Capitolo 1. - Dipartimento di Fisica

Capitolo 1.
1.1 L’interesse astrofisico per le polveri.
Sin da quando l’uomo ha iniziato ad osservare il cielo con strumenti più potenti
dell’occhio umano, si è accorto della presenza di oggetti differenti dalle stelle;
solo con il passare del tempo e con il potenziarsi delle metodologie di
osservazione, ha osservato oggetti non stellari sempre più piccoli, passando dai
pianeti ad asteroidi di dimensioni di qualche decina di metri.
Con lo svilupparsi delle tecniche di spettroscopia stellare si è andati ad
investigare sulla composizione chimica delle stelle. Anche se i costituenti
principali delle stelle sono l’idrogeno e l’elio, si è notata la presenza di
concentrazioni, anche se molto basse, di metalli 1 . Tale scoperta è in seguito stata
giustificata tramite una teoria di evoluzione stellare secondo cui, mentre le stelle
di prima generazione sono costituite solo da idrogeno ed elio, le stelle di
generazione successiva, essendo create da nebulose arricchite di materiali dalla
1
In astrofisica si è soliti definire metalli tutti gli elementi chimici aventi numero atomico
superiore a due.

Polveri interstellari. 5
prima, hanno un contenuto in metalli non nullo. Questo fu l’avvento della teoria
che vede le stelle come fucine in cui vengono creati gli elementi che danno
origine all’universo come noi lo vediamo.
Nei paragrafi successivi si esploreranno le varie strade che i materiali prodotti
dalle stelle seguono una volta liberati nello spazio e, di conseguenza, i vari
processamenti che subiscono. In particolare si evidenzieranno le caratteristiche
delle polveri planetarie e cometarie, la riproduzione del cui spettro in laboratorio è
uno degli scopi del lavoro di tesi.
1.1.1. Polveri interstellari.
Già Charles-Joseph Messier (1730-1817), autore dell’omonimo catalogo
astronomico, notò, con le osservazioni di oggetti esterni al sistema solare, la
presenza di oggetti estesi. In seguito al progresso della tecnica e della tecnologia
astronomica si è scoperto che un gran numero degli oggetti catalogati da Messier
sono delle galassie, giganteschi ammassi stellari. Un numero considerevole di
oggetti è costituito, però, da nuvole le cui origini coprono una notevole casistica.
Si può distinguere a questo punto due differenti tipi di nebulosità: le nebulose
gassose e le nebulose a riflessione. Così come dice il nome, le prime sono delle
grandi nubi di gas ionizzato, associate a stelle calde che emettono luce visibile

Polveri interstellari. 6
Figura 1.1. La nebulosa della Tarantola, esempio di nebulosa gassosa. Si
tratta di una regione HII, vale a dire una regione costituita da idrogeno
ionizzato.
sotto l’azione della radiazione ultravioletta che ricevono dalle stelle. Le nebulose
a riflessione, a causa della presenza di polvere, sostanzialmente diffondono la luce
stellare senza modificare sostanzialmente lo spettro.
Figura 1.2. Classico esempio di nebulosa a riflessione. M57, la nebulosa ad
anello in Lyra.
La differenza tra questi due tipi di nebule si capisce facilmente se si pensa che
il mezzo interstellare è costituito essenzialmente da due componenti: il gas e la

Polveri interstellari. 7
polvere, quest’ultima costituita da microscopiche particelle solide condensatesi
dallo stesso gas interstellare.
Mentre il gas, in seguito all’assorbimento di radiazione UV ionizzante, emette
per ricombinazione un suo caratteristico spettro nella regione ottica, la polvere
deve invece la sua luminosità (sempre nella regione ottica) alla semplice
diffusione della radiazione delle stelle vicine. È quindi immediato pensare che i
fattori che determinano l’apparenza di una nebulosa come ad emissione o a
riflessione saranno il rapporto gas/polvere ed il rapporto tra radiazione UV e
visuale emessa dalle stelle ed ovviamente la geometria del sistema e le distanza
dalle stelle.
In pratica, a causa della forte dipendenza dell’emissione UV di una stella dalla
temperatura, la condizione più importante che deve essere soddisfatta per avere
una nebulosa gassosa intorno ad una stella è che questa sia calda. È ovvio però
che deve esserci anche presenza di mezzo interstellare nelle vicinanze, condizione
questa che viene soddisfatta il più delle volte in prossimità della nascita o della
fine di una stella. La ragione di questa stretta associazione è che le stelle si
formano per condensazione di grandi nubi interstellari e che negli ultimi stadi
della loro evoluzione sono accompagnate da rilevanti perdite di massa.
Ma la materia interstellare non si trova solo nelle nebulose, essa è sparsa
ovunque nello spazio che separa le stelle del disco galattico con concentrazione
diversa da zona a zona e con densità maggiore nelle nebulose.
Si pone allora il problema dello studio di questo materiale sparso nella fascia
del piano galattico. Anche se la massa totale di tale materia osservabile
direttamente, all’interno della Galassia, è inferiore al 10% della massa galattica, la

