Minerali e Gemme  





Formazione dei minerali

La formazione dei minerali e il risultato di una serie di processi chimici e fisici che si sono verificati in tutte le epoche geologiche e che continuano a manifestarsi. Ogni tipo si forma in modo diverso da un altro, e può accadere anche che uno stesso minerale derivi da processi di sviluppo differenti. I minerali traggono origine da tre principali processi: magmatico, sedimentario, metamorfico.

La maggior parte dei minerali che si presentano in cristalli appariscenti si formano durante le fasi terminali del raffreddamento di un magma. Tuttavia, belle cristallizzazioni e concrezioni si possono realizzare anche durante il processo sedimentario e quello metamorfico.

Genesi magmatica

Il processo magmatico porta alla formazione di minerali per solidificazione di magmi, cioè di masse fuse ad alta temperatura e pressione costituite essenzialmente da silice, ossidi metallici, gas e vapori.

I magmi si trovano generalmente a grandi profondità, superiori a 20 km, ma possono risalire a profondità minori e, talvolta, raggiungere la superficie dando origine a una attività vulcanica superficiale con la presenza di colate laviche. In questo caso le temperature esterne più basse determinano la solidificazione del magma e danno origine a una massa rocciosa compatta, talora bollosa e scoriacea in superficie, a struttura microcristallina, oppure in parte o totalmente vetrosa.

Se il consolidamento avviene, invece, in profondità, sotto elevate pressioni, la presenza dei gas magmatici e il lento raffreddamento, determinano condizioni favorevoli alla cristallizzazione. Tutti i minerali si separano allo stato cristallino e la roccia che vanno a formare assume una struttura granulare, come quella del granito.

La cristallizzazione dei vari minerali non e simultanea, ma avviene in modo graduale e selettivo, e si compie attraverso fasi successive in ordine di temperatura decrescente.
Le principali fasi di cristallizzazione sono le seguenti:
- fase ortomagmatica, con temperature superiori ai 1.200 °C e lino ai 750 °C;
- fase pegmatitica, con temperature comprese tra 750 e 550 °C;
- fase pneumatolitica, con temperature comprese tra 550 e 374 °C (quest'ultimo valore corrisponde alla temperatura critica dell'acqua);
- fase idrotermale, con temperature inferiori a 374 °C.

Ognuna di queste fasi dà origine a caratteristiche associazioni mineralogiche. Le ultime tre fasi sono interessate da un progressivo arricchimento in gas, vapori e soluzioni acquose cui corrisponde una graduale cristallizzazione.

L’iniezione di un magma o di una soluzione pneumatolitica o idrotermale all'interno di fratture di rocce incassanti dà origine a un filone che può assumere varie forme.

Fase ortomagmatica

In questa fase cristallizza la maggior parte del magma. I componenti volatili (vapore acqueo, fluoro, boro e il cloro) si concentrano nelle porzioni ancora fuse aumentando la pressione e mantenendo la fluidità a temperature più basse.

Esiste un normale ordine di solidificazione dei minerali che si ricava oltre che da esperimenti di laboratorio anche dai rapporti di forma e dalle reciproche interclusioni tra i vari cristalli. I primi minerali a segregarsi sono quelli poco solubili ad alta temperatura, come i minerali accessori, quelli che, viste le piccole quantità, non modificano la composizione mineralogica e quindi la classificazione della massa magmatica. Tali minerali possono, talvolta, concentrarsi per gravità e dare origine a corpi minerari economicamente redditizi (magnetite, spinello, ilmenite, pirrotina, pirite, platino, diamante, zircone e altri).
Successivamente cristallizzano i cosiddetti minerali essenziali; quelli in cui la presenza e i 1 rapporto quantitativo determinano la natura e il nome della massa magmatica. Tra i minerali essenziali cristallizzano per primi quelli femici (silicati di ferro e magnesio) come olivina, enstatite, diopside, hedenbergite, diallagio, augite, orneblenda, biotite.
Da ultimo, cristallizzano i minerali sialici (silicati di alluminio) tra cui plagioclasi, ortoclasio, leucite, nefelina, socialite, muscovite, quarzo ecc.

Bisogna tenere presente che l'ordine di cristallizzazione dipende oltre che dalla temperatura e dalla pressione del magma anche dalle concentrazioni relative dei vari componenti e dalla presenza di sostanze volatili. Infatti, capita frequentemente di constatare che l'ordine di cristallizzazione non segue la serie decrescente dei punti di fusione. Il quarzo, per esempio, nonostante sia uno dei minerali a più alto punto di fusione, si consolida spesso per ultimo.

