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DIECI ANNI DI MICROMINERALOGIA LAZIALE

 

di
Giancarlo Della Ventura,
Fabio Bellatreccia,
Enrico Caprilli,
Paolo Rossi,
Fabio Tamagnini,
Salvatore Fiori
 

Introduzione

          Che il Lazio fosse una miniera di minerali rari ed a volte nuovi per la Scienza è cosa risaputa da almeno un secolo (Brocchi, 1817; Strüver, 1876, 1877, 1885; Fantappiè, 1898a, 1898b, 1899; Zambonini, 1905; Stoppani e Curti, 1982). Nei prodotti vulcanici della Provincia Comagmatica Romana, estesa dalla bassa Toscana all’alta Campania, è stata descritta una gran quantità di minerali interessanti, di specie nuove per l’Italia, secondi o terzi ritrovamenti al mondo e, al momento attuale, 24 specie nuove per la Scienza (vedi lista aggiornata in questo volume). A tutti gli amatori e ricercatori di minerali è noto, comunque, che gran parte, se non la totalità delle specie rare, si trova sotto forma di minutissimi cristalli con dimensioni che arrivano al massimo a qualche centinaio di micron (1 mm = 0,001 mm). In altre parole, per trovare “roba buona” bisogna faticare molto, bisogna passare giornate e spesso nottate a “spaccare sassi” e osservare al microscopio i vari frammenti con un lavoro lungo, metodico e spesso quasi monacale (o maniacale?). Nel Lazio sono attive molte persone che per passione si occupano di questo, dedicando a questo faticoso lavoro gran parte del loro tempo libero e delle loro vacanze, a volte perfino tralasciando gli interessi familiari. A queste persone il mondo accademico (anche se non lo vuole ammettere) deve la gran parte delle scoperte scientifiche e a queste persone è dedicato questo articolo, che rappresenta la versione scritta di una conferenza tenuta sei mesi fa nella sede del Gruppo Mineralogico Romano, al Collegio Nazareno.

          Perché “dieci anni di micromineralogia laziale”? Circa dieci anni fa, per motivi del tutto fortuiti, si verificò un fatto piuttosto insolito nel panorama accademico romano: nell’Università di Roma Tre, di recente fondazione, fu creata una struttura di ricerca interdipartimentale, il LIME (Laboratorio Interdipartimentale di Microscopia Elettronica), dotato di un nuovo potente microscopio elettronico. Tale apparecchiatura, cosa rara nelle Università italiane, fu messa a disposizione, inizialmente senza limiti di tempo macchina, di chi volesse farne uso e ne avesse la capacità operativa. Per cui, avendo a disposizione questo nuovo e potente “giocattolo” e spinti dalla curiosità, a rotazione, in lunghe sedute analitiche, cominciammo a studiare sistematicamente tutti i campioni interessanti che giacevano da tempo nei cassetti, nelle campionature personali, forniti dall’amico collezionista etc. Tale momento svanì poi come cominciò; per storie diverse della vita gran parte dei componenti del nostro gruppo di appassionati passò ad altre attività, ma quel periodo lasciò in eredità una eccezionale collezione di osservazioni microscopiche, foto SEM, analisi microchimiche, oltre che un gran numero di pubblicazioni scientifiche, più o meno importanti, in gran parte citate nella bibliografia. Una piccola parte di quella mole di lavoro viene presentata in questa nota, organizzata soprattutto come catalogo fotografico, a beneficio di ogni appassionato di mineralogia laziale e non. Come sarà evidente anche da un sguardo all’articolo, il punto fondamentale emerso da queste ricerche è che, se si salta di un ordine o due di grandezza nella risoluzione delle osservazioni rispetto ad un microscopio ottico, si entra in un altro mondo: il mondo fantastico della “micromineralogia”, purtroppo inaccessibile a molti appassionati. Qui le scoperte si moltiplicano, perché per la sua particolare natura e per le successive vicissitudini subite, la minerogenesi attiva nella provincia vulcanica tosco-laziale-campana ha vissuto una complessa serie di processi di ridissoluzione, trasporto, alterazione e riprecipitazione, con la formazione finale di fasi dove elementi pesanti (Nb, Zr, Th, U etc.) e leggeri (H, B, Be, Li, C) si combinano in una serie apparentemente illimitata di vicarianze e permutazioni. Questo fatto rende quasi impossibile, per molti minerali laziali, una precisa identificazione se non dopo attente analisi. Ciò avviene anche per i singoli cristalli della stessa specie osservati nella stessa roccia, contrariamente a come è purtroppo fatto in molte sedi, anche di tipo commerciale. Questo punto è stato già discusso in un precedente articolo del Cercapietre riguardante le hellanditi (Della Ventura, 2002), ma lo stesso potrebbe valere per i minerali del gruppo del pirocloro (Caprilli et al., 2004) o della zirconolite (Della Ventura et al., 2001; Bellatreccia et al., 2002) o altre famiglie di minerali a composizione complessa. Una mirabile discussione del problema è riportata nell’articolo di Giancarlo Fratangeli ed Edgardo Signoretti, in questo stesso volume.
          Le foto utilizzate per questa breve nota sono state raggruppate secondo una logica che in qualche modo richiama i filoni principali di ricerca su cui è stato focalizzato il lavoro svolto in questi anni:

