono la densità, dovuta alla composizione chimica, alla temperatura, e alla pressione, e la viscosità, cioè la resistenza al fluire, influenzata dal grado di polimerizzazione del magma. I magmi caratterizzati da un elevato contenuto di silice (acidi) sono meno densi e più viscosi, pertanto più ricchi di silice, mentre quelli caratterizzati da un minor contenuto di silice (basici) sono più densi e meno viscosi.

Il processo magmatico

Il processo magmatico è l'insieme dei fenomeni che contribuiscono al raffreddamento del magma e della conseguente nascita delle rocce magmatiche o ignee.

Esse costituiscono circa l'80% delle rocce terrestri, divisibili diverse categorie:

1. Rocce effusive o vulcaniche (vulcaniti), originate dalla solidificazione del magma che fuoriesce sulla superficie terrestre, chiamato lava;
2. Rocce subvulcaniche o ipoabissali, le quali si trovano in condizioni intermedie fra le effusive e le intrusive;
3. Rocce intrusive o plutoniche (plutoniti), causate dalla solidificazione del magma all'interno della crosta terrestre.

L'origine di tali rocce è dovuta principalmente alla temperatura e alla pressione, le quali aumentano con la profondità più o meno in modo costante, secondo due indici: il gradiente geotermico (circa 30°C/km) e il gradiente geobarico (1 kbar/3 km).

Il ciclo litogenetico

Le rocce, così come i minerali, non sono entità immutabili, ma possono trasformarsi in un tipo diverso da quelle che lo sono già effettivamente, attraverso processi senza sosta e predisposti secondo una certa ciclicità, definendo tali fasi ciclo litogenetico o delle rocce. Il ciclo solitamente inizia con una colata di lava, originando rocce magmatiche effusive, le quali, attraverso processi tettonici formano catene montuose; esse sono degradate da agenti esterni che erodono il materiale e lo riduce in piccoli frammenti, dando origine alle rocce sedimentarie, le quali vengono vengono coinvolte in processi della crosta terrestre e vengono spinte in profondità, sottoponendole a forti pressioni e temperature ed originando le rocce metamorfiche, le quali vengono fondono e danno origine a nuovo magma che costituirà nuove rocce magmatiche.

Perciò, come si può ben notare, tale procedimento è ciclico, ma non l'unico perché una roccia magmatica può essere metamorfizzata e diventare, senza essere prima attraversare l'erosione e poi la sedimentazione.

Come riconoscere le rocce

Le rocce, come abbiamo visto, sono principalmente di tre tipi differenti, ma come far a riconoscere una roccia magmatica da una sedimentaria, piuttosto che da una metamorfica?

Basandosi sulla struttura chimica o mineralogica, la quale si effettua soprattutto ad occhio nudo, riconoscendo i minerali presenti all'interno della roccia, oppure con una analisi maggiormente dettagliata, osservandone la tessitura, ossia la disposizione spaziale dei minerali, la loro forma e le loro dimensioni.

Le rocce della crosta terrestre

Spesso nel linguaggio quotidiano confondiamo la parola “minerale” con “roccia”, usandoli come sinonimi, ma non lo sono affatto, anzi sono cose totalmente distinte e legate fra loro nello stesso tempo, o potremmo definirle interdipendenti.

Perciò cos'è una roccia?

Una roccia è un aggregato solido e compatto di due o più minerali che fungono “mattoni” per questi composti.

La loro genesi può avvenire in maniere diverse, alterandone la struttura o le proprietà chimiche: pertanto le rocce si possono dividere in:

1) Rocce magmatiche, ottenute dalla solidificazione e cristallizzazione della lava, pertanto si parla di rocce magmatiche (o ignee) effusive, cioè formatesi in superficie, o del magma, formando rocce in profondità definite magmatiche (o ignee) intrusive. Pertanto i meccanismi di genesi sono definiti effusione o intrusione. Esempi di rocce magmatiche effusive sono il granito e il gabbro, mentre quella intrusive sono il basalto e l'ossidiana;

Basalto

Ossidiana

2) Rocce sedimentarie, formatisi attraverso la diagenesi, un lento processo di compattazione e cementazione dei sedimenti, ottenuti dalla disgregazione di rocce per mezzo di agenti esterni (l'azione dell'aria, dell'acqua, della gravità e di organismi). Esempi di rocce sedimentarie sono l'arenaria, la dolomia e il calcare;

Dolomia

3) Rocce magmatiche, createsi per mezzo del metamorfismo, ossia un procedimento di trasformazione della struttura cristallina delle rocce che vengono trasportate in profondità e sottoposte ad un aumento rilevante della pressione o della temperatura, o di entrambe. Esempi di rocce metamorfiche sono il marmo, lo gneiss, l'ardesia e lo scisto.

