MINEROGENESI

MINEROGENESI

. Si dice minerogenesi quel ramo della mineralogia che si occupa d'indagare l'origine dei minerali, la loro paragenesi, cioè forma del giacimento e minerali che l'accompagnano, nonché le loro eventuali trasformazioni. Stabilire in qual modo si formino i minerali ha costituito e costituisce un problema arduo e complesso, che solo di recente si avvia a una soluzione, pur sempre limitata e incompleta, per la diversità delle condizioni sperimentali e naturali, con il progresso degli studî chimico-fisici sugli equilibrî eterogenei nei sistemi a due o più componenti e con le ricerche di minerosintesi. Anche l'esame microscopico delle rocce in sezioni sottili e lo studio delle loro strutture, condotto con metodi e criterî moderni (v. petrografia), ha notevolmente contribuito al progresso della conoscenza della minerogenesi.

Processo eruttivo. - I minerali, quali costituenti le rocce, seguono nella loro formazione i tre processi genetici fondamentali di esse: eruttivo, sedimentario, metamorfico. Processo eruttivo, con l'ulteriore suddivisione in intrusivo ed effusivo, si ha se i minerali si sono formati nella consolidazione dei magmi, masse fluide ignee, che s'innalzano dalle zone profonde per solidificarsi in zone meno profonde (rocce intrusive) o addirittura in superficie (effusive).

Si conosce la composizione delle rocce derivate, ma non quella del magma originario, specialmente a causa dei prodotti volatili che sfuggono durante la solidificazione. Esse possono considerarsi soluzioni molto complesse (v. petrogenesi), nella cui solidificazione si cerca di riconoscere l'ordine di segregazione dei varî minerali, da cui risultano i varî tipi di associazioni paragenetiche, che non sono casuali, ma dipendono dalla composizione chimica del magma e dalle condizioni di temperatura e di pressione verificatesi nella solidificazione.

Alla soluzione del problema della ricerca delle condizioni di minerogenesi, come del resto nel più vasto campo della petrogenesi e in quello della formazione delle leghe metalliche, hanno contribuito e sempre più contribuiscono gli studî sugli equilibrî chimici nei sistemi eterogenei iniziati con quelli sulla legge delle fasi da W. Gibbs e da Roozeböom e notevolmente progrediti e intensificati in questi ultimi anni. Sono stati esaminati, oltre i sistemi condensati binarî e ternarî (v. leghe; petrogenesi), con riferimento alla formazione di minerali naturali, anche sistemi a quattro e a cinque componenti. Molti altri studî e ricerche chimico-fisiche condotte con metodi moderni concorrono alla soluzione del problema: così per esempio, le determinazioni esatte dei punti di fusione dei minerali, e quelle molto importanti sull'influenza della pressione sui punti di fusione; sui fenomeni di soprariscaldamento, e di sopraraffreddamento, sulla consolidazione dei vetri, ecc. E ancora sugli attriti interni, sulla velocità di sedimentazione dei cristalli da silicati fusi, sulla tensione superficiale dei sali fusi, ecc.

Tutto il problema della differenziazione dei magmi è stato esaminato di nuovo in pieno (v. petrogenesi), ma per quanto si sia cercato di considerarlo nella maniera più ampia possibile, le condizioni sperimentali, verificate in ciascun tipo di esperienze, sono ben lontane dalle naturali. E ciò specialmente per la complessità della costituzione dei magmi stessi, per l'influenza grande delle forti pressioni e del fattore tempo, che noi trascuriamo nelle ricerche di laboratorio e che può assumere una grande importanza di fronte a molti fenomeni geochimici. Un fenomeno che in un periodo molto limitato di tempo produce effetti minimi può dare effetti imponenti se ha una durata molto lunga. Così, ad esempio, i concetti d'impermeabilità, inattaccabilità, insolubilità applicati a molte sostanze, comunemente considerate come tali, perdono, se si tratta di fenomeni geologici, quel valore assoluto che ordinariamente posseggono. Per solidificazione dei magmi si formano varî minerali componenti essenziali delle rocce e detti di origine magmatica, e precisamente silicati varî, silice, ossidi di ferro e piccole quantità di fosfati, apatite; silicotitanati, titanite; uranati, ilmenite, ecc.

I minerali si possono formare nella solidificazione stessa dei magmi con processi pneumatolitici, piroidatogeni, idrotermali per azione di agenti mineralizzatori, sostanze che si liberano dai magmi allo stato aeriforme e per le quali, in special modo, l'acqua è importante. Questi minerali, come cassiterite, tormalina, fluorite, fluoro, apatite, zinnwaldite e moltissimi altri sono detti pneumatolitici.