  1. processi minerogenetici
  2. sistematica dei minerali rari
  3. caratterizzazione di nuovi minerali

Processi minerogenetici

          Tra i diversi tipi di proietti vulcanici che si possono trovare nel Lazio, quelli più interessanti da un punto di vista scientifico e collezionistico sono indubbiamente le sanidiniti. Questi proietti sono molto simili ad una roccia sienitica, essendo costituiti quasi esclusivamente da sanidino (o K-feldspato) con feldspatoidi, mica scura e in misura minore da pirosseni augitici e granato andradite o melanite (Della Ventura et al., 1992). Da un punto di vista macroscopico, le sanidiniti si differenziano essenzialmente in base alla consistenza ed alla porosità. Alcuni proietti sono costituiti da una roccia molto compatta con scarsi e piccoli interstizi tra i cristalli di sanidino. Altri hanno una consistenza “zuccherina” e si sbriciolano tra le mani. Alcuni appaiono chiaramente “stratificati” ed altri ancora hanno aspetto pegmatitico poiché sono formati da un intreccio di cristalli centimetrici di K-feldspato tra i quali si formano ampi interstizi. Non sono poi rari i casi di sanidiniti di grana più o meno fine che presentano delle vere e proprie geodi e bollosità. Infine, tutti i proietti possono avere un grado di alterazione variabile fino ad essere profondamente “argillificati”.
          Gli interstizi, le cavità e le “buchette” sono l’elemento che più attrae il ricercatore perché è lì che si annidano le “prede” migliori: le mineralizzazioni più interessanti e più belle. Pochi sanno però che tutte le rocce, anche le più compatte come la leucitite (la leucitite di Vallerano per intenderci) o la trachite (il nenfro in cui sono scolpiti numerosi manufatti etruschi), quando osservate a forti ingrandimenti, risultano essere sistemi estremamente porosi e possono pertanto essere impregnate da fluidi magmatici, tardo-magmatici, metasomatici o anche di provenienza successiva al fenomeno vulcanico. Tali fluidi sono responsabili della deposizione di mineralizzazioni molto interessanti o curiose.
          A titolo di esempio sono riportate in Figura 1 le foto di (a) una sienite dell’Eifel (Germania)

Figura 1. a) Sienite, Eifel. I cristalli chiari più grandi sono magnetite, mentre i granuli più piccoli sono monazite e zirconolite. b) Trachite, Ponza, il cristallo grigio più grande è magnetite, il cristallo più piccolo biancastro è un carbonato di Ree.

e di (b) una trachite di Monte La Guardia , Ponza (d’ora in poi per brevità si userà il termine foto per intendere sempre una foto SEM-BSE, vale a dire una foto ottenuta con un microscopio elettronico a scansione, Scanning Electron Microscope, con rivelatore di elettroni retrodiffusi, Back Scattered Electrons. Tutte le foto sono state ottenute presso il LIME, con un apparecchio Philips XL30, dotato di un detector EDAX super-UTW). In entrambi i casi si osserva come la roccia sia costituita da cristalli grigio scuro di K-feldspato, nei cui interstizi si trovano minerali con tonalità di grigio molto più chiaro, tendente al bianco, identificati nelle didascalie.
          A questo punto è necessaria una nota tecnica per chi non avesse familiarità con le foto SEM-BSE: i colori che si osservano in queste foto non hanno nulla a che vedere con i colori veri del materiale, ma sono creati elettronicamente; le diverse tonalità di grigio sono proporzionali al peso atomico medio del minerale, nel senso che a grigio più scuro corrisponde un peso atomico medio più basso, mentre man mano che il colore si sposta verso un grigio chiaro – bianco, il peso atomico medio del minerale è sempre più elevato. I cristallini biancastri che si osservano all’interno delle cavità di entrambe le rocce di Figura 1 hanno un peso atomico medio  più alto dei feldspati che costituiscono la roccia, per cui sono facilmente identificabili come minerali pesanti (o molto più pesanti del feldspato). Per sapere poi di che minerale si tratti, è necessario effettuare una analisi chimica puntuale. Il rivelatore EDAX di cui è dotato il microscopio elettronico consente di ottenere facilmente tale analisi (analisi qualitativa o semi-quantitativa in dispersione di energia, EDS) durante l’osservazione microscopica.
          
L’intensa circolazione di fluidi mineralizzanti attraverso le rocce laziali è anche testimoniata dalla presenza di vene riempite da minerali pesanti, come si osserva comunemente nei proietti. Due esempi sono mostrati in Figura 2, dove si nota: (a) la presenza di una vena riempita di materiale argilloso grigio-scuro contenente microcristalli di un minerale di cerio (ossido? carbonato?) e (b) la presenza in vena di minerali di Mn + Pb (coronadite?). Queste mineralizzazioni in vena si formano verosimilmente per trasporto di elementi
pesanti da parte di soluzioni estremamente acide, la cui azione è testimoniata dall’alterazione del K-feldspato in prodotti argillosi.