Scisto

I minerali non silicati

Circa l'8% della crosta terrestre è costituita da minerali non silicati, aventi cioè un anione principale diverso dal silicio, e creando perciò nuovi ioni poliatomici peculiari di ogni gruppo:

1) I carbonati, contenenti ioni poliatomici carbonato, CO^2-₃, e i due principali minerali costituenti tale gruppo sono la calcite (CaCO₃), e la dolomite, CaMg(CO₃)₂;

Dolomite

Calcite

2) Solfati, costituiti dagli ioni solfato SO^2-₄, ottenuti per evaporazione di solventi di soluzioni acquose. Da ricordare il gesso (CaSO·2H₂O), e l'anidrite, la sua forma anidra;

Anidrite

3) Alogenuri come il salgemma (NaCl), la fluorite (CaF₂) , e la silvite (KCl).

Fluorite

4) Ossidi e idrossidi, composti formati da un elemento e dall'ossigeno o molecole d'acqua, come la magnetite (Fe₃O₄), l'ematite (Fe₂O₃) e la limonite (Fe₂O₃·nH₂O).

N.B.: da ricordare che il quarzo (SiO₂) è dal punto di vista strutturale un silicato, da dal fronte chimico un ossido.

Magnetite

Ematite

5) Solfuri o composti dello zolfo come la pirite (FeS₂), la calcopirite (CuFeS₂), la galena (PbS), la sfalerite (ZnS) e il cinabro (HgS).

Pirite

6) Elementi nativi, ovvero quei metalli rinvenuti allo stato elementare, come l'oro (Au), l'argento (Ag) e il rame (Cu).

Silicati mafici e felsici

Sappiamo che i tetraedri dei silicati possono acquistare cationi metallici. La loro presenza è in stretta correlazione al rapporto Si/O all'interno del minerale: più il rapporto diventa grande (fino a ½ del quarzo), meno cationi metallici sono presenti. Pertanto i silicati si possono dividere in due grandi categorie:

1) Mafici (femici), dove i minerali sono costituiti da un basso rapporto Si/O, densità elevata e colorazione scura, con rilevante presenza di magnesio e ferro;

2) Felsici (sialici), minerali con rapporto Si/O elevato, densità minore e colorazione chiara, costituiti principalmente da alluminio, silicio e ossigeno.

Classificazione dei silicati

Sappiamo che, grazie ad accuratissime ricerche, che la crosta terrestre è costituita da 75% da ossigeno e silicio, elementi che danno vita ai silicati, i quali si legano anche con altri cationi metallici. L'unità principale di tali minerali è lo ione silicato SiO^4-₄, costituito dallo ione Si⁴⁺ e da quattro ioni O^2-, formando un tetraedro. Esso non è elettricamente neutro, ma possiede quattro cariche negative in eccesso. I silicati pertanto sono classificati in base alla disposizione di tali tetraedri:

1) Nesosilicati, ovvero i silicati con tetraedri isolati, dove nessun atomo di ossigeno funge da ponte tra tetraedri adiacenti. Ad esempio l'olivina e lo zircone, i quali presentano un'elevata densità dovuta alla presenza di cationi metallici legati agli atomi di ossigeno come il ferro e il magnesio;

Olivina

Zircone

2) Sorosilicati, cioè i silicati costituiti da tetraedri in formano coppie che condividono un vertice come l'epidoto;

Epidoto

3) Ciclosilicati o silicati a tetraedri che formano una struttura anulare grazie alla condivisione di due vertici di ogni tetraedro;

4) Inosilicati a catene singole, ovvero silicati che condividono due atomi di ossigeno con due tetraedri adiacenti, formando catene con legami forti. Un esempio è l'augite, un minerale facente parte della famiglia dei pirosseni;