Polveri interstellari. 8
sua analisi riveste grande importanza nello studio sulla formazione delle stelle.
Per scoprire la presenza e studiare le caratteristiche della materia interstellare si
indagano gli effetti che essa produce sulla radiazione proveniente da stelle
lontane.
Le polveri interstellari, piccola percentuale della materia interstellare, sono
costituite da minutissimi grani di particelle solide che hanno la proprietà di
diffondere la luce in modo selettivo: per effetto di questo fenomeno di diffusione
ed assorbimento, la luce che proviene da una stella appare ai nostri apparati di
misura tanto più indebolita ed arrossata quanto più la stella è lontana, o più
esattamente quanto maggiore è la quantità di polveri interstellari che ha
attraversato. La misura dell’effetto di arrossamento di una stella è condotta
confrontando l’indice di colore 2 osservato con quello previsto in assenza di
arrossamento interstellare.
La determinazione dell’indice di colore di una stella consiste nella misura della
differenza di magnitudine che la stella presenta quando è osservata in due diversi
domini spettrali. Nella sua formulazione più semplice, il problema si risolve
mediante la misura della luminosità di una stella facendo uso di un fotometro
accoppiato a vari filtri di colore diverso. Ora se la radiazione di una stella è
arrossata per effetto delle polveri interstellari, il suo indice di colore appare
maggiore di quello di una stella di pari tipo spettrale e classe di luminosità ma non
arrossata: si dice che la stella presenta un eccesso di colore. È il caso di porre
l’accento sul fatto che un eccesso di colore non indica che la stella presenta troppa
2 Si definisce indice di colore la differenza tra le magnitudini in diverse bande fotometriche. Le
bande fotometriche più usate in astronomia sono U (λU = 365 µm), B (λB = 440 µm) e V (λV = 548
µm), di conseguenza gli indici di colore più usati sono (B-V) e (U-B).

Polveri planetarie. 9
radiazione alla lunghezza d'onda più grande, ma esprime piuttosto quanta
radiazione alla lunghezza d'onda minore è stata sottratta per effetto
dell’arrossamento interstellare. Il fenomeno globale dell’arrossamento ed
indebolimento della radiazione stellare da parte della materia interstellare prende
il nome di estinzione interstellare. La misura dell’eccesso di colore racchiude
preziose informazioni sia sulla quantità di polveri interposte tra noi e le stelle che
sulla loro natura.
1.1.2. Polveri planetarie.
Così come le stelle anche i sistemi planetari hanno origine dal collasso
gravitazionale di una nebulosa, di conseguenza si viene a creare un forte legame
tra le polveri interstellari e quelle che troviamo sui pianeti. Risulta conveniente
riassumere brevemente come viene a formarsi un sistema planetario, in particolar
modo quello solare, su cui si hanno molte informazioni.
L’ipotesi generalmente accettata è quella della formazione del sistema solare
dalla condensazione di una nube di gas e polveri, che contraendosi e collassando
prese a ruotare con velocità crescente. Nel centro di questa nube primordiale si
accumulò una quantità di materia densa e calda che diede origine al Sole. La
materia esterna coagulò in corpi che, dopo un periodo di assestamento, divennero
pianeti e satelliti. Naturalmente è facile da comprendere che non tutta la polvere
ha subito il processo di coagulazione, una parte di queste polveri è rimasta diffusa
in tutto il sistema solare. La maggior parte di ciò che rimane della nebula che
diede origine al sistema solare si trova al confine di questo ed è nota con il nome

