Petrografia

PETROGRAFIA

CAP.1: LA TERRA

IL SISTEMA SOLARE E LA FORMAZIONE DELLA TERRA

È costituito, oltre al sole, da quattro pianeti interni o tellurici, tipicamente rocciosi (Mercurio, Venere, Terra,

Marte) e da quattro pianeti esterni o giganti, molto densi (Giove, Saturno, Urano e Nettuno).

In base alla legge di Titius-Bode, una legge empirica che descrive con buona approssimazione la distanza dei

pianeti dal sole (o meglio, la lunghezza del semiasse maggiore della loro orbita), ogni pianeta è due volte più

distante dal sole rispetto a quello immediatamente più interno. Tra Marte e Giove manca un pianeta,

“sostituito” da una cintura di asteroidi.

È molto accreditata l’ipotesi secondo la quale il Sole ed i vari pianeti si siano formati da una massa comune di

polvere e gas interstellari denominata nebulosa solare. Alla vecchia teoria della nebulosa calda si oppone

quella attuale della nebulosa fredda. Secondo la prima, la materia interstellare costituita da gas e polveri

siderali, originata dall’esplosione di supernove (ultimo stadio evolutivo delle stelle di proporzioni molto più

grandi del Sole, che hanno la capacità di produrre molti elementi chimici mediante la fusione nucleare, a partire

dall’ossigeno e dall’elio che sono elementi primordiali dell’Universo), si sarebbe contratta per collasso

gravitazionale originando enorme ammasso discoidale. La porzione centrale (più calda) avrebbe costituito la

cosiddetta nebulosa protosolare.

La teoria della nebulosa protosolare fredda prevede la derivazione della nebulosa da materiali prodotti

dall’esplosione di supernove. La parte centrale e quella esterna del disco sarebbero rimaste fredde e

chimicamente e fisicamente disomogenee (ipotesi avvalorata dal fatto che non ci siano evidenze di nebulose

calde attorno a stelle in formazione e nemmeno di meccanismi plausibili che possano aver causato una

omogeneizzazione chimica).

La formazione dei pianeti non sarebbe avvenuta per collasso gravitazionale, come descritto dalla teoria della

nebulosa calda, ma per meccanismi di accrezione fredda (crescita per aggiunte successive di materiale

attratto dalla forza di gravità) a spese dei planetesimi (corpi celesti di diverse dimensioni). Questi ultimi si sono

formati dalla condensazione di una nube gassosa ed aumentarono le proprie dimensioni a causa dei continui

impatti fino a raggiungere le dimensioni di un pianeta (gli scontri di masse devono aver privilegiato i planetesimi

che avevano massa maggiore e che in seguito all’urto sarebbero stati in grado di inglobare quelli più piccoli).

Durante i processi di condensazione si formano i primi minerali; in particolare è stata evidenziata una

somiglianza tra gli elementi condensabili nell’atmosfera solare e quelli tipici della composizione di un

particolare tipo di meteoriti (frammenti di materia solida provenienti dallo spazio) dette condriti che

rappresentano l’86% del totale delle meteoriti a noi note.

La conversione dell’energia cinetica in energia termica, insieme al contributo degli isotopi che subiscono

decadimento radioattivo sviluppando calore, si ha un calore sufficiente per fondere i minerali/metalli,

generando processi gravitativi e portando alla formazione dei protopianeti (consistono in sfere di magma

incandescente). Leghe metalliche più dense precipitano in quello che sarà il nucleo del protopianeta.

Diversi studi sostengono che il primo processo di autodifferenziazione della Terra sia avvenuto attraverso la

formazione del nucleo in un processo che avrebbe richiamato nelle zone centrali del protopianeta, quantità

elevate di ferro e in minor quantità di Nichel (rapporto Fe/Ni nel nucleo si ritiene simile a quello delle condriti) di

conseguenza si ebbe la formazione di un guscio esterno silicatico definito mantello primitivo. Si attribuisce alla

fase di formazione del nucleo, la comparsa del campo magnetico terrestre. Un’ulteriore ipotesi afferma invece

che già nei planetesimi stessi la parte metallica si fosse separata da quella silicatica e che i loro nuclei fossero

già fusi durante i processi di accrezione dei pianeti, facilitando la fusione degli stessi metalli all’interno dei

protopianeti stessi: secondo questa teoria i nuclei dei pianeti si sarebbero formati contestualmente alla loro

crescita.