Figura 2. Minerali secondari. Riempimenti di vene di: a) materiali argillosi e minerali di Ce, Tre Croci, Vetralla (VT); b) ossidi di Mn e Pb, Monte Cavalluccio, Campagnano (Roma); c) peprossiite-(Ce), Campagnano (Roma); d) zirconolite, Roccamonfina (CE)

           Le successive Figure 2c e 2d, mostrano come anche i minerali che spesso si trovano ben formati nelle “buchette” si depositano a volte lungo le fratture della roccia. Casi particolarmente interessanti sono costituiti dalla peprossiite-(Ce) (c) e dalla zirconolite (d) che si è depositata lungo una frattura che attraversa sia il feldspato sia il pirosseno, quindi decisamente posteriore alla formazione del proietto.
          Un caso particolarmente spettacolare di queste mineralizzazioni tardive è rappresentato dai silico-fosfati di Ca, Th, U e Ree, che qui indicheremo genericamente come “cheralite-(Ce)” (vedi dopo). Dal nostro lavoro risulta che la cheralite-(Ce) è il minerale “pesante” di gran lunga più abbondante nelle rocce laziali, insieme all’hellandite-(Ce) ed alla britholite-(Ce), anch’essi piuttosto comuni.
          
La Figura 3 mostra covoni di cristalli aciculari di cheralite-(Ce) di circa 7-8 µm di lunghezza e meno di 1 µm di diametro in due cavità all’interno di un proietto proveniente dalla zona di Capranica (VT). La Figura 3c mostra invece uno spettro EDS ottenuto sui cristalli di Figura 3a; la presenza dei picchi di fluorescenza degli elementi Si, P, Ca, Ree, Fe e subordinatamente di Th e U consentono di identificare il minerale come un “silico-fosfato di Ca, Ree, Th e U”, una cheralite-(Ce), appunto.







Figura 3. a, b) Cheralite-(Ce) in cristalli aciculari, Capranica (VT); c) spettro EDS del campione in (a).


          
Un altro esempio spettacolare di queste mineralizzazioni tardive è mostrato nella Figura 4a, dove si nota la deposizione di cheralite-(Ce) (b) e di ossidi o carbonati di Mn e Pb (c) di dimensioni micrometriche o sub-micrometriche all’interno delle lamine di sfaldatura di una biotite!

Figura 4. a) Deposizione di minerali secondari su biotite; b) cheralite-(Ce), dettaglio nel riquadro grande; c) ossidi e/o carbonati di Mn e Pb, dettaglio nel riquadro piccolo; d) spettro EDS del minerale in (c); i picchi di Si, Al, Mg e Na sono dovuti alla matrice.

E cosa dire dello stesso tipo di mineralizzazioni all’interno delle tracce di sfaldatura di una augite (Figura 5) o a ricopertura di lamelle esagonali di peprossiite-(Ce) (Figura 6a) o di bastnäsite-(Ce) (Figura 6b)?.

Figura 5. a) Deposizione di minerali di Mn e Pb su augite; b) dettaglio nel riquadro della foto (a).


Figura 6. Efflorescenze di cheralite-(Ce) su: a) peprossiite-(Ce); b) bastnäsite-(Ce). La barra misura 20 mm.


Figura 7. Sodalite argillificata con inclusioni di solfuri di Fe.

 Oppure di questo esempio di argillificazione della sodalite (Figura 7) con deposizione di solfuro di ferro (pirite) sotto forma di minutissimi cristalli deposti all’interno della sodalite stessa, lungo piani cristallografici a formare quasi delle figure di Widmanstatten?
          Un altro elemento a favore dell’ipotesi che il trasporto di almeno una parte degli elementi pesanti, all’interno dei proietti vulcanici laziali, sia successivo alla formazione della roccia e che sia dovuto alla circolazione di fluidi estremamente acidi all’interno del sistema, è fornito dagli intensi fenomeni di alterazione che tipicamente interessano i minerali principali delle rocce madri. Le immagini nella Figura 8 ne rappresentano alcuni esempi. Si notano (a) K-feldspati e (b) pirosseni intensamente corrosi e deposizione diffusa di ossidi di ferro (c), anche lungo i piani delle sfaldature di preesistenti cristalli di biotite (d).

Figura 8. Circolazione di fluidi acidi e processi di dissoluzione-rideposizione. a) K-feldspato con cariature e tracce di dissoluzione; b) clinopirosseno con bordi corrosi e deposizione di ossidi di ferro; c) pseudomorfosi su clinopirosseno e d) deposizione nelle sfaldature dalla mica. Sigle fe = ossidi di Fe, bio = mica. )

           Nella serie di foto in Figura 9, che riguarda una sanidinite raccolta a Tre Croci, Vetralla (VT), si possono apprezzare le relazioni genetiche tra i vari minerali “secondari”.

