Aspetti cristallochimici e strutturali della balangeroite

Cap. 2. Balangeroite: inquadramento geologico 
2.1 Premessa 
Per la Legge Italiana (D.L. N° 277 del 15/8/91) solo sei minerali sono considerati 
amianti (asbesti): il crisotilo (minerale del gruppo dei serpentini, Mg
3
Si
2
O
5
(OH)
4
; Fig. 
2.1), l’antofillite e la amosite (anfiboli ferro-magnesiaci, con formula chimica ideale, 
rispettivamente, null [Mg
2
][Mg
5
][(OH)
2
|Si
8
O
22
] e null [Fe
2+
2
][Fe
2+
5
][(OH)
2
|Si
8
O
22
]; Fig. 2.2), la 
tremolite e l’actinolite (anfiboli di calcio, formula chimica ideale rispettivamente 
null [Ca
2
][Mg
5
][(OH)
2
|Si
8
O
22
 e null Ca
2
(Mg,Fe
2+
)
5
(Si
8
O
22
)(OH)
2
; Fig. 2.3), e la crocidolite 
   
Fig. 2.1. (a) Campione di crisotilo dalla cava di San Vittore, nella zona di Balangero (Piemonte); (b) 
immagine ad alta risoluzione (HRTEM) della sezione di una fibra di crisotilo 
     
Fig. 2.2. (a) Campione di antofillite (foto di ©John Sobolewski, da www.mindat.org) e (b) 
campione di amosite (foto da www.asbestosminerals.com)
Cap. 2. Inquadramento geologico 
 8 
(anfibolo sodico; Fig. 2.4). Ciò è dovuto al fatto che solo questi amianti erano utilizzati 
industrialmente. 
Solo tre dei minerali fibrosi definiti amianto dalla Legge Italiana sono presenti nelle 
Alpi Occidentali, e cioè il crisotilo, la tremolite e l’actinolite. Tuttavia, uno studio 
sistematico delle rocce alpine (Compagnoni et al., 1980, 1983, 1985; Mellini et al., 1985, 
1986, 1987; Ferraris et al., 1987; Alberico et al. , 1997; Belluso & Ferraris, 1991) ha 
permesso di scoprire l’esistenza sia di nuovi minerali, sia di minerali che, pur non 
presentandosi normalmente con abito fibroso, possono localmente crescere con abito 
asbestiforme. Tra di essi, i più diffusi sono l’antigorite, la balangeroite, la carlosturanite e il 
diopside. La balangeroite fu scoperta nelle serpentiniti della miniera di amianto di 
Balangero, in provincia di Torino (Compagnoni et al., 1983). Forma fasci di fibre rigide di 
colore marrone che possono raggiungere una lunghezza di decine di centimetri ed è 
generalmente associata a crisotilo a fibra lunga. La sua varietà prismatica, riconosciuta solo 
     
Fig. 2.3. (a) Campione di tremolite (©Tamás Ungvári Collection, da www.mindat.org) e (b) campione di 
actinolite (foto ©Gerd Stefanik, , da www.mindat.org) 
 
Fig. 2.5. Campione di balangeroite 
 
Fig. 2.4.  Campione di crocidolite (© Tim Colman, da 
www.mindat.org)
Cap. 2. Inquadramento geologico 
 9 
recentemente (Groppo et al., 2004), è talvolta così abbondante da dover essere considerata 
un costituente principale di alcune serpentiniti. Curiosamente, finora la balangeroite non è 
mai stata trovata al di fuori della porzione settentrionale del Massiccio di Lanzo 
(Compagnoni & Groppo, 2006) 
2.2 Introduzione 
Le Alpi Occidentali sono una catena costituita dall’impilamento di più unità 
tettonico-strutturali di differenti genesi e provenienza, che formano una grande fascia 
arcuata, larga in media da 150 a 300 km e lunga più di 400 km. Le Alpi Occidentali si 
estendono infatti dalla linea tettonica “Sestri-Voltaggio”, che le separa dalle rocce non 
metamorfiche delle catena Appenninica, fino alle falde inferiori Pennidiche del dominio 
Lepontino. Sul lato interno (verso est), le Alpi Occidentali confinano con i depositi clastici 
quaternari post-orogenici della pianura del Po fino quasi alla latitudine di Torino, e da lì 
 
