Archeopetrografia - Riassunto

Archeopetrografia

Introduzione

L’archeopetrografia è la disciplina che utilizza le conoscenze di base della petrografia, mineralogia e geochimica per classificare i materiali delle collezioni museali, per la conoscenza storica e conservativa del patrimonio culturale attraverso la caratterizzazione delle rocce e minerali utilizzati nell’arte, nel patrimonio archeologico e monumentale, esteso anche all’arte moderna e contemporanea.

La classificazione dei minerali e rocce è finalizzata alla conoscenza storica e anche alla conservazione e salvaguardia del patrimonio e a tal fine la descrizione dei caratteri strutturali e tessitura sono strumenti che in contesti tutelati e per i quali non sono possibili prove distruttive consentono di dedurre la resistenza, durabilità e caratteri fisico-meccanici di manufatti di interesse archeologico e storico. Questi dati orientano i progetti di restauro e i piani di conservazione.

Inoltre è possibile identificare le tecnologie utilizzate per la realizzazione di manufatti e nel contempo ove possibile riconoscerne autenticità e compatibilità con l’attribuzione cronologica e su tale base pianificare la selezione dei materiali per interventi di integrazione nel rispetto dell’eredità storica in cui i materiali lapidei sono stati selezionati non solo per il valore estetico ma anche per il loro significato simbolico, procedure che indirizzano i restauratori e progettisti verso il corretto impiego di rocce decorative, l’utilizzo di metodologie di lavorazione coerenti con il contesto storico e cronologico e utilizzo di materiali resistenti al degrado sia in termini di mantenimento delle proprietà petrofisiche che cromatiche.

La selezione delle rocce e il loro impiego fin dalla preistoria è stata caratterizzata dall’idoneità delle rocce a svolgere specifiche funzioni tecnologiche e l’evoluzione tecnologica dell’uomo si affianca con la conoscenza delle proprietà fisiche, meccaniche ed estetiche dei materiali. Questi aspetti hanno indotto interesse economico-sociale e storico testimoniato da documentazioni storiche antichissime quali ad esempio la carta geologica dipinta su un papiro rinvenuta dalle miniere d’oro che mappa il sito minerario di Berenice Pancrisia in Nubia, risalente al Nuovo Regno custodita presso il Museo Egizio di Torino.

Le scelte dei minerali a fini applicativi sono state eseguite sia sulla base della disponibilità dei materiali ma soprattutto sulla base delle loro caratteristiche chimico-fisico-mineralogico e strutturali-tessiturali, in quanto ne definiscono l’idoneità ai vari usi. Indagate e descritte le caratteristiche delle rocce che possono rivestire interesse applicativo-industriale:

• Rocce ornamentali di interesse estrattivo
• Materiali per l’edilizia (materie prime per cementi, malte, laterizi…)
• Materiali per l’industria chimica (carta, polimeri…)
• Materie prime per l’industria e l’artigianato vetrario
• Materiali ceramici tradizionali e innovativi

Rapporto tra archeologia e archeometria: in quanto la conoscenza storica e conservativa che caratterizza le discipline umanistiche (arte, archeologia) possono usufruire delle conoscenze e tecnologie avanzate che sono proprie delle discipline scientifiche (geologia, fisica, biologia, chimica…).

Con lo sviluppo delle ricerche archeometriche il concetto di reperto non è applicato solo ai manufatti ma è stato esteso a tutti gli elementi del contesto archeologico compresi i terreni ed i reperti organici. Il contesto archeologico non è più concepito in maniera statica ma è inserito in un contesto socio-economico la cui ricostruzione passa attraverso l’analisi e ricostruzione geomorfologica del territorio, dalle condizioni ambientali e degli ecosistemi, dall'analisi del rapporto tra uomo e ambiente, dalla conoscenza delle tecniche di produzione, circolazione e fruizione dei manufatti.

Studiare le modificazioni che le rocce ornamentali subiscono dopo la loro messa in opera, nei monumenti anche in relazione alle dinamiche di degrado osservati nell’ambiente naturale.

Materiale lapideo: è un’associazione naturale costituita da un aggregato mono o polimineralico che può essere immerso in una matrice vetrosa, caratterizzato da coerenza.

Materiale litoide: un materiale con le stesse caratteristiche dei materiali lapidei ma che ha acquisito i caratteri strutturali e tessitura attraverso un processo tecnologico, ne sono un esempio le ceramiche che derivano dalla trasformazione di materiali argillosi coesivi.