Fase pegmagmatica

In questa seconda fase cristallizza il residuo magmatico ancora fuso. Tale residuo risulta essere molto ricco di sostanze volatili ed elementi chimici che, per le loro dimensioni, non sono entrati nei reticoli cristallini dei minerali consolidati nella fase precedente. Tra i più comuni componenti delle pegmatiti possiamo citare i feldspati alcalini (ortoclasio, microclino, amazzonite, albite), il quarzo e le miche (muscovite, flogopite, biotite).
Le favorevoli caratteristiche di fluidità e l'elevata pressione facilitano la penetrazione del residuo fuso nelle fratture della roccia solidificata, dando origine a filoni caratterizzati da cristalli ben sviluppati di silicati e altri minerali, tra cui alcuni anche preziosi (berillo, corindone, zircone, topazio).

Fase pneumatolitica

Con questa fase la cristallizzazione del magma può considerarsi ormai ultimata. Rimangono, in fatti, solo piccole quantità di sostanze residue e una grande quantità di vapori e gas che tendono a liberarsi dal magma stesso. I vari componenti gassosi reagiscono chimicamente tra Toro e, nei caso di contatto con calcari e danno origine a un metamorfismo di contatto. Quest'ultimo si basa sull'azione di scambio tra i componenti volatili del magma e i carbonati delle rocce incassanti.
Tra i minerali più comuni della fase pneumatolitica ricordiamo il topazio, la tormalina, l'apatite, l'arsenopirite, la pirite, la calcite, il quarzo e l'oro.

Fase idrotermale

L’ultima fase del processo magmatico inizia quando la temperatura dei fluidi scende sotto i 374 °C: si ha quindi la condensazione del vapore acqueo – che in questa fase e uno dei componenti volatili più abbondanti – con la formazione di soluzioni acquose che iniziano a circolare nelle fratture della roccia. Tali soluzioni depositano i sali disciolti dando origine alla maggior pane dei filoni metalliferi. A seconda della temperatura alla quale avviene la cristallizzazione si parla di genesi ad alta, media e bassa termalità.
Sono di alta termalità molti giacimenti auriferi, argentiferi e uraniferi, di pirite e calcopirite; di media termalità sono, invece, molti giacimenti di solfuri misti di rame, piombo, zinco, oro, argento. Infine, sono minerali di bassa termalità l'antimonite, cinabro, il realgar, l'orpimento.

Esistono, infine, i minerali di esalazione che, solo raramente, formano giacimenti di una certa importanza economica. Sono minerali che prendono origine da gas e vapori che si liberano dalla lava di un vulcano. Tali gas possono reagire tra di loro, con l'aria, con le rocce incassanti oppure con le sostanze disciolte nelle acque superficiali e generare cristalli per sublimazione. Tra i minerali che hanno questa genesi ricordiamo lo zolfo, l'orpimento, realgar, l'ematite, il borace, l'atacamite, cinabro. Famosi a questo riguardo sono la solfatara di Pozzuoli, le fumarole del Vesuvio e di Vulcano, i soffioni di Larderello.

Genesi sedimentaria

La maggior parte dei minerali presenti nelle rocce sedimentarie provengono dall'erosione meccanica e dall'alterazione chimica di rocce preesistenti.
I minerali di genesi sedimentaria possono essere classificati tenendo conto gli stessi criteri utilizzati per la classificazione delle rocce sedimentarie. Abbiamo, pertanto, minerali di deposito meccanico o clastico, di deposito chimico, di deposito organico e biochimico.

Una caratteristica che differenzia il processo sedimentario dagli altri processi minerogenetici e la sorgente di energia da cui trae origine il processo stesso. E’, infatti, l'energia radiante del sole a determinare la temperatura degli ambienti sedimentari, a provocare sia i movimenti dell'atmosfera sia quelli dell'idrosfera e a permettere, infine, la vita degli organismi. Altre fonti di energia possono essere trascurate perchè meno influenti.

Minerali di origine clastica

Sono quei componenti delle rocce che maggiormente hanno resistito alla degradazione fisica e meccanica operata dai processi di erosione. Questi minerali possono essere trasportati dall'acqua, dal vento e da agenti atmosferici in genere; possono subire una selezione naturale in funzione, per esempio, delle loro dimensioni e del peso specifico e concentrarsi a tal punto da costituire giacimenti (placers) molto redditizi nei sedimenti di fiumi, laghi, mari. Nei placers si accumulano i minerali più pesanti, più duri, più resistenti all'usura chimica e meccanica.
I minerali di origine clastica più comuni sono il quarzo, i feldspati e le miche, mentre quelli più ricercati sono l'oro, platino, il rame, il diamante, lo zaffiro, rubino, i granati.

Minerali di alterazione dei giacimenti primari

Le acque meteoriche che si infiltrano nel sottosuolo sono ricche di ossigeno e anidride carbonica. Se vengono a contatto con giacimenti metalliferi originano una serie di reazioni chimiche che aumentano progressivamente con la profondità.