Fig. 2.6. Mappa delle Alpi Occidentali che mostra le principali unità tettoniche. Da notare la Linea Insubrica 
(IL), e la linea Sestri-Voltaggio (SVL);Polino et alii. (1990), Hsu (1994), Dal Piaz (1999) e Liati et alii. 
(2003).
Cap. 2. Inquadramento geologico 
 10 
verso nord con la linea tettonica Canavese che è l’estensione sud-occidentale della Linea 
Insubrica (o lineamento Periadriatico), che separa il dominio pre-Alpino delle Alpi 
Meridionali (Zona di Ivrea + Zona di Strona-Ceneri) dalla catena delle Alpi Occidentali 
rimaneggiata durante l’orogenesi Alpina (Compagnoni, 2003). 
Da un punto di vista tettonico le Alpi Occidentali vengono divise in tre grandi 
domini, e cioè il dominio Adriatico, la Zona Interna (“Alpi Pennidiche”), e la Zona 
Esterna. 
Il dominio Adriatico è costituito da: (1) gneiss precedenti all’orogenesi Alpina, in 
facies anfibolitica e granulitica e dal corpo di origine mantellica della zona di Ivrea; (2) la 
sequenza carbonatica Mesozoica delle Alpi Meridionali successiva alle rocce 
metamorfiche e magmatiche pre-Alpine (per esempio la zona di Strona-Ceneri); e (3) 
sedimenti clastici Terziari della piana del Po. Queste rocce non sono state interessate dal 
metamorfismo Alpino e hanno subito una deformazione relativamente piccola durante 
l’orogenesi Alpina. 
 
 
 
 
 