Polveri planetarie. 10
di nube di Oort, la culla delle comete. Infatti la maggior parte delle comete che
attraversano il nostro sistema planetario vedono la loro genesi in questa nube e
sono di conseguenza cariche delle polveri che diedero origine ai pianeti.
Naturalmente il materiale cometario non ha subito i processamenti di quello
planetario; uno studio comparativo fornirebbe una verifica sperimentale alla teoria
della genesi planetaria.
Tutti i pianeti rocciosi ed i satelliti planetari del sistema solare hanno una
superficie ricoperta da polveri. Queste sono dovute o ad un’azione di corrosione
da parte dell’atmosfera, anche se flebile, del pianeta o ad un’azione di raccolta
gravitazionale del materiale presente lungo l’orbita. Nei giganti gassosi, d’altro
canto la polvere è presente, oltre che sui satelliti, nei caratteristici anelli, quando
Figura 1.3. Neil Armstrong sulla superficie lunare. È ben visibile la polvere
che ricopre la superficie.

Polveri planetarie. 11
sono presenti, e sospesa nell’atmosfera. Tralasciando i giganti gassosi, possiamo
subito fare una distinzione tra polveri in sospensione e polveri al suolo. Anche se
si può trattare dello stesso materiale nei due tipi di polvere si ha una forte
differenza in termini di dimensione del grano e ciò, come vedremo in seguito,
influenza fortemente lo spettro.
Già prima del lancio delle prime sonde esplorative, si è analizzato lo spettro in
riflessione di pianeti, satelliti, comete e asteroidi osservando la luce solare di
ritorno da questi oggetti. In questo modo si è andati a stimare la composizione
media degli oggetti, composizione poi confermata dai prelievi effettuati dalle
missioni Apollo dall’11 al 17 (con esclusione della missione Apollo 13,
Figura 1.4. Vista della superficie di Marte dalla lander camera del Viking.
che non effettuò l’allunaggio per l’esplosione di uno dei serbatoi di ossigeno)
sulla Luna e dagli spettri e dalle immagini prese dalle sonde Mariner (1964-1973)
(Mariner 2 e 10 di Venere, Mariner 4 e 9 di Marte, informazioni raccolte
dall’orbita), Pioneer (1972-73) (Pioneer 10 di Giove, Pioneer 11 di Saturno,
informazioni raccolte dall’orbita; le sonde Pioneer sono state le prime ad
avventurasi nello spazio interstellare), Voyager (1977) (Voyager 1 di Giove,
Saturno e Titano, Voyager 2 Urano, Nettuno, Ariel e Miranda, informazioni

Polveri planetarie. 12
Figura 1.5. La sonda Voyager 2.
raccolte dall’orbita), Viking (1975) (di Marte, sia il Viking 1 che il 2 raccolsero le
informazioni dalla superficie tramite dei lander) ed altre.
I dati del Mars Pathfinder (1996) confermano la composizione del suolo
marziano e la presenza in atmosfera di grani di polvere di piccole dimensioni,
confermando le informazioni fornite dai lander delle sonde Viking sulla
composizione del suolo marziano, costituito fondamentalmente da ossidi del ferro
e silicati.
Figura 1.6. Vista della superficie di Marte da Mars Pathfinder.

Polveri planetarie. 13
Lo studio delle polveri planetarie riveste un’importanza fondamentale
nell’ambito della planetologia, ci fornisce informazioni sulla storia geologica del
pianeta, sulla tettonica presente oggi, come nei satelliti galileani, o agli albori
come nel caso di Marte oppure sulla presenza di bacini d’acqua prosciugati. Sono
proprio i bacini ciò che più attira l’attenzione dei ricercatori, infatti la presenza
d’acqua è una conditio sine qua non per la presenza di vita su di un pianeta, anche
solo allo stadio primordiale. La presenza di carbonati sul suolo di un pianeta è un
forte indizio dell’esistenza di bacini prosciugati, infatti i carbonati, sali dell’acido
carbonico, si formano in soluzioni d’acqua e precipitano sul fondale di mari e
laghi e vengono alla luce a causa di forti evaporazioni. Marte, ad esempio,
dovrebbe essere fornito di depositi di carbonati (Marra, 1999), infatti esistono
numerose testimonianze indirette che inducono a ritenere che i carbonati siano
presenti sul pianeta anche se non si sa ancora in che misura. Analizzando rocce
marziane trovate sulla Terra, dette SNC (l’acronimo deriva dalle città Shergotty,
Nakhla e Chassigny, dove furono trovati i primi tre esemplari), lanciate fuori dal
campo gravitazionale del pianeta dall’impatto di una cometa o di un asteroide e
successivamente precipitate sulla Terra, si sono trovate tracce di carbonati
(Gooding et al, 1991; Treiman et al., 1993); in particolare all’interno di tali rocce
sono sicuramente presenti campioni di calcite (CaCO3), dolomite (CaMg(CO3)2) e
magnesite (MgCO3).
La matrice che contiene le tracce di carbonati nelle SNC (Calvin et al, 1999) è
principalmente di tipo basaltico, quindi ricco di minerali ferrosi e silicati.
L’olivina, di cui ci si occuperà in questo lavoro di tesi, è uno dei minerali non
carbonatici che compongono le SNC, (vedi Figura 1.7. in cui il campione