Figura 9. Sanidinite, Tre Croci, Vetralla (VT). a) Sodalite associata a fluorite e sanidino. Notare il cristallo di apatite inglobato nel sanidino e nella fluorite e le tracce di alterazione del feldspatoide, la barra è 200 mm; b) i prodotti di alterazione, essenzialmente Si e Al, del feldspatoide si concentrano lungo bordi e fratture del cristallo; c) complesso dei minerali che si possono trovare negli interstizi di questo proietto: mica, fluorite, britholite-(Ce), zirconolitee vonsenite. Sigle: sod = sodalite, fl = fluorite, kfs = sanidino, ap = apatite, bad = baddeleyite, zrc = zirconolite, bio = biotite, brt = britholite-(Ce), von = vonsenite.

In particolare in (a) si vede un cristallo di feldspatoide grigio scuro, probabilmente una sodalite, completamente inglobato dalla fluorite (grigio-chiaro) all’interno di un interstizio tra i K-feldspati. Da notare il cristallo di apatite inglobato all’interno del sanidino e della fluorite, nonché l’incipiente stato di alterazione del feldspatoide. La sequenza di cristallizzazione potrebbe essere: apatite + K-feldspato, poi sodalite nello spazio lasciato libero dai sanidini ed infine passaggio di fluidi aggressivi ricchi in fluoro e conseguente alterazione del feldspatoide e deposizione di fluorite. Le modalità di alterazione della sodalite si possono apprezzare meglio in (b) dove si osserva come la formazione dei prodotti di alterazione, costituiti essenzialmente da Si e Al, si concentri lungo i bordi e le fratture, a testimoniare il flusso dei fluidi acidi. Si noti che nel fedspatoide e nei sanidini sono inclusi anche baddeleyite e zirconolite. Infine, in (c) sono raccolti alcuni dei minerali che si possono trovare nelle cavità di questo proietto: mica, fluorite, britholite-(Ce), zirconolite e vonsenite.

Sistematica di minerali rari e caratterizzazione di nuovi minerali

La bastnäsite-(Ce), fluoro-carbonato di Ree con formula (Ce,La)(CO3)F, è stata identificata in numerosi proietti, in genere associata a cheralite-(Ce), generalmente in granuli di dimensioni micrometriche. Raramente è stata osservata in cristalli ben definiti e nelle Figure 10a e 10b sono mostrati i cristalli migliori sino ad oggi osservati, trovati in un proietto di Capranica (VT) raccolto da uno di noi (F.T.) . In (c) è mostrato lo spettro EDS del campione in (a). Questa descrizione, a nostra memoria, rappresenta la prima segnalazione certificata di bastnäsite-(Ce) nel Lazio.

 

 

 

 

Figura 10. a e b) Bastnäsite-(Ce), Capranica (VT); c) spettro EDS del campione in (a).

  Silicati, fosfati e silicofosfati di Ca, Ree, Th e U:

britholite-(Ce) (Ce,Ca)5(SiO4,PO4)3(OH,F);
monazite-(Ce) (Ce,La,Nd,Th)PO4;
cheralite-(Ce) (Ce,Ca,Th)(P,Si)O4.

La collocazione sistematica di questi minerali è piuttosto complessa, per cui riteniamo utile metterne in chiaro alcuni aspetti. I composti monoclini huttonite ThSiO4 (N.B. la huttonite, monoclina, è dimorfa con la thorite, tetragonale) monazite-(Ce) CePO4 e brabantite CaTh(PO4)2 formano diffuse soluzioni solide, i cui temini intermedi possono essere rappresentati nel diagramma mostrato in Figura 11 (Förster, 1998). I termini intermedi tra brabantite e monazite, eventualmente con soluzione solida parziale verso la huttonite, costituiti da silico-fostati di Ree, Ca e (Th + U) possono essere chiamati generalmente “cheralite”.


Figura 11. Diagrammi classificativi dei silico-fosfati di Th, U e Ree (Förster, 1998)


           Come già accennato, questi silico-fosfati sono estremamente comuni come fasi secondarie nei proietti laziali. La cheralite-(Ce), in particolare, si ritrova spesso come fase finale associata a numerosi altri minerali accessori.
          
Alcuni esempi sono stati mostrati nelle Figure 3, 4 e 6, mentre la Figura 12 mostra una sequenza eccezionale di foto che descrivono una associazione estremamente esotica osservata all’interno di un proietto di Le Carcarelle, Vetralla (VT), raccolto nel 1998 da E. C..

Figura 12. a) Betafite su baddeleyite, Le Carcarelle, Vetralla (VT). Le immagini seguenti sono ingrandimenti di (a). b) Feltro di cristalli aciculari di cheralite-(Ce); c) covoni di cheralite-(Ce) e cubettini di uraninite su baddeleyite; c) cristallo allungato di betafite. Sigle: bad = baddeleyite, bet = betafite, che = cheralite-(Ce), ur = uraninite.