Struttura: si indica la forma dei singoli minerali componenti una roccia, le loro dimensioni, il modo di aggregarsi e le reciproche relazioni.

Tessitura: si indica la disposizione dei minerali costituenti nello spazio, i loro rapporti e ove identificabile l’ordine di cristallizzazione, la presenza di vetro e il rapporto con i minerali.

Minerali

I minerali sono molto importanti perché formano le rocce. Il minerale ha una composizione chimica ben definita che si esprime con una formula, i minerali sono sempre solidi, presentano una struttura cristallina (hanno gli atomi disposti in maniera regolata), inoltre i minerali sono di origine naturale ed inorganici (artificiali: cristalli). Ogni minerale si presenta come un solido dotato di una particolare forma geometrica detto abito cristallino. L’aspetto dell’abito cristallino di un minerale è il risultato della disposizione degli atomi e delle molecole che si trovano all’interno; questa disposizione interna è detta struttura del reticolo cristallino (cella elementare: è il mattone che si ripete costantemente definendo il reticolo cristallino).

A questa composizione chimica corrispondono anche specifiche proprietà fisiche:

• Durezza: è misurata dalla capacità di un minerale di scalfire o essere scalfito da altri minerali e si misura solitamente secondo la scala di Mohs di durezza dei minerali, con valori crescenti da 1 (talco) a 10 (diamante).
• Lucentezza: indica il modo in cui la superficie del minerale interagisce con la luce e può variare da opaca a vetrosa. Si divide in lucentezza metallica (che riflette completamente la luce), e lucentezza non metallica (che invece la infrange).
• Sfaldatura
• Colore
• Densità

Sono stati censiti circa 3000 specie di minerali sia naturali che sintetizzati artificialmente, composti da 92 elementi chimici (dall’idrogeno all’uranio) della tavola periodica di Mendeleev (chimico russo che nel 1869 propose di classificare gli elementi ordinandoli sulla base del loro numero atomico Z e del numero di elettroni presenti negli orbitali atomici).

Il numero atomico indicato con il simbolo Z (dal termine tedesco Zahl, che significa numero protonico) corrisponde al numero di protoni contenuti in un nucleo dell’atomo da cui dipende il comportamento chimico dell’elemento. Allo stato solido gli elementi se hanno il tempo e la possibilità di cristallizzare si organizzano in minerali organizzati in un reticolo tridimensionale ordinato, se invece la cristallizzazione da un fuso è veloce gli atomi che costituiscono il fuso non riescono a ordinarsi e si ha un solido disordinato che è definito mineraloide, in questo caso la composizione chimica è casuale per cui i fusi non corrispondono a nessun minerale.

Un minerale può essere costituito da un solo elemento chimico, come l’oro (Au), argento (Ag), diamante (C), oppure da uno o più elementi legati assieme in un composto chimico semplice come il quarzo (SiO₂) o da minerali argillosi. Inoltre, il termine minerale implica non soltanto la composizione chimica, ma anche la struttura cristallina del minerale.

Parliamo di minerali polimorfidi (con la stessa composizione chimica, ma cambia il suo abito cristallino a seconda delle condizioni di pressione e temperatura del loro ambiente di formazione; quindi avremo proprietà fisiche ed estetiche notevolmente diverse), l’esempio più noto di fasi polimorfe è la differenza tra grafite e diamante che hanno la stessa composizione chimica ma diverso valore economico e proprietà fisiche-chimiche.

La grafite con durezza inferiore a quella della carta per cui usurandosi lascia traccia che viene chiamata grafia e il diamante che sta in cima alla scala di Mohs.

Le proprietà fisiche di un minerale dipendono da: struttura; composizione chimica e legami chimici.

Classificazione: le classificazioni dei minerali seguono prevalentemente criteri chimici, cristallochimici e naturalmente la nomenclatura e la descrizione si riferisce alle proprietà e caratteristiche dei minerali che più frequentemente sono presenti nelle rocce. Una delle classificazioni più note è quella di Strunz che identificò le seguenti classi:

