| Substància química | classe estructural d'entitats químiques |
|---|
Unsilicat és uncompost químic que conté unsilici en forma d'anió. La gran majoria dels silicats sónòxids, però s'inclouen elshexafluorosilicats ([SiF₆]2−) i altres anions. Els silicats, incloent elsminerals silicats, consten d'anions de silicats la càrrega dels quals s'equilibra per diveroscations.
Elsminerals silicats sónminerals formats essencialment per grups tetraèdrics d'oxigen, unàtom a cada un dels quatrevèrtexs deltetraedre, isilici, un àtom al mig de cada tetraedre, tots units entre ells directament o bé percations d'altres elements. Així, tots elsminerals d'aquest grup estan compostos desilici ioxigen. En realitat es tracta de silicats de silici,SiO₄. Constitueixen més del 75% de l'escorça terrestre i els components més importants de lesroques. En formen moltes, com ara elbasalt, elgranit i lesargiles. La suma dels silicats i elquars fan el 95% de la part coneguda de l'escorça terrestre.[1]
Alguns minerals del grup dels silicats són l'ortosa, elquars (SiO₂), laplagioclasa, lamoscovita, lababingtonita, l'augita (CaMg[Si₂O₆]), eltalc (Mg₃[(OH)₂ Si₄O10]), elfeldespat (SiO₂ + Al₂O₃ + KNaO), l'actinolita o ladanburita.
En els silicats més comunament trobats, inclosos gairebé tots elsminerals de silicat trobats en l'escorça terrestre, cada àtom de silici ocupa el centre d'untetraedre idealitzat les cantonades del qual són quatre àtoms d'oxigen, connectats a ell perenllaços covalents únics d'acord amb laregla de l'octet.
Aquests tetraedres poden aparèixer com a anions d'ortosilicats aïllatsSiO4−
4, però es poden unir dos o més àtoms de silici amb àtoms d'oxigen de diverses maneres, per a formar anions més complexos, com elpirosilicatSi
2O6−
7 o l'hexàmer d'anell demetasilicatSi
6O12−
18. Els anions de silicatpolimèric de grandàries arbitràriament grans poden tenir cadenes, cadenes dobles, làmines o estructures tridimensionals.
Típicament, cada àtom d'oxigen que no aporta una càrrega negativa a l'anió és un pont entre dos àtoms de silici. L'estructura de tals anions es descriu i descriu comunament com a consistent en tetraedres centrats en silici connectats pels seus vèrtexs, de tal manera que cada vèrtex és compartit per com a màxim dos tetraedres.
Encara que el tetraedre és la geometria de coordinació comuna per als compostos de silici, el silici també pot ocórrer amb nombres de coordinació més alts. Per exemple, en l'anióhexafluorosilicatSiF2−
6, l'àtom de silici està envoltat per sis àtoms defluor en una disposicióoctaèdrica. Aquesta estructura també es veu en l'anió hexahidroxisilicatSi(OH)2−
6 que ocorre en lathaumasita, un mineral que rares vegades es troba en la naturalesa, però que a vegades s'observa entre altreshidrats de silicat de calci formats artificialment enciment iconcret sotmesos a unatac de sulfat greu. A una pressió molt alta, fins i tot el SiO2 adopta la geometria octaèdrica coordinada en sis en la mineralstishovita, un polimorf dens desílice que es troba en elmantell inferior de la Terra i també es forma per xoc durant els impactes demeteorits.
Els silicats sòlids són generalment estables i ben caracteritzats.
Els silicats amb cationsalcalins i anions petits o anàlegs a cadenes, com l'orto imetasilicat de sodi, són bastant solubles en aigua. Formen diversoshidrats sòlids quan es cristal·litzen de la solució. Elssilicats de sodi solubles i les seves mescles, són de fet importants químics industrials i domèstics. Els silicats de cations no alcalins, o amb anions polimèrics laminats i tridimensionals, generalment tenen una solubilitat insignificant en aigua en condicions normals.
Els anions de silicat són formalment les bases conjugades delsàcids silícics. Per exemple, l'ortosilicat es pot veure com l'àcid ortosilícicdesprotonat quàdrupleSi(OH)
4. Els àcids silícics són generalment molt febles i no poden aïllar-se en forma pura. Existeixen en solució aquosa, com a mescles d'anions condensats i parcialment protonats, en un equilibri dinàmic.[2] Els processos generals en aquest equilibri són lahidròlisi/condensació.
iprotonació/desprotonació
L'equilibri pot desplaçar-se cap a anions més grans en augmentar la concentració de silicat i/o l'acidesa del mitjà. Se suposa que l'anió d'ortosilicat, per exemple, és la forma predominant desílice dissolta naturalment enaigua de mar, la concentració de la qual és inferior a 100 parts per milió; i també quan la sílice es dissol en un excés d'òxid de sodi a pH 12 o més.[2][3] En concentracions més altes opH baix, predominen els anions polimèrics.
En el límit, els anions de silicat es fusionen en una xarxa tridimensional de tetraedres de silici, amb la majoria dels àtoms d'oxigen com a ponts covalents; que és alguna forma de sílice, com elgel de sílice, barrejat amb aigua.
Els anions de silicat en solució reaccionen amb els anions demolibdat produint complexos grocs desilicomolibdat. En una preparació típica, es va trobar que l'ortosilicatmonomèric reaccionava completament en 75 segons; pirosilicatdimèric en 10 minuts; ioligòmers superiors en un temps considerablement més llarg. En particular, la reacció no s'observa amb suspensions desílice col·loidal.[3]
La naturalesa dels silicats solubles és rellevant per a comprendre labiomineralització i la síntesi d'aluminosilicats, com elscatalitzadors industrialment importants anomenatszeolites.[2] Juntament amb l'anióaluminiat, els anions de silicat solubles també exerceixen un paper important en el mecanisme de polimerització delsgeopolímers. Els geopolímers són aluminosilicatsamorfs la producció del qual requereix menys energia que la delciment Portland ordinari. Així doncs, elsciments geopolímers podrien contribuir a limitar les emissions d'enCO2 l'atmosfera terrestre i l'escalfament global causat per aquestgas d'efecte d'hivernacle.
