IL CASTELLO DI NYMPHENBURG

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Il castello di Nymphenburg vale a dire "castello delle Ninfe", è un palazzo in stile barocco a Monaco di Baviera, Germania. Il palazzo, al centro di un vasto parco alla francese, era la residenza estiva dei re di Baviera.

L'origine del castello risale al 1662 (anche se i lavori di costruzione iniziarono due anni dopo) quando la principessa Enrichetta Adelaide di Savoia diede alla luce - con grande gioia della corte e soprattutto del marito, il principe elettore Ferdinand Maria - il primogenito Max Emanuel. Il consorte volle regalare alla moglie una villa per le vacanze in una zona che allora era aperta campagna.

Nel corso del Settecento vennero eseguiti numerosi lavori di ingrandimento della struttura che assunse ben presto le dimensioni di un imponente palazzo e si abbellì con statue, fontane ed aiuole in stile francese il parco, che verrà parzialmente modificato nell'Ottocento da Friedrich Ludwig von Sckell secondo lo stile inglese.

Oggi, Nymphenburg è aperto al pubblico, ma continua anche ad essere una casa e cancelleria per il capo della casa di Wittelsbach, attualmente Francesco duca di Baviera.

Il palazzo, insieme con il suo parco, è oggi uno dei più celebri monumenti di Monaco di Baviera. Le facciate barocche comprendono una larghezza complessiva di circa 700 metri. La Saal Steinerner ("Sala di pietra"), con affreschi del soffitto di Johann Baptist Zimmermann e di F. Zimmermann e con decorazioni di François de Cuvilliés, occupa più di tre piani del padiglione centrale del palazzo.

Alcune stanze mostrano ancora la loro decorazione barocca, mentre altre sono stati successivamente ridisegnate in stile rococò o stile neoclassico. L'ex "sala da pranzo piccola" nel padiglione sud oggi ospita la Galleria delle Bellezze voluta dal re Ludovico I. Questo padiglione ospita anche la stanza in cui nacque re Ludovico II di Baviera.

Le scuderie di corte contengono un museo di carrozze antiche (Marstallmuseum). Ebbero anche un ruolo negli eventi storici - una di queste carrozze per esempio fu utilizzata per l'incoronazione dell'imperatore Carlo VII nel 1742. Tra le attrazioni principali del museo ci sono le magnifiche carrozze e slitte del re Ludovico II.

Il primo piano delle ex scuderie di corte ospita una collezione di porcellane di Nymphenburg, la fabbrica situata nel complesso di palazzo fondata da Massimiliano III Giuseppe; qui sono conservate molte opere di Francesco Antonio Bustelli di Intragna.

Il parco di 200 ettari, una volta era un giardino all'italiana (1671), ampliato e risistemato in stile francese da Dominique Girard, allievo di André Le Nôtre e in seguito venne ancora rifatto alla maniera inglese all'inizio del XIX secolo da Friedrich Ludwig von Sckell, per il principe elettore Carlo Teodoro. A questi si deve anche il Giardino inglese (in tedesco: Englischer Garten) di Monaco.

Ha conservato gli elementi principali del giardino barocco (come il grande parterre). Il parco è diviso in due da un lungo canale che segna un asse tra il palazzo e la "cascata di marmo", decorata con figure di divinità greche. Due laghi sono situati su entrambi i lati del canale. Il Dörfchen è stato creato sotto Massimiliano III Giuseppe come lo Petit Hameau.

Il Salettl (1799), una casetta con il suo piccolo giardino molto vicino al ex serraglio servì come attrazione per i figli di Massimiliano Giuseppe IV.

All'interno del parco furono costruiti numerosi padiglioni:

il Pagodenburg (1716–1719) - ottagonale, a due piani, il pianterreno è decorato con ceramiche di Delft e al piano di sopra cineserie. È stato costruito da Joseph Effner.
il Badenburg (1719–1721) - un padiglione barocco anch'esso opera di Joseph Effner, che contiene una piscina riscaldata. Alcune camere sono decorate con diverse carte da parati cinesi.
la Magdalenenklause - cappella in una grotta, per il ritiro spirituale, eretta tra il 1725 e il 1728.
l'Amalienburg - una palazzina di caccia costruita nel 1734-1739 da François de Cuvilliés, per l'imperatore Carlo VII e sua moglie Maria Amalia, include una sala degli specchi ed un canile per i cani da caccia. L'edificio con la sua decorazione è un netto capolavoro all'apice del rococò europeo.
l'Apollotempel - un piccolo tempio in stile neoclassico, opera di Leo von Klenze, eretto tra 1862-1865.
Un passaggio nei pressi del vecchio arboreto nel nord del gran parterre conduce al grande giardino botanico di Monaco di Baviera.