• Elementi nativi: raggruppa gli elementi che si trovano allo stato nativo, principalmente rame (Cu), argento (Ag), oro (Au) ed i platinoidi; in questo gruppo sono inseriti anche le varie fasi polimorfe dello zolfo nativo e del carbonio.
• Solfuri: sono minerali di estremo interesse minerario e industriale. Si tratta di composti dello zolfo con elementi metallici, di cui i più abbondanti sono i solfuri di ferro (quali pirite e pirrotina), di rame (covellina), di piombo (galena), mercurio (cinabro).
• Ossidi e idrossidi: composti formati da metalli con l’ossigeno o lo ione ossidrile. Tra i più importanti ricordiamo il gruppo degli spinelli di cui il più noto è la magnetite (Fe₃O₄); e poi l’ematite.
• Carbonati: costituito da carbonio e ossigeno combinato con gli elementi alcalino terrosi o il ferro bivalente. I principali sono: dolomite, siderite, azzurrite. Queste rocce sono relativamente poco abbondanti nella crosta terrestre ma sono caratteristici dei livelli più superficiali per cui in affioramento possono interessare aree piuttosto estese, inoltre sono le rocce più utilizzate a fini ornamentali.
• Solfati: derivati dalla precipitazione chimica, il minerale principale è il gesso.
• Silicati: sono i principali costituenti della crosta terrestre, quindi il gruppo più importante a fini classificativi. Ricordiamo che la Terra può essere divisa in 5 parti: atmosfera (gassosa), idrosfera (liquida), litosfera, mantello e nucleo. La litosfera si estende fino a una profondità di 100 km e consiste nella crosta terrestre e nel mantello litosferico. Le rocce della litosfera sono costituiti da 11 elementi, che complessivamente rappresentano circa il 99,5% della loro massa. Il più abbondante di esso è l’ossigeno (46,60%), silicio (circa il 27,72%), alluminio (8,13%), ferro (5%), calcio (3,63%), sodio (2,83%), potassio (2,59%), titanio, idrogeno e fosforo (complessivamente in quantità minori dell’1%).

Essendo il silicio l’elemento più abbondante nella litosfera si comprende l’importanza delle rocce siliciche.

I silicati sono classificati su criteri strutturali ed in particolare sulle modalità di concatenamento dei tetraedri SiO₄. I tetraedri (“piramidi” a base triangolare con quattro facce uguali tra loro corrispondenti al gruppo (SiO₄)^4- collegati fra loro direttamente o attraverso un ponte di ossigeno), possono esistere isolati oppure legarsi mediante i vertici al altri tetraedri in gruppi discreti o ad estensione indefinita. Il tetraedro di silicio SiO₄ è quindi l’unità elementare della struttura dei silicati. In questa struttura un atomo di silicio è al centro mentre ai vertici si trovano quattro atomi di ossigeno. In base alla disponibilità di SiO₂ si possono realizzare molteplici organizzazioni del reticolo cristallino che conferiscono particolari morfologie e proprietà mineralogiche, caratteri strutturali. Quindi la classificazione che si effettua su base strutturale in funzione del numero e della dispersione dei tetraedri individua:

• nesosilicati (tetraedi isolati uniti da cationi olivina, zircone, topazio);
• inesplicati (tetraedi disposti a catena fra cui ricordiamo gli anfiboli e i pirosseni);
• fillosilicati (anelli di tetraedri in strati ripetuti che si sviluppano in un piano a fogli, ricordiamo la mica bianca, il serpentino, i minerali argillosi);
• tectosilicati (tetraedi disposti in un reticolo tridimensionale, appartengono in questo gruppo i feldspati, il quarzo).

Rocce magmatiche

Si formano per il raffreddamento e la cristallizzazione del magma fuso e da tutto ciò che deriva dal magma, quindi anche la lava, le ceneri, lapilli. Molte rocce magmatiche si formano in seguito all’eruzione dei vulcani. Il magma in genere origine intorno al macello a 35-40 km di profondità o nella crosta a profondità di circa 25 km alla transizione fra crosta superiore e inferiore.

Il flusso magmatico, grazie alla minor densità rispetto alle rocce in cui è inglobato tende a risalire (principio di Archimede) e se raggiunge la superficie e fuoriesce da luogo a colate laviche. Il brusco sbalzo di temperatura, causa il repentino raffreddamento e la formazione delle rocce effusive (basalto). Non sempre, però, il magma arriva in superficie e allora solidifica lentamente al di sotto di questa dando origine alle rocce intrusive (esempio: granito bianco o rosa; riolite).

La velocità con cui il magma si raffredda influisce in maniera determinante sul tipo di roccia che ne deriva. Infatti se si raffredda lentamente la roccia avrà una struttura più ordinata, compatta e gli elementi costituenti avranno avuto molto tempo per ordinarsi mineralogicamente. Al contrario se questo raffreddamento è rapido si può arrivare fino ad avere una struttura completamente vetrosa (che non possiede una struttura mineralogica ordinata); l’esempio più calzante per una roccia di questo tipo è l’ossidiana.

Le rocce che si sono formate in superficie in genere presentano una struttura granulare molto fine in cui i singoli cristalli non si distinguono ad occhio nudo, mentre per quelle intrusive si parla di rocce granitoidi per la presenza di cristalli facilmente visibili. A volte può capitare che un magma, che ha iniziato a cristallizzare in profondità, venga poi portato in superficie dove termina la sua cristallizzazione. Risulterà quindi una roccia dalle caratteristiche intermedie e sarà definita come filoniana.

Esempio: granito (roccia intrusiva), riolita (roccia effusiva) ed una ossidiana. Queste rocce sono costituite dagli stessi identici minerali, la loro unica differenza sta nel tempo di raffreddamento.

Composizione chimica: la composizione chimica dei magmi, seppur variabile, viene descritta da un numero non molto grande di ossidi fondamentali: SiO₂ (silice), TiO₂ (titanio), Al₂O₃ (alluminio), FeO (ferro), MgO (magnesio), CaO (calcio), Na₂O (sodio), K₂O (potassio), H₂O (acqua). La silice è l’ossido più abbondante nelle rocce magmatiche (da 40 a oltre il 70%), e il magnesio assume valori superiori al 20% (fino al 45%); tutti gli altri hanno concentrazioni inferiori al 10-15%. La concentrazione di alcuni ossidi (sodio e potassio) aumenta parallelamente a quella della silice (correlazione positiva), quella del magnesio diminuisce (correlazione negativa).

Essendo il silicio l’elemento di maggior quantità si distingueranno rocce acide (silice > 65%), rocce intermedie (silice compresa tra 52 e 65%), rocce basiche (silice < 52%) e rocce ultrabasiche (silice < 43%).

Cristallizzazione: poiché esiste una notevole varietà di rocce magmatiche sembrerebbe logico pensare anche ad un ugual numero di varietà di magmi. In realtà non è così: le prime ricerche sulla cristallizzazione dei magmi furono condotte a partire dal 1915 da N.L. Bowen. In base ai primi esperimenti notò che certi minerali cristallizzano per primi e che, a temperature via via inferiori, iniziano a cristallizzare anche gli altri, secondo ben precise sequenze. Bowen dimostrò anche che se, dopo essersi cristallizzati, certi minerali rimangono nel fuso (parte di magma ancora liquida), quei minerali reagiranno con il fuso stesso per produrne di altri. Va da sé quindi che la grande varietà delle rocce magmatiche dipende di fatto dalle infinite possibilità che si possono verificare in un processo caotico come il raffreddamento del magma. Bowen mise in evidenza l’esistenza di 2 serie di cristallizzazione ben distinte: la serie discontinua e la serie continua.

Serie discontinua: partendo dal magma fuso, la temperatura comincia a scendere. Si arriverà a un certo punto la temperatura di cristallizzazione del primo minerale che è l’OLIVINA e si formano i primi cristalli di essa. L’olivina tuttavia rimane a contatto con il fuso mentre la temperatura inizia nuovamente a decrescere. Nelle condizioni di temperatura nuova, più bassa, l’olivina non è più in equilibrio termodinamico con l’ambiente circostante, reagisce allora chimicamente col fuso in modo da dare un minerale che sarà invece in equilibrio con le nuove condizioni; si formano in tal modo i PIROSSENI, ma il meccanismo continua, ancora immersi nel fuso reagiscono con esso quando la temperatura continua ad abbassarsi e si formano gli ANFIBOLI e poi ancora la BIOTITE. Si passa via via che il raffreddamento continua a minerali con strutture mineralogiche sempre più complesse: da nesosilicati a inesplicati e infine ai fillosilicati e tectosilicati.

Serie continua: Bowen scoprì che i PLAGIOCLASI, che sono una miscela isomorfa, cristallizzano in modo diverso alla serie continua. Intanto c’è da dire che la loro cristallizzazione inizia parallelamente all’altra, ossia mentre cristallizza l’olivina, inizia anche a cristallizzare anche il plagioclasio calcico senza che i due reagiscano minimamente tra loro (questo meccanismo di cristallizzazione di 2 minerali affiancati l’uno all’altro viene chiamato “cristallizzazione eutettica”). Dunque il primo plagioclasio che cristallizza sarà quello con solo calcio, ANORTITE, ma mentre la temperatura comincia ad abbassarsi, ecco che di nuovo si hanno condizioni di instabilità come nel caso precedente.