 
Fig. 2.7  Schema tettonico semplificato 
delle Alpi Occidentali in cui è messa in 
evidenza la Zona Piemontese dei 
calcescisti con meta-ofioliti. In verde 
chiaro sono indicati i calcescisti mentre in 
verde scuro le meta-ofioliti. Inoltre sono 
indicate la linea del Canavese (CL), la 
linea Sestri-Voltaggio (SVL), il Massiccio 
Ultrabasico di Lanzo (LM) e la miniera di 
Balangero
Cap. 2. Inquadramento geologico 
 11 
La Zona Interna consiste di una serie di terreni continentali e di ofioliti, che sono 
allineati come nastri arcuati paralleli alla direzione dell’orogenesi. Questi nastri, da sud-est 
a nord-ovest, sono: la zona Austroalpina, la zona Piemontese, i Massicci Cristallini Interni, 
la zona Brianzonese e la zona del Vallese. 
La zona Esterna infine, consiste di un basamento cristallino autoctono e 
parautoctono, che è stato consolidato durante l’orogenesi Ercinica (Massiccio Cristallino 
Esterno), e di una copertura sedimentaria Mesozoica-Cenozoica (falde Elvetiche/Delfinesi) 
(Rosenbaum et al., 2005). 
La maggior parte delle mineralizzazioni ad asbesto delle Alpi Occidentali è 
associata alle ofioliti metamorfiche della Zona Piemontese dei Calcescisti con Pietre Verdi. 
La Zona Piemontese, derivante dalla litosfera dell’oceano mesozoico Ligure-Piemontese, 
si allunga per circa 200 km nelle Alpi Occidentali, tra Italia, Francia e Svizzera ed è 
essenzialmente costituita da calcescisti con intercalazioni di corpi ofiolitici di varie 
dimensioni. È situata tra la Zona Brianzonese verso l’esterno della catena e i Massicci 
Cristallini Interni, che rappresentano il paleomargine europeo assottigliato. 
Le caratteristiche geologiche e petrografiche attuali sono il risultato della 
subduzione del Paleomargine Europeo e del Bacino Ligure-Piemontese al di sotto del 
Paleomargine Africano, seguita dalla successiva collisione continentale. Sulla base delle 
differenze litologiche, genetiche e di grado metamorfico è possibile distinguere: 
1) il Massiccio Ultrabasico di Lanzo: costituito principalmente da peridotiti 
parzialmente serpentinizzate; rappresenta una porzione di mantello sub-continentale, che, 
insieme alla litosfera dell’oceano giurassico Ligure-Piemontese, è stato esumato dalle 
profondità mantelliche, subdotto e metamorfosato in condizioni metamorfiche di alta 
pressione in facies eclogitica e poi coinvolto nell’impilamento tettonico della catena alpina 
e riequilibrato in condizioni metamorfiche della facies scisti verdi;
Cap. 2. Inquadramento geologico 
 12 
2) la Zona Piemontese Interna: costituita da calcescisti, derivanti dalla 
trasformazione metamorfica degli originari sedimenti dell’oceano della Tetide, e dalle 
ofioliti metamorfiche (serpentiniti, metagabbri, metabasalti, prasiniti) derivanti dalla 
litosfera oceanica. Durante l’evoluzione metamorfica alpina, la Zona Piemontese Interna, 
come il Massiccio Ultrabasico di Lanzo, raggiunse prima condizioni metamorfiche della 
facies eclogitica e poi quelle della facies a scisti verdi; 
3) la Zona Piemontese Esterna: litologicamente analoga alla Zona Piemontese 
Interna, ma più ricca di metasedimenti (calcescisti) e caratterizzata da un picco 
metamorfico in facies scisti blu (Compagnoni & Groppo, 2006). 
I campioni di balangeroite esaminati in questo studio provengono da corpi 
serpentinitici affioranti nella porzione più settentrionale del Massiccio di Lanzo, e in 
particolare dalla cava di Balangero (Torino) coltivata industrialmente fino al 1990, dove si 
trova una vasta e importante mineralizzazione di crisotilo. Generalmente gli amianti sono 
presenti in modeste quantità, infatti si trovano, da soli o in associazione con altri minerali, 
come riempimento di vene, dalle quali possono liberarsi per i processi naturali di 
alterazione chimico-fisiche delle rocce che li contengono o a causa dell’attività antropica. 
In particolare, nella porzione serpentinizzata del Massiccio di Lanzo, sono state 
riconosciute quattro generazioni di vene legate al metamorfismo Alpino. La prima consiste 
di balangeroite, crisotilo, leghe di ferro-nichel e magnetite; questa vena si è formata 
probabilmente durante il primo stadio della serpentinizzazione della peridotite sotto 
condizioni di metamorfismo progrado di alta pressione. La seconda generazione di vene, 
collegata al picco metamorfico di alta pressione a condizioni di T = 500 - 600 °C e P = 1.2 