Si distinguono quindi ipotesi di accrescimento omogeneo da ipotesi di accrescimento eterogeneo. La Terra,

costituita da un oceano di magma, comincia a cristallizzare: questo processo consente una differenziazione in

strati. Una seconda differenziazione è data dalla degassazione ossia la liberazione dei gas dalla porzione

silicatica del mantello primordiale che avrebbero contribuito a formare l’atmosfera e l’idrosfera

primitive. Mentre per Nucleo e Mantello si può parlare di uno sviluppo pressoché parallelo, ciò non si può dire

per la Crosta primitiva. Fra l’altro, la Crosta continentale deve essersi formata tramite ulteriori ricicli di Crosta

oceanica.

La Terra continuò ad accrescersi per l'apporto di materiale condritico (fra i vari elementi erano presenti anche

carbonio e ossigeno, fondamentali per lo sviluppo della vita come la conosciamo).

Stabilire l’età della Terra è stato piuttosto complesso. Le prime valutazioni a carattere puramente scientifico e

non teologico/filosofico furono pubblicate all’inizio dell’800. Lyell in particolare, nel suo Principles of Geology,

suggerì un valore nell’ordine dei miliardi di anni affermando che dai tempi più remoti fino al presente hanno

agito solo e senza eccezione le cause tuttora operanti e mai con gradi di energia diversi da quelli attuali. Nel

1956 fu Patterson a fornire i primi dati dedotti da analisi di isotopi radiogenici: misurò una meteorite condritica,

ottenendo 4,55 miliardi di anni. Le rocce più antiche non hanno età superiori ai 4 miliardi di anni e la più antica è

un ortogneiss (roccia metamorfica) rinvenuto nel complesso degli Gneiss di Acasta. Alcune datazioni vengono

effettuate anche sugli zirconi, minerali con formula ZrSiO , che possono includere nel reticolo cristallino degli

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atomi di uranio (vicariante dello zirconio): i più antichi sono stati datati a 4.4 miliardi di anni fa.

COMPOSIZIONE DELLA TERRA

Determinare la composizione e le proprietà chimiche dell’interno della Terra è assai difficile in quanto non

abbiamo accesso diretto a tali profondità. Ricordiamo infatti che il centro della Terra si trova a circa 6370 km

dalla superficie, mentre le miniere più profonde del Sudafrica scendono fino a 3,6 km e le perforazioni per la

ricerca petrolifera in genere non superano i 6 ÷ 7 km.

Le tre unità fondamentali della Terra sono la Crosta, il Mantello e il Nucleo e tra loro si interpongono due

discontinuità, quella di Mohorovic e di Gutenberg e queste rappresentano le zone dove le onde sismiche (che

possono essere primarie, arrivano prima essendo veloci, e onde secondarie che essendo più lente arrivano

dopo) subiscono brusche variazioni di velocità. In particolare, possiamo descrivere ogni singolo strato:

1. Crosta: chiamata comunemente superficie terrestre è uno degli involucri concentrici di cui è

costituita la Terra: per la precisione, si intende lo strato più esterno della Terra solida, limitata

inferiormente dalla discontinuità di Mohorovičić, avente uno spessore medio variabile fra 4 e 70

chilometri. Fondamentale è la distinzione tra:

- crosta continentale: con spessori che sono generalmente attorno ai 35 km (per la crosta stabile)

ma che possono raggiungere anche 70 o addirittura 90 km in corrispondenza delle catene

montuose. La sua caratteristica fondamentale dal punto di vista geodinamico è la sua bassa

densità relativamente a quella del mantello sottostante in quanto le sue rocce cristalline sono

prevalentemente granitiche.

- crosta oceanica: con spessori che variano da zero a 10 km e con una densità uguale se non

superiore a quella del mantello sottostante in quanto costituita prevalentemente di rocce

ultrabasiche e basiche.

In sintesi, la crosta continentale è più spessa, meno densa e più antica, mentre la crosta oceanica è più

sottile, più densa e più giovane. La loro interazione è fondamentale per i processi tettonici e la dinamica

terrestre.

2. Mantello: il mantello è la parte più estesa della struttura interna della Terra, estendendosi dalla Moho

fino a 2900 km di profondità. È composto principalmente da silicati, con variazioni nella loro struttura e

composizione mineralogica in base alla profondità. Il mantello è suddiviso a sua volta in:

- Mantello superiore: più eterogeneo, comprende una parte esterna rigida chiamata mantello

litosferico, che insieme alla crosta forma la litosfera, e una zona interna di bassa velocità tra 100 e

300 km di profondità, caratterizzata da parziale fusione e alta conduttività elettrica.