Da vedere ancora Badenburg, dove si trova la prima piscina coperta e riscaldata dell'Europa moderna (inizio '700), Pagodenburg, creato da Joseph Effner come padiglione del te, ed infine il luogo deputato alle meditazioni personali del principe Max Emanuel, il Magdalenklause, concepito come una finta rovina.

All'interno del castello sono ospitati due musei: il Marstallmuseum che custodisce una ricca collezione di carrozze usate dalla famiglia reale per matrimoni, funerali o per semplici spostamenti in città (straordinarie quelle appartenute a Ludwig II) e il museo delle porcellane di Nymphenburg che conserva i pezzi più antichi dell'omonima fabbrica di porcellane, tuttora fiore all'occhiello del settore in Germania ed in gran parte dell'Europa centrale. Nel museo delle carrozze è custodita una collezione di 25 dipinti raffiguranti i cavalli più amati da Ludwig, come il morello "Ralph" e "Cosa rara", un cavallo a tal punto ben ammaestrato che si diceva mangiasse servito a tavola come una persona...

In un elegante appartamento ricavato in un'ala del palazzo (quella a sinistra del corpo centrale) vive il Duca Franz von Bayern, attuale capo dell'ex Casa Reale bavarese. Vicino a Nymphenburg, con accesso dal parco, merita una visita lo splendido Giardino Botanico, inaugurato nel 1914.

LEGGI ANCHE : http://asiamicky.blogspot.it/2016/03/monaco-di-baviera.html

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LE BARRIERE CORALLINE

La barriera corallina è una particolare struttura di rocce calcaree che forma una cintura lungo le coste continentali e insulari dei mari tropicali; si è formata nel corso dei millenni con l'aggregazione di milioni di gusci di protozoi (madrepore, coralli, a volte alghe calcaree), e in particolare di piccoli polipi, che misurano da 0,25 a 1,50 cm e secernono il proprio involucro esterno calcareo.
Il polipo ha il corpo a forma di sacco coronato in cima da un ciuffo di minuscoli tentacoli, mediante i quali cattura il cibo costituito dai microrganismi trasportati dall'acqua; quando esso muore il suo involucro serve di base per un nuovo organismo, cosicché la scogliera cresce su se stessa fino a raggiungere notevole spessore.

Nell'immaginario collettivo e non solo, le barriere coralline rappresentano un mondo sommerso variopinto e altamente ricco in biodiversità. Le caratteristiche uniche dell'habitat che si crea a ridosso dei reefs (altro modo, anglosassone, per riferirsi alle barriere) sono dovute alla presenza dei coralli stessi che offrono riparo e protezione a migliaia di specie di pesci, crostacei, molluschi ed echinodermi.

La parte superiore delle barriere coralline, termine oggi riservato esclusivamente a quelle di maggiori dimensioni e poste lontano dalla costa (Grande Barriera australiana, Belize, ecc), fino a 5 m di profondità, è un ambiente ad alto o altissimo irraggiamento solare. Pochi cm al di sotto della superficie dell’acqua si possono raggiungere i 100.000 Lux, un valore indicante la quantità di luce che una fonte luminosa di 1 Watt produce a distanza di 1 m su una superficie bianca di 1 m2. Ma già a 50 cm di profondità, la quantità di luce si dimezza, attestandosi intorno ai 50-70.000 Lux nella fascia dei 3-5 m.

La luce è il “carburante” della barriera, in quanto viene catturata dai pigmenti fotosintetici delle zooxantelle, le alghe (genere Symbiodinium) che vivono in strettissima simbiosi con i coralli, detti per questo zooxantellati, all’interno dei loro tessuti, stimolandone la crescita e favorendo la costruzione dei loro scheletri calcarei. A questa grande quantità di luce in natura si aggiunge un notevole idrodinamismo (movimento dell’acqua), percentuali bassissime di nutrienti in soluzione e una buona quantità di plancton.
In Australia, al largo delle coste del Queensland, si snoda la più grande barriera corallina del mondo: 2900 barriere collegate tra loro, 900 isole, 345mila chilometri quadrati, oltre 2200 km di lunghezza. Ospita circa 1500 specie di pesci.

Le barriere sono minacciate, direttamente o indirettamente, dall'attività umana. Pesca a strascico e ancore possono danneggiarle significativamente, mentre l'uso indiscriminato (fortunatamente bandito anni fa) del veleno per stordire i pesci e il commercio in acquariofilia ha causato in alcune zone una morìa a macchia di leopardo dei polipi che si trovavano nella zona.

È recente l'allarme degli scienziati riguardo alle barriere coralline presenti nell'Oceano Indiano: qui più di ogni altra parte si registra un aumento delle temperature specialmente nelle aree interessate dal fenomeno di El Niño come le isole Seychelles, presso le quali si è osservata nel 1998, in concomitanza al fenomeno meteorologico, la perdita del 90% dei coralli.