L’olivina. 14
ALH84001 è proprio una meteorite SNC). Da notare la struttura intorno a 1.0 µm,
che come vedremo nei capitoli successivi è tipica dell’olivina.
Figura 1.7. Spettri in riflessione di un campione di meteorite SNC,
composito della parte scura di Marte e del CO 2 atmosferico calcolato.
Inoltre è stato suggerito da più fonti che si tratti di una materiale molto diffuso
sulla superficie di Marte (Clark et al., 2000) e, come verrà detto più in dettaglio in
seguito, nelle chiome delle comete.
1.2. L’olivina.
La maggior parte delle rocce terrestri possono essere suddivise in due grandi
gruppi: i carbonati ed i silicati. Mentre le prime, per la loro formazione richiedono
ambienti molto particolari, soluzioni, quasi sempre in acqua, le seconde sfruttano
per lo più attività magmatiche e tettoniche. Nell’ambiente interstellare ed
interplanetario il processamento non segue nessuno degli schemi terrestri, quindi

I silicati. 15
la genesi di tali materiali non è semplice. Si tratta principalmente di genesi per
impatto, anche se la rate del fenomeno è molto bassa.
Le polveri si possono presentare a loro volta sotto due forme: cristallina ed
amorfa. Il lavoro di tesi riguarderà solo la forma cristallina, mentre per quella
amorfa si rimanda a lavori futuri.
Nei paragrafi successivi si daranno cenni sulla formazione dei silicati, sul
perché si sia scelto, tra i vari silicati disponibili, l’olivina ed alcuni cenni sulla
struttura cristallina di questa e come essa si modifica tramite processamenti, per lo
più termici, a cui può essere sottoposta. Questo fa sì che una volta trovata la
struttura del campione in analisi se ne può anche ricostruire la storia.
1.2.1. I silicati.
L’importanza quantitativa dei silicati è enorme, dato che essi costituiscono il
90% della crosta terrestre. La genesi dei più importanti silicati, i minerali delle
rocce, si identifica ovviamente con quella delle rocce stesse, magmatiche,
metamorfiche e sedimentarie. Senza scendere troppo nel dettaglio si può tracciare
il seguente quadro generico, limitato ai minerali più significativi.
Nel processo magmatico (Andretta, 1957) si possono distinguere vari stadi. Lo
stadio di cristallizzazione ortomagmatico in cui le sostanze volatili come fluoro,
cloro, boro e vapor d’acqua, partecipano molto scarsamente alla cristallizzazione,
perciò si concentrano nel residuo magmatico, aumentando la pressione interna e
mantenendo allo stato fuso il residuo stesso a temperature relativamente basse. Ad
un dato momento precipita anche il residuo magmatico e questa volta partecipano
ampiamente alla cristallizzazione anche i componenti volatili. Questa fase è detta