– 2.0 GPa, consiste di antigorite lamellare, olivina, Ti-clinohumite, diopside e magnetite. 
La terza generazione consiste di antigorite ± diopside cristallizzato sotto condizioni di 
metamorfismo in facies scisti verdi; infine la quarta ed ultima generazione di vene
Cap. 2. Inquadramento geologico 
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metamorfiche, costituita da piccole fibre di crisolito, forma mineralizzazioni locali 
irregolari (stockwork-type), simili a quelle sfruttate in passato nella cava di asbesto di 
Balangero (Groppo e Compagnoni, 2007). 
2.3 Il Massiccio Ultrabasico di Lanzo 
Come già accennato in precedenza, la cava di asbesti di Balangero si trova nella 
serpentinite di Balangero, la quale prende appunto il nome dal paese omonimo che si trova 
in prossimità della sua parte più a sud. La cava viene chiamata anche di San Vittore, dal 
Monte San Vittore, in cui si ritrovano le più importanti mineralizzazioni di asbesto 
(Compagnoni, 1980). 
Il corpo ultrabasico di Balangero, a sua volta, fa parte del Massiccio di Lanzo, il più 
grande corpo ultrabasico delle Alpi Occidentali, che è localizzato nella porzione più 
interna della Zona Piemontese, tra la Zona Sesia a nord ed il Massiccio Dora-Maira a sud. 
Il suo limite orientale scompare al di sotto dei depositi alluvionali della Pianura Padana, 
mentre verso ovest è a contatto con la Zona Piemontese Interna. 
Il Massiccio Ultrabasico di Lanzo è un grosso corpo di lherzoliti tettoniche a 
spinello-plagioclasio con subordinate harzburgiti e rare duniti, parzialmente trasformato in 
serpentiniti antigoritiche ai bordi e lungo le zone di taglio. Le rocce ultrafemiche sono 
localmente attraversate da filoni e lenti di gabbri e rocce basaltiche. Secondo le 
interpretazioni di Pognante et al. (1985), Rampone & Piccardo (2000), Müntener et al. 
(2004) e Piccardo et al. (2004), le peridotiti del massiccio di Lanzo sarebbero risalite, dalle 
profondità tipiche della facies a granato, a profondità minori, dove si sarebbero 
progressivamente raffreddate ricristallizzando completamente nelle condizioni della facies 
a spinello-plagioclasio. Successivamente, in seguito al processo di rifting legato 
all’apertura dell’oceano Ligure-Piemontese, questa porzione di mantello litosferico sarebbe
Cap. 2. Inquadramento geologico 
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stata progressivamente esumata, mentre la sottostante astenosfera sarebbe risalita, subendo 
un processo di fusione parziale praticamente adiabatico. I fusi risultanti, migrando 
attraverso il mantello litosferico, avrebbero reagito con esso, causando la dissoluzione del 
pirosseno e la formazione di canali dunitici (Groppo, 2005). 
La serpentinite di Balangero appare come un corpo estraneo; infatti, rispetto al 
Massiccio di Lanzo, è separata dai depositi alluvionali della Valle di Lanzo, e consiste 
principalmente di serpentiniti derivanti dalla primitiva lherzolite a spinello-plagioclasio, 
tuttora preservata solo in poche zone. Inoltre la serpentinite della cava di Balangero, che 
presenta una gran varietà di caratteristiche sia strutturali che mineralogiche, può essere 
divisa in tre principali tipologie: serpentinite massiva, serpentinite altamente fratturata, e 
serpentinite scistosa (Compagnoni, 1980). 
2.4 Evoluzione del Massiccio Ultrabasico di Lanzo (Piccardo 2007, 2008) 
2.4.1 Premessa 
Il bacino della Tetide Ligure Giurassica era pavimentato da peridotiti di mantello 
esumate per processi tettonici, e ricoperto in modo discontinuo da colate basaltiche di tipo 
MORB. Era caratterizzato dall’alternanza lungo l’asse di: 1) segmenti non-vulcanici, che 
mostravano la diretta esposizione delle peridotiti di mantello al di sotto dei sedimenti 
oceanici, e 2) segmenti vulcanici, che mostravano una copertura vulcanica al di sopra delle 
peridotiti di mantello. 
Le peridotiti ofiolitiche della Tetide Ligure mostrano una forte eterogeneità 
petrologica e geochimica, e variano da lherzoliti relativamente fertili ad harzburgiti e duniti 
fortemente impoverite, a peridotiti a plagioclasio rifertilizzate. Le peridotiti degli ambienti 
di Transizione Oceano-Continente (OCT) sono principalmente lherzolite fertili che 
derivano dal mantello litosferico sottocontinentale del sistema Europa-Adria. Esse sono