Petrografia

Petrografia appunti

Daniel Cucugliato

• Classificare
• Il magma
• Strutture e terminologie delle rocce magmatiche
• Classificare le rocce ignee
• Minerali importanti
• Classificare le rocce effusive
• Rocce vulcano clastiche
• Petrologia
• Fabric
• Cristallizzazione
• Differenziazione magmatica
• Serie magmatiche
• Le rocce sedimentarie
• Trasporto
• I sedimenti
• Rocce terrigene
• Rocce carbonatiche
• Nomenclatura
• Sedimenti autoctoni
• Diagenesi
• Le rocce metamorfiche
• Temperatura
• Pressione
• Pressione orientata
• Fasi fluide
• Meccanismi
• Microstrutture metamorfiche
• Tipi di metamorfismo
• Nomenclatura
• Facies metamorfica pag. 1

Daniel Cucugliato

Petrografia

Il termine “petrografia” deriva dal greco e significa letteralmente pietra e scrittura. Questa disciplina viene distinta dalla petrologia, ma entrambe vanno strettamente a braccetto, in quanto non è possibile comprendere la petrografia senza conoscere parte della petrologia, e viceversa.

Premesso ciò, le rispettive definizioni di tali discipline sono:

• Petrografia: Ha come oggetto la descrizione delle rocce, con particolare riguardo alla composizione mineralogica e alla struttura.
• Petrologia: Studia i processi che governano la genesi delle rocce. Rispondendo al quesito: “come nasce una roccia?”

Quando nasce la petrografia?

La petrografia nasce quando l’uomo smette di vedere la roccia solo come qualcosa di utile e comincia ad interessarsi sulla sua natura. Tuttavia, la petrografia raggiunge l’indipendenza nel 1850, prima era considerata una branca della mineralogia e della geologia. Grazie a Cordier la petrografia viene considerata una disciplina a sé stante. Cordier comprese che per poter descrivere e studiare le caratteristiche di una roccia fosse necessario utilizzare il microscopio, capì dunque che solamente mediante un’indagine microscopica fosse possibile comprendere la reale natura delle rocce. Henry Sorby fu ad estendere le indagini al microscopio con il trattato fondamentale per la mineralogia e per la petrografia microscopica; ciò fu possibile grazie alle scoperte di William Nicol nel campo dell’ottica microscopica.

Sebbene l’utilizzo del microscopio sia fondamentale, lo studio alla mesoscala non va mai trascurato, tali osservazioni sono il primo approccio che un geologo deve avere nello studio di una roccia. Le numerose e varie caratteristiche di una roccia osservabili alla mesoscala sono il primo punto per iniziare una classificazione.

Classificare

Attorno alla metà del XIX secolo Von Cotta e Coquand suggerirono di suddividere le rocce in tre categorie, in base ad un criterio legato alla loro genesi, in: magmatiche, sedimentarie e metamorfiche.

La definizione più comune di roccia è “aggregato di minerali”, tuttavia, questa definizione non è sempre valida per tutte le rocce, sappiamo esserci materiali privi di minerali che vengono comunque classificati come rocce, tipo i vetri vulcanici come l’ossidiana.

Una definizione più congrua al concetto di roccia è: “insieme di fasi solide (minerali), fasi liquide (vetri) e amorfi (colloidi, gel, etc.)”.

Come si studiano le rocce

La prima classificazione è legata alla genesi delle rocce. Studiare una roccia significa esaminarla sotto tutti i punti di vista per descriverla, classificarla e raccontare la sua storia genetica.

I caratteri fondamentali nello studio petrografico sono:

• Composizione della roccia: S’intende composizione sia chimica che mineralogica; la prima determina gli elementi chimici presenti nelle percentuali in peso. La composizione mineralogica, invece, mostra i minerali costituenti la roccia.

È possibile che due rocce abbiano la medesima composizione chimica ma non mineralogica (p.es. granito e ossidiana). pag. 2

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• Tipologia e modalità di aggregazione: Riguarda la struttura di una roccia, dunque il modo in cui i costituenti si aggregano, relativamente alla configurazione geometrica e spaziale.
• Giacitura: Studio della collocazione geologica di un corpo roccioso, definendo i rapporti esistenti tra esso ed i corpi adiacenti e l’età relativa. Inoltre, si definisce la tipologia, l’estensione e la forma del corpo.