I silicati. 16
pegmagmatica. Terminata la cristallizzazione del magma, restano ancora sostanze
volatili che non hanno partecipato alla mineralizzazione pegmagmatica. Questi
gas tendono a salire verso l’alto utilizzando fratture di contrazione della massa
eruttiva già consolidata e quelle delle rocce incastranti. La temperatura varia da
500 °C a 372 °C, temperatura critica dell’acqua, ossia la temperatura oltre la quale
l’acqua passa dallo stato di liquido allo stato di vapore anche ad altissime
pressioni. Le deposizioni avvengono nelle fratture per abbassamento della
temperatura o in fasce, tasche o concentrazioni dovute alla reazione dei convogli
gassosi mineralizzati con le rocce attraversate. Di solito reagiscono vivacemente
con i convogli mineralizzati le rocce carbonate. Questo è lo stadio pneumatolitico.
Quando la temperatura del convoglio mineralizzato proveniente da un magma in
raffreddamento scende al disotto dei 372 °C si hanno soluzioni idrotermali. Le
soluzioni idrotermali depositano minerali in fratture, formando filoni; impregnano
rocce porose e sostituiscono rocce carbonate.
Nello stadio ortomagmatico si formano i tipici minerali delle rocce: olivina,
pirosseni, anfiboli, miche, feldspati, feldispatoidi e quarzo. Nello stadio
pegmagmatico e pneumatolitico, accanto ai su elencati minerali delle rocce, si
possono formare anche meno comuni silicati di elementi più rari, come litio,
fluoro, zirconio, torio uranio ed altri. Nello stadio idrotermale, i tipici minerali
sono le zeoliti, alcuni minerali argillosi, l’apofillite e, per la silice, l’opale ed il
quarzo, quest’ultimo in cristalli generalmente limpidi e talvolta di grandi
dimensioni (Carobbi, 1971).
Nel processo metamorfico regionale si possono formare, oltre ai soliti minerali
delle rocce magmatiche, dei silicati tipici come i granati, il silicato di alluminio

I silicati. 17
Al nelle varie modificazioni polimorfiche (cianite, andalusite e sillimanite),
2 5 SiO
wollastonite, clorite, talco ed altri. Tipici del metamorfismo di contatto sono la
cordierite, la vesuviana e le humiti.
Per il processo sedimentario, nei vari stadi di alterazione, deposizione e
diagenesi 3 , i tipici materiali sono quelli argillosi di qualsiasi natura, ma si possono
produrre anche altri silicati come alcune zeoliti, alcuni feldispati e, fra le varie
forme di silice, l’opale ed il quarzo.
Nel passato i mineralisti avevano compiuto una classificazione dei silicati
basandosi su alcune caratteristiche fisiche, come la sfaldatura o la forma
cristallina. Tale classificazione non si conciliava, tuttavia, con quella chimica, che
considerava questi minerali come sali di una serie di acidi silicici (orto-, meta-,
di-, tri-, ecc.) in buona parte ipotetici, in quanto solo del primo è stata dimostrata
l’esistenza.
È merito di Machatschki e di Bragg (Cipriani et al, 1988) aver proposto, verso
il 1930, una classificazione basata sul tipo strutturale, cioè sulla forma del tipo di
cella fondamentale che vedeva coinvolto il silicio, unico principio valido per
composti esistenti solo allo stadio cristallino, e in particolare sulle modalità di
concatenamento dei tetraedri SiO 4 . Infatti è questo poliedro che ricorre pressoché
costantemente nei silicati, mentre si ha una grande varietà di poliedri M-O.
3
La diagenesi è l’insieme dei fenomeni chimici e fisici che trasformano una roccia dopo la sua
formazione.

I silicati. 18
Figura 1.8. Cella fondamentale dei nesosilicati, ( ) 4
SiO4 − .
I tetraedri Si − O (vedi Figura 1.8.) possono essere isolati oppure possono
polimerizzarsi, cioè riunirsi ad altri tetraedri in gruppi discreti o ad estensione
indefinita, ma sempre attraverso l’unione di vertici di tetraedri, in quanto l’unione
secondo spigoli o facce è impedita dalla repulsione Si − Si e dai troppo deboli
legami che verrebbe ad esplicare l’ossigeno. È noto solo un caso di unione di
tetraedri per spigoli, nella silice fibrosa, mentre questo collegamento è abbastanza
comune negli ottaedri, per la maggiore distanza Si − Si .
Nei silicati, aventi in genere una struttura complessa, vi è la possibilità di
ampie sostituzioni isomorfe, così che è preferibile descrivere i vari minerali in
termini delle loro strutture, posizioni reticolari che possono essere occupate da
membri di un gruppo isomorfogeneo 4 di ioni, piuttosto che darne le composizioni
chimiche, spesso puramente teoriche
4 Un gruppo ismorfogeneo è l’insieme di ioni con raggio ionico simile in modo che possono
sostituirsi in un reticolo cristallino. La differenza di raggio ionico non deve superare il 10÷15%.