Augite

5) Inosilicati a catene doppie, silicati che presentano tetraedri che condividono due o tre vertici con altri adiacenti, creando legami deboli, responsabili della loro facile sfaldatura come l'orneblenda;

6) Fillosilicati, dove ciascun tetraedro condivide tre dei suoi vertici con tre tetraedri adiacenti, formando piani paralleli di tetraedri come nelle miche, tra le quali la biotite (scura) costituita da ferro, manganese e magnesio, e la muscovite (chiara) formata da alluminio e potassio. Altri, come il serpentino, presentano i piani di tetraedri arrotolati si di essi, formando fibre cilindriche;

Muscovite

Biotite

7) Tettosilicati, silicati che possiedono una struttura tridimensionale e dove ogni tetraedro mette in comunicazione tutti i suoi vertici. Da ricordare assolutamente il quarzo e i feldspati, distinti in ortoclasio (contenenti potassio) e plagioclasio (presenza di sodio e calcio).

Criteri di classificazione dei minerali

Finora sono state scoperte più di 4000 specie di minerali, per la maggior parte rari, dei quali solo una trentina costituiscono la crosta terrestre che si possono raggruppare in alcune classi. Tale catalogazione presenta un criterio chimico, tenendo in considerazione come si lega l'anione che caratterizza il minerale.

Solidi amorfi

In natura esistono raramente anche minerali che non possiedono una struttura regolare, ma bensì disordinata, come il bellissimo opale, una specie di gelatina dura. Tale minerali sono definiti amorfi o vetrosi. Talvolta anche un minerale regolare come il quarzo (SiO₂) presenta una variante amorfa, come appunto l'opale (SiO₂·nH₂O).

Ma come fare a distinguere un solido amorfo da uno cristallino?

Basta tener conto del punto di fusione del minerale: infatti nei solidi cristallini la temperatura di fusione possiede un valore ben preciso, mentre in quelli a fase amorfa si liquefano in tappe diverse a temperature diverse.

Un'altra differenza fra i due tipi di minerali è la reazione delle proprietà fisiche, cioè i minerali amorfi presentano le loro caratteristiche fisiche in ogni direzioni, definendoli pertanto isotropi, mentre i minerali cristallini variano certe proprietà in base alla direzione considerata, definendoli anisotropi.

Polimorfismo e isomorfismo

Prendiamo due minerali che possiedono la stessa composizione chimica, il minerale e la grafite, entrambe formate da carbonio. Nella grafite però ogni atomo di carbonio è legato solamente ad altri tre con legami covalenti lungo lo stesso piano, formando angoli di 120°, mentre i vari piani da forze deboli di Wan der Waals; il diamante invece possiede una struttura maggiormente solida, in quanto ogni atomo è legato con legami covalenti ad altri quattro nello spazio, e non lungo lo stesso piano, formando angoli di circa 109°. Pertanto tali corpi hanno stessa formula chimica, ma reticolo cristallino diverso, definendo tale fenomeno polimorfismo.

L'isomorfismo riguarda invece minerali aventi formula chimica differente, ma reticolo cristallino identico, all'interno del quale ioni di elementi chimici diversi possono sostituirne altri, avendo proprietà simili, definendo questo fenomeno di intercambiabilità vicarianza e gli elementi di scambio vicarianti. Pertanto si creeranno miscele isomorfe, soluzioni aventi stessa soluzione e composizione diverse, come l'olivina, la cui formula è (Mg, Fe)₂SiO₄, dove il magnesio e il ferro sono vicarianti.

Proprietà fisiche dei minerali

I minerali in natura si presentano con grandezze enormemente variabili: infatti alcuni non sono visibili nemmeno al microscopio, altri raggiungono il metro di lunghezza o più. Però molti minerali si formano anche in spazi e tempi ridotti, cosicchè non conservano la loro forma equilibrata. Pertanto per riconoscerli si possono sfruttare le loro proprietà fisiche, anche se è preferibile l'analisi chimica con tecniche più raffinate.