L’insieme delle informazioni riguardanti la composizione, la struttura e la giacitura, servono a definire la petrogenesi, ovvero la storia della roccia dalla sua formazione all’attuale.

Metodo d’indagine

Le metodologie per descrivere e classificare una roccia vanno dalle semplici osservazioni visive alle più complesse tecniche d’indagine.

• Analisi mesoscopica: Svolta ad occhio nudo, o con una lente d’ingrandimento, riuscendo a determinare l’aspetto strutturale, il colore e le dimensioni dei cristalli, ottenendo una rapida e approssimativa classificazione del litotipo.
• Analisi microscopica: Tale indagine è svolta mediante un microscopio da petrografia, che definisce i caratteri strutturali, microstrutturali e la composizione mineralogica. In seguito a questa indagine si ha una classificazione mineralogica completa del litotipo. Mediante contapunti è possibile definire la MODA, ovvero la composizione mineralogica espressa come percentuale volumetrica.

Il contapunti è uno strumento che si applica al piattello del microscopio. Consiste nello spostare la sezione sottile della roccia lungo una linea ed esaminarne a uno a uno tutti i punti; completata una linea (si schiaccia per ogni punto un certo pulsante associato ad un determinato minerale) si procede nello stesso modo per linee parallele sino a ricoprire tutta l’area della sezione sottile, tracciando circa un totale di punti che va dai 1000 ai 2000.

Dal numero complessivo di punti in cui sono stati individuati i singoli minerali si ricava con una proporzione la percentuale di area occupata da ognuno di essi nella sezione. Si assume che la percentuale areale di minerali nella sezione equivalga all’incirca al volume percentuale occupato dagli stessi sul totale della roccia (ciò non vale per tutte le rocce).

In un’analisi chimica si definiscono:

• Elementi maggiori: Concentrazioni maggiori del 1 wt%
• Elementi minori: Concentrazioni comprese tra 0,1 e 1 wt%
• Elementi a tracce: Concentrazioni minori di 0,1 wt% (o esprimibili in ppm) pag. 3

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Il magma

Le rocce ignee hanno origine dal raffreddamento di un fuso ad alta temperatura detto magma.

I magmi sono dei sistemi chimico-fisici naturali allo stato fuso contenenti una certa quantità di fasi cristalline e una fase liquida, comunemente a composizione silicatica.

Un magma è dunque un sistema eterogeneo che può contenere oltre alla fase liquida, una o più fasi solide ed una gassosa. Le temperature dei magmi primitivi possono raggiungere 1300°C.

La miglior definizione di magma viene fornita da Best: “mobile mixtur of solid, liquid, gaseous phases”.

Per definire lo stato in cui si trova un magma o i cambiamenti che può subire un sistema è necessario conoscere i valori assunti da alcune variabili, quali:

• Variabili di stato del sistema: Pressione (P), temperatura (T), entropia (S) e potenziali chimici (µ)
• Variabili intensive: P, T e la composizione chimica (x), in quanto non dipendono dalle dimensioni del sistema.
• Variabili estensive: Massa, densità, energia interna e volume.

In linea generale distingueremo il numero e la natura delle fasi costituenti il magma, in condizioni stabili di equilibro, in base alle variabili intensive.

Si distinguono sistemi aventi una sola fase, e sistemi che ne hanno due o più di due.

Quando la temperatura è molto elevata il sistema è interamente fuso, formando un liquido omogeneo, che prende il nome di melt. I più comuni melt della Terra sono costituiti da SiO.

Qualche esempio delle tipologie di magmi:

Quando è presente solo la fase liquida abbiamo il melt che contiene gas disciolti.

Due fasi: il liquido contiene gas in bolle, il gas quindi si è separato dalla fase liquida.

Lo stesso ragionamento può essere fatto per liquidi, solidi (che sia un solo solido o più di uno, ognuno rispettivamente è una fase a sé stante), due liquidi immiscibili o sistemi con liquido, gas e solidi.