Scelta dell’olivina. 19
Fra i vari ioni presenti nei silicati, un caso particolare è quello dell’alluminio 5 :
il suo rapporto radiale è prossimo a quello critico di separazione fra la
coordinazione tetraedrica e quella ottaedrica, per tanto può assumere entrambe
giocando un doppio ruolo, in pratica non riconoscibile chimicamente, di
sostituente del silicio e di normale catione. In termini di nomenclatura chimica
possiamo così distinguere gli allumosilicati dai silicati di alluminio.
Nelle strutture complesse, gli ioni che occupano le varie posizioni reticolari
vengono indicati con i simboli Z = Si,
Al in coordinazione tetraedrica,
+ 3
+ 2
Y = Al,
Fe , Mg,
Fe in coordinazione ottaedrica, X = K,
Na,
Ca in
coordinazioni varie, ma comunque inferiori a sei.
1.2.2. Scelta dell’olivina.
Osservazioni spettroscopiche su pianeti e su comete hanno messo in evidenza
la presenza di bande tipiche dei silicati, particolarmente nell’infrarosso. Numerosi
sono i lavori presenti in letteratura che vanno ad investigare sulle bande dei silicati
in forma cristallina o amorfa di piccole dimensioni. Come detto in precedenza, i
silicati, specie l’olivina, hanno un’origine fortemente legata alla tettonica
planetaria. Ma questo non è l’unico modo in cui si formano i cristalli dei silicati,
infatti se ne trovano tracce nello spazio interstellare. Ciò è stato messo in risalto
dall’analisi dello spettro della cometa Hale-Bopp (Orofino et al, 2000)ed altre in
cui si sono evidenziati dei picchi nella regione tra 8 e 13 µm tipici dei silicati,
5 Si riporta qui una piccola digressione sull’alluminio poiché oltre ad avere un rapporto radiale di
particolare interesse, presenta una notevole somiglianza con l’olivina quando si trova nella forma

Scelta dell’olivina. 20
inoltre è stata evidenziata una banda a 11,3 µm che suggerisce la presenza di grani
di olivina cristallina nella cometa di Halley.
Le ricerche effettuate su Marte hanno messo in evidenza che il pianeta ha avuto
una storia geologica e tettonica molto simile a quella terrestre, il che porta alla
formazione di materiali, specie quelli di origine magmatica, simili a quelli presenti
sulla Terra.
Proprio tale similitudine spinge i ricercatori ad analizzare, in laboratorio,
materiali terrestri per poi confrontare gli spettri così ricavati con quelli rilevati
tramite tecniche di remote sensing ed in situ su Marte, ciò che è stato fatto con la
missione Mars Pathfinder, o su altri pianeti che verranno esplorati in futuro 6 , in
attesa che vengano portati a terra dei materiali prelevati dalla superficie dei
pianeti.
In particolare, su Marte, si sono osservate, tramite i Viking landers che
avevano un range spettrale compreso tra 350 e 1100 nm, dei picchi vicino ai 750
nm, con la pendenza che cambia vicino ai 500 e 600 nm. Si osserva anche una
banda poco profonda centrata vicino agli 860 – 870 nm. Tutte queste strutture
sono attribuite allo ione
3
Fe + . Inoltre nello spettro delle regioni scure si evidenzia
la presenza della banda di assorbimento dello ione
2
Fe + a 1000 nm dovuta alla
presenza di silicati di ferro e magnesio, principalmente pirossene ed olivina.
di allumosilicato.
6 Sono allo studio due missioni per l’esplorazione di Mercurio, Mercury
MESSENGER (MErcury Surface, Space ENvironment, GEochemistry and
Ranging) e BepiColombo (Cornerstone ESA) che prevede, tra l’altro un’analisi
spettroscopica in riflessione della superficie dall’UV al NIR. Ci si aspetta di
riscontrare, come suggeriscono i dati del Mariner 10, una presenza elevata di
silicati e composti ferrosi.