Numerosi e importanti studî sono stati eseguiti in questi ultimi anni da P. Niggli e da molti altri intorno all'influenza della temperatura di distillazione sulla differenziazione dei magmi, alla teoria degli agenti mineralizzatori, all'influenza di essi sui complessi equilibrî degli ioni e alla cristallizzazione dei magmi fusi.

Origine pneumatolitica hanno anche le specie minerali originarie che rivestono le cavità di rocce eruttive, e quelle che si formano nelle fumarole per effetto di reazioni tra componenti gassosi emanati da esse, o tra questi e i materiali terrestri attraversati.. Nelle fumarole si trovano anche minerali formati per sublimazione, che non sono da considerarsi pneumatolitici, perché originati senza alcuna reazione chimica o da reazioni fra i vapori costituenti le fumarole nella fase solfatariana, come la silvite (cloruro di potassio), il salgemma (cloruro di sodio), la cotunnite (cloruro di piombo), ecc.

Altra importante genesi di minerali è quella dal contatto termico-chimico di una massa magmatica con la roccia sedimentaria incassante. La presenza della massa magmatica può servire a stabilire l'età relativa delle due rocce. I numerosi e ben cristallizzati minerali che hanno tale origine si dicono di contatto e di essi si parla ampiamente in metamorfismo (v.).

Processo sedimentario. - Alla superficie terrestre le masse eruttive si disgregano e i silicati, principali costituenti di esse, si decompongono per la continua azione degli agenti atmosferici. I carbonati alcalini, i bicarbonati alcalino-terrosi, gli ossidi, gl'idrossidi di ferro e di alluminio e gli altri sali che così si formano, sono trasportati in soluzione diluita o in sospensione colloidale, insieme con i residui solidi, dai torrenti e dai fiumi verso i mari dove sono trattenuti o deposti nel terreno o fissati da organismi animali o vegetali. In seguito a questi processi si formano i minerali di genesi sedimentaria, sia come elementi normali nelle rocce sedimentarie, sia come formazioni particolari entro queste.

Nel processo chimico della sedimentazione hanno notevole importanza i depositi per evaporazione del solvente con o senza perdita di componenti volatili, che fanno variare la solubilità di un determinato sale. Anche lo studio scientifico della separazione dei minerali da soluzioni saline si fa con metodi chimico-fisici determinando in esse le curve di solubilità dei singoli componenti a una determinata temperatura, analoghe alle curve di fusibilità dei sistemi condensati.

Come in questi si hanno casi semplici, cioè sistemi con un elemento volatile e una sola sostanza disciolta, o con due o più, e resi sempre più complessi dalle formazioni di sali doppî, sali idrati, separazione di cristalli in miscela, ecc. Uno studio di fondamentale importanza è quello di Van't Hoff sul deposito dei molti sali minerali di calcio, di potassio, magnesio, sodio, come polihalite, kieserite, carnallite, bischoffite, ecc., del giacimento di salgemma a Stassfurt.

Per molto tempo, fondamentale per le ricerche sulla cristallizzazione da soluzione acquosa è stata la teoria di Nernst (1904), secondo la quale l'apporto di sostanza avviene come corrente di diffusione dalla circostante soluzione satura al cristallo in accrescimento, che assorbe immediatamente lo strato di liquido saturo. Anche in questo campo numerose ricerche collaterali chimico-fisiche contribuiscono alla soluzione del problema. È stata esaminata l'influenza dell'aggiunta di sostanze alle soluzioni sull'andamento della cristallizzazione e sull'abito dei cristalli. Inoltre sono state studiate la tensione superficiale dei cristalli e la sua influenza sui fenomeni di accrescimento e sulla formazione delle facce vicinali. Discussa è stata la questione dell'anisotropia vettoriale della velocità di accrescimento che è legata in modo intimo con l'abito del cristallo. E dato che per molti cristalli erano già note le strutture, furono ricercati i rapporti tra fattori di struttura e fattori di accrescimento. Furono investigati i rapporti tra anisotropia di accrescimento e anisotropia di soluzione (formazione di figure di corrosione), e quelli tra abito cristallino e paragenesi. E moltissime altre questioni furono affrontate, ma indagini quantitative esatte furono in ogni caso rese anche più difficili per i numerosi fattori disturbatori.