Al microscopio ottico, nelle buchette di questo campione, si possono notare alcuni aghetti bianchi, estremamente flessibili. Osservati al SEM, gli aghetti risultano essere costituiti da un “feltro” di cristalli aciculari di cheralite-(Ce) (b). Ad un esame più attento, si nota che in realtà gli aghetti di cheralite-(Ce) ricoprono una impalcatura di baddeleyite, su cui si notano cubettini di uraninite (c); un cristallo allungato di betafite (Cámara et al., 2004) (d) è disposto di traverso all’aghetto ed è a sua volta ricoperto da cheralite-(Ce). Da queste immagini si può ipotizzare che la sequenza di cristallizzazione sia stata la seguente: baddeleyite Þ betafite Þ uraninite + cheralite-(Ce); in definitiva un ossido di zirconio Þ un ossido di niobio e titanio ricchissimo in uranio Þ un ossido di uranio Þ un silico-fosfato di Ca, Ree e (Th,U). Insomma, un mondo in una bacchettina!
          Nei proietti laziali la britholite-(Ce) (Ce,Ca)5(SiO4,PO4)3(OH,F) è piuttosto comune ed è quasi sempre associata ad apatite, hellandite-(Ce) e più raramente peprossiite-(Ce). Quando associata ad hellandite-(Ce) o peprossiite-(Ce), la britholite-(Ce) è sempre al nucleo del cristallo (Figura 13a e 13b), quando associata ad apatite, essa ne risulta un prodotto di trasformazione, per aggiunta successiva di Ree e Si sul preesistente fosfato di Ca (Figure 13c, 13d e 13e).

Figura 13. a) Hellandite-(Ce) grigio scuro, su britholite-(Ce) bianca, Tre Croci, Vetralla (VT), la barra è 200 mm; b) cristalli lamellari di peprossiite-(Ce) su britholite-(Ce) Mt. Cavalluccio, Campagnano (Roma), la barra è 50 mm; c) britholite-(Ce) su apatite grigio scuro, Tre Croci, Vetralla (VT); d) britholite-(Ce) su apatite grigio scuro, Ischia (NA); e) dettaglio di (d). Sigle: hel = hellandite-(Ce), brt = britholite-(Ce), ap = apatite.


          
La monazite-(Ce) (Ce,La,Nd,Th)PO4 è già stata descritta nei proietti laziali (Della Ventura et al., 1996) e si ritrova in numerose località. L’immagine in Figura 14a mostra un caso spettacolare di giacitura per questo minerale: un cristallo di apatite con abito perfettamente sviluppato (un prisma esagonale terminato dalla piramide), che osservato al microscopio binoculare sembrava essere fresco e ben cristallizzato, estratto dalla roccia e studiato al SEM, è risultato essere costituito da (b) una “carcassa” di apatite completamente sostituita, dall’interno, da cristallini minutissimi di monazite-(Ce), di cui si riporta anche l’analisi EDS (c).

 

 

 

Figura 14. a) Apatite sostituita da monazite-(Ce), Roccamonfina (CE). La barra è di 100 mm; b) dettaglio del riquadro; c) spettro EDS della monazite-(Ce).


          
La peprossiite-(Ce), (Ce,La,Th,U)Al2B3O9 è un raro borato di Al e Ree, descritto anni fa in un proietto della zona di Campagnano (Roma) (Della Ventura et al., 1993) ed osservato in altre località come Capranica (VT) (Bellatreccia, 1994). Nelle buchette dei proietti si ritrova sotto forma di lamine ben sviluppate di colore giallino. Al SEM si ritrova anche all’interno della roccia, come fasci di sottilissime lamelle spesso cresciute all’interno dei sanidini (Figura 15).

 

 

 

 

Figura 15. a e b) Peprossiite-(Ce), Capranica (VT); c) spettro EDS della peprossiite-(Ce).

  Minerali del gruppo dell’hellandite:

hellandite-(Ce) (Ca3Ree)4Ce2Al2[Si4B4O22](OH)2;
tadzhikite-(Ce) Ca4Ce2Ti2[Si4B4O22](OH)2;
mottanaite-(Ce) Ca4(Ca,Ce)2AlBe2[Si4B4O22]O2;
ciprianiite Ca4(Th,Ree)2Al2[Si4B4O22](OH)2.

         Come già detto, questi silico-borati di Ca, Ree, Th e U, sono molto comuni nell’area laziale (Della Ventura et al., 1999a, Oberti et al., 1999, 2002), in cui sono state recentemente descritte le tre nuove specie hellandite-(Ce), mottanaite-(Ce) e ciprianiite (Oberti et al., 1999, Della Ventura et al., 2002). Molto è già stato scritto, e troppo è già stato detto (a volte a sproposito) su questi minerali e non ci stancheremo mai di sottolineare il fatto che l’identificazione certa di minerali così complessi richiede l’impiego di metodologie analitiche d’avanguardia attualmente alla portata di un numero ristrettissimo di laboratori specializzati: 4 o 5 in tutto il mondo! Aggiungeremo qui solo qualche foto selezionata tra le più interessanti, soprattutto per le diverse giaciture (Figura 16).