Segons la seva estructura, els subgrups existents dins dels silicats són elsortosilicats o nesosilicats (que inclouen minerals com l'olivina o eltopazi), elsciclosilicats, elsfil·losilicats, elsinosilicats, elssorosilicats i elstectosilicats. Alguns silicats, però, no entren a cap d'aquest cinc grups, és el cas, per exemple, de l'amiant i de l'esteatita.[1]
De vegades també es classifiquen els silicats segons els elements que contenen. Per exemple, elsaluminosilicats són els silicats (nesosilicats, concretament) dobles d'alumini i d'un altre metall.
Les principals diferències entre la classificació topoquímica de Machatski-Bragg i la topològica de Zoltai es mostren en la següent taula.
| Mineral | Fórmula | Classificació topoquímica (Machatski-Bragg) | Classificació topològica (Zoltai) | Hetero-tetraèdre(s) |
|---|---|---|---|---|
| Petalita | [4]Li[4]Al[4]SiO4 | phyllo | tecto | Al, Li |
| α-eucriptita | [4]Li[4]Al[4]SiO4 | neso | tecto | Al, Li |
| Fenaquita | [4]Be2[4]SiO4 | neso | tecto | Be |
| Willemita | [4]Zn2[4]SiO4 | neso | tecto | Zn |
| Beril | [6]Al2[4]Be3[4]Si6O18 | cyclo | tecto | Be |
| Cordierita | [6]Mg2[4]Al3[4](AlSi5)O18 | cyclo | tecto | Al |
| Hemimorfita | [4]Zn4[4]Si2O7(OH)2 • H2O | soro | tecto | Zn |
| Melilita | [8]CaNa[4]Al[4]Si2O7 | soro | phyllo | Al |
| Sillimanita | [6]Al[4]Al[4]SiO5 | neso | soro | Al |
Es troben, en gran part, com a constituents de lesroques eruptives, formades atemperatura ipressió elevades, generalment amb amplis marges de variació d'ambdues variables, amb estructures denses i mancades d'aigua.[1]
A les condicions de formació de lesroques metamòrfiques s'originen una sèrie de silicats, alguns d'ells amb estructures menys denses i ambhidroxils, com és el cas, per exemple, de les serpentines i el talc.[1]
En canvi, a les roques sedimentàries no hi ha formació de silicats, sinó que només hi ha fases, d'estructures generalment en capes, de la seva transformació. Generalment estan barrejats amb una gran quantitat d'aigua, com és típicament el cas de les argiles.[1]
Certsestels envoltats dematèria circumestel·lar “freda”, per sota de la temperatura desublimació de silicats, al voltant de 1.500 K, presenten grans de pols formats per silicats. La seva presència es revela perlínies espectrals àmplies característiques dels silicats, en lesbandes espectralsinfraroges N i Q, amb longituds d'ona λ de 10 i 20 µm respectivament.[4]
El perfil espectral d'aquestes línies, que depèn del tipus de silicat, de la geometria dels grans de pols i de la presència addicional d'altres compostos (exemple: gel a menys de 300 K), dona informació sobre les condicionsfísicoquímiques dels ambients estudiats.
La presència de silicats es testifica amb freqüència al voltant de les estrelles joves i de les estrelles evolucionades, especialment en elsdiscos d'acreció i els embolcalls circumestel·lars. En particular, els silicats són els principals constituents delsplanetes tel·lúrics delSistema Solar:Venus, laTerra,Mart i, en alguna menor mesura,Mercuri.[4]
Sabem que el clima actua sobre l'erosió de les roques, i que també existeixenbucles de retroalimentació que provoquen que els compostos de l'erosió modifiquin el cicle del CO2 (diòxid de carboni) i el carboni en l'oceà, i en conseqüència l'evolució del clima.[5][6]
Lalixiviació de roques riques en silicats ha augmentat considerablement a causa de les pràctiques humanes d'agricultura,silvicultura i ordenació del territori, incendis/cremes i, més en general, latransformació ecològica dels paisatges. Lapluja àcida i l'acidificació d'aigües dolces localment exacerben la dissolució de roques i sòls. Aquests fenòmens contribueixen a la degradació dels sòls aigües amunt, però també contribueixen aigües avall a la formació de roquescarbonatades en els oceans, i per tant a la transferència de CO2 de l'atmosfera a lalitosfera (“embornal de carboni” en aquest cas). L'erosió de les roques contribueix al cicle del carboni[7][8][9][10][6] en el context delcanvi climàtic va justificar l'elaboració d'un mapa litològic mundial per a 6 grans tipus de roques per latitud, continent i conca de drenatge oceànic, i per a 49 grans conques fluvials terrestres. Aquest treball cartogràfic es va combinar amb els models disponibles del cicle del per CO2 a avaluar la quantitat d'atmosfèric CO2 «consumit» per les roques durant el seu procés de meteorització i avaluar l'alcalinitat aportada pels rius a l'oceà. S'ha demostrat que la meteorització de les roques ha variat considerablement en el passat en funció de les fasesglacials einterglacials delspaleoclimes.[11] Les roques de silicat inclouen pissarres ibasalts[12] semblen tenir una gran influència en la quantitat de CO2 bombada pel procés de meteorització del llit rocós.[5]