- Zona di transizione: tra 410 e 660 km separa il mantello superiore da quello inferiore ed è

caratterizzata da cambiamenti mineralogici.

- Mantello inferiore: tra 660 e 2891 km, caratterizzato da variazioni rapide delle proprietà fisiche. l

mantello inferiore è composto per lo più di silicio, magnesio e ossigeno con percentuali minori

di ferro, calcio e alluminio. I minerali principali sono la perovskite e la magnesio-wuestite.

- Strato D: strato spesso circa 200 km del mantello inferiore, direttamente al di sopra del confine

mantello-nucleo, talvolta incluso nelle discussioni relative alla zona di confine mantello-nucleo

3. Nucleo: è il più interno degli involucri concentrici in cui è suddivisa la Terra. Caratterizzato da un'alta

densità, il nucleo è separato dal mantello da una discontinuità, detta di Gutenberg, posta a circa

2900 km dalla superficie. Il nucleo, pertanto, ha un raggio di circa 3500 km e, in base alla fase delle

componenti che lo costituiscono, viene ulteriormente suddiviso in due gusci concentrici:

- Nucleo esterno: liquido, è composto principalmente da ferro (20%) e nichel ed è caratterizzato

da una temperatura di 3000 °C, una densità di 9,3 g/cm³ e una pressione di 140 GPa; le

correnti convettive nel nucleo esterno liquido sarebbero, secondo alcune teorie, la causa

dell'origine del campo geomagnetico terrestre, basato sul modello della geodinamo.

- Nucleo interno: è viscoso, composto quasi esclusivamente di ferro, con un raggio di circa 1250

km, ha una temperatura attorno ai 5400 °C/6000 °C, una densità di 13 g/cm³ e una pressione

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di 330-360 GPa. Tali condizioni limite fanno supporre che il ferro si trovi in uno stato cristallino.

Nonostante la temperatura del nucleo interno sia maggiore di quello esterno, esso è viscoso perché la

pressione è superiore e questo porta a un innalzamento notevole del punto di fusione del ferro. Ma se

esso potesse ipoteticamente essere perforato, risulterebbe liquido.

Secondo recenti studi la temperatura del nucleo è per la maggior parte prodotta dal decadimento

spontaneo di elementi radioattivi quali uranio, torio e potassio

LE METEORITI

Le meteoriti sono frammenti di corpi celesti, come asteroidi o comete, che sopravvivono all’attraversamento

dell’atmosfera terrestre e raggiungono la superficie. Sono importanti per lo studio dell'origine del Sistema Solare

e della composizione di altri corpi celesti.

Le meteoriti vengono classificate in tre grandi categorie principali, in base alla loro composizione:

1. Silicatiche:

- Condriti: le più antiche e comuni, contengono condrule, piccole sfere di minerali silicatici, e

possono contenere materiali primordiali del Sistema Solare. A loro volta possono essere

suddivise in ordinarie e carbonacee.

- Acondriti: simili alle rocce ignee terrestri, derivano da corpi differenziati (come la Luna o Marte) e

non contengono condrule.

1. Silicatico-ferrose (Sideroliti): composte principalmente da ferro e nichel, hanno una struttura

cristallina distintiva. Provengono dai nuclei di asteroidi differenziati.

2. Ferro-Rocciose (Sideroliti):

- Pallasiti: Contengono ferro-nichel con cristalli di olivina, derivano probabilmente dalla zona di

confine tra il nucleo e il mantello di un asteroide.

- Mesosideriti: Mischiano ferro e silicati, suggerendo collisioni tra corpi celesti

CAP.2: I MINERALI NELLE ROCCE

Per minerale si intende una sostanza naturale normalmente solida, formata in seguito a processi geologici, che

possiedono una composizione chimica definita i cui atomi di solito formano una struttura tridimensionale

ordinata. I requisiti fondamentali di un minerale quindi sono:

- Struttura atomica ordinata che origina un reticolo cristallino

- Composizione chimica ben definita

Ciascun minerale è caratterizzato dalla presenza di un ordine interno definito dalla distribuzione periodica degli

atomi che lo compongono. Questi formano una struttura ordinata che si ripete nello spazio, la cui unità di

ripetizione è costituita dalla cella elementare, che rappresenta la più piccola porzione del minerale e ne

rappresenta la struttura fondamentale e la composizione chimica. La forma e le dimensioni della cella

elementare sono definite:

- dalla specie e dalla quantità di atomi presenti

- dai legami chimici che essi formano occupando determinate posizioni nella cella, dette siti