 

 

Figura 16. a) Hellandite-(Ce), Tre Croci, Vetralla (VT); b) hellandite-(Ce) con magnetite e biotite in inclusione, Tre Croci, Vetralla (VT); c) olotipo della mottanaite-(Ce) di Monte Cavalluccio (Roma), (Della Ventura et al., 2002); d) concrescimento di mottanaite-(Ce) e britholite-(Ce), Monte Cavalluccio (Roma); e) spettro EDS della hellandite-(Ce). Sigle: hel = hellandite-(Ce), mg = magnetite, bio = biotite, mo = mottanaite-(Ce), br = britholite-(Ce).


          
Thorite (Th,U)SiO4 e stillwellite-(Ce) (Ce,La,Ca)BSiO5 sono note da tempo nel Lazio (Stoppani e Curti, 1982; De Casa et al., 1986; Burns et al., 1993, Bellatreccia, 1994). Nella Figura 17 viene mostrata una associazione dei due minerali negli interstizi tra i K-feldspati di una sanidinite di Tre Croci, Vetralla (VT). Un fatto interessante è che piccoli cristalli di stillwellite-(Ce) siano anche presenti tra le lamelle del minerale argilloso. Questo fa ritenere che i processi di argillificazione e formazione del silico-borato di Ree siano in parte contemporanei.

Figura 17. a) Thorite e stillwellite -(Ce) in un interstizio tra due grossi cristalli di sanidino, Tre Croci, Vetralla (VT); b) dettaglio di (a). Il materiale grigio che ingloba i due minerali è costituito da minerali argillosi; c) spettro EDS della stillwellite-(Ce); d) spettro EDS della thorite. Sigle: tho = thorite, stl = stillwellite-(Ce).


          Pollucite (Cs,Na,K)(AlSi2)O6·nH2O. Nella Figura 18 viene mostrato il primo ritrovamento nel Lazio di pollucite, nonchè di un minerale di Cs, in un proietto della zona di Vetralla (VT). Lo spettro EDS (d), mostra la sola presenza di Si, Al e Cs, oltre ad una piccolissima percentuale di K, pertanto la pollucite di Vetralla ha una composizione molto vicina a quella di un termine estremo. Come tale rappresenta (a nostra conoscenza) anche il secondo ritrovamento al mondo di una pollucite pura (Teertstra e Černý, 1995). Solo recentemente è stato effettuato un secondo ritrovamento di pollucite, questa volta in cristalli con morfologia ben sviluppata ma con un tenore decisamente più alto in K, in un proietto della zona di Tre Croci, Vetralla (VT). La sequenza di foto (b) e (c) in Figura 18 mostra come la pollucite sia associata, all’interno di una mineralizzazione in frattura, a fluorite e a un minerale di Mn e Pb non identificato.

Figura 18. a) Pollucite con fluorite e minerale di Pb e Mn, Vetralla, (VT); b) pollucite dettaglio di (a), riquadro piccolo; b) fluorite e minerale di Pb e Mn, dettaglio di (a), riquadro grande; d) spettro EDS della pollucite. Sigle: pol = pollucite, mn = minerale di Mn e Pb, fl = fluorite


         Allanite-(Ce) (Ca,Ce)2(Al,Fe2+,Fe3+)3(SiO4)(Si2O7)O(OH). La foto in Figura 19 mostra un cristallo di allanite-(Ce) in un proietto di Capranica (VT). Da notare i cubetti di uraninite cresciuti sulle facce del cristallo di allanite-(Ce).



Figura 19. a) Allanite-(Ce), Capranica (VT); b) uraninite, dettaglio di (a); c) spettro EDS dell’allanite-(Ce); d) spettro EDS dell’uraninite


         Perrierite-(Ce)
(Ca,Ce,Th)4(Mg,Fe)2(Ti,Fe)3Si4O22. E’ stata trovata per la prima volta nelle sabbie di Nettuno (Bonatti e Gottardi, 1950, 1954), e da allora, la perrierite-(Ce) è stata osservata poche altre volte: in situ nei proietti della zona di Anguillara (Roma) e in alcune sanidiniti di Bassano Romano (Parodi et al., 1994; Di Domenico et. al., 1994; Carloni e Signoretti, 2002). La Figura 20a mostra la perrierite-(Ce), trovata in una sanidinite di Roccamonfina (CE), in cui il minerale è associato a zirconolite e silico-fosfati di Ree (Della Ventura et al., 2001).

Figura 20. a) Perrierite-(Ce), Roccamonfina (CE), la barra è 50 mm; b) spettro EDS della perrierite-(Ce).

Alla luce di questi ritrovamenti e di ulteriori segnalazioni, che in ogni modo andrebbero sempre verificate, sembrerebbe che la perrierite-(Ce) sia un minerale meno raro di quanto si pensi nei proietti vulcanici del Lazio.