Comunque, le principali caratteristiche fisiche dei cristalli sono le seguenti:

1) Il colore di un minerale dipende principalmente dalla propria composizione chimica, ma anche da impurità al proprio interno, creando diverse varietà dello stesso minerale, come il quarzo (SiO₂), il quale può essere incolore, bianco, rosa, violetto o nero;

come l'ematite (Fe₂O₃), la quale può essere nera, rossa o bruna, ma se strofinata su una piastrella di porcellana non vetrinata (piastrella per striscio), la polvere (striscio) sarà sempre bruno-rossastra;

3) Il peso specifico che è il rapporto tra il peso (P non m) del corpo e il peso di un uguale volume di acqua distillata alla temperatura di 14°C;

4) La sfaldatura che è la proprietà di alcuni minerali di sfaldarsi lungo piani di debolezza, come nel caso delle miche;

5) La durezza, ovvero la resistenza di un cristallo ad opporre resistenza quando viene scalfito o abraso, grandezza che si misura con la scala Mohs, costituita da 10 minerali posti in ordine in base al loro grado di durezza.

6) La lucentezza dipende dalla riflessione della luce da parte del minerale: essa può essere metallica se viene riflessa direttamente, ma se prima viene anche assorbita dal corpo, allora è definita non-metallica (vitrea, adamantina e grassa);

7) La temperatura di fusione, ovvero quando il reticolo cristallino si sfalda, specifica di ogni cristallo.

Altre caratteristiche fisiche che interessano solo alcuni minerali sono il magnetismo (magnetite), la fluorescenza (fluorite), la birifrangenza (calcite), e la radioattività (uranio).

Approfondimento: i cristalli più grandi al mondo.

È la grotta di Naica, in Messico, a detenere questo primato. Infatti, a 300 metri di profondità, sono stati scoperti giacimenti di cristalli di selenite, una varietà di gesso. Tali minerali in questo luogo possiedono un'altezza massima di 10 metri ed una larghezza di 2 metri. Essi si sono formati attraverso una reazione chimica fra le acque termali ricche di solfuri e molto calde (52ºC) e le acque fredde e ricche di ossigeno che si infiltrarono dall'esterno, ossidando gli ioni solfuro in ioni solfato. Infine ľunione di ioni solfato e ioni calcio crearono i cristalli di solfato di calcio, costituenti questi enormi minerali.

Formazione dei minerali

La formazione dei minerali avviene per processi fisici e chimici endogeni od esogeni rispetto al nostro pianeta. Inizialmente le particelle originarie del cristallo si aggregano in una piccola struttura definita <<germe>>, dopodiché, attraverso vari processi esso si sviluppa secondo la cristallizzazione, la quale può avvenire in diverse modalità:

1) Cristallizzazione da soluzioni magmatiche solidificatesi per raffreddamento;

2) Cristallizzazione da soluzioni acquose per evaporazione del solvente o per raffreddamento della soluzione stessa;

3) Cristallizzazione per raffreddamento di vapori o per reazioni tra gas (esempio i prossimità dei crateri);

4) Cristallizzazione da fasi solide o amorfe, dove le particelle si spostano lentamente all'interno del minerale;

5) Attività degli organismi viventi, i quali producono biominerali, e non minerali veri e propri se no tale affermazione rientrerebbe in contrasto con una delle caratteristiche dei minerali (formati da processi inorganici).

Fattori che influenzano la struttura dei cristalli

I cristalli possiedono strutture particolari, dipendenti dal tipo di minerale. In genere i fattori che ne influenzano la struttura si possono dividere in fisici e chimici.

I minerali sono costituiti per la maggior parte delle volte da ioni. Pertanto i parametri fisici riguardano le dimensioni degli ioni: gli ioni negativi sono più grandi di quelli positivi perché acquisiscono più elettroni rispetto ai cationi; pertanto lo ione positivo è circondato da anioni, tanti quanto è grande il catione al centro. I parametri chimici riguardano invece la carica degli ioni: essi devono bilanciarsi all'interno della cella elementare del cristallo, facendola risultare elettricamente neutra.

La struttura cristallina dei minerali

Ogni tipo di minerale presenta caratteristiche esteriori ed interiori che lo differenziano dagli altri.

Ad esempio possiedono un abito cristallino, ovvero la forma che caratterizza ogni minerale; oppure la disposizione interna degli atomi segue un preciso reticolo cristallino, formato dalla ripetizione di celle elementari che sono i moduli principali che conservano le caratteristiche chimiche del minerale stesso.