Una previsione conservativa è quella di alcuni scienziati dell'Università Australiana del Queensland, che prevedono la morte della Grande Barriera Corallina entro 50 anni a causa dell'innalzamento delle temperature medie dell'acqua (previsti incrementi da 2 a 6 °C).

Per tutta la storia della Terra, poche migliaia di anni dopo il primo sviluppo di scheletri o gusci mineralizzati, e quindi solidi, da parte di organismi marini, si sono quasi sempre costituite delle biocostruzioni tipo barriere coralline oggi rinvenibili fossilizzate nei sedimenti che si depositavano negli antichi mari, sempre in condizioni di acque calde temperate, senza apporti di sedimenti terrigeni.

I periodi di massimo sviluppo di queste costruzioni sono stati nel Cambriano medio (513-501 Ma), Devoniano (416-359 Ma) e Carbonifero (359-299 Ma), principalmente ad opera dei tetracoralli che si estinsero alla fine del Permiano, Cretaceo superiore (100-65 Ma) e Neogene (23 Ma - attuale), ad opera degli Scleractinia.

Non tutte le barriere biocostruite nel passato sono state formate da coralli: nel Cambriano (542-513 Ma) furono prodotte da alghe calcaree e archaeocyatha (piccoli animali con forma conica, probabilmente affini ai poriferi) e alla fine del Cretaceo (100 - 65 mA), quando esistevano barriere formate da un gruppo di molluschi bivalvi chiamate rudiste, in cui una delle due valve costituiva la principale struttura conica e l'altra, molto più piccola fungeva, da opercolo.

Con il termine piattaforma carbonatica si intende, in sedimentologia e in biologia, un'area situata in ambiente marino o lacustre, caratterizzata da un rilievo topografico più o meno accentuato e da un'elevata produzione di materiale carbonatico autoctono di origine prevalentemente biogenica, derivato dall'accumulo di parti dure di organismi a scheletro calcareo oppure dalla precipitazione di carbonato indotta dall'attività di organismi viventi.

Il termine deriva dalla morfologia generalmente tabulare di questi corpi geologici e dal fatto che i sedimenti componenti sono carbonatici. Una piattaforma carbonatica è un complesso molto articolato, che comprende diversi ambienti.

I termini piattaforma carbonatica e Barriera corallina (reef) non sono sinonimi. Una barriera corallina è una scogliera bio-costruita e costituisce una parte della piattaforma carbonatica: tipicamente la sua fascia marginale esterna (più o meno estesa). Un esempio di piattaforma sviluppata lungo una costa continentale, in cui la parte di reef è molto estesa, è la Grande Barriera Corallina australiana.

D'altro canto, sono esistiti nella storia geologica complessi di piattaforma carbonatica privi di un vero e proprio reef (esempi molto studiati sono le piattaforme del Triassico, molto diffuse nelle Dolomiti e in tutte le Alpi meridionali). Anzi, i complessi di reef sono presenti in realtà solo in alcuni periodi della storia della terra.

Nel passato geologico sono conosciuti molteplici esempi di piattaforme carbonatiche composte totalmente o quasi da fango carbonatico (micrite). La genesi di queste bio-costruzioni è stata a lungo e accanitamente dibattuta dai geologi. Ora è largamente accettato dai ricercatori che siano di origine batterica. La micrite che compone queste piattaforme deriva da sedimento litificato durante o appena dopo la formazione piuttosto che dopo il seppellimento, per precipitazione indotta biologicamente dall'attività batterica. Questo tipo di facies non va confuso con le facies stromatolitiche, caratterizzate da alternanze di lamine di origine algale, anche se le due facies possono coesistere nella stessa piattaforma. Le facies di piattaforma micritica sono caratterizzate dall'assenza di strutture di origine sedimentaria o biologica (anche se vi possono essere strutture concentriche o laminari derivate dalla precipitazione abiotica di cementi carbonatici). Queste bio-costruzioni sono sostanzialmente diverse da quelle derivate da organismi gregari o coloniali. Le comunità biologiche che danno origine a queste piattaforme sembrano crescere in acque meno ossigenate e con un maggiore contenuto di nutrienti rispetto agli altri tipi di piattaforma. Piattaforme micritiche sono conosciute fin dal Paleozoico e frequenti fino a tutto il Mesozoico: sono comuni soprattutto nel Paleozoico Superiore (in particolare nel Carbonifero e nel Permiano) e in tutto il Triassico.

Le piattaforme carbonatiche del passato sono una delle fonti primarie delle rocce calcaree e dolomitiche, spesso cavate come pietra da costruzione, pietra ornamentale e per usi artistici, o come componente base per la fabbricazione del cemento. In Italia, si possono ricordare i marmi delle Alpi Apuane, tra cui il celebre Marmo di Carrara, cavati da secoli per usi edili e artistici e derivati dal metamorfismo di calcari di piattaforma carbonatica di età che vanno dal tardo Triassico al Giurassