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Minerali Mineralogia è la scienza che studia i minerali e colui che si occupa del suo studio è il mineralogista. Minerale → corpo solido di origine naturale che è caratterizzato da un peculiare ordinamento a scala atomica (il più delle volte allo stato cristallin...

Minerali Mineralogia è la scienza che studia i minerali e colui che si occupa del suo studio è il mineralogista. Minerale → corpo solido di origine naturale che è caratterizzato da un peculiare ordinamento a scala atomica (il più delle volte allo stato cristallino) ed una definita composizione chimica, esso si forma generalmente per processi inorganici. Tipologie 1. Polimorfi → stessa sostanza presenta forme cristalline diverse per dare minerali diversi (carbonio → grafite/diamante) 2. Isomorfi → diverse sostanze con composizione chimica diversa presentano la stessa dorma (olivina) Sostanza cristallina → cristallo → corpo solido caratterizzato da forme poliedriche e struttura omogeneo-periodica, in cui gli atomi sono disposti in modo ordinato e periodico, oscillando intorno a definite posizione dello spazio (reticolo cristallino). La struttura del cristallo presenta atomi identici ad intervalli regolari. NB Una sostanza cristallina compone il minerale. Le forme geometriche regolari che caratterizzano i cristalli si possono trovare anche nel mondo animale e vegetale. La simmetria dei cristalli è riconducibile ad un motivo o una cella elementare e a degli operatori che riproducono l’unità fondamentale andando a creare dei pattern caratteristici. Tali operatori svolgono azioni di: traslazione, rotazione, riflessione, inversione. I sistemi cristallini di riferimento sono 7 (NB si ricavano esaminando la morfologia = l’aspetto esterno di un cristallo, da un punto di vista puramente geometrico): 1. Triclino 2. monoclino 3. rombico 4. trigonale 5. tetragonale 6. esagonale 7. cubico NB vi sono poi dei sottogruppi → si possono aggiungere altre 7 forme geometriche (differenti per il numero di particelle contenute) arrivando in totale ai 14 reticoli di Bravais Proprietà: 1. densità (m/V) → dipende dalla compattazione delle particelle degli elementi che costituiscono i minerali 2. durezze (scala di Mohs → talco -, diamante +)→ resistenza dei cristalli alla scalfittura e all’abrasione 3. sfaldatura → rottura lungo piani preferenziali 4. elasticità → capacità di flettersi (mica) 5. plasticità → capacità di modificarsi senza rompersi 6. malleabilità → ridursi in lamine 7. duttilità → ridursi in fili 8. temperatura di fusione → specifica per ogni minerale 9. colore → dipende dalla composizione chimica 10. lucentezza → come la superficie del minerale risponde alla luce  11. fluorescenza, magnetismo, birifrangenza, radioattività angolo di rifrazione (minerali bi-rifrangenti = in grado di sdoppiare un fascio di luce che li attraversa Proprietà organolettiche (si appurano con i sensi) ▪ Untuosità ▪ Allappamento ▪ Salato ▪ Amaro Tipologie: o minerali silicatici o silicati → compongono la maggior parte della superficie terrestre, essi sono composti in cui i metalli sono legati a silicio e ossigeno o minerali non silicati. NB Possiamo distinguere i minerali tra fondamentali (granito)e accessori (sienite) A) Minerali primari derivano direttamente dal magma, si suddividono in: 1. fondamentali costituiscono parte rilevante della roccia (> 5%). Essi danno in nome alla roccia permettendoci di distinguerla. La loro presenza fa sì che il la roccia cambi completamente (es. Granito – K-Feldspato = Tonalite). A loro volta possiamo dividere i minerali fondamentali in: Sialici cioè ricchi in Si e Al [essi danno un colore chiaro alla roccia (rocce acide come il quarzo)] Femici ricchi in Fe e Mg [essi danno alla roccia un colore scuro (rocce basiche come il basalto)] 2. accessori sono tutti quei minerali che quasi mai costituiscono parte rilevante della roccia e quindi la loro presenza non è fondamentale per definire la tipologia di roccia (es. Sienite – Apatite = Sienite). Essi possono essere: diffusi → si trovano comunemente nelle rocce specifici → si trovano solo in rocce di composizione particolare B) Minerali secondari si formano in condizioni deuteriche o post-magmatiche Il Silicio ossidato dà origine alla silice Gruppi di minerali 1. non silicati o Solfuri o Alogenuri (Alogenidi) o Ossidi e idrossidi o Carbonati o Solfati 2. Silicati o Nesosilicati o Sorosilicati o Ciclosilicati o Inosilicati o Fillosilicati o Tectosilicati  Solfuri: - Pirite (solfuro di ferro - FeS2) è uno dei più comuni minerali accessori di molte rocce sedimentarie e metamorfiche; si ossida facilmente Aloidi: Cloruri: - Halite o Salgemma (NaCl) - Silvite (KCl) NB sono monometrici. Sono sali solubili spesso causa di deterioramento in materiali porosi. Ossidi: - Quarzo (SiO2) il quale possiede varie modificazioni solide (è un minerale polimorfo) la più comune, il quarzo alpha, è tribunale. É un minerale comunissimo in tutte le rocce, quando poco cristallino e impuro prende i nomi di Agata, Onice, Diaspro, tutti usati a scopo decorativo. - Corindone (Al2O3); capacità di resistere a scalfittura e abrasione (usto per lucidare altri minerali più teneri) - Ematite (Fe2O3): esagonale, romboedrico. Responsabile della tinta rosa/rossa do molte pietre. Principale componente della “ocra rossa”. - Famiglia degli Spinelli tra cui la Magnetite. Sono spesso di un caratteristico colore nero. Idrossidi: - Limonite [Fe2O3. nH2O] la limonite, amorfa o criptocristallina, ha diverse molecole di H2O di cristallizzazione; - Goethite [FeO(OH)]; Carbonati: - Calcite (CaCO3); tribunale ma ha una modificazione rombica, l’Aragonite. La calcite è il minerale fondamentale dei calcari, dei marmi degli alabastri. - Dolomite [CaMg(CO3)2] = carbonato doppio di calcio e magnesio, tribunale. - Azzurrite {Cu3[OH | CO3]2} monoclino, pigmento azzurro. - Malachite [Cu2(OH)2 | Co3] monoclino, pigmento verde. Solfati: - Gesso (CaSO4. 2H2O) solfato di calcio biidrato, monoclino, minerale fondamentale degli alabastri gessosi (Volterra) - Anidrite (CaSO4) rombica, fase anidra del solfato di calcio - Barite (BaSO4) solfato di bario, sale insolubile. Silicati L’unità costruttrice di qualsiasi minerale di silicato è il Silicio e 4 atomi di Ossigeno (il tetraedo). Elementi costruttori di struttura (legame covalente): l’elevata percentuale di covalenza nel legame Si-O, fa di questa unità il principale costruttore di impalcature nei minerali e nei fusi silicatici. Anche gli elementi P e in misura minore Al, e ancora minore Ti, possono comportarsi da costruttori. Elementi modificatori di struttura (legame ionico): gli elementi che forma con l’Ossigeno un legame prevalentemente ionico sono detti modificatori di impalcature strutturali Polimeri silicatici: sono costruiti dal mattone fondamentale, il tetraedro SiO4. Il Silicio può soddisfare soltanto metà della capacità di 4 atomi di Ossigeno, quindi vi devono essere altri legami di O con altri atomi: questo può essere un altro tetraedro. NB: il legame covalente consiste nella condivisione di elettroni “spaiati” tra atomi. Il legame ionico è formato da due ioni di carica opposta i quali si attraggono mutualmente NB si dicono Femici/mafici ▪ bassa percentuale di tetraedi ▪ colore verde scuro e nero ▪ rapporto silicio-ossigeno = basso → densi Sialici/felsici ▪ Alta percentuale di tetraedi -- ▪ Colore bianco rosa → chiari ▪ Rapporto silicio ossigeno = alto → meno densi Vi sono 6 classi strutturali dei silicati. In ordine di complessità crescente. 1. Nesosilicati: Olivina (MgFe)2SiO4 è una miscela allo stato solido, fa parte dei minerali femici 2. Sorosilicati: il gruppo degli Epidoti hanno struttura complessa e sono frequenti in rocce magmatiche e metamorfiche. I termini più comuni sono quelli della soluzione solida clinozoisite-pistacite, piemontite. 3. Ciclosilicati Berillo presenta una struttura con anelli di sei tetraedri di SiO4 Tormalina 4. Inosilicati: detti silicati a catena. Abbiamo due famiglie isomorfe (soluzioni solide) I Pirosseni a catena singoli (es. Augite)e gli Anfiboli a catena doppia (es. Orneblenda). NB tendono al verde 5. Fillosilicati: sono caratterizzati da abito lamellare e da struttura a strati sovrapposti di raggruppamenti tetraedrici e ottaedrici piani, hanno per cui una struttura bidimensionale. - Talco - famiglia delle Miche a cui appartengono la Muscovite (miche chiara) e la Biotite (miche scura) - famiglia delle Cloriti, comuni in tutte le rocce ed in particolare negli scisti. Vi sono tre sottogruppi dei fillosilicati che nascono dall’unione di tetraedri e ottaedri NB: i minerali Argillosi sono una tipologia di fillosilicati. Minerali argillosi: Caolinite, Illite, Smectiti, Serpentiniti, Crisotilo (amianto). 6. Tectosilicati: caratterizzati da tetraedri che formano una struttura tridimensionale. Si suddividono in due famiglie: 1. Feldspati → sono costituiti da allumosilicati di Potassio, Sodio e Calcio e da miscele isomorfe. Distinguiamo a) Feldpsati Alcalini; b) Plagioclasi 2. Feldspatoidi  Genesi dei minerali I minerali possono formarsi in diversi modi: 1. Per solidificazione da un fuso silicatico: meccanismo principale (1200°C) 2. Brinatura: formazione di cristalli per passaggio diretto di una sostanza dallo stato di vapore allo stato solido. Fenomeno piuttosto raro che può avvenire principalmente in zone vulcaniche attive. 3. Precipitazione da una soluzione soprasatura: carbonato di calcio, gesso, ecc. (es gusci conchiglie) I minerali sono il prodotto di una complessa serie di reazioni chimico-fisiche (cristallizzazione) per cui, a partire da atomi disordinati, si arriva a porzioni di materia rigorosamente organizzate in modo periodico e omogeneo. Ciò può avvenire per solidificazione di una massa magmatica, cioè di un fuso a composizione silicatica avente temperatura elevata (700°-1200°C) I minerali che così si formano sono: silicati –ossidi –solfuri NB amorfe = non hanno una struttura periodica e ordinata come quelle cristalline → si raffreddano velocemente in modo casuale (ossidiana) La Terra è costituita da tre gusci concentrici: crosta, strato molto sottile, formata da silicio, ossigeno, pochi metalli mantello, prevalentemente solido, con maggior percentuale di metalli come ferro e magnesio e minor quantità di silicio e ossigeno nucleo, fluido nella parte più esterna e solido in quella interna, formato in prevalenza da metalli. La crosta e la parte più esterna del mantello costituiscono la litosfera. La litosfera è l’unica parte della Terra che può essere studiata direttamente ed è formata da corpi solidi, le rocce, cioè aggregati di minerali. Si trasforma continuamente per effetto di: processi endogeni (terremoti, eruzioni vulcaniche) processi esogeni (scambi tra atmosfera, idrosfera, biosfera e litosfera) → es. onde che modellano le coste Litosfera= strato rigido e resistente che si estende fino a 100 km di profondità. Sotto la litosfera si trova l’astenosfera, uno strato più caldo, plastico e deformabile. Al di sotto si trova il mantello, che torna ad avere un comportamento rigido. Il magma non è una massa omogenea ma una miscela di diversi componenti chimici esprimibili sotto forma di ossidi: SiO2 (ossido di silicio), Al2O2, Fe2O3, FeO, CaO, Na2O, K2O + Fluidi NB I fluidi costituiscono il solvente di tale miscela e possono restare imprigionati nel magma solo se mantenuti ad elevate pressioni altrimenti essolvono I magmi basici provenienti dal mantello tendono a subire una diminuzione della propria temperatura durante la risalita e durante questo raffreddamento, non trattandosi di una massa omogenea, si darà origine ad una cristallizzazione separata delle diverse fasi mineralogiche che lo compongono seguendo una sequenza ben precisa (serie di Bowen) durante la quale il liquido residuale muterà la propria composizione. Il liquido finale sarà arricchito di H2O e di tutti gli elementi non entrati nei minerali già cristallizzati. L’ordine con cui si formano i vari minerali a partire da un magma indistinto è legato alla temperatura di cristallizzazione di ciascuno. Per primi cristallizzano i minerali altofondenti (T 1200°-900°), ossia quelli femici (olivine, pirosseni, miche → biotite, musocvite.., anfiboli), e per primo in assoluto l’olivina. A seconda del tipo di minerale il destino può essere duplice → N.L. Bowen scoprì che esistevano due tipi di sequenze di cristallizzazione diverse Serie di Bowen SERIE DISCONTINUA La serie discontinua avviene quando vi è un cambiamento di struttura cristallina da un minerale all'altro. Ciò porta alla formazione di silicati con strutture complesse, a partire da strutture semplici (come nell' Olivina, un Nesosilicato). I passaggi da un minerale all' altro, inoltre, sono veloci e non graduali. Il diagramma di stato è a scalini Partendo dal magma fuso che risale la superficie terrestre, la temperatura comincia a scendere. Giunto alla T di cristallizzazione del primo minerale che è l’olivina, si formano i primi cristalli di essa. NB Siccome è un passaggio di stato, la T resta costante finchè tutta l’olivina non è cristallizzata (sosta termica). L’olivina tuttavia rimane a contatto col fuso mentre la temperatura inizia nuovamente a decrescere. Nelle condizioni di temperatura nuove, più basse, 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, i pirosseni ancora immersi nel fuso reagiscono con esso quando la temperatura continua ad abbassarsi e si formano gli anfiboli e poi ancora la biotite. Se la composizione del magma iniziale lo consente, quindi se l’abbondanza di silice (SiO2) è notevole, può alla fine cristallizzare il feldspato-K e il quarzo. se il magma contiene molto ferro avremo il permanere di cristalli di olivina, se invece ne contiene una piccola quantità, e al contrario contiene molta silice, l’olivina viene tutta riassorbita fino ai minerali successivi che potranno essere presenti nelle rocce ad acidità maggiore. NB La serie discontinua determina anche la resistenza all’alterazione dei vari minerali in ambiente superficiale →i minerali che vengono alterati per primi sono quelli che si sono formati in condizioni più lontane dall’ambiente superficiale, quindi proprio l’olivina, che è stata la prima a cristallizzare sarà la prima ad essere alterata chimicamente, mentre il quarzo sarà il più resistente. SERIE CONTINUA La serie continua avviene quando il minerale non cambia la propria struttura, ma la sua composizione chimica. L'esempio è quello dei Plagioclasi: inizialmente, infatti, cristallizzano quelli ricchi di Calcio, ma con la diminuzione della temperatura agli Ioni calcio si sostituiscono quelli di Sodio. Il diagramma di stato stavolta è continuo. Il primo plagioclasio che cristallizza sarà quello con solo calcio (anortite); mentre la temperatura comincia ad abbassarsi, ecco che di nuovo si hanno condizioni di instabilità. Progressivamente, in modo continuo, esso si arricchisce in sodio (Na+) e silice. La composizione dei cristalli che si formano si arricchisce in proporzione di sodio, il fuso residuo per contro si impoverisce di sodio visto che questo si trasferisce nel solido. In teoria, i plagioclasi contenuti nella roccia, presenteranno un nucleo ricco in calcio via via ricoperto da strati concentrici fino a quello più esterno ricco in sodio.  Rocce Petrografia (o litologia)→ scienza che studia, descrive e classifica le rocce Roccia → aggregato naturale di uno o più minerali (monomineraliche → calcare (minerale = calcite – CaCO3) e polimineraliche→ pietra serena). Tipologie in base alla quantità di minerali: eterogenee, costituite da specie mineralogiche diverse omogenee, che contengono un solo tipo di minerale Tipologie in base alla quantità di silice: rocce acide: contenuto di silice ≥ 65% rocce intermedie: contenuto di silice tra il 52% e il 65% rocce basiche: contenuto di silice inferiore al 52% rocce ultrabasiche: contenuto di silice inferiore al 45% Deformazione delle rocce: Le forme che si osservano in superficie sono state plasmate da fenomeni endogeni (cioè interni alla Terra), come i movimenti tettonici o i fenomeni vulcanici, e da processi esogeni (esterni), come l’erosione o la sedimentazione. Le forze che muovono la litosfera sottopongono le rocce a forti tensioni che producono deformazioni e fratture. 1. Le rocce duttili hanno un comportamento plastico, cioè si deformano in modo permanente, mantenendo la deformazione anche al cessare della sollecitazione. 2. Le rocce rigide hanno un comportamento elastico, cioè si deformano temporaneamente e tornano alla forma originaria quando cessano le sollecitazioni. A seconda che il comportamento delle rocce in risposta alle forze esterne sia di tipo plastico o elastico si distinguono due tipi di strutture tettoniche: le faglie e le pieghe. La teoria della tettonica delle placche → fornisce una spiegazione unitaria di fenomeni come il vulcanismo, l’attività sismica, l’orogenesi, la formazione delle strutture continentali e oceaniche, oltre a chiarire aspetti relativi alla composizione, all’età, alla chimica e alla magnetizzazione delle rocce. riguarda la litosfera, ossia lo strato più esterno della Terra, rigido e solido, e la sottostante astenosfera, sempre solida, ma deformabile. Litosfera → frammentata in porzioni rigide, le placche → ciascuna placca è delimitata da un margine lungo il quale confina con un’altra placca adiacente → Le placche si muovono le une rispetto alle altre e possono: Divergere Si genera una nuova Dorsali oceaniche (allontanarsi) crosta → margini l’una dall’altra costruttivi lungo un margine divergente Convergere una delle due sprofonda Formazione di una verso scorrendo sotto l’altra catene montuose → l’altra lungo un (scorrimento di una Ande, Himalaya margine placca sotto l’altra = convergente subduzione) La crosta viene incorporata nel mantello e si consuma a poco a poco → i margini sono distruttivi Scorrere l’una Le placche scorrono Si origina una accanto orizzontalmente l’una frattura (faglia) → all’altra lungo accanto all’altra con rocce sottoposte a un margine verso opposto e senza una continua trasforme movimenti verticali. La tensione che si litosfera non si accresce accumula e né si consuma → margini periodicamente si conservativi rilascia, generando terremoti → faglia di Sant’Andrea L’attività vulcanica NB tipologie di magma → riolitico (Viscosità del magma, Ricco di silice, Deriva dalla fusione parziale della crosta) e basaltico (Fuoriesce dalle fenditure che fuoriescono dalle fessure delle dorsali oceaniche, Povero di silice, Deriva dalla fusione parziale del mantello) Il magma risale per contrasto di densità → risalendo la pressione diminuisce → con essa la quantità di elementi volatili che possono rimanere disciolti NB i volatili essolvono → formazione di bolle → densità bassa e risalgono più velocemente Tipologie di eruzione vulcanica 1. Non esplosiva → se la viscosità del magma è bassa (magma basaltico) → le bolle escono con facilità NB eruzione NON esplosiva → magma viscoso ma bolle poco abbondanti 2. Esplosiva → se la viscosità del magma è alta (magma andesitico o riolitico) + quantità di gas disciolti = abbondante → le bolle fanno difficoltà ad uscire, si gonfiano ed esplodono o eruzioni pliniane → magma ricco di H2O o eruzioni freatopliniane NB le eruzioni possono anche avvenire in ambiente sottomarino → magma in contatto con l’acqua → formazione di pillows lava (si ritrovano, in gran parte, lungo le dorsali oceaniche sottomarine). Il ciclo litogenico In base al processo litogenico che ha originato le rocce, è possibile suddividerle in: 1. magmatiche 2. sedimentarie 3. metamorfiche  1. Magmatiche o primarie (le prime a formarsi) → processo magmatico = origine endogena Consolidamento/raffreddamento di magma (massa fusa di composizione essenzialmente silicatica, ricca di elementi volatili); Possono essere: Mafiche → densità elevata e colore scuro Felsiche → densità bassa e colore chiaro Il raffreddamento del magma può essere: Lento → struttura olocristallina Veloce → struttura porfirica Molto veloce → struttura vetrosa Tipologie: Intrusive → struttura macrocristallina (cristalli visibili a occhio nudo) (plutoniche o ignee)→ struttura olocristallina granulare → plutone = corpo magmatico insediatosi internamente alla crosta messo a giorno dall’erosione Il raffreddamento del magma avviene lentamente in condizioni abissali → all’interno della crosta abissale → graniti, sieniti, monzoniti… NB i cristalli che andranno a costituire la roccia si formeranno gradualmente l’uno dopo l’altro in una struttura sequenziale, riconoscibile direttamente sulla roccia → i minerali che cristallizzano per primi avranno una forma ben definita NB rocce granitoidi → l’esempio più immediato → riconoscibili dalla presenza di cristalli. La formazione dei cristalli è data dal raffreddamento (un raffreddamento più lento andrà a creare cristalli di dimensioni maggiori) → tre aree di approvvigionamento di rocce granitoidi: Egitto (deserto orientale), Turchia, Italica La presenza di cristalli si definisce struttura olocristallina ipidiomorfa granulare o eterogranulare: Olocristallina: completa cristallinità della roccia Ipidiomorfa: ordine di segregazione dei minerali Granulare/eterogranulare: stesso/diverso ordine di grandezza Sienite, granito del foro, marmo misio, granito violetto, granito elbano, granito sardo  Effusive → struttura microcristallina (cristalli piccolissimi e non visibili a occhio nudo) (lave o vulcaniche) → struttura porfirica Quando il magma viene eruttato fuori dalla crosta e raffredda velocemente → basalto, porfido (è ben visibile ad osservazione macroscopica una massa di fondo di colore più scuro dato da un raffreddamento più veloce insieme a dei fenocristalli, creatisi durante il raffreddamento lento del materiale), pomice, ossidiana NB questo processo non permette la formazione di nessun cristallo, ma solamente di una massa amorfa NB differenza tra porfido e basalto → pur essendosi formati fin maniera simile, è l’uniformità del basalto che infatti ha una struttura afirica, un’assenza solo macroscopica di fenocristalli. Un’analisi microscopica mostrerà per la presenza di fenocristalli molto piccoli Porfido rosso antico, trachite dei colli euganei, porfido verde antico, ossidiana, basalto NB per una corretta classificazione delle rocce magmatiche per non confondere rocce macroscopicamente simili, è necessario passare ad un’analisi microscopica in modo da individuare i minerali che compongono la roccia. Le principali tessiture delle rocce magmatiche sono: o olocristallina → costituita interamente da cristalli (es. graniti) o porfica → comprende cristalli di dimensioni relativamente grandi (fenocristalli) immersi in una massa di fondo (parte non definita che corrisponde al magma non cristallizzato, in cui la temperatura era ancora molto alta e, nel momento di fuoriuscita, si è raffreddato molto velocemente) (es. porfidi) o afirica → non sono contenuti fenocristalli  2. Sedimentarie (o secondarie) Costituite da materiali che provengono da rocce preesistenti che sono state alterate o modificate a opera degli agenti esogeni. Il processo sedimentario può durare decine di milioni di anni e comprende: erosione e degradazione (fisica e chimica); trasporto (meccanico o chimico); deposizione (si sfrutta anche la forza di gravità → carico litostatico) - I fase: compattazione da carico litostatico e seppellimento - II fase: Cementazione: precipitazione di un cemento carbonatico o siliceo o argilloso Il processo sedimentario implica la formazione di rocce in ambienti in cui la temperatura e la pressione sono quelle che si realizzano alla superficie del pianeta o nelle sue immediate vicinanze, fondali marini compresi. I sedimenti si trasformano per deterioramento, eventuale trasporto e successiva sedimentazione di rocce sia magmatiche che metamorfiche o già sedimentarie. In alcuni casi si possono formare per accumulo di materiale organogeno o materiale di precipitazione chimica. I sedimenti sono trasformati in rocce coerenti tramite un processo detto DIAGENESI = la trasformazione del sedimento in roccia → consiste in una serie di processi fisici, chimici e biologici che avviene a temperature inferiori a 200°C e pressioni inferiori a 1Kbar. Clastiche rocce costituite da frammenti (clasti) derivanti dalla degradazione ed erosione di rocce preesistenti, trasportati con vari meccanismi e deposti in vari ambienti sia continentali che marini. I fenomeni di degradazione ed erosione possono essere operati da vari agenti esogeni quali vento, corsi d’acqua, ghiacciai, moto ondoso, alternarsi di gelo e disgelo (crioclastismo), ecc. Forma e dimensione dei clasti sono il risultato delle fasi di trasporto e sedimentazione. Le rocce clastiche si dividono in base alle dimensioni dei granuli e al grado di coerenza (coerenti o incoerenti). Conglomerati: rocce costituite da clasti con dimensioni superiori ai 2 mm. Gli ambienti più diffusi sono quello fluviale e quello litorale, in presenza di coste alte. A) Brecce: conglomerati formati da clasti spigolosi, a testimonianza di un breve trasporto. Breccia corallina, Marmo africano, Portasanta , Marmo d’Aquitania varietà Breccia di Aleppo  B) Puddinghe: conglomerati formati da clasti arrotondati → l’arrotondamento dei clasti (ciottoli) testimonia generalmente un lungo trasporto durante il quale sono stati modellati per azione fisica oligomittici → frammenti della stessa roccia; polimittici → frammenti provengono da rocce diverse Arenarie: rocce coerenti costituite da clasti di dimensioni comprese tra 2 mm e 0,06 mm. Il corrispondente incoerente sono le sabbie. Sono diffuse in ambienti sia continentali (es. fluviale, dunale, desertico) sia marini. Tipologie: 1. Arcose → color rosa chiaro, sono composte da feldspati e quarzo, e sono il prodotto della rapida demolizione in ambiente superficiale di rocce granitiche 2. Girovacche → color grigio, talvolta anche molto scuro, possono presentare una composizione piuttosto varia, anche con forti quantità di materiali femici, oltre a quarziti e feldspati, e rappresentano il prodotto di rapida alterazione di rocce di diverso tipo di un ampio bacino di alimentazione con deposizione in ambiente marino 3. Quarziti → quarzo areniti → colore biancastro, sono formate quasi esclusivamente da quarzo e cioè dal materiale più resistente anche dopo diversi cicli sedimentari. In Italia si ha un grande sviluppo di formazioni arenacee. Pietra serena, Pietra Leccese Chimiche Rocce carbonatiche 1. Origine marina Accumulo sul fondo dei bacini di particelle di carbonato di calcio di vario tipo, ma essenzialmente rappresentate da gusci di organismi precipitati post mortem (scheletri di molluschi, coralli, ecc..) A seconda della profondità dei fondali marini e della temperatura dell’acqua tali particelle possono conservarsi ed accumularsi, o possono disciogliersi gradualmente prima id toccare il fondo andando ad arricchire le anche marine di carbonato di calcio (che precipiterà in un secondo momento). Diagenesi: i sedimenti prodotti subiscono mutamenti profondi dovuti alla precipitazione chimica diretta di minutissimi cristalli di carbonato id calcio di neoformazione all’interno della cavità, o ad una generale ricristallizzazione del carbonato presente → la struttura originaria e gli eventuali fossili talvolta risultano completamente cancellati. Evaporiti: sono rocce costituite dai depositi salini che restano a seguito dell’evaporazione del liquido in cui erano disciolti. Quando un bacino marino rimasto isolato evapora completamente o quasi, sul suo fondo si depositano i sali contenuti nell’acqua del mare. La precipitazione avviene in ordine inverso di solubilità secondo la sequenza: carbonati, solfati, cloruri, Sali di K e Mg. Alabastro gessoso di Volterra → alabastri gessosi Pietra d’Istria, rosso ammonitico (rosso di Verona), pietra bianca di Vicenza, giallo antico  2. Origine continentale → Genesi connessa alla precipitazione allo stato concrezionale (incrostazioni) di carbonati di calcio da acque dolci sature in bicarbonato di calcio. X CaCO3 + CO2 + H2O → Ca(HCO3)2 travertini → caratterizzati da porosità elevata e grossolana Travertino di Tivoli, travertini della turchia Alabastro fiorito alabastri calcarei → in genere molto compatti e puri; semitrasparenti se tagliati in sottili lastre. Gli alabastri sono gessi, però nella tradizione marmoraria romana, c’è una distinzione con quelli che oggi possiamo definire calcarei. Alabastro cotognino sono originate da fenomeni chimici, precipitazione o alterazione per dissoluzione. Organogene accumulo di resti di organismi animali o vegetali a composizione calcarea (calcari corallini, calcari di scogliera, calcari a lumachella), silicea (diatomiti, radiolariti), fosfatica (fosforiti) o carboniosa (carboni fossili). Sepoltura in situ e nella posizione in cui si sono formati ed accresciuti in vita, (ad esempio calcari di scogliera e barriere coralline) o deposizione sul fondo dopo la morte e successivo accumulo in aree ristrette o ad opera delle correnti marine o della risacca. Calcari fossiliferi o lumachelle per indicare una tipologia specifica di rocce organogene, e cioè quelle di tipo carbonatico. Oltre il 50% di gusci +/- Lumachella orientale, occhio di pavone, broccatello di spagna 3. Metamorfiche Rocce metamorfiche = metamorfiti → hanno strutture completamente cristalline e le dimensioni dei cristalli (blasti) risultano tanto maggiori quanto è il grado metamorfico raggiunto La tessitura olocristallina è detta cristalloblastica → tipologie: 1. Tessitura omeoblastica → cristalli con sviluppo dimensionale simile 2. Tessitura eteroblastica → cristalli con dimensioni variabili Metamorfismo Grado di metamorfismo → se le trasformazioni sono più o meno intense insieme dei processi (modificazioni tessiturali, strutturali e mineralogiche → ricristallizzazione) attraverso i quali la microstruttura (tessitura) e la paragenesi (assemblaggio naturale dei materiali) mineralogica di una roccia vengono modificate in modo +/- intenso in risposta ai cambiamenti della temperatura e della pressione NB processo subsolidus (tali trasformazioni avvengono allo stato solido senza raggiungere la fusione) e isochimico (la composizione chimica della roccia di partenza – protolito – rimane inalterata; quella iniziale e quella finale corrispondono) Magmatica Sedimentaria metamorfica PROTOLITO EQUIVALENTE METAMORFICO Conglomerato Metaconglomerato Arenaria Quarzite (composizione + 80% quarzo) Argilla Ardesia → Fillade → Scisto → Gneiss Grado di Basso … medio... elevato metamorfismo Calcare Marmo NB a causa delle mutate condizioni termo-bariche i minerali del protolito subiscono delle trasformazioni che conducono ad una loro ricristallizzazione in associazioni mineralogiche stabili e in equilibrio con le nuove condizioni di temperatura e pressione → valore pressione =migliaia di atmosfere; valore temperatura = tra 200 e 750 °C Cause (dell’innalzamento di temperatura e pressione): Risalita in superficie di masse magmatiche a temperatura elevata Discesa in profondità dei sedimenti in occasione degli eventi geologici che portano alla formazione catene montuose (eventi orogenetici) → aumento di temperatura di 20°C/km = gradiente geotermico NB durante questi eventi si possono esercitare forze orientate (pressioni orientate) → responsabili dell’iso-orientamento di alcuni minerali all’interno delle rocce metamorfiche (scistosità/foliazione) Metamorfismo da seppellimento → progressivo aumento del carico su dei sedimenti sovrapposti → ricristallizzazione dell’aggregato si sviluppa sotto l’effetto della sola pressione litostatica Tipologie di metamorfismo 1. Metamorfismo di contatto o Localizzato e circoscritto o Determinato dall’aumento di temperatura o Interessa le rocce incassanti cioè attraversate da intrusioni di masse magmatiche in risalita e in via di consolidamento (plutoni) → forte riscaldamento indotto → modificazioni strutturali e mineralogiche NB intorno all’intrusione di forma un’aureola di contatto con spessore variabile nella quale si nota il grado di metamorfismo in base alla vicinanza dell’intrusione o Interessa calcari, marne e argille (rocce sedimentarie) - Calcai puri → marmi - Calcari impuri → calcefiro - Rocce incassanti con composizione silicatica → bornfelses  2. Metamorfismo regionale → ricristallizzazione dell’aggregato si sviluppa sotto l’effetto della pressione litostatica e della pressione orientata Pressione litostatica Pressione orientata Dovuta al peso delle rocce soprastanti Dovuta al movimento delle rocce (tettonica/orogenesi) Uguale in tutte le direzioni Prevale lungo una direzione Non deforma la roccia Deforma la roccia/ne cambia la struttura o Interessa grandi depressioni allungate dei fondi oceanici caratterizzate da intensa sedimentazione e subsidenza o Si producono pressioni orientate elevate e si raggiungono temperature medio-elevate o Le rocce che si formano (indipendentemente dal grado metamorfico) = scisti cristallini → completa ricristallizzazione con formazione di nuovi minerali e di una struttura caratterizzata da una netta scistosità (stiramento e iso- orientamento +/- regolare) 1. Ortoscisti → derivati da rocce magmatiche 2. Parascisti → derivati da rocce sedimentarie Classificazione delle rocce metamorfiche Alla base c’è il concetto di scistosità: Scistosità ben sviluppata → scisto - Minerali disposti con elevato grado di orientamento preferenziale → zone ripetitive avvicinate - La roccia può essere facilmente rotta in piani sottili NB scisto verde/ardesie/filladi/micascisto Scistosità poco sviluppata → gneiss  - Minerali disposti con basso o elevato grado di orientamento preferenziale → zone ripetitive distanti - Struttura gneissica → a roccia può essere difficilmente rotta in piani sottili - Colore grigiastro a grana variabile (media- grossolana) - Metamorfismo di grado medio/alto di graniti e rocce granitoidi o di rocce sedimentarie Scistosità assente → granofels - Minerali disposti senza grado di orientamento preferenziale - La roccia non mostra alcun piano di rottura è preferenziale - Struttura granofelsica Al tr e t ip ol ogi e Scisto verde - roccia a grana fine il cui colore di fondo verde è dovuto alla presenza di caratteristici minerali metamorfici di colore verde (clorite, actinolite (un anfibolo) e epidoto) - facies (associazione di proprietà per distinguere un corpo roccioso) metamorfica di bassa pressione e temperatura  Marmo - Rocce calcaree, dure e cristalline, di colore bianco, grigio o variegato e variamente zonate e scistose (in base alla purezza del calcare da cui derivano); composta per oltre il 50% da carbonati - Grana fine uniforme → marmo di Carrara - Grana grossolana → marmo di Candoglia (duomo di milano) Es. Cipollino Verde (con scistosità ondulata) Metaconglomerati - Prodotto del metamorfismo di conclomerati (metabrecce e metapuddinghe) - Varietà particolare = ofibrecce → costituite da frammenti di rocce intrusive ultrabasiche cementati da soluzioni carbonatiche e successivamente metamorfosate (NB con il metamorfismo le porzioni intrusive = serpentiniti) Es. Marmor Thessalicum (Verde Antico) Serpentiniti - Rocce a grana fine di colore verde scuro o nero con chiazze o screziature di colore diverso - Derivano dal metamorfismo di rocce magmatiche intrusive ultrabasiche (peridiotiti, pirosseniti) - Diffuse in Italia settentrionale Es. Verde del guatemala Ardesie - Argilloscisti a grana estremamente minuta composti da minerali argillosi con subordinati quarzo, miche e feldspati - Contengono sostanze carboniose o bituminose che conferiscono a queste rocce il tipico colore grigio-nerastro - Metamorfismo di basso-bassissimo grado Filladi - Rocce di colore chiaro, grigio oargento o grigio plumbeo - Metamorfismo di basso grado - Grana da fine a meia - Marcata scistosità piano parallela → facile divisibilità in lastre  Quarzite - Roccia contenente più dell’80% di quarzo I marmi LA DETERMINAZIONE DELL’ORIGINE GEOGRAFICA DEI MARMI BIANCHI SU BASE SCIENTIFICA - Sculture di attribuzione incerta possono essere riferite ad uno specifico artista o ‘atelier’ o a una data area di produzione. - Monumenti marmorei correttamente e affidabilmente datati possono indicare il periodo di attività di determinate cave e quindi suggerire il probabile inizio della richiesta dei marmi implicati - La ricostruzione delle antiche rotte commerciali, specie marittime, è assai agevolata  - La localizzazione delle antiche cave dei marmi permette di reperire preziose fonti di approvvigionamento di materiale per sostituzione, copie, restauri, ecc - Possono essere raccolte informazioni utili alla determinazione dell’autenticità di oggetti marmorei presumibilmente di una data epoca e provenienza. IDENTIFICAZIONE DELL’ORIGINE DEL MARMO BIANCO USATO IN ANTICO Caratteristiche richieste al metodo scientifico: 1- Essere non distruttivo (problema del campionamento); nella realtà, deve essere tale da necessitare di una quantità molto piccola di campione. 2- Essere altamente selettivo, ovvero potere analizzare solo ciò che interessa realmente. 3- Essere insensibile ai possibili effetti di alterazione e inquinamento del marmo: (i) alterazione del marmo esposto all’esterno; (ii) scambio iconico tra suolo e oggetti marmorei sepolti da centinaia di migliaia di anni. 4- Essere semplice e di rapida esecuzione. - Winkelmann, alla fine del XVIII secolo. - G.R. Lepsius → attraverso lo studio petrografico in sezione sottile, riuscì a identificare con buona precisione (80%) I PRINCIPALI PARAMETRI PETROGRAFICI Natura del minerale componente principale (calcite e/o dolomite), di norma mediante analisi XRD. 1. Tipo di microstruttura (omeoblastica /eteroblastica) e fabric (mosaico/poligonale/calcestruzzo/foliato) 2. Forma die contorni dei ristalli e dei carbonati (dritti/curvi/saturati/a golfi) 3. Dimensione massima del cristallo più grande espressa in mm 4. Presenza e quantità relativa dei minerali accessori Isotopo: ciascuno dei diversi tipi atomici dello stesso elemento chimico, che differiscono nel loro numero di neutroni, ma hanno lo stesso numero di protoni ed elettroni, e presentano quindi le stesse proprietà chimiche. Un isotopo stabile di un elemento chimico è un isotopo che non ha radioattività stabile.