Cenni di cristallografia dell’olivina. 21
Huguenin (1987), usando delle tecniche di analisi spettrale basate su derivate di
alto ordine, ha analizzato lo spettro marziano su di un ampio range spettrale in
modo da determinare la composizione della polvere marziana. Egli conclude che
nella polvere marziana è presente dell’olivina idrolizzata e suggerisce come
origine di tale polvere rocce mafiche e ultramafiche 7 ricche di olivina.
Poiché il range spettrale del nostro spettrofotometro è compreso tra 200 e 2500
nm, in pratica lo spettro dei Viking landers allargato sia nel NIR che nell’UV, si è
deciso di analizzare lo spettro in riflessione dell’olivina ed in una seconda fase
confrontarlo con quello rilevato. La scelta di utilizzare la spettroscopia in
riflessione deriva dal fatto che i dati sia in remote sensing che presi in situ sono
perlopiù in riflessione poiché è una tecnologia che richiede una minore, in molti
casi nessuna, manipolazione dei campioni da sottoporre all’analisi.
1.2.3. Cenni di cristallografia dell’olivina.
Se il tetraedro Si − O può essere isolato, allora si hanno i nesosilicati (in greco:
silicati ad isole) nei quali il radicale è ( ) 4
SiO4 − (Cipriani et al, 1988). La struttura
è basata su tetraedri isolati ZO 4 , dove Z è rappresentato esclusivamente o quasi
da Si : ne risulta una disposizione molto compatta così che i vari minerali
7 Le rocce ignee, dette anche magmatiche o eruttive, si formano per raffreddamento di una massa
fusa incandescente, con temperature di varie centinaia di gradi, che si origina all’interno della
Terra. Una prima grande suddivisione delle rocce ignee, che riflette la loro composizione chimicomineralogica,
e quindi del magma originario, è basata sul colore: le rocce chiare sono dette
felsiche, quelle scure mafiche. Quelle chiare sono ricche di quarzo e feldispati(da qui il prefisso
fels-), mentre quelle scure sono ricche di anfiboli, pirosseni ed olivina, tutti materiali a base di
magnesio e ferro (da qui il prefisso maf-). Si dicono ultramafiche quelle costituite esclusivamente
da pirosseni ed olivina.

Cenni di cristallografia dell’olivina. 22
presentano elevati valori di rifrangenza, durezza e densità. Tra nesosilicati
ricordiamo l’olivina, i granati, lo zircone ed altri.
Figura 1.9. Struttura fondamentale del cristallo di olivina.
L’olivina ( ) [ ] Fe
Mg, è la soluzione solida completa fra forsterite
2 4 SiO
Mg 2SiO4
e fayalite Fe 2SiO4
(vedi Figura 1.9.) con piccolissime quantità di Ca ,
Mn , Ni (il diagramma di stato è riportato in Figura 1.10.).
Figura 1.10. Diagramma di stato dell’olivina.

Cenni di cristallografia dell’olivina. 23
La struttura, con simmetria P bnm 8 , è basata su un impaccamento compattato di
ioni ossigeno pochissimo distorto, con parziale occupazione delle cavità, che
determina tetraedri isolati 4
SiO legati a catene di ottaedri ( Fe)
O6
Mg, . Si
distinguono due posizioni ottaedriche (vedi Figura 1.11.) M1, più piccola, e M2,
più grande, che risultano occupate diversamente in vari composti, tipo olivina, sia
presenti in natura che preparati sinteticamente.
Figura 1.11. Schema strutturale dell’olivina.
Si hanno soluzioni solide complete Mg − Fe , Mg − Mn , Fe − Mn , parziali
Ca − Mn , Ca − Fe , limitatissima Ca − Mg , ciò che comporta in natura
l’esistenza dei seguenti termini estremi: forsterite Mg 2 , fayalite Fe 2 , tefroite
8 La prima lettera rappresenta la definizione della simmetria per traslazione, ossia del tipo di
reticolo, che si concreta nella scelta della cella elementare standard capace di descriverlo secondo l
convenzioni (P sistema triclino, parallelepipedo obliquo con base a forma di parallelogramma; F
sistema rombico con tutte le facce centrate). I tre indici successivi individuano gli elementi di
simmetria che si riferiscono nell’odine alle direzioni a, b e c.

Cenni di cristallografia dell’olivina. 24
Mn 2 , larnite Ca 2 , monticellite CaMg , glaucocroite CaMn , kirchteinite CaFe
(vedi Figura 1.12.).
Figura 1.12. Diagramma composito di composti M 2SiO4
: a segno marcato
l’estensione delle soluzioni.
Le variazioni con la temperatura, la pressione e la composizione chimica
inducono sensibili variazioni nelle dimensioni degli ottaedri mentre i tetraedri
restano rigidi determinando ad un certo punto la non corrispondenza tra questi
poliedri con conseguente demolizione della struttura ed il passaggio ad altre fasi
polimorfe.
In particolare ad elevatissime pressioni la struttura tipo olivina (fase α), già
molto compatta (la densità varia da 3,2 a 4,4 g cm -3 ), si trasforma in strutture tipo
spinello (fasi β e γ con piccole differenze tra loro) con impaccamento cubico
compatto F d3m, aventi una densità superiore di circa il 10%. Le transizioni, a
1000°, avvengono con pressioni dell’ordine di 100-120 kbar (vedi Figura 1.13.)

Cenni di cristallografia dell’olivina. 25
corrispondenti ad una profondità del mantello terrestre di circa 400 km, cioè dove
si riscontra un salto nella velocità delle onde sismiche. Questo induce a ritenere
l’olivina, che per vari motivi si pensa sia il costituente principale del mantello
superiore, si trasformi nelle fasi tipo spinello nel mantello inferiore, caratterizzato
da pressioni più elevate.
Figura 1.13. Trasformazione polimorfa del composto ( ) [ ] Fe Mg,
(isoterma a 1000°)
2 4 SiO
I cristalli mostrano spesso la combinazione dei prismi { 1 1 0}
e { 2 1}
0 col
pinacoide 9 { 0 1 0}
. Le sfaldature, buona la { 0 1 0}
ed accennata quella { 0 0}
1 ,
sono parallele alle catene di ottaedri MO 6 collegate per spigoli e sviluppantesi
9 Facce parallele di un cristallo.

Cenni di cristallografia dell’olivina. 26
lungo l’asse c. La durezza è medio-alta (7-6 ½), il colore da giallo verde a verde
oliva (da cui il nome) a giallo bruno, la lucentezza vitrea.
La rifrazione è alta, la birifrangenza media, entrambe crescenti dai termini
fosteritici a quelli ferrosi con passaggio del segno ottico 10 da positivo a negativo e
comparsa in sezione sottile di un debole pleocroismo sul giallo.
L’olivina si altera facilmente nel metamorfismo superficiale in serpentino,
clorite e iddingsite (miscela di vari minerali tra cui ematite e goethite).
L’olivina è un importantissimo minerale delle rocce. Costituente essenziale
delle peridotiti, fondamentale in molti gabbri e basalti detti appunto olivinici, e in
rocce feldispatoidi come le basaniti; può essere presente come accessorio in altre
rocce magmatiche come andesiti, trachiti e sieniti. Nelle rocce magmatiche la
composizione oscilla da Fo 95 nelle peridotiti a Fo80−60 nei basalti. Forsterite
pura, eventualmente insieme a monticellite, si origina in calcari e dolomie
termometamorfosate per reazione con quarzo, come i proietti dei vulcani laziali e
del Vesuvio. È presente anche in molte meteoriti condriche.
Possiamo suddividere le meteoriti, in base alla loro composizione, in due
classi: meteoriti ferrose (in cui predominano il ferro ed il nichel) e meteoriti
pietrose (con predominanza di silicati). Queste ultime sono le più numerose e tra
queste le condriti carbonacee (così chiamate per l’alto contenuto di sferule di
carbonio; dal greco chòndros, granello) (vedi Figura 1.14.) sono le più vecchie: si
ritiene siano quelle che più si avvicinano alla struttura originale del
10 Consideriamo le tre direzioni principali X, Y e Z. Rispetto all’angolo degli assi ottici si potrà
riconoscere una bisettrice acuta ed una bisettrice ottusa, oltre ad una normale ottica, cioè la
perpendicolare agli assi ottici. Quest’ultima sarà sempre Y, essendo gli assi ottici giacenti sul
piano XZ, ma per le bisettrici potranno darsi due casi: 1) la bisettrice acuta è Z (quindi X è
l’ottusa); 2) la bisettrice acuta è X (quindi Z è l’ottusa). Nel primo caso i cristalli si dicono
otticamente positivi e nel secondo otticamente negativi.

L’olivina. 27
Figura 1.14. Fotomicrografia di un condro in sezione sottile.
materiale primordiale da cui si è formato il sistema solare e poiché non presentano
tracce di successive fusioni potrebbero addirittura essere esemplari di planetesimi.
Le varietà perfettamente trasparenti sono usate come gemme di discreto valore,
in particolare quella giallo-oro va sotto il nome di crisolito.