Nella zona di alterazione dei giacimenti primari (cappellaccio) distinguiamo due orizzonti: uno superficiale, dove prevalgono i processi di ossidazione – con neoformazione di ossidi, idrossidi, carbonati, solfati – e uno più profondo dove predominano i processi di riduzione. In questo secondo orizzonte troviamo assieme agli ossidi, ai carbonati e ai solfuri inalterati, anche elementi nativi e solfuri di neoformazione.

Minerali di alterazione delle rocce superficiali

Si tratta di materiali sedimentari residuali che derivano dall'alterazione chimica dei minerali che costituiscono le rocce. I più noti sono le terre rosse o bauxiti carbonatiche, le lateriti e i minerali argillosi.

Le bauxiti carbonatiche sono il residuo argilloso di calcari e dolomie impuri, mentre le lateriti sono miscugli di ossidi di alluminio e ferro che derivano dalla decomposizione dei silicati di rocce eruttive in ambienti umidi e tropicali. I minerali argillosi (caolinite, illite, montmorillonite) sono, invece, silicati idrati di alluminio, ferro e magnesio; devono la loro origine alla decomposizione di rocce eruttive in ambienti temperati e umidi.

Minerali evaporitici

Sono minerali che si formano in particolari ambienti marini e lacustri situati in regioni a clima arido: l'elevata evaporazione dell'acqua porta a una concentrazione sempre maggiore dei sali disciolti, finche precipitano. Tipici minerali evaporitici di ambiente marino sono la calcite, la dolomite il gesso, l'anidrite, il salgemma.

Esistono anche minerali evaporitici di ambiente continentale desertico. Le deposizioni più note sono le "rose del deserto" (associazioni cristalline di gesso o barite) e le foreste pietrificate dove la silice ha sostituito il legno degli alberi. Recentemente si sono avuti ritrovamenti di "rose del deserto" anche in Puglia.
Nelle grotte delle regioni carsiche di tutto il mondo, per stillicidio di acque bi carbonatiche e perdite di CO2, si formano concrezioni di calcite (stalattiti, stalagmiti).

Minerali organici e biochimici

Si tratta in genere di minerali costituiti da sostanze presenti nei resti organici in putrefazione di vegetali e animali. Di origine biochimica e organica sono la limonite, il solfo, la calcite, l'aragonite, la pirite e molti altri solfuri e solfosali di rame.

Genesi Metamorfica

Per metamorfismo si intendono tutte quelle trasformazioni strutturali, mineralogiche e chimiche che avvengono nelle rocce sotto l'effetto di temperatura, pressione di carico, pressioni orientate e fluidi circolanti. Le trasformazioni avvengono nella roccia allo stato solido, senza che si formi una fase fusa. Dal punto di vista genetico si distinguono due principali tipi di metamorfismo: termico o di contatto; regionale.

Metamorfismo termico o di contatto

Le intrusioni magmatiche provocano fenomeni di metamorfismo nelle rocce incassanti. Si tratta in genere di modificazioni anche notevoli ma di limitata estensione che avvengono in una zona detta aureola di contatto. Le temperature della roccia incassante al contatto con la massa intrusiva variano tra 600 e 900 °C.
I più caratteristici minerali che si formano nella zona di contatto sono: granati, sillimanite, cordierite, vesuviana, spinelli, zoisite, tormalina, pirosseni, pirite.

Metamorfismo regionale

E’ un metamorfismo che si sviluppa su estese aree della crosta terrestre soggette a sprofondamento e dislocazione: la temperatura e la pressione agiscono all'unisono e aumentano progressivamente con la profondità. Normalmente si distinguono tre zone in funzione della profondità.

Epizona

E’ compresa tra 5.000 e 7.000 m di profondità. Si riscontrano temperature moderate (circa 300 °C) e basse pressioni di carico, prodotte dal peso dei sedimenti sovrastanti. Sono comuni in questa zona: talco, albite, epidoto, ematite, titanite, minerali fibrosi e lamellari (sericite, illite, clorite, serpentino, tremolite).

Mesozona

E’ compresa tra 7.000 e 12.000 m di profondità. Le temperature raggiungono i 400 °C, la pressione dominante è prodotta dal peso dei sedimenti sovrastanti.
Sono frequenti in questa zona: biotite, muscovite, almandino, cianite, staurolite, orneblenda, plagioclasi sodico-calcici, microclino, epidoto.

Catazona

La profondità e compresa tra 12.000 e oltre 20.000 metri. Sono presenti pressioni motto forti, di tipo idrostatico e temperature intorno ai 600 °C.
Sono caratteristici di questa zona: ortoclasio, biotite, plagioclasi, pirosseni, olivina, granati, grafite, cordierite, sillimanite.


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