- dalla simmetria propria dell’impalcatura atomica

I minerali che costituiscono le rocce si possono distinguere in:

- Fondamentali: quelli usati per la classificazione e la nomenclatura dei vari tipi tiloidi nei quali non

sempre sono i più abbondanti

- Accessori: incidono per quantità modeste o modestissime sul totale di quelli che formano le

rocce. La maggior parte dei minerali accessori è formata da elementi che trovano posto con

difficoltà nelle strutture di minerali fondamentali

In genere i minerali più abbondanti sono i Feldspati, rappresentati da Anortite, Albite e K-feldspato (questi tre

costituiscono la grande famiglia dei feldspati). Inoltre, Albite e Anortite sono i termini estremi di una serie di

soluzioni solide che formano i Plagioclasi.

CARATTERISTICHE DEI MINERALI

Le proprietà dei minerali dipendono da diversi fattori:

- struttura cristallina

- natura degli ioni presenti

- difetti reticolari

È importante notare che molte delle proprietà fisiche dei minerali, sono:

- Scalari: non dipendono dalla direzione in cui si effettuano gli esami e sono definite da un numero

- Vettoriali: chiamate anche direzionali. Queste sono strettamente dipendenti dalla direzione (più

che dal verso) rispetto alla quale si esegue la loro misura e, quindi, sono rappresentate da vettori.

Se una proprietà è direzionale, ma i moduli dei vettori non cambiano al variare della direzione,

significa che il minerale ha un comportamento isotropo nei confronti di quella certa proprietà

fisica.

Le proprietà fisiche vettoriali possono variare con continuità [= dilatazione termica, durezza,

proprietà elettriche, magnetiche, ottiche] o in modo discontinuo [= sfaldature, deformazioni,

velocità di accrescimento e di corrosione] a seconda che i moduli dei vettori che le rappresentano

varino con gradualità o bruscamente al variare della direzione lungo la quale viene effettuata la

misura.

Per quanto riguarda le proprietà scalari, abbiamo:

1. Densità: è considerato un elemento diagnostico di rilievo. I suoi valori, espressi in g/cm3 variano da

minimi prossimi all'unità sino a più di 22 per l'osmio metallico. La maggior parte dei minerali che

costituiscono le rocce ha valori di densità variabili da 2,5 a 5 g/cm3.

2. Calore specifico: definito come la quantità di calore necessaria per fare aumentare di 1°C la

temperatura di una certa sostanza, rientra tra gli elementi diagnostici di rilievo.

3. Punto di fusione: varia da valori molto bassi (0 °C) per il ghiaccio a più di 3500 °C per la grafite. Bisogna,

tuttavia, tenere presente che le temperature di fusione dei minerali debbono essere sempre relazionate

alla pressione a cui questi sono sottoposti.

Per quanto riguarda invece le proprietà direzionali, abbiamo:

1. Durezza: è senza dubbio uno dei caratteri che permettono di distinguere i minerali. La durezza può

essere misurata quantitativamente mediante apparecchiature denominate microdurimetri o per

comparazione con altri minerali. Il primo ricercatore che ha stilato una scala di durezza alla scalfittura è

stato Mohs nei primi anni dell'800.

2. Deformazione, frattura e sfaldatura: dei minerali può essere elastica se al cessare della

sollecitazione il cristallo assume la forma precedente, plastica se la deformazione indotta è di tipo

permanente. Esistono minerali intrinsecamente più plastici [= ad esempio talco, cloriti, miche e metalli

nativi] di altri decisamente più fragili.

Se la rottura è di tipo irregolare, la deformazione è definita frattura; se, al contrario, il minerale si rompe

secondo superfici parallele a piani cristallografici ben definiti ed esistenti nel cristallo si parla di

sfaldatura o clivaggio.

Si distinguono vari tipi di frattura: concoide [= superfici irregolarmente concave] come nei cristalli di

quarzo, scagliosa [= presenza di scaglie lamellari] tipica del gesso e del talco, terrosa [= nelle superfici

di frattura si formano minute granulazioni] nei minerali argillosi, scheggiosa [= le superfici sono ricche di

schegge o fibre] come avviene nella pectolite, oppure uncinata [= dalle superfici sporgono dentature]

tipica di molti metalli.

Per quanto riguarda la sfaldatura, che rappresenta un elemento diagnostico molto importante, è messa

in evidenza da tracce, tra loro parallele, su alcune facce dei cristalli; non è sempre rilevabile tramite un

esame macroscopico del minerale. La sfaldatura si sviluppa secondo piani razionali del cristallo, se si

realizza secondo una faccia di una forma semplice, per ragioni di simmetria, interessa tutte le altre

facce della forma semplice; se quest'ultima è chiusa, sottoponendo il minerale a sollecitazioni

meccaniche si ottiene un solido detto, appunto, solido di sfaldatura.