I magmi, anche se dotati di un’elevata mobilità, presentano già un certo ordine interno molto simile alla struttura dei minerali che andranno a formare in seguito. Nel magma gli anioni 2− [ ] si ritrovano organizzati in tetraedri collegati tra loro a dare origine a polimeri. Anche 4 Al può svolgere la funzione di coordinatore. Il grado di polimerizzazione di un fuso silicatico è un parametro che influenza le proprietà fisiche della materia (viscosità, conducibilità elettrica etc.). Si distinguono cationi costruttori (Si e Al) e modificatori di struttura (Ca, Mg, Na, K etc.), quest’ultimi sono quelli che interrompono i legami tra le unità tetraedriche. Maggiore sarà il contenuto in silice, tanto maggiore sarà la viscosità, dunque meno fluibile.

Dagli elementi costituenti il magma si è in grado di comprendere la viscosità del magma. Dal rapporto più grande è il valore ottenuto e tanto più elevata è la viscosità. Basta prendere l’esempio di un magma costituito da quarzo e uno diopsico, il primo è chiaramente più viscoso. Anche la presenza di costituenti volatili in soluzione influenza la viscosità, in quanto tendono a depolimerizzare il magma. pag. 4

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La densità è un parametro fisico fondamentale, dipendente dalla composizione chimica del magma e dalle condizioni di pressione e temperatura. La densità è un fattore alquanto importante per la messa in posto di un magma perché regola gran parte dei meccanismi di risalita del fuso tra le rocce incassanti, nonché i processi di differenziazione che possono verificarsi nelle camere magmatiche. La densità mette in moto i magmi, in via del tutto teorica, un magma meno denso tende a risalire in superficie più velocemente. Tuttavia, la possibile risalita di un magma è legata a una combinazione di densità e viscosità.

La temperatura di solidificazione di un magma (così come la fusione), non va indicata con un numero fisso, ma da un l’intervallo di cristallizzazione, compreso tra la comparsa della prima fase solida (si tocca la curva del liquidous) e la scomparsa dell’ultima goccia di liquido (curva del solidous).

Componente volatile dei magmi

Nei magmi sono presenti, in quantità tra loro differente, quasi tutti gli elementi chimici. Alcuni di questi, o loro combinazioni, sono presenti come gas disciolti nel fuso rappresentando la componente volatile. CO, SO, , I volatili sono prevalentemente costituiti da a cui si aggiungono però COe , 22 2, S e , Ar, HCl, HF e B .2 2

Questi vengono definiti componenti volatili dei magmi in quanto a pressioni prossime a quella atmosferica e temperature elevate come quella magmatica esistono come fase gassosa. Tali componenti, seppur presenti in modeste quantità, influenzano talvolta in modo decisivo la temperatura di liquidous, l’ordine di cristallizzazione delle fasi ed anche l’attività vulcanica.

La solubilità di un determinato elemento volatile, cioè la concentrazione uniformemente distribuita nel fuso, dipende da P T e la composizione chimica. La solubilità dei volatili nel magma decresce al decrescere della pressione.

Le lave sono vescicolate (vacuolari), mentre le rocce plutoniche no; ciò suggerisce la separazione della componente volatile dal fuso durante la cristallizzazione proprio a causa di un decremento di solubilità. In funzione della presenza e del comportamento dei volatili nel magma si adotta una certa terminologia:

• Ipomagma: Ad alte profondità il magma contiene sostanze volatili.
• Piromagma: In condizioni superficiali si ha la liberazione delle sostanze volatili e la formazione di un sistema polifase=magma + gas in svolgimento (vescicolazione).
• Epimagma: I gas abbandonano il liquido magmatico che solidifica.

Depositi idrotermali

Grazie alla forte capacità solvente ad alte temperature, le soluzioni idrotermali attraversano grandi volumi di roccia riuscendo a trasportare significative quantità di ioni metallici dalle rocce incassanti. I metalli dissolti possono precipitare dando origine a depositi metalliferi; questo è possibile se il flusso idrotermale è accompagnato da un meccanismo di precipitazione che operi in uno spazio ristretto (dettagli che variano da deposito a deposito). pag. 5

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Consolidazione dei magmi

Il passaggio da liquido a solido dei magmi può avvenire in profondità o in superficie, ed è innescato da perdite di calore che sottoraffreddano la massa fusa.

Il sottoraffreddamento rappresenta la differenza tra la temperatura di cristallizzazione di un materiale e quella inferiore a quest’ultima, in cui il materiale si trova ancora allo stato di liquido.

Per intenderci, il passaggio dell’acqua da liquido a solido avviene a 0° C, se l’acqua da una temperatura iniziale di 10° C passa repentinamente a -15°C subisce un sottoraffreddamento.