I minerali del gruppo del pirocloro:

betafite (Ca,Na,U)2(Ti,Nb,Ta)2O6(OH);
pirocloro s.s. (Ca,Na)2Nb2O6(OH,F);
microlite (Ca,Na)2Ta2O6(O,OH,F);
calciobetafite (Ca,Ree,Th,U)2(Nb,Ta,Ti)2O7.

Questi ossidi di Ca, Th, U, Ree e Ti, Nb e Ta sono piuttosto comuni nelle rocce laziali ed un loro studio sistematico dettagliato è stato condotto da Enrico Caprilli (1998) nella sua Tesi di Laurea, attualmente in pubblicazione sul Canadian Mineralogist (Caprilli et al., 2004), dai cui sono stati tratti i dati qui riportati.

Figura 21. Classificazione chimica dei piroclori del Lazio secondo Hogarth (1977), da Caprilli (1998).

Secondo le norme raccomandate dalla IMA-CNMMN (International Mineralogycal Association Commission on New Minerals and Mineral Names), i minerali del gruppo del pirocloro vengono suddivisi in tre sottogruppi in base al contenuto in Ti, Nb e Ta (in atomi per formula unitaria, apfu): betafite, pirocloro e microlite, rispettivamente.

All’interno di questi sottogruppi le singole specie vengono poi distinte in funzione del contenuto in Na, Ca, K, Sn, Ba, Ree, Pb, Bi, U (Hogarth, 1977). I contenuti in Ti, Nb e Ta di numerosi piroclori laziali sono stati riportati nel grafico classificativo (Figura 21) di Hogarth (1977).

Pressoché tutti i piroclori laziali contengono più del 33% di Ti apfu (Figura 21)e più del 20% di Na+K e U apfu e pertanto sono clas sificabili come betafite. Pochi esemplari ricadono nel campo del pirocloro sensu strictu (solo alcuni cristalli dell’area di Campagnano, Roma) ed un solo campione (sempre di Campagnano), che contiene meno del 20% di U apfu, è classificabile come calciobetafite, un raro pirocloro sino ad oggi osservato in un solo caso in una sanidinite dei Campi Flegrei (NA) (Mazzi e Munno, 1983). Nella Figura 22 sono raccolte alcune foto di piroclori.

Figura 22. Piroclori. a) pirocloro s.s., Monte Tozzo, Campagnano (Roma); b) calciobetafite, Monte Tozzo, Campagnano (Roma). Notare le caratteristiche zonature concentriche e le tracce di dissoluzione in (a). I punti allineati che si vedono in (b) sono i crateri prodotti nel corso dell’analisi chimica dal fascio elettronico della microsonda; c) pirocloro lamellare, Campagnano (Roma), la barra è 20 mm; d) spettro EDS di un pirocloro.



          
La zirconolite (Ca,Ree,Th,U)ZrTi2O7, dopo la sua prima segnalazione in una sanidinite di Tre Croci, Vetralla (VT) (Bellatreccia, 1997, Bellatreccia et al, 2002), è stata osservata con una certa frequenza anche in proietti sanidinitici di altre località laziali e non (Della Ventura et al., 2001). Uno studio sistematico delle zirconoliti laziali è stato oggetto della Tesi di Laurea di F.B. (Bellatreccia, 1997) e i risultati più importanti, soprattutto dal punto di vista strutturale, sono stati pubblicati da Bellatreccia et al. (2002).
          La zirconolite ha una struttura a strati i quali possono impilarsi l’uno sopra l’altro con orientazioni e sequenze diverse. Ciò permette la formazione di minerali che hanno la stessa composizione chimica, ma strutture con simmetrie differenti, chiamati politipi. Poiché le diverse strutture della zirconolite hanno delle composizioni chimiche leggermente diverse, esse vengono definite politipoidi. I politipoidi del composto CaZrTi2O7 attualmente conosciuti sono cinque: uno ortorombico (zirconolite-3O), due trigonali (zirconolite-3T, -6T) e due monoclini (zirconolite-2M, -4M). Anche il pirocloro può essere considerato un politipoide del composto CaZrTi2O7, dove lo Zr è sostituito da Ca, Th, U, Ree.
          Nei proietti laziali è possibile osservare i politipoidi con simmetria trigonale e ortorombica, ma è bene sottolineare che le diverse specie non possono essere distinte esclusivamente su base morfologica. Infatti, entrambi i politipoidi possono coesistere, non solo nella stessa roccia, ma anche nello stesso cristallo ed una corretta identificazione necessita sempre di analisi complesse al TEM (microscopio elettronico a trasmissione).

 

 

 

 

Figura 23. a) Zirconolite e baddeleyite, Tre Croci, Vetralla (VT). La barra è 200 mm; b) zonature nella zirconolite, Tre Croci, Vetralla (VT); c) spettro EDS della zirconolite. Sigle: bad = baddeleyite, zrc = zirconolite.

La Figura 23a mostra una tipica giacitura di zirconolite aciculare associata a baddeleyite in un proietto dell’area vicana. La Figura 23b mostra come anche la zirconolite, al pari dei piroclori, sia spesso chimicamente zonata.
Barite BaSO4 e “baritocelestina” (Sr,Ba)SO4. Tra i minerali secondari osservati nelle sanidiniti vi sono numerosi solfuri e solfati, le cui giaciture fanno spesso pensare a prodotti di alterazione di altri minerali contenenti zolfo come i feldspatoidi (sodalite). Tra i solfati mostriamo, a titolo di esempio, la “baritocelestina” (Figura 24a) osservata in una sanidinite di Vetralla (VT).

Figura 24. a) Baritocelestina nel riquadro, Vetralla (VT); b) spettro EDS della “baritocelestina”

Scheelite CaWO4 e ferberite FeWO4. Anche questi due minerali, osservati in alcuni proietti sienitici dell’apparato vulcanico vicano (Carloni et al., 1997), hanno una genesi chiaramente secondaria alla formazione della roccia che li ospita, legata alla circolazione post-deposizionale di fluidi ricchi in fluoro e probabilmente fosforo ed altri elementi quali Ti, Th, U, W e Ree. I minerali mostrati nelle foto di figura 25 sono stati osservati in una sanidinite raccolta nei pressi di Capranica (VT) (Bellatreccia et al., 1999).

Figura 25. Scheelite e ferberite di Capranica (VT). a) Scheelite associata a magnetite fratturata; b) spettro EDS della scheelite; c) ferberite all’interno di una magnetite alterata; d) spettro EDS della ferberite. Sigle: sch = scheelite, frb = ferberite, mg = magnetite.

Vanadinite Pb5(VO4)Cl. La vanadinite, insieme ad altri minerali affini quali mimetite Pb5(AsO4)Cl, annabergite Ni3(AsO4)2·H2O e beudantite PbFe33+(AsO4)(SO4)(OH)6, è stata già osservata nel Lazio, come riempimenti di fessure ed impregnazioni nei tufi vulcanici del Monte Ficoreto, Campagnano (Roma) e nella zona di Baccano (Roma) (Cozzupoli et al., 1976; Stoppani e Curti, 1982). La Figura 26 mostra le immagini, a vari ingrandimenti, di un nodulo costituito da cristalli aciculari di vanadinite osservato all’interno di una sanidinite di Monte Cavalluccio, Campagnano (Roma) (Della Ventura et al., 1999b).

Figura 26. a) Nodulo di vanadinite, M.te Cavalluccio, Campagnano, Roma; b) dettaglio del bordo; c) dettaglio dell’immagine precedente: cristalli aciculari di vanadinite; d) spettro EDS della vanadinite.

Come già detto, il vanadato di Pb si ritrova anche in forma filoniana attraverso i livelli piroclastici e questo indica che la cristallizzazione del minerale è successiva alla messa in posto delle piroclastici stesse, ad opera di fluidi idrotermali tardivi.
Se si ipotizza che nei proietti sienitici la vanadinite si sia formata nello stesso modo, si arriva a concludere che anche altre fasi tardive quali cheralite, piroclori, peprossiite etc., possano essersi formate successivamente alla messa in posto delle
piroclastiti. Questa ipotesi, piuttosto affascinante necessita comunque di conferma scientifica.
Minerali di Pb e Mn. Concludiamo questa rassegna con alcuni minerali cui, almeno per adesso, non siamo in grado di dare un nome. Si tratta di minerali secondari costituiti essenzialmente da Mn e Pb che si osservano spesso sia in forma filoniana sia sotto forma di cristalli micrometrici nelle sanidiniti laziali. Nelle immagini agli elettroni retrodiffusi, come quella in Figura 27a,

Figura 27. a) Minerali di Pb e Mn, granuli chiari nei riquadri, in magnetite, Vetralla (VT); b) spettro EDS del minerale di Pb e Mn.

questi minerali sono facilmente identificabili poiché, per il loro alto numero atomico medio, spiccano come granuli molto “lucenti”. Tuttavia, dal solo spettro EDS (Figura 27b), non è possibile capire se si tratti effettivamente di ossidi, oppure di carbonati o magari borati per motivi tecnici e strumentali. La presenza di minerali contenenti Mn, come l’helvite   Mn42+Be3(SiO4)3S, che risultano così profondamente alterati da essere ridotti a complete pseudomorfosi di ossidi di Mn amorfi, avvalora l’ipotesi di una formazione estremamente tardiva di questi minerali. Nell’ipotesi che questi minerali siano effettivamente degli ossidi, in base ai dati EDS, essi sono riconducibili a: coronadite Pb(Mn4+,Mn2+)8O16;
quenselite PbMnO2(OH);
magnetoplumbite (Pb,Mn)(Fe3+,Mn3+)12O19;
zenzenite Pb3(Fe3+,Mn3+)4Mn4+3O13.

Va nuovamente enfatizzato che la corretta attribuzione di questi minerali ad una data specie mineralogica deve essere basata almeno su dati diffrattometrici attualmente ancora non disponibili.




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