La sfaldatura è definita perfettissima, perfetta, buona, imperfetta o difficile a seconda della facilità con

cui si effettua il distacco tra le varie porzioni.

3. Colore e lucentezza: sono elementi diagnostici tra i più significativi di un minerale e dipendono dalla

sua interazione con la luce. Quando questa colpisce il minerale, una parte viene riflessa, un'altra

assorbita ed un'altra ancora può attraversarlo. La lucentezza è un carattere distinto dal colore e

dipende dalla modalità e dalla quantità di riflessione della luce da parte delle superfici dei minerali. In

quelli con prevalenti legami metallici, la maggior parte dell'energia incidente viene riflessa (lucentezza

metallica). In quelli non metallici, la lucentezza è proporzionale all'indice di rifrazione [= maggiore è il

suo indice, più lucente è il minerale] ed è definita con termini quali vetrosa, perlacea, sericea,

adamantina, resinosa.

L'assorbimento della luce, totale o selettivo, determina il colore del minerale, nero opaco nel primo

caso, trasparente colorato nel secondo.

Alcuni minerali hanno la caratteristica d'essere pseudocromatici perché il loro non è un semplice

colore ma un insieme o gioco di colori prodotto da effetti di rifrazione che avvengono nelle porzioni

superficiali (caso dell'opale).

CAP. 3: GLI AMBIENTI PETROGENETICI

Le rocce sono definibili come aggregati naturali di uno o più minerali e questa definizione comprende anche i

mineraloidi (materiali privi della struttura tipica dei minerali) o sostanze organiche solide come il carbone.

Le rocce si formano attraverso i processi petrogenetici che si attuano nella litosfera. I parametri che controllano

tali processi sono:

• Temperatura

• Pressione

• Composizione chimica

Questi parametri possono variare con una certa continuità, ma i processi petrogenetici sono stati distinti in tre

grandi gruppi:

• Processo magmatico: comprende la formazione di tutte le rocce la cui genesi è correlata alla

consolidazione di masse fuse, ovvero magmi. I magmi possono provenire dal Mantello o si possono formare

direttamente nella Crosta

• Processo sedimentario: implica la formazione di rocce in ambienti dove la temperatura e la pressione

sono quelle che si realizzano nella superficie del Pianeta. I sedimenti si formano:

a. sia per degradazione, eventuale trasporto e successivo deposito di materiali provenienti sia da

rocce magmatiche che metamorfiche

b. sia già sedimentarie per processi di evaporazione o in seguito all’attività biologica di organismi

animali e/o vegetali

La maggior parte dei sedimenti può essere soggetta alla diagenesi che li trasforma in rocce

sedimentarie.

• Processo metamorfico: trasforma rocce preesistenti in altre rocce con strutture e/o composizioni anche

totalmente diverse da quelle originarie. Possono variare anche la mineralogia e il chimismo. Tutto questo si

verifica sotto l’effetto di variazioni termiche e di pressione molto importanti. Durante il processo di

subsolidus, le trasformazioni si realizzano nella Crosta in assenza di processi di fusione di minerali.

Se durante la genesi delle rocce metamorfiche il sistema produce fusi silicatici, si entra nel campo

dell’ultrametamorfismo ovvero nell’anatessi crostale (indica l’insieme di fenomeni che producono la

fusione anche su scala regionale di rocce della Crosta continentale) e i fusi vengono chiamati magmi

anatettici crostali.

Possiamo rappresentare gli intorni T-P che caratterizzano gli ambienti dove si realizzano i processi petrogenetici,

mediante un diagramma, come quello rappresentato nella seguente figura:

Diagramma P-T in cui sono indicate le variazioni termiche e

bariche che caratterizzano gli ambienti nei quali avvengono i

processi metamorfici, magmatici e sedimentari

È importante dire che dato che la Terra è un pianeta geologicamente attivo, non esiste soluzione di continuità

spazio-temporale tra gli ambienti che caratterizzano i processi petrogenetici e infatti non appena una certa

roccia ha acquisito i caratteri relativi ad uno di questi processi petrogenetici, il suo destino può essere segnato

da un nuovo ambiente che produrrà lente modifiche dei suoi connotati originali.

Un esempio di quanto detto è la lava del Vesuvio, formata in seguito a un processo igneo. Essa è soggetta a