Per evaporazione acquosa si formano, oltre il salgemma, il gesso e, se la temperatura alla quale avviene l'evaporazione si aggira intorno ai 35°, l'anidrite; i sali dei laghi salati dell'Africa settentrionale e dei soffioni boraciferi della California. Salgemma, gesso sono spesso di origine marina, talvolta lo stesso salgemma, il natron (carbonato di sodio) e altri sali provengono dal dilavamento di rocce circostanti e accumulo in depressioni per mancata incanalazione al mare. Si possono considerare sistemi contenenti altri componenti volatili, oltre l'acqua, p. es. CO₂, come nella formazione dei calcari concrezionati, del travertino, ecc.

Inoltre, più difficilmente, i minerali possono avere origine per precipitazione chimica dovuta a reazione tra due soluzioni: per esempio, tra una soluzione di cloruro di bario e solfato di ferro precipita il solfato di bario. O per azione metasomatica tra una soluzione e un minerale, che formano frequentemente giacimenti di origine metasomatica.

Un'altra importante azione è quella dovuta agli organismi fissatori del carbonato di calcio e della silice contenuta nella soluzione. Come ad esempio, alghe calcaree e muschi tra i vegetali, molluschi, crostacei, foraminiferi tra gli animali che utilizzano il solfato di calcio contenuto nelle acque dolci e che trasformano in CaCO₃ per processo biochimico non noto, o la silice come le alghe silicee, spugne silicee, radiolarî. Ad azioni di H₂S, liberato dalla decomposizione di organismi, si deve la formazione di molti solfuri.

Il potere solvente delle acque cresce enormemente con l'aumento della temperatura e della pressione, per cui nella discesa queste acque si arricchiscono in minerali, che poi depositano man mano che diminuiscono temperatura e pressione. Il potere solvente cresce anche con la presenza di piccole quantità di altri gas, come CO₂, H₂S, sali alcalini, ecc., determinando le formazioni di origine idrotermale.

Formazioni metamorfiche. - Le masse profonde, ricche di silicati, che per corrugamenti o per erosione superiore vengano a trovarsi in zone meno profonde o in superficie; le masse sedimentarie superficiali di carbonati, di solfati, di ossidi, di sali idrati e di sostanze argillose, che per sovrapposizione continua di nuovi strati, o di coltri di corrugamento, vengano spinte in profondità; trovandosi in ambiente chimico-fisico diverso da quello della loro origine, saranno in condizioni di minore stabilità. E anche per l'azione chimica delle soluzioni circolanti o dei vapori e gas di segregazione magmatica, i loro componenti mineralogici saranno rinnovati in un lento e generale processo metamorfico. Soprattutto poi dove si è formata una catena montuosa, gl'intensi fenomeni di corrugamento si compiono attraverso a una quasi completa ricristallizzazione o trasformazione dei minerali. Si ha così la genesi di questi, come elementi normali di rocce metamorfiche.

Epidoti e granati, cloriti, serpentino e talco, miche e caolino, sillimanite e cianite, e tanti altri, sono minerali caratteristici di nuova genesi metamorfica. Alla loro formazione dai minerali primitivi (feldspati, pirosseni, olivina, ecc.) concorrono reazioni chimiche di tipo pneumatolitico-idrotermale. La composizione mineralogica di una roccia metamorfica è in relazione anche con la zona di profondità, in cui è avvenuto il processo di trasformazione, o con le più o meno intense vicende tettoniche subite durante un ciclo orogenetico.

Così, ad es., l'azione a temperatura e pressione un po' elevate di acqua e anidride carbonica sull'ortoclasio, genera muscovite, caolino e quarzo:

Reazioni analoghe portano alla genesi di serpentino da olivina o da pirosseni rombici, di cloriti o di talco dagli anfiboli:

Caratteristica nelle rocce verdi prasinitiche è la genesi metamorfica dell'associazione intima: "epidoto (o zoisite) + albite", per smistamento di originarie miscele isomorfe sodico-calciche di plagioclasî. Ciò si osserva in zone non molto profonde, ove non si abbiano troppo alte temperature, oppure in zone dove prevalgano azioni dinamiche, per cui l'influenza del fattore pressione sposti il sistema verso l'associazione predetta, che nell'assieme presenta minor volume molecolare della miscela plagioclasica corrispondente.

Come ultima manifestazione pneumatolitico-idrotermale dei fenomeni metamorfici si nota la formazione dei minerali di litoclase, cioè dei cristalli che rivestono le spaccature delle rocce metamorfiche, come si osserva in tanti giacimenti di tipo alpino, al Gottardo, nell'Ossola, nell'Alto Adige, nel Tirolo, ecc. Il seguente elenco può dare un'idea della serie di minerali più comuni per uno di tali giacimenti in roccia gneissica, ordinati secondo la successione genetica osservata: anfibolo, epidoto, titanite, clorite, albite, adularia, quarzo, calcite e zeoliti.

E infine si deve ricordare che nuovi minerali si possono ottenere per processi di alterazione dei minerali nella parte superficiale della crosta terrestre. Essi sono dovuti principalmente all'azione degli agenti esterni o atmosferici, cioè all'azione dell'ossigeno, dell'acqua, dell'anidride carbonica. Per cui le trasformazioni più comuni sono idratazioni (anidrite, solfato di calcio anidro, in gesso, solfato di calcio idrato), ossidazioni (galena, solfuro di piombo, in anglesite, solfato), carbonatazione (galena, solfuro, in cerussite, carbonato di piombo).

Vi sono minerali resistentissimi agli agenti atmosferici come ve ne sono altri da essi facilmente attaccabili e decomponibili. Sui silicati, ad esempio, si osservano in superficie fenomeni simili a quelli dovuti ad alterazioni pneumatolitiche o idrotermali, che conducono alla disintegrazione delle rocce, fenomeno che inizia quello di sedimentazione. Ad esempio, la trasformazione dei feldspati in mica bianca e più frequentemente in caolino. Di solito per azione degli agenti esterni non si ha formazione di caolino puro, come per gli endogeni, ma di silicati di allumina idrata colloidali di composizione incerta, che costituisce la sostanza argillosa. Nelle regioni tropicali per azione più intensa i feldspati dànno origine alla formazione di laterite (v.).

L'olivina si altera in serpentino, ma spesso per azione più intensa di acque calde contenenti CO₂ in silice idrata, che forma opale, e ossido di magnesio, il quale in presenza di CO₂ a sua volta dà magnesite (carbonato di magnesio).

Di notevole interesse sono le caratteristiche alterazioni dei minerali metalliferi solforati per azione dell'acqua e dell'ossigeno atmosferico. Le piriti si lasciano molto facilmente attaccare e per ossidazione dànno soluzioni acide per acido solforico, di solfato ferroso e solfato ferrico.

Procedendo nel processo d'ossidazione la pirite si trasforma in ossido idrato di ferro; e caratteristiche soprattutto sono le sostituzioni lente della limonite alla pirite, che di quest'ultima conservano ancora le primitive forme cristalline (v. pseudomorfosi). Da ricordare anche le analoghe pseudomorfosi di malachite, su minerali varî di rame. Da alterazioni sono formate le ocre di ferro (ematite, limonite), i carbonati basici di rame (malachite, azzurrite), i solfati che sono minerali della zona di alterazione dei giacimenti metalliferi.

Interessante è successivamente l'azione dei solfati predetti, facilmente solubili e circolanti nel sottosuolo: il solfato ferrico può ossidare a solfati i solfuri e solfosali di piombo, di zinco, di rame:

il solfato ferroso può agire sugli stessi solfuri da riducente in zona sottostante a quella di alterazione (zona di arricchimento), liberando metalli nativi, come oro, argento, piombo, rame, arsenico, antimonio, bismuto:

Già abbiamo visto che le soluzioni di solfati di zinco, di ferro, di rame possono ancora, per reazioni di doppio scambio, dar luogo, in rocce calcaree, a giacimenti metasomatici di carbonati.

Degli elementi chimici che dànno minerali, solo quelli del gruppo del platino si mantengono inalterati nella crosta terrestre, allo stato nativo, come si sono segregati dal primario processo magmatico.

Bibl.: R. Marc, Vorlesungen über die chemische Gleichgewichtslehre, und ihre Anwendung auf die Probleme der Mineralogie, Petrographie, und Geologie, Jena 1911; H. E. Boeke, Grundlagen der physikalischchemisch Petrographie, Berlino 1915; P. Niggli, Chemie der Erde, 1915; W. Eitel, Mineralogie und Petrologie, die Fortschritte in den letzen zehn Jahren, Lipsia e Dresda 1925 (opera che riassume i lavori del decennio 1915-1925 con una ricchissima bibliografia); H. Jung, Die physikalische Chemie in ihrer Anwendung auf Probleme der Mineralogie, Petrographie, und Geologie, Jena 1930, u. ed. del lavoro di R. Marc precedentemente citato.