Questo sottoraffreddamento del fuso magmatico genera rocce cristalline ed amorfe.

Le rocce cristalline possiedono dei cristalli che presentano un ordine strutture ben definito. Gli amorfi, invece, sono ancora liquidi che presentano una struttura atomica disordinata. (Pag 64)

Questa differenza avviene a causa del fatto che il magma cerca di contrastare la perdita di calore formando cristalli che forniranno il cosiddetto calore latente di solidificazione.

La formazione dei cristalli prevede lo spostamento all’interno del fuso di tutti gli elementi chimici necessari a formare il nucleo del cristallo presente. Questi spostamenti sono facilitati se la viscosità del fuso resta bassa, e anche il sottoraffreddamento. Quando la temperatura si abbassa velocemente si compromette la capacità di crescita dei cristalli, questa capacità di cristallizzazione è alta in ambiente plutonico, diminuisce in ambiente ipoabissale e ancora di più in quello vulcanico.

Un amorfo deriva da un magma con elevata temperatura che arriva in superficie e si raffredda in tempi rapidissimi.

In base alla frazione di cristallo e vetro presente si distingue la struttura in: olocristallina (100% cristallo), oloialina (100% vetro), e la struttura intermedia tra queste due viene definita ipocristallina o ipoialina.

Si distinguono rocce plutoniche e rocce effusive. Le prime sono rocce che iniziano e terminano la cristallizzazione all’interno della crosta terrestre (le curve di liquidous e solidous vengono intersecate all’interno della crosta). Le rocce effusive, invece, possono cominciare la cristallizzazione all’interno della crosta terrestre o in superficie, di certo però completano la cristallizzazione in ambiente subaereo.

Strutture e terminologie delle rocce magmatiche

• Struttura faneritica o fanerocristallina: Cristalli distinguibili ad occhio nudo o mediante lente d’ingrandimento
• Struttura afanitica: Cristalli non distinguibili.

Questi termini vengono utilizzati solo per osservazioni mesoscopiche.

Una roccia plutonica avrà una struttura olocristallina granulare.

• Olocristallina: Totalmente cristallizzata.
• Granulare: Presenza di cristalli con dimensioni mesoscopiche (sinonimo di faneritico)

La grana si distingue in base alle dimensioni dei minerali costituenti la roccia:

• Grana grossa >5 mm
• Grana media dimensioni comprese tra 5 ed 1 mm. pag. 6

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• Grana minuta <1 mm
• Omeogranulare: Roccia i cui granuli presentano dimensioni simili
• Eterogranulare: Roccia i cui granuli presentano dimensioni differenti

Forma dei cristalli

Al microscopio è possibile riconoscere una sequenza di cristallizzazione. Prima cristallizza un minerale e più sviluppata risulterà essere la sua faccia.

Minerali eudrali o idiomorfi sono ben formati ed hanno un contorno che ripete l’abito cristallino. I minerali anedrali o autollotriomorfi non hanno un contorno regolare, bensì cristallizzano negli spazi residui.

Si distingue:

• Struttura ipidiomorfa: Struttura in cui è possibile riconoscere la sequenza di cristallizzazione. Presenza di cristalli eudrali, sub-eudrali ed anedrali.
• Struttura autollotriomorfa: Struttura in cui non è possibile riconoscere un ordine di cristallizzazione, dunque i minerali si sono cristallizzati nello stesso momento.

In una roccia magmatica effusiva si possono individuare, talvolta, una specie cristallina (cristalli sviluppati) immersi in una pasta di fondo, che può essere anch’essa cristallizzata; in tal caso la pasta di fondi si distingue in microcristallina (visibile al microscopio) o criptocristallina (non visibile perché più piccola dell’ingrandimento del microscopio). Questo è possibile ammettendo che il magma in risalita formi una prima specie cristallina, dunque intersechi la curva del liquidous in profondità, e successivamente questo magma contenente cristalli viene eruttato in superficie dove subisce un rapido raffreddamento e solidifica.

I cristalli che si formano prima, di dimensioni maggiori, prendono il nome di fenocristalli. La struttura costituita da fenocristalli immersi in una pasta di fondo o mesostasi prende il nome di porfirica.

Ad una struttura porfirica si aggiunge l’attributo seriata se i fenocristalli iniziano la cristallizzazione in tempi