I vertici delle celle elementari si chiamano nodi del reticolo cristallino, in base ai quali e alle forze interposte fra di loro, i cristalli sono divisi in:

1) Cristalli ionici, costituiti da cationi e da anioni, tenuti assieme da forze elettrostatiche come nel salgemma;

2) Cristalli covalenti, costituiti da atomi con legami omopolari come nel diamante, o con legami eteropolari come nel quarzo;

3) Cristalli metallici, costituiti da cationi, circondati da elettroni di valenza che formano legami metallici, come nei metalli nativi quali l'oro;

4) Cristalli molecolari, formati da molecole neutre tenute insieme da legami deboli come nello zolfo.

I minerali

Un minerale è un corpo solido che si trova allo stato naturale, e può essere costituito dallo stesso elemento o da un composto chimico, formato da elementi presenti in certe proporzioni, tali da essere scritti mediante una formula chimica.

Un minerale per essere tale deve soddisfare determinate caratteristiche:

1) Deve essersi formato tramite processi inorganici;

2) La sua composizione deve essere espressa tramite una formula chimica;

3) Il minerale deve essere un solido cristallino, ovvero gli atomi devono essere disposti con un ordine geometrico entro un reticolo cristallino;

4) Deve presentare caratteristiche fisiche intrinseche, costanti e definite entro certi limiti.

Elementi e composti naturali

Gli elementi chimici sono sostanze che non possono essere ulteriormente scomposte con mezzi chimici, in quanto sono le unità principali costituenti della materia. Essi se trovati in natura non combinati con altre sostanze, allora si parla di elementi nativi, altrimenti si parla di composti.

Elementi nativi ne sono esempi l'oro, l'argento e il rame.

                  Un esempio di composto è il quarzo.

In generale tutti gli elementi chimici sono riuniti nella tavola periodica:

Come funziona la "macchina" terra

Il nostro pianeta può essere paragonato ad una sorte di <<macchina termica>> perché al suo interno la temperatura è molto elevata e disperde continuamente calore dalla propria superficie, favorendo l'attività geologica di molti fenomeni nella parte superiore della terra (terremoti, vulcani, fondali oceanici e catene montuose).

Dalla seconda metà degli anni '60 del secolo scorso si estese nel mondo scientifico la cosiddetta teoria tettonica delle placche, la quale studia i movimenti delle placche litosferiche: esse sono prevalentemente granitiche (continentali) o basaltiche (oceaniche), costituite entrambe da silicati, quelle continentali da silicati di alluminio, mentre quelle oceaniche da silicati de ferro, provocandone un punto di fusione più elevato rispetto a quelle granitiche.

Ma qual'è la causa che scatena il movimento di queste placche? 

I moti convettivi, movimenti estremamente lenti data la viscosità dei materiali coinvolti che effettuano degli spostamenti fra le varie placche fra i 2 cm e i 15 cm. Durante i moti convettivi, il materiale caldo sale dal mantello, dato l'aumento del proprio volume e la conseguente diminuzione di densità, il quale esce da una profonda fessura chiamata rift valley, presente al centro di due dorsali oceaniche; qui la materia si solidifica, inspessendo la litosfera. Dopodiché tra due placche contigue, capita che una sprofondi sotto quell'altra e venga assorbita dalla terra nuovamente, definendo tale processo subduzione.

Questo meccanismo si realizza con molta difficoltà quando due placche continentali (densità = 2,7 – 2,8 g/cm3) si scontrano fra di loro e per penetrare in profondità, incontrando una placca oceanica (densità = 3,3 g/cm3). Pertanto la terra non scambia materia con l'esterno, ad eccezione di qualche polvere cosmica, ma termodinamicamente è un ciclo aperto perché molto calore è disperso.

Per concludere, tutte le placche litosferiche sono distinte in base al movimento dei loro margini rispetto a quelle contigue a loro:

 

1) Margini divergenti o in accrescimento (o costruttivi), corrispondenti alle dorsali oceaniche, dove le placche si allontanano, formando nuova crosta oceanica;

2) Margini convergenti o in consunzione (o distruttivi), corrispondenti alle zone di subduzione; 

3) Margini trasformi o conservativi, dove le placche continentali o oceaniche scorrono l'una accanto all'altra in direzioni opposte, e le superfici rimangono quasi immutate.