Mineralogia e costituenti delle rocce con laboratorio

Guida al Corso di

Mineralogia e costituenti delle rocce con laboratorio

(Lezioni dettate dal Prof. Antonino Lo Giudice)

Anno Accademico 2009-10

Indice

Prefazione al corso. Pag. 2

I costituenti delle rocce " 3

Caratteri strutturali e morfologici dei minerali " 5

Considerazioni sui reticoli cristallini " 10

Introduzione strutturale alla cristallografia morfologica " 11

Cristallografia morfologica " 15

Cristallografia strutturale " 23

Richiami sui caratteri generali delle onde luminose " 24

La cristallografia X " 33

Applicazioni della cristallografia X " 42

Ottica Cristallografica " 46

Caratteristiche ottiche generali dei minerali " 46

Birifrangenza e segno ottico dei minerali " 52

Le indicatrici ottiche " 54

Definizione e costruzione delle indicatrici ottiche " 54 Forme e geometria delle indicatrici ottiche " 56 Orientazione delle Indicatrici Ottiche nei minerali " 59

Osservazioni ottiche sui minerali " 65

Il Microscopio da mineralogia " 66

I diversi tipi di osservazione al microscopio " 68 Osservazioni a luce parallela (ortoscopica) e ad un solo polaroide " 68 Osservazioni a luce parallela e a due polaroidi (Nicol’s incrociati) " 77

Riflessioni sull’equazione del ritardo e informazioni deducibili

dall’osservazione dei colori d’interferenza " 82

Riflessioni sulle posizioni d’estinzione " 85

I compensatori " 90

Osservazioni a luce convergente (conoscopica) e a due polaroidi (Nicol’s

incrociati) " 95

Figure d’interferenza dei minerali birifrangenti uniassici (dimetrici) " 96 Figure d’interferenza dei minerali birifrangenti biassici (trimetrici) " 100 Determinazione del segno ottico nei minerali uniassici e biassici " 104 Riconoscimento al microscopio delle principali fasi minerali costituenti le rocce " 108

Cristallochimica dei minerali " 128

I minerali e le loro strutture cristalline " 128

Le regole di Pauling " 131

Isomorfismo " 137

I tipi di isomorfismo " 141

Caratteristiche generali della cristallizzazione delle miscele isomorfe " 144

Polimorfismo " 157

I tipi di polimorfismo " 160

Rassegna dei principali minerali costituenti le rocce " 165

I silicati " 165

Nesosilicati " 170

Sorosilicati " 173

Inosilicati " 174

Fillosilicati " 182

Tectosilicati " 190

Carbonati, solfati, fosfati, alogenuri, solfuri, ossidi e idrossidi, elementi

nativi " 200

Appendice " 206

Peso specifico, Densità, Durezza, Suscettività magnetica, Piezoelettricità " 206

Riconoscimento al microscopio delle principali fasi minerali costituenti le rocce.

Per alcuni minerali, la cui distribuzione nelle rocce risulta particolarmente significativa, vengono di seguito forniti i caratteri ottici esenziali utili per il loro riconoscimento al microscopio.

Le schede che seguono riassumono quanto illustrato e fatto oggetto di sperimentazione durante l’attività di laboratorio collegata al corso d’insegnamento di Mineralogia e costituenti delle rocce.

Granati

Figura 128

Sotto la dizione di granato intendiamo uno dei seguenti termini puri o loro miscele: Piropo (Mg

Al

[SiO

]

, Almandino (Fe

Al

[SiO

]

, Spessartina (Mn

Al

[SiO

]

, Grossularia (Ca

Al

[SiO

]

, Andradite (Ca

Fe

[SiO

]

, Uvarovite (Ca

Cr

[SiO

]

.

I granati sono tutti monometrici; i loro indici di rifrazione variano in funzione della composizione da 1,714 a 1,865.

Colore: in sezione sottile i colori variano da incolore a debolmente colorati su tonalità tenui del rosso, del bruno e del verde. Talora sono presenti zonature di colore correlate a variazioni composizionali.

Abito: In sezione sottile esibiscono forme poligonali o rotondeggianti con superfici di aspetto ruvido.

Rilievo: molto alto.

Sfaldatura: assente. Comuni le fratture irregolari.

Birifrangenza: essendo cubici, i granati sono monorifrangenti e appaiono sempre estinti a Nicol’s incrociati.

Alterazione: generalmente in clorite.

Caratteristiche diagnostiche: i granati sono facilmente riconoscibili in sezione sottile per la forma poligonale o rotondeggiante, il rilievo molto alto e il carattere otticamente isotropo dei cristalli.

.

Figura 129. Granati osservati a luce parallela. Si noti l’elevato rilievo con un solo polaroide e il loro apparire sempre estinti a Nicol’s incrociati

Paragenesi: i granati si trovano soprattutto in rocce metamorfiche ma anche in rocce ignee acide e in alcune peridotiti. Essendo molto resistente all’alterazione si rinviene spesso come minerale residuale in sedimenti e rocce detritiche.

Quarzo

Figura 130

Il quarzo è una delle forme cristalline del biossido di Silicio (SiO

)

Il quarzo più comunemente riscontrato nelle rocce è il Quarzo α (trigonale); i suoi indici di rifrazione principali sono:

ε = 1,544 ω = 1,553

Presenta birifrangenza massima ∆= 0,009

Colore: incolore. Limpido per assenza di alterazione. Può contenere inclusioni gassose, liquide e di minerali vari quali rutilo ed ematite.

Abito: in molte rocce effusive e ipoabissali acide il quarzo ha abito bipiramidale o prismatico che in sezione dà forme poligonali, spesso con golfi di dissoluzione lungo i bordi (corrosione magmatica). È anedrale nelle rocce intrusive e metamorfiche.

Rilievo: basso con indici di rifrazione simili (leggermente superiori o leggermente inferiori) a quello delle più comuni resine adoperate per l’incollaggio della sezione sottile sul vetrino.

Sfaldatura: assente. Presenti spesso fratture concoidi.

Birifrangenza: debole con colori di interferenza massimi grigi sino al bianco del 1° ordine.

Estinzione: retta rispetto all’allungamento o alla direzione dell’asse z (se individuabile); gli individui deformati (presenti nelle rocce metamorfiche) presentano quasi sempre estinzione ondulata.

Geminazione: presente ma non osservabile in sezione sottile per l'identica orientazione ottica degli individui costituenti il geminato.

Figura di interferenza: Uniassica positiva (considerata la bassa birifrangenza del minerale le isocromatiche non eccederanno il bianco del 1° ordine). È opportuno eseguire le osservazioni conoscopiche su sezioni con colori di interferenza grigio-scuri o quasi sempre estinti che indicano sezioni vicine alla normale all'asse ottico. In cristalli deformati ed a estinzione ondulata la figura d’interferenza può denunciare una biassicità anomala con leggera apertura delle isogire ed evidenza di un 2V molto piccolo.

Caratteristiche diagnostiche: limpidezza, rilievo basso o assente, colori di interferenza bassi, segno ottico positivo, assenza di alterazione, assenza di sfaldature, frattura concoide.

Può esser confuso con i seguenti minerali che però presentano qualche differente carattere

specifico: cordierite → è biassica; berillo → è negativo e presenta tracce di sfaldatura; ortoclasio →

è biassico negativo e ha aspetto torbido per alterazione; plagioclasi non geminati → sono biassici positivi o negativi e possono essere alterati; nefelina → è uniassica negativa.

Paragenesi: minerale fondamentale di rocce magmatiche soprasature intrusive ed effusive acide e intermedie (tonaliti, granodioriti, graniti, rioliti), di rocce metamorfiche (filladi, micascisti, gneiss, granuliti) e di rocce sedimentarie clastiche.

Muscovite

Figura 130

La Muscovite (fillosilicato di Al e K. – KAl

(OH)

[AlSi

O

] – appartiene al gruppo delle miche; è un minerale monoclino, ha abito lamellare e sfaldatura molto facile parallela al piano (001).

Birifrangente biassico i suoi indici di rifrazione principali sono:

α = 1,552 – 1,576 β = 1,582 – 1,615 γ = 1,587 – 1,618

Presenta birifrangenza massima ∆= 0,035 – 0,049.

Colore: incolore.

Abito: pseudoesagonale in sezione basale, lamellare in sezione parallela o inclinata sull’asse Z;

Talora si presenta in aggregati microcristallini (sericite – Muscovite microscagliosa).

Rilievo: moderato. In sezione normale o fortemente inclinata rispetto alla basale è a volte rilevabile una leggera variazione di rilievo al ruotare del piatto del microscopio.

Sfaldatura: {001} perfetta. Tutte le sezioni inclinate sull’asse cristallografico Z mostrano un unico sistema di tracce di sfaldatura fra loro parallele, tanto più netto e fitto quanto più la sezione è ortogonale al piano (001). Le sezioni parallele al piano (001) non presentano sfaldatura e, se il minerale è euedrale, mostrano contorno circa esagonale. Queste sezioni esibiscono al microscopio un aspetto madreperlato.

Birifrangenza: in sezione basale (dato che γ ≅ β) si ha birifrangenza debole con colori grigi del 1°

ordine (γ–β = 0,003 – 0,005). Nelle sezioni circa perpendicolari al piano (001) la birifrangenza è molto elevata con colori di interferenza vivaci del 3° ordine. Lievissime variazioni nello spessore della sezione producono una sensibile variazione del ritardo e dei colori d’interferenza: da ciò deriva il fatto che detti colori sovente assumono l’aspetto ad abito d’arlecchino.

Estinzione: poiché Y ≡ γ e l’angolo fra X^β è praticamente nullo (cfr. Figura 130), l’estinzione avviene parallelamente alle tracce di sfaldatura. In sezione basale si osserva spesso estinzione ondulata o puntinata (a pelle di serpente).

Geminazione: la muscovite presenta geminati di solito poco visibili e pertanto potremo dire che, di solito, non appare geminata.

Figura di interferenza: biassica negativa con angolo 2V modesto (2V = 30° – 47°). Dato che α è circa perpendicolare al piano (001) la figura d’interferenza può essere ben osservata nelle sezioni basali (prive di tracce di sfaldatura e a bassa birifrangenza – bassi colori d’interferenza).

Caratteristiche diagnostiche: in sezione basale si riconosce per i bassi colori di interferenza, per l’estinzione puntinata e per la figura di interferenza biassica negativa a moderato 2V (è presente un’isocromatica con colore superiore al bianco del 1° ordine). In sezione parallela o poco inclinata rispetto all’asse Z, sono inconfondibili le tracce di sfaldatura, la forma allungata parallelamente alle tracce di sfaldatura, i colori di interferenza alti e l’estinzione parallela.

Paragenesi: minerale tipico di rocce metamorfiche pelitiche e semipelitiche con ampio campo di

stabilità. La sericite è una varietà microcristallina di muscovite ed è tipica di basso grado

metamorfico; essa rappresenta anche il prodotto di alterazione di feldspati nei cui cristalli si

sviluppa sotto forma di minute lamine ben distinguibili a Nicol’s incrociati per i colori di

interferenza molto vivaci ben visibili sui colori grigi del feldspato. La muscovite si trova anche in alcune rocce ignee intrusive (graniti peralluminosi, apliti e pegmatiti). Essendo un minerale molto resistente all’alterazione si trova anche in rocce sedimentarie detritiche.

Biotite

Figura 131

La Biotite (fillosilicato di Mg, Fe e K. – K(Mg,Fe)

(OH)

[AlSi

O

] – appartiene al gruppo delle miche; è un minerale monoclino, ha abito lamellare e sfaldatura molto facile parallela al piano (001).

Birifrangente biassico i suoi indici di rifrazione principali sono:

α = 1,522 – 1,625 β = 1,548 – 1,672 γ = 1,549 – 1,696

Presenta birifrangenza massima ∆= 0,030 – 0,070. Gli indici di rifrazione e la birifrangenza crescono al crescere del contenuto in Fe.

Colore: in genere bruno scuro ma anche giallo verde, verde scuro e rossiccio (il colore varia verso tonalità sempre più scure al crescere del contenuto in Fe).

Abito: pseudoesagonale in sezione basale, tabulare o lamellare in sezione parallela o inclinata sull’asse Z; Talora si presenta anche in aggregati lamellari. Sono comuni inclusioni di minerali accessori quali apatite, titanite e zircone. Questi minerali, specie lo zircone, sono circondati da un'aureola scura (aureola policroica) formatasi in seguito a danneggiamento della struttura cristallina per effetto del bombardamento di particelle pesanti emesse da alcuni radioisotopi (U, Th) presenti nelle inclusioni. Nelle vulcaniti la biotite è spesso circondata da un bordo di ossidi di Fe-Ti (bordo opacitico) che si forma a causa della instabilità del minerale in condizioni effusive.

Rilievo: moderato.

Sfaldatura: {001} perfetta. Tutte le sezioni inclinate sull’asse cristallografico Z mostrano un unico sistema di tracce di sfaldatura fra loro parallele, tanto più netto e fitto quanto più la sezione è ortogonale al piano (001). Le sezioni parallele al piano (001) non presentano sfaldatura e, se il minerale è euedrale, mostrano contorno circa esagonale. Queste sezioni esibiscono al microscopio un colore molto scuro.

Pleocroismo: molto forte: α = giallo, giallo verde, giallo bruno, bruno chiaro; β ≅ γ = bruno scuro ± rossiccio, verde scuro. L'assorbimento è quindi uguale per β e γ. Poiché questi giacciono sul piano (001), in sezione basale non si osserva pleocroismo (o esso è appena accennato). L’osservazione dello schema del pleocroismo va eseguita su sezioni ortogonali (o quasi) al piano (001). Su tale sezione ponendo le tracce di sfaldatura parallele alla direzione di vibrazione della luce nel polarizzatore osserveremo il colore di β ≅ γ, ponendo invece le tracce di sfaldatura ortogonali alla direzione di vibrazione della luce nel polarizzatore osserveremo il colore di α .

Birifrangenza: debole pressoché nulla in sezione basale, forte in sezione circa perpendicolare alla basale. I colori di interferenza (policromi a seguito di lievi variazioni dello spessore della sezione sottile) sono del 3° ordine ma sono ampiamente mascherati dal colore scuro del minerale.

Estinzione: poiché Y ≡ β e l’angolo fra X^γ è praticamente nullo (cfr. Figura 131), l’estinzione avviene parallelamente alle tracce di sfaldatura. La sezione basale appare quasi sempre estinta a causa della sua bassa birifrangenza e del valore molto piccolo dell’angolo 2V (pseudouniassico).

Figura di interferenza: biassica negativa con angolo 2V molto piccolo (2V

= 0° – 10°). Dato che α

è circa perpendicolare al piano (001) la figura d’interferenza può essere ben osservata nelle sezioni

basali (prive di tracce di sfaldatura e a bassa birifrangenza – bassi colori d’interferenza). La figura

d’interferenza ha un aspetto caratteristico (pseudouniassica) in quanto simula quella di un minerale

uniassico in sezione ortogonale all’A.O. Se l’angolo degli assi ottici non è otticamente risolvibile la determinazione del segno ottico va eseguita trattando la figura d’interferenza come se essa fosse uniassica.

Caratteristiche diagnostiche: il colore bruno, le numerose tracce di sfaldatura, il forte pleocroismo e l'alta birifrangenza in sezione non basale, la figura di interferenza biassica negativa con piccolissimo 2V in sezione basale. Può rassomigliare all'orneblenda bruna che però ha estinzione inclinata, ampio 2V, più alto rilievo e doppio sistema di tracce di sfaldatura.

Alterazione: la biotite si altera facilmente in clorite, minerali argillosi ed epidoti.

Paragenesi: La biotite è un minerale tipico di rocce metamorfiche politiche o semipelitiche di vario

grado. È un costituente principale di varie rocce granitoidi (graniti, granodioriti, tonaliti, etc.), di

molti lamprofiri e di alcune rocce vulcaniche quali andesiti e daciti. Si rinviene anche come

minerale detritico in sedimenti; in ambiente marino la biotite si trasforma in glauconite, una mica

diottaedrica ad elevato tenore in Fe, Mg, che ha caratteristiche ottiche simili alla biotite.

Figura 132. Sezioni di Quarzo, Muscovite e Biotite. Si noti come il quarzo presenti rilievo basso o nullo e bassi colori d’interferenza, la muscovite sia incolore ad un solo Nicol’s, presenti nette tracce di sfaldatura fra loro parallele, rilievo moderato ed alti colori d’interferenza; la biotite sia colorata con diversi colori (pleocroica), presenti nette tracce di

sfaldatura fra loro parallele, rilievo moderato ed alti colori d’interferenza.

Orneblenda

Figura 133

L’Orneblenda (Inosilicato di Ca, (Na), Mg, Fe (Al,Ti, Mn). – (Na,K)

Ca

(Mg,Fe

,Fe

,Al,Ti)

[(0H)(Al,Si)

O

]

– appartiene al gruppo degli Anfiboli; è un tipico anfibolo calcico che cristallizza nel sistema monoclino; ha abito prismatico allungato nella direzione dell’asse Z e sfaldatura facile parallela alla forma {110}.

Birifrangente biassico i suoi indici di rifrazione principali sono:

α = 1,610 – 1,728 β = 1,612 – 1,731 γ = 1,620 – 1,760

Presenta birifrangenza massima ∆= 0,020 – 0,026. Gli indici di rifrazione e la birifrangenza crescono al crescere del contenuto in Fe.

Colore: L’orneblenda comune presenta colore verde di varie tonalità che diventa più scuro nelle orneblende ricche in ferro.

Abito: cristalli prismatici allungati. Le sezioni basali (001) degli individui euedrali presentano contorno di tipo esagonale o rombico ed esibiscono un doppio sistema di tracce di sfaldatura che si incrociano con angoli di 56° e 124°. Le sezioni parallele all’asse delle Z (in zona all’asse [001]) presentano tracce di sfaldatura fra loro parallele che simulano un singolo sistema

; la direzione delle tracce di sfaldatura individua la direzione cristallografica dell’asse Z.

Rilievo: abbastanza alto.

Pleocroismo: marcato e sempre su tonalità verdi: α=verde chiaro, giallo verde; β=verde oliva, giallo verde; γ=verde scuro.

Birifrangenza: da moderata a forte con colori di interferenza fino a quelli medi del 2° ordine (a volte mascherati dal colore proprio del minerale).

Estinzione: inclinata di 12-34° circa rispetto alle direzione delle tracce di sfaldatura (asse Z) sulle sezioni parallele all’asse Z; simmetrica rispetto al doppio sistema di tracce di sfaldatura nelle sezioni basali o circa parallele a (001); parallela in tutte le sezioni in zona con l’asse Y (asse [010])

. Nelle orneblende l’angolo di estinzione massimo c^γ viene utilizzato a fini diagnostici in quanto fornisce indicazioni sulla loro composizione. Detto angolo va misurato sulla sezione (010), riconoscibile perché mostra i più alti colori d’interferenza (in essa si propagano le onde con indici di rifrazione α e γ. – cfr. figura 133).

Allungamento: positivo.

Geminazione: non frequente secondo {100} sia semplice che polisintetica e a sviluppo lamellare.

Alterazione: l’orneblenda verde si altera in clorite, serpentino e prodotti misti di epidoto, ossidi di ferro, calcite etc.

Figura di interferenza: biassica negativa con angolo 2V grande (2V

= 52° – 85°). La figura d’interferenza sarà ben osservabile in sezioni a bassa birifrangenza che risulteranno circa ortogonali all’A.O. o alla B.A.

Caratteristiche diagnostiche: il sistema di sfaldature, il colore verde abbastanza forte e il pleocroismo. Alcune varietà verdi di biotite in sezione circa ortogonale al piano (001) possono, per il colore, assomigliare all’orneblenda. La biotite, tuttavia, ha rilievo più basso, tracce di sfaldatura

112 Che non si tratti di un singolo sistema si rileva dal fatto che tutte le tracce non sono mai contemporaneamente ortogonali o egualmente inclinate sulla sezione del minerale.

113 La sezione (100) presenta tracce di sfaldatura tra loro parallele ed estinzione parallela rispetto ad esse in quanto ortogonale al P.A.O. e contenente la direzione di vibrazione dell’onda caratterizzata dall’indice di rifrazione β (cfr.

figura 133)

più fitte ed estinzione sempre retta in tutte le sezioni che mostrano le tracce di sfaldatura. I vari termini della serie delle orneblende sono difficilmente individuabili, anche se le hastingsiti hanno valori bassi del 2V

(fino quasi a zero) e le pargasiti ricche in magnesio sono otticamente positive.

Paragenesi: le orneblende sono minerali molto comuni nelle rocce ignee e metamorfiche. Sono caratteristiche di rocce intrusive quali dioriti, tonaliti e, in molti casi, dei gabbri. Nelle rocce effusive si ritrovano specialmente nei termini intermedi quali andesiti e daciti. Nelle rocce metamorfiche le orneblende sono tipiche di litologie basiche di metamorfismo medio-alto. Insieme ad altri anfiboli possono formare aggregati fibrosi secondari su pirosseni ignei, noti con il nome di uralite.

Una varietà di orneblenda, ricca in Fe

e Ti, presente in vulcaniti alcaline e subalcaline, è quella che viene comunemente indicata come Orneblenda basaltica. Le sue caratteristiche ricalcano quelle dell’orneblenda comune differenziadosene per alcuni caratteri che di seguito riportiamo.

Colore: bruno, giallo bruno, rosso bruno.

Abito: simile a quello dell’orneblenda comune. Nelle rocce vulcaniche presenta spesso un bordo di reazione di minerali opachi (bordo opacitico).

Rilievo: medio-alto.

Pleocroismo: molto marcato con colori varianti da α = giallo, β = marrone, γ = marrone scuro.

Birifrangenza: da alta a molto alta con colori di interferenza mascherati dal colore del minerale.

Estinzione: angolo di estinzione molto piccolo: c^ γ = 0°–18° in sezioni (010).

Caratteristiche diagnostiche: quelle dell’orneblenda comune, più il piccolo angolo di estinzione, il colore e il pleocroismo. La biotite tagliata in sezione circa ortogonale a (001) può assomigliare all’orneblenda basaltica, ma ha estinzione retta, rilievo più basso e tracce di sfaldatura più numerose. Un minerale simile all’orneblenda basaltica è la kaersutite (Anfibolo sodico – titanifero).

Paragenesi: l’orneblenda basaltica o ossiorneblenda è un minerale tipico di un’ampia varietà di rocce effusive specialmente andesiti, basaniti, tefriti. Talora l’orneblenda basaltica deriva dall’orneblenda comune a seguito di processi di trasformazione per ossidazione.

Pirosseno Rombico (Ortopirosseno)

Figura 134

Gli ortopirosseni (pirosseni rombici) sono costituiti da una serie di minerali a composizione compresa tra Enstatite (Mg

[SiO

]

– En) e Ferrosilite (Fe

[SiO

]

– Fs). Di seguito viene riportata la denominazione dei diversi termini della serie e la loro composizione espressa come percentuale di enstatite: enstatite (100 ≥ En ≥ 88%) ; bronzite (88 ≥ En ≥ 70%); iperstene (70 ≥ En ≥ 50%); ferro-iperstene (50

≥ En ≥ 30%); eulite (30 ≥ En ≥ 12%); ferrosilite (12 ≥ En ≥ 0%); hanno abito prismatico tozzo e sfaldatura facile parallela alla forma {110}.

Birifrangenti biassici i loro indici di rifrazione principali

sono:

α = 1,650 – 1,665 β = 1,653 – 1,670 γ = 1,658 – 1,674

Presenta birifrangenza massima ∆= 0,008 – 0,009.

Colore: le varietà magnesiache sono incolore; debolmente colorati su tonalità verde pallido o bruno chiaro i termini intermedi e ferriferi.

Abito: prismatico tozzo.

114 Gli intervalli dei valori degli indici di rifrazione qui riportati si riferiscono ai termini magnesiaci (100 ≥ En ≥ 70%).

Rilievo: alto.

Sfaldatura: presentano un doppio sistema di tracce di sfaldatura abbastanza facile secondo le facce della forma {110}. Le sezioni basali (001) degli individui euedrali presentano contorno di tipo ottagonale o quadrangolare ed esibiscono un doppio sistema di tracce di sfaldatura che si incrociano con angoli di 88° e 92°. Le sezioni parallele all’asse delle Z (in zona all’asse [001]) presentano tracce di sfaldatura fra loro parallele che simulano un singolo sistema; la direzione delle tracce di sfaldatura individua la direzione cristallografica dell’asse Z. Sono pure possibili sfaldature parallele ai piani (100) e (010).

Pleocroismo: le varietà colorate possono presentare un leggero pleocroismo con colori varianti su tonalità chiare del bruno e giallo.

Birifrangenza: debole con colori di interferenza grigi del 1° ordine.

Estinzione: parallela alla sfaldatura e all’allungamento in tutte le sezioni parallele a [001], simmetrica nelle sezioni parallele a [100] o a[010], obliqua nelle sezioni di tipo (hkl).

Allungamento: positivo.

Figura di interferenza: l’angolo 2V degli assi ottici varia notevolmente al variare del contenuto in Fs passando da valori di 2V γ = 58° a valori di 2V

= 63°; al crescere del tenore di Fs si hanno due inversioni del segno ottico da positivo a negativo a tenori di Fs = 12% e da negativo a positivo a tenori di Fs = 88%. La figura d’interferenza sarà ben osservabile in sezioni a molto bassa birifrangenza circa ortogonali all’A.O.

Geminazione: generalmente assente.

Alterazione: in anfiboli (uralitizzazione), talco, clorite, serpentino (antigorite). L'antigorite pseudomorfa su enstatite prende il nome di bastite.

Caratteristiche diagnostiche: doppio sistema di tracce di sfaldatura; alto rilievo, bassa birifrangenza;

segno ottico variabile.

Paragenesi: gli ortopirosseni a composizione intermedia sono presenti in rocce magmatiche sature o sovrassature in silice quali basalti calcalcalini e toleiitici, andesiti e gli equivalenti intrusivi gabbri e dioriti. Le varietà più ricche in magnesio si trovano in rocce ultramafiche (harzburgiti e lherzoliti).

I termini ricchi in ferro non si rinvengono nelle comuni rocce ma sono stati osservati in alcune meteoriti.

Augite

Figura 135

L’augite è un pirosseno monoclino di tipo calcico–ferro–magnesiaco la cui composizione è (Ca,Na)(Mg,Fe

,Al,Fe

,Ti)[(Al,Si)SiO

]. Ha abito prismatico tozzo e sfaldatura abbastanza facile parallela alla forma {110}.

Birifrangente biassica positiva, i suoi indici di rifrazione principali sono:

α = 1,671 – 1,735 β = 1,672 – 1,741 γ = 1,703 – 1,774

Presenta birifrangenza massima ∆= 0,018 – 0,033.

Colore: da incolore a bruno chiaro o verde pallido. Le varietà ricche in ferro (ferraugite) tendono al verde; quelle ricche in titanio (titanaugite o augite titanifera) tendono al viola o rosa tenui con leggero ma evidente pleocroismo.

Abito: cristalli anedrali o euedrali a prismi tozzi.

Rilievo: alto.

Sfaldatura: presentano un doppio sistema di tracce di sfaldatura abbastanza facile secondo le facce della forma {110}. Le sezioni basali (001) degli individui euedrali presentano contorno di tipo

Figura 136

ottagonale o quadrangolare ed esibiscono un doppio sistema di tracce di sfaldatura che si incrociano con angoli di 88° e 92° (Figura 136). Le sezioni parallele all’asse delle Z (in zona all’asse [001]) presentano tracce di sfaldatura fra loro parallele che simulano un singolo sistema; la direzione delle tracce di sfaldatura individua la direzione cristallografica dell’asse Z.

Sono pure possibili sfaldature parallele ai piani (100) e (010).

Birifrangenza: abbastanza forte con colori di interferenza massimi del 2°

ordine.

Estinzione: parallela, simmetrica e inclinata nelle opportune sezioni. Le sezioni parallele all’asse Y (h0l) e le sezioni basali (001) presenteranno estinzione simmetrica; la sezione (100) presenta estinzione parallela; tutte le altre sezioni presenteranno estinzione inclinata; l’angolo massimo d’estinzione inclinata si osserva nella sezione (010); detto angolo (c^γ = 35°– 48°) è distintivo per le diverse composizioni dell’augite.

Figura di interferenza: l’angolo 2V degli assi ottici varia sostanzialmente al variare del contenuto in Ca passando da valori di 2V γ = 20°–30° per le augiti povere in Ca (augiti subcalciche) a valori di 55°–60° per le augiti sature in Ca (saliti e ferrosaliti). La figura d’interferenza sarà ben osservabile in sezioni a bassa birifrangenza circa ortogonale all’A.O. o alla B.A.

Geminazione: semplice e multipla secondo {100} e {001}.

Alterazione: in anfiboli, cloriti.

Caratteristiche diagnostiche: doppio sistema di tracce di sfaldatura, alto rilievo; l’ampio valore del 2V

consente di differenziarla dalla pigeonite.

Paragenesi: presente in una gran varietà di rocce ignee basiche e ultrabasiche. È un costituente anche di rocce carbonatiche termometamorfiche e di granuliti basiche. L’augite titanifera è un minerale tipico di molte rocce basiche alcaline sottosature in silice dove può essere associata a feldspatoidi e altri minerali sottosaturi.

Pigeonite

La Pigeonite è un pirosseno monoclino di tipo calcico – ferro – magnesiaco la cui composizione è Ca

(Mg,Fe)

[SiO

]

. Ha abito prismatico tozzo e sfaldatura abbastanza facile parallela alla forma {110} (cfr. figura 136).

Birifrangente biassica positiva, i suoi indici di rifrazione principali sono:

α = 1,680 – 1,718 β = 1,698 – 1,725 γ = 1,719 – 1,744

Presenta birifrangenza massima ∆= 0,021 – 0,033.

I suoi caratteri ottici sono molto simili a quelli dell’augite di cui ricalca anche l’orientazione dell’I.O.

Si caratterizza per un angolo d’estinzione leggermente minore (c^γ = 22° – 45°) e per l’angolo degli

assi ottici molto piccolo (2V γ ≅ 0°). Quest’ultimo carattere rende distinguibile la pigeonite

dall’augite che, peraltro, è l’unico minerale con cui può essere confusa.

Olivina

Figura 137

Le olivine sono soluzioni solide tra forsterite (Fo:

Mg

[SiO

]) e fayalite (Fa: Fe

[SiO

]). I termini della serie, suddivisi sulla base del contenuto in forsterite, sono: forsterite (Fo=100–90%), crisolito (Fo=90–70%), hyalosiderite (Fo=70–50%), hortonolite (Fo=50–30%), ferrohortonolite (Fo=30–10%), fayalite (Fo=10–0%).

Birifrangente biassica i suoi indici di rifrazione principali, per i due termini estremi, sono:

α = 1,635 – 1,827 β = 1,651 – 1,869 γ = 1,670 – 1,879

Presenta birifrangenza massima ∆= 0,035 – 0,052.

Colore: generalmente incolore. I termini molto ferriferi hanno colore giallino e possono mostrare un leggero pleocroismo.

Abito: prismatico tozzo, spesso rotondeggianti e attraversati da fratture. Negli individui euedrali presenta spesso sezioni a contorno esagonale leggermente allungato (Figura 138).

Figura 138. sezioni di olivina a contorno esagonale allungato presentanti bassa birifrangenza (perpendicolare

all’A.O.) ed alta birifrangenza (// P.A.O.)

Rilievo: alto, specialmente nei termini ferriferi.

Sfaldatura: imperfetta secondo (100) e (010) spesso non visibile. Comuni le fratture.

Birifrangenza: alta con colori di interferenza del 2° e 3° ordine.

Estinzione: parallela alle eventuali tracce di sfaldatura o alle bisettrici dell’angolo acuto dell’esagono (Figura 138).

Geminazione: raramente osservabile.

Figura di interferenza: l’angolo 2V degli assi ottici varia notevolmente al variare del contenuto in fayalite passando dal valore di 2V γ = 82° per la forsterite al valore di 2V γ = 134° (2V α = 46°) per la Fayalite. L’inversione del segno ottico da positivo a negativo si realizza a tenori di fayalite intorno al 15%. Considerato che i termini più comuni delle olivine hanno angolo 2V ≅ 90°, la figura d’interferenza sarà ben osservabile in sezioni circa ortogonali all’A.O. (a bassa birifrangenza

), in questi casi, essa sarà data da una sola isogira che resta rettilinea o si incurva leggermente al ruotare del piatto del microscopio (la determinazione del segno ottico può essere difficoltosa ed ambigua).

Alterazione: l’olivina è molto sensibile all’alterazione in ambiente superficiale, idrotermale e di basso grado metamorfico. I prodotti secondari più tipici sono serpentino, iddingsite, bowlingite, anfiboli (pilite). Le trasformazioni secondarie iniziano tipicamente lungo le fratture e i bordi e possono portare alla sostituzione completa dei cristalli. L’iddingsite è una sostanza formata da clorite e ossidi e idrossidi di ferro, ha colore rosso-marrone ed è tipica di rocce vulcaniche. La bowlingite ha colore verde ed è costituita essenzialmente da clorite, smectite, miche, talco, quarzo. I prodotti dell’alterazione pilitica sono costituiti da minuti cristalli fibrosi di anfibolo tremolitico- actinolitici.

Caratteristiche diagnostiche: il rilievo alto, gli elevati colori di interferenza, l’assenza o scarsità di tracce di sfaldatura, la presenza di fratture irregolari, l’estinzione parallela rispetto all’eventuale allungamento o sfaldature e l’ampio 2V a segno ottico variabile.

115 Considerata l’alta birifrangenza massima presentata dall’olivina, una sezione circa ortogonale all’A.O. potrà presentare colori d’interferenza anche eccedenti il bianco del 1° ordine sino al giallo chiaro del 1° ordine.

Paragenesi: l’olivina forsteritica è un minerale fondamentale di rocce ultramafiche quali peridotiti, duniti, pirosseniti e di rocce basiche quali basalti, gabbri. Nelle rocce ultramafiche l’olivina presenta un elevato contenuto in forsterite generalmente compreso tra 92-85% circa, mentre nelle rocce mafiche le variazioni composizionali sono tipicamente Fo= 85-50% circa. I termini magnesiaci delle olivine sono sottosaturi in silice e non si trovano mai in paragenesi con silice libera, con la quale regiscono per dare enstatite secondo la reazione: Mg

SiO

+ SiO

= Mg

[SiO

]

. I termini ferriferi, invece, sono comunemente presenti in rocce acide soprasature in silice di natura peralcalina. L’olivina, spesso con composizione forsteritica pura, si rinviene anche come prodotto di termometamorfismo di calcari e dolomie impuri.

Plagioclasio

I plagioclasi sono minerali triclini dati da tutte le possibili soluzioni solide tra albite (Ab:

Na[AlSi

O

]) e anortite (An: Ca[Al

Si

O

]). I termini della serie, suddivisi sulla base del contenuto in anortite, sono: Albite (An=0–10%), oligoclasio (An=10–30%), andesina (An=30–50%), labradorite (An=50–70%), bitownite (An=70–90%), anortite (An=90–100%).

Albite Oligoclasio Andesina

Labradorite Bitownite

Anortite

Figura 139. Abito ed orientazione ottica dei plagioclasi al mutare della loro composizione.

Hanno abito allungato nella direzione dell’asse z e sfaldatura abbastanza facile parallelamente alle facce (010) e (001).

Birifrangenti biassici, i loro indici di rifrazione principali

, variabili e crescenti al crescere del contenuto in An, sono:

α = 1,527 – 1,577 β = 1,531 – 1,585 γ = 1,538 – 1,590

Presentano birifrangenza massima ∆= 0,009 – 0,013.

Colore: i plagioclasi sono incolori in sezione sottile; a volte torbidi per alterazione Abito: generalmente da tabulare ad allungato nella direzione dell’asse z.

Rilievo: assente. Gli indici di rifrazione aumentano con il contenuto in anortite.

Sfaldatura: perfetta secondo {001}, buona secondo {010}, e mal definita secondo {110}.

116 Gli intervalli dei valori degli indici di rifrazione qui riportati si riferiscono a tutto l’intervallo composizionale dei plagioclasi.

Birifrangenza: debole con colori di interferenza grigi del 1° ordine.

Estinzione: la diversa orientazione dell'indicatrice ottica nei vari termini della serie determina un forte variabilità dell'angolo di estinzione che ha valore diagnostico e consente la determinazione del tenore in anortite dei plagioclasi.

Figura 140

La diversa orientazione ottica che questi minerali presentano al variare della loro composizione fa si che le loro eventuali zonature composizionali vengano immediatamente messe in evidenza dalle diverse posizioni d’estinzione – a zone a composizione diversa competono posizioni di estinzione diverse (Figura 140).

Geminazione: i plagioclasi mostrano generalmente geminazioni polisintetiche secondo la legge dell’albite e/o del periclino. Presenti anche geminazioni miste secondo la legge albite–Carlsbad e albite–periclino

. I geminati albite consistono di un insieme di cristalli paralleli a sviluppo lamellare. La diversa orientazione ottica esistente fra lamelle adiacenti del geminato

a

b

Figura 142

impone che, a Nicol’s incrociati, ciascuna di esse estingua in una posizione diversa da quella delle altre ad essa adiacenti;

ciò si traduce nel fatto che le lamelle costituenti il geminato risultino alternativamente contemporaneamente estinte o illuminate (mentre una serie di lamelle fra loro alternate è estinta l'altra – anche essa data da lamelle fra loro alternate – resta illuminata con colore d’interferenza grigio chiaro).

Ciò conferisce alle sezioni del minerale il tipico aspetto zebrato (Figura 142 a). La simmetria speculare esistente fra individui adiacenti del geminato (il P.S. coincide con il piano di contatto) impone inoltre che, nelle sezioni perpendicolari al piano di contatto (010), ciascuna serie di lamelle estingue contemporaneamente e simmetricamente rispetto all’altra (Figura 142 b – X

= X

).

I geminati periclino hanno aspetto simile a quelli albite, da cui si possono distinguere per la forma generalmente lenticolare e sottile delle lamelle e per il fatto che il piano di contatto, essendo del tipo

117

Figura 141

La geminazione secondo la legge dell’albite è una geminazione per emitropia normale: l’asse di geminazione (A₂) coincide con la normale al piano (010); il piano di contatto è il piano (010).

Tale piano diviene piano di simmetria per il complesso geminato (Figura 141). La geminazione è di solito polisintetica cioè data dall’associazione di più di due individui (Figura 141).

La geminazione secondo la legge del periclino è una geminazione per emitropia parallela: l’asse di geminazione (A₂) coincide con l’asse y [010]; il piano di contatto è un piano passante per l’asse di geminazione (“sezione romba” o “sezione rombica”).

La geminazione secondo la legge di Carlsbad è una geminazione per emitropia parallela: l’asse di geminazione (A₂) coincide con l’asse z [001]; il piano di contatto (o di compenetrazione) è un piano parallelo a z (hk0), di solito (010), talora (100). La geminazione è di solito semplice (associazione di due individui).

Le geminazioni secondo la legge albite–periclino o albite–carlsbad, sono delle geminazione complesse in cui i singoli elementi del geminato sono soggette ad entrambe le leggi di geminazione semplice.

Figura 143

(h0l), risulta circa perpendicolare al piano (010) – piano di contatto nei geminati secondo la legge dell’albite. Ne discende che i geminati complessi albite-periclino sono costituiti da due serie di lamelle che si intersecano circa ad angolo retto (geminazione a scacchiera – Figura 143).

I geminati secondo la legge di Carlsbad sono dati dall’associazione di due individui che vengono a contatto o si compenetrano lungo il piano (010). Poiché tale piano non è un piano di simmetria del

Figura 144

geminato i due individui che lo costituiscono avranno orientazione diversa e non simmetrica; pertanto, a Nicol’s incrociati, appariranno estinti in posizioni diverse e anche quando il piano (010) è ortogonale alla sezione del minerale l’estinzione non sarà simmetrica (Figura 144).

I geminati secondo la legge dell’albite – Carlsbad associano le caratteristiche peculiari di entrambi i tipi di geminazione.

Pertanto generalmente avremo a che fare con due individui che costituiscono il geminato Carlasbad, che sono, a loro volta, geminati secondo la legge dell’albite.

Figura 145

Tali individui se posti con il piano (010) ortogonale alla sezione presenteranno ciascuno estinzione simmetrica delle proprie lamelle di geminazione albite, ma fra loro presenteranno estinzione non simmetrica (Figura 145 – A

= A

≠ B

= B

).

L’insieme di queste considerazioni ci risulterà particolarmente utile allorché esamineremo le metodologie per la determinazione del contenuto in An dei plagioclasi.

Figura di interferenza: l’angolo 2V degli assi ottici varia notevolmente al variare del contenuto in anortite ed al variare della temperatura di equilibrazione del plagioclasio (alta temperatura per plagioclasi di rocce magmatiche effusive; bassa temperatura per plagioclasi di rocce metamorfiche e magmatiche intrusive). Per i Plagioclasi di bassa temperatura al crescere del contenuto in An il valore di 2V γ passa da 2V γ = 77° per la albite a 2V γ = 103° (2V α = 77°) per la anortite. Al crescere del tenore in An nel plagioclasio si registrano tre inversioni del segno ottico (da positivo a negativo e viceversa) al 18%, al 33% ed al 67% An ed un massimo relativo (2V α = 82°) ed un minimo relativo (2V γ = 78°) rispettivamente ai tenori di An del 25% e del 60% (Figura 146 b).

Per i Plagioclasi di alta temperatura al crescere del contenuto in An il valore dell’angolo degli assi ottici varia da 2V α = 50° per l’albite a 2V α = 75° per l’anortite registrando due inversioni del segno ottico (da positivo a negativo e viceversa), al 38% ed al 75% An ed un minimo relativo (2V γ = 76°) al tenore di An del 58% (Figura 146 b).

La figura d’interferenza sarà ben osservabile in sezioni circa ortogonali all’A.O. (quasi sempre

estinte),; in questi casi, essa sarà data da una sola isogira leggermente incurvata che ruota al ruotare

del piatto del microscopio (la determinazione del segno ottico può essere difficoltosa ed ambigua se

2V ≅ 90°).

Alterazione: i prodotti più comuni della trasformazione secondaria dei plagioclasi sono la saussurrite (associazione microcristallina di epidoti, albite, calcite, quarzo), minerali argillosi e zeoliti. I plagioclasi sodici sono più resistenti all'alterazione di quelli calcici.

Caratteristiche diagnostiche: l'assenza di colore e di rilievo, la bassa birifrangenza, le complesse zonature e soprattutto le tipiche geminazioni polisintetiche assicurano, di norma, un agevole riconoscimento del plagioclasio. In assenza di geminazioni o in sezioni parallele ai piani di geminazione risulta difficile distinguere il plagioclasio albitico dal feldspato potassico o dal quarzo in quanto detti minerali hanno indici di rifrazione, birifrangenza e aspetto abbastanza simili. Il plagioclasio albitico si distingue dal feldspato potassico in quanto il suo segno ottico è positivo mentre quello del feldspato potassico è negativo; si distingue dal quarzo in quando quest’ultimo è uniassico.

Paragenesi: i plagioclasi si trovano in abbondanza in quasi tutti i tipi di rocce, ad eccezione di alcune rocce sedimentarie di origine chimica ed in alcune rocce magmatiche ultramafiche o fortemente alcaline.

Determinazione del contenuto in anortite dei plagioclasi.

Considerato il carattere ubiquitario dei plagioclasi nell’esame petrografico delle rocce si rende indispensabile l’individuazione della loro specifica composizione. Ciò viene fatto utilizzando congiuntamente le note variazioni delle loro diverse proprietà ottiche al variare del loro contenuto in Anortite (indice di rifrazione, angolo degli assi ottici, ma soprattutto l’angolo di estinzione).

Fra i diversi metodi che possono essere adoperati tratteggeremo in questa sede quello che utilizza lo

“angolo massimo di estinzione simmetrica in sezione perpendicolare a (010)”, altrimenti noto come metodo di Michel-Lévy e quello che utilizza lo “angolo di estinzione in geminati albite-Carlsbad”.

Metodo di Michel-Lévy.

Il metodo si basa sul fatto che l’angolo massimo di estinzione (E

) misurabile fra la direzione della traccia del piano (010) e la direzione di vibrazione dell’onda con indice di rifrazione α’ in una sezione ortogonale a (010) è funzione della composizione del plagioclasio (%An). La Figura 146 riporta l’andamento della suddetta variazione.

a b

Figura 146

Per applicare questo metodo occorre prendere in considerazione, fra le tante sezioni di plagioclasio presenti nella sezione sottile in esame quelle geminate secondo la legge dell’albite e che risultano ortogonali al piano (010). Il riconoscimento di tali sezioni può agevolmente essere fatto verificando la sussistenza delle seguenti condizioni:

1. le tracce dei piani di contatto delle diverse lamelle di geminazione dell’individuo geminato

albite devono apparire più nitide possibile (se il piano di contatto non è ortogonale al piano della

sezione del minerale, la diversa orientazione ottica delle lamelle adiacenti ne sfuma l’evidenza – ciò appare con molta chiarezza se si “sfuoca” leggermente la sezione del minerale);

2. le lamelle di geminazione devono presentare il medesimo colore d’interferenza quando la traccia del loro piano di contatto (010) è parallela alla direzione di vibrazione della luce in uno dei due polaroidi (ciò in quanto il piano (010) è per il geminato albite un piano di simmetria);

3. Gli angoli di estinzione α’^(010) devono essere eguali per le due serie di lamelle (è ammissibile una differenza non superiore a 6°) (ciò in quanto il piano (010) è per il geminato albite un piano di simmetria).

Misurato il maggior numero possibile di angoli di estinzione si assume che E

= il maggiore dei valori riscontrati. Riportando tale valore nel diagramma di figura 146 si legge il corrispondente valore di An. Dalla figura 146 si rileva che i valori di E

compresi fra 0° e 18° appaiono due volte: una prima volta per valori di An compresi fra 0% e 22%, una seconda volta per valori di An compresi fra 22% e 38%. La discriminazione fra i plagioclasi ricadenti in questi due intervalli composizionali può essere fatta utilizzando il segno ottico (i primi sono positivi mentre i secondi sono negativi) o il confronto dell’indice di rifrazione con quello del balsamo usato come collante della sezione (i primi hanno indice di rifrazione minore di quello del balsamo, i secondi hanno indice di rifrazione maggiore di quello del balsamo).

Metodo dell’angolo di estinzione su geminati Albite-Carlsbad

Questo metodo si basa sul fatto che esiste una relazione univoca fra le coppie di angoli d’estinzione simmetrica relative ai geminati albite dei due individui costituenti il geminato Carlsbad e la composizione del plagioclasio. Tale relazione univoca consente di determinare il contenuto in An del plagioclasio in esame utilizzando una sola misura degli angoli d’estinzione simmetrica. La Figura 147 riporta l’andamento delle curve che rappresentano la suddetta relazione univoca. La misura, ovviamente, va eseguita in una sezione di un individuo geminato albite–Carlsbad tagliata ortogonalmente al piano (010)

.

118 Lo studente ricordi che il piano (010) è piano di contatto e simmetria per il geminato albite e contemporaneamente è piano di contatto per il geminato Carlsbad.

Figura 147. Curve rappresentative della variazione degli angoli d’estinzione simmetrica in coppie d’individui geminati albite – Carlsbad in funzione del contenuto in An del plagioclasio.

Tale sezione viene riconosciuta verificando la sussistenza delle seguenti condizioni:

1. le tracce del piano di contatto dei due individui geminati Carlsbad così come quelle relative alle diverse lamelle di geminazione delle geminazioni albite presenti in detti individui devono apparire più nitide possibile (se i piani di contatto non sono ortogonali al piano della sezione del minerale, la diversa orientazione ottica delle lamelle adiacenti ne sfuma l’evidenza – ciò appare con molta chiarezza se si “sfuoca” leggermente la sezione del minerale);

2. allorché la traccia del piano di contatto (010) del geminato Albite-Carlsbad viene posto parallelamente alla direzione di vibrazione della luce in uno dei due polaroidi:

a) le lamelle di geminazione albite dei due individui geminati Carlsbad devono presentare il medesimo colore d’interferenza (ciò in quanto il piano (010) è per il geminato albite un piano di simmetria);

b) ciascuno dei due individui costituenti il geminato Carlsbad non mostrerà la geminazione albite e presenterà un proprio colore d’interferenza; tale colore sarà generalmente diverso nei due individui costituenti il geminato Carlsbad – cioè si vede solo la geminazione Carlsbad e le geminazioni albite non si vedono – (ciò in quanto il piano (010) per il geminato Carlsbad non è un piano di simmetria);

3. Gli angoli di estinzione α’^(010) siano eguali per le due serie di lamelle di geminazione albite (è ammissibile una differenza non superiore a 6°) che appartengono a ciascun individuo che costituisce il geminato Carlsbad (ciò in quanto il piano (010) è per il geminato albite un piano di simmetria).

Riscontrate tali condizioni ed effettuate le misure degli angoli d’estinzione nelle due serie di lamelle di geminazione albite facenti riferimento a ciascuno dei due individui che costituisce il geminato Carlsbad (con riferimento alla Figura 145 A = (A

+A

)/2 e B = (B

+B

)/2), se ne proiettano i valori nell’apposito diagramma (Figura 147) e si ricava il contenuto in An nel plagioclasio esaminato.

Anche per questo metodo esiste una non univocità della determinazione per angoli d’estinzione compresi fra 0° e 20°; tale indeterminazione viene risolta analogamente a quanto già visto per il metodo di Michel-Lévy.

Si noti che il contenuto in An del plagioclasio, come determinato con uno dei due metodi sopra descritti, può essere ritenuto eguale al contenuto in An nel plagioclasio della roccia in esame solo se ricorrono le seguenti condizioni:

1. Il plagioclasio è sempre in equilibrio con il sistema roccia nel suo complesso (non esistono più tipi di plagioclasio); qualora questa condizione non sia verificata occorre svolgere la determinazione separatamente per ciascun tipo di plagioclasio presente – l’analisi strutturale della roccia consente il riconoscimento delle diverse tipologie di plagioclasio eventualmente presenti.

2. Il plagioclasio è sempre di tipo omogeneo (non presenta zonature composizionali). Se questa condizione non si riscontra si procede alla determinazione della composizione del plagioclasio per “zone” diverse – di solito si considerano il nucleo e la periferia del cristallo.

Feldspato Potassico

Sanidino Ortoclasio Microclino

Figura 148. Abito ed orientazione ottica delle principali fasi del feldspato potassico.

Il feldspato potassico (K[AlSi

O

]) è presente nelle rocce in diverse modificazioni di stato solido che vengono raggruppate sotto le seguenti denominazioni:

Sanidino – feldspato potassico di alta temperatura, monoclino, caratteristico di rocce vulcaniche.

Presenta indici di rifrazione variabili in relazione al suo contenuto in Na; i suoi indici di rifrazione principali sono:

α = 1,517 – 1,520 β = 1,523 – 1,525 γ = 1,524 – 1,526

Birifrangenza molto bassa ∆ = 0,007.

Colore: incolore, limpido e trasparente.

Abito: generalmente tabulare.

Rilievo: assente con indice di rifrazione inferiore al balsamo, ai comuni collanti e all’indice ω del quarzo.

Sfaldatura: perfetta parallelamente a (001); buona parallelamente a (010). I due sistemi si incrociano a 90° circa.

Birifrangenza: debole con colori di interferenza grigi del 1° ordine.

Geminazione: frequente secondo la legge di Carlsbad, di tipo semplice; vede l’associazione di due individui.

Estinzione: gli angoli d’estinzione caratteristici sono c^γ = 15° e a^α = 5°.

Figura di interferenza: Biassica negativa con angolo degli assi ottici 2V

molto piccolo e tale che la figura d’interferenza talora simula quella dei minerali uniassici.

Caratteristiche diagnostiche: l'abito tabulare, la limpidezza, la geminazione evidente, il basso indice di rifrazione e il piccolo 2V. In campioni macroscopici di roccia il sanidino è facilmente riconoscibile dalla forma tabulare dei cristalli che sono incolori, limpidi e trasparenti con evidenti superfici di sfaldatura fortemente riflettenti e con geminazione a volte ben visibile con una normale lente di ingrandimento.

Paragenesi: si trova in rocce effusive acide e intermedie come rioliti, trachiti, fonoliti. È caratteristico della facies di più alta temperatura del metamorfismo termico.

Ortoclasio – feldspato potassico di temperatura intermedia, otticamente monoclino ma strutturalmente triclino, caratteristico di rocce plutoniche.

Presenta indici di rifrazione principali:

α = 1,518 β = 1,524 γ = 1,526

Birifrangenza molto bassa ∆ = 0,008.

Colore: incolore in sezione sottile. Ha spesso un aspetto torbido per alterazione.

Abito: generalmente cristalli subedrali leggermente allungati o anedrali.

Rilievo: assente, con indice di rifrazione inferiore al balsamo, ai comuni collanti e all’indice ω del quarzo.

Sfaldatura: perfetta secondo (001), buona secondo (010). I due sistemi si incrociano a 90° circa.

Birifrangenza: debole con colori di interferenza grigi del 1° ordine.

Geminazione: comuni i geminati semplici di contatto e di compenetrazione secondo la legge di Carlsbad.

Estinzione: gli angoli d’estinzione caratteristici sono c^γ = 15° e a^α = 5°.

Figura di interferenza: Biassica negativa con angolo degli assi ottici 2V

grande; il P.A.O è perpendicolare al piano (010).

Alterazione: i prodotti di alterazione più comuni sono caolino, illite e sericite. La caolinizzazione e illititizzazione si realizza attraverso la formazione di aghetti submicroscopici di minerali argillosi (caolinite ed illite) che conferiscono in sezione sottile al minerale un aspetto torbido. La sericitizzazione è data dalla formazione di minute lamine di sericite (muscovite microscagliosa) che è riconoscibile per i colori di interferenza vivaci.

Caratteristiche diagnostiche: l'assenza di colore, l'aspetto torbido, i colori di interferenza grigi, il basso indice di rifrazione, le tipiche geminazioni a due individui, il 2V ampio e il segno ottico negativo rendono l'ortoclasio riconoscibile in sezione sottile. Il sanidino ha 2V

molto piccolo, è più limpido e si ritrova quasi esclusivamente in rocce vulcaniche.

Paragenesi: l'ortoclasio si trova in rocce intrusive acide e alcaline quali granodioriti, graniti, sieniti.

È presente in grossi cristalli nelle pegmatiti. È comune nelle rocce sedimentarie clastiche.

Microclino – feldspato potassico di bassa temperatura, Otticamente e strutturalmente triclino, caratteristico di rocce metamorfiche.

Presenta indici di rifrazione principali leggermente variabili:

α = 1,518 – 1,522 β = 1,522 – 1,526 γ = 1,526 – 1,530

Birifrangenza molto bassa ∆ = 0,007.

Colore: incolore. Per alterazione può avere aspetto torbido – meno marcato dell'ortoclasio.

Abito: come l'ortoclasio.

Rilievo: assente, con indice di rifrazione inferiore al balsamo, ai comuni collanti e all’indice ω del quarzo

.

119 Il confronto dell’indice di rifrazione medio di un k-feldspato con l’indice di rifrazione ω del quarzo è possibile ogni qual volta due individui di detti minerali sono fra loro a contatto con un limite sufficientemente netto e verticale. Ciò in quanto il quarzo in qualsivoglia sezione presenta indici di rifrazione ω ed ε’. Ricordando che il quarzo presenta segno ottico positivo (ε’ > ω), l’individuazione, nella sezione del minerale, del piano di vibrazione dell’onda ad indice di rifrazione ω e l’eliminazione, da essa, dell’effetto della presenza dell’onda birifratta ad indice di rifrazione ε’ viene svolta, utilizzando le posizioni d’estinzione ed il compensatore, nel modo seguente:

1. si porta il quarzo in estinzione (i piani di vibrazione delle onde con indici di rifrazione ω ed ε’ sono coincidenti con i piani di vibrazione della luce nei due Nicol’s – E-W e N-S);

2. noto che nel polarizzatore la luce vibra in direzione E-W si ruota il piatto del microscopio di 45° in modo da portare la direzione di vibrazione dell’onda coincidente con la direzione E-W in coincidenza con la direzione di vibrazione dell’onda ad indice γ del compensatore – tale rotazione può avvenire in senso orario o in senso antiorario;

3. osservato il colore d’interferenza assunto dal quarzo (grigio del 1° ordine) si inserisce il compensatore: il colore d’interferenza già mostrato dal quarzo sale (diviene azzurro) o scende (diviene giallo) nella scala dei colori;

Sfaldatura: perfetta secondo {001}, buona secondo {010}. I due sistemi si incrociano a 90° circa.

Birifrangenza: debole con colori di interferenza grigi del 1° ordine.

Geminazione: il microclino presenta quasi costantemente geminazioni polisintetiche costituite dalla combinazione di lamelle geminate secondo le leggi dell'albite e del periclino. Le due serie di geminati si intersecano a circa 90° e producono una tipica struttura a graticcio. Le singole lamelle presentano talora estinzione ondulata.

Estinzione: presenta sempre estinzione inclinata rispetto a X, Y e Z con angoli d’estinzione abbastanza piccoli (cfr. Figura 148).

Figura di interferenza: biassica negativa ad ampio 2V, ma osservabile solo raramente a causa delle dimensioni molto piccole degli individui che costituiscono i geminati a graticcio.

Caratteristiche diagnostiche: la mancanza di colore, il basso indice di rifrazione, i colori di interferenza grigi, ma specialmente la geminazione albite-periclino con aspetto a graticcio rendono inconfondibile questo minerale. Si distingue dai plagioclasi geminati albite-periclino per l'estinzione sfumata delle lamelle di geminazione.

Paragenesi: Minerale tipico di rocce metamorfiche di alto grado. Si ritrova in rocce plutoniche quale prodotto di inversione dell’Ortoclasio (microclinizzazione). È presente nelle rocce sedimentarie detritiche.

Una rassegna completa delle proprietà ottiche dei minerali costituenti le rocce è offerta nel volume: P. F. Kerr – Optical Mineralogy – Mc Graw Hill

4. se il colore d’interferenza scende (diviene giallo) significa che parallelamente alla direzione dell’onda con indice maggiore del compensatore vibra l’onda che, nel minerale, presenta indice minore: poiché ε’ > ω tale onda è quella con indice ω. Se il colore d’interferenza sale (diviene azzurro) si ruota il piatto del microscopio in modo da portare il minerale in sottrazione e far divenire il colore giallo e poter procedere come indicato al punto 5.

5. trovato che l’onda che si propaga nel quarzo con indice di rifrazione ω vibra parallelamente alla direzione di vibrazione dell’onda ad indice γ del compensatore, disinserito il compensatore, si ruota di 45° in modo da portare detta direzione parallela alla direzione E-W di vibrazione della luce nel polarizzatore – il quarzo appare estinto;

6. si disinserisce l’analizzatore e considerato che adesso nel quarzo si propaga solo l’onda con indice ω, si procede a confrontare gli indici di rifrazione del quarzo e del k-feldspato mediante il metodo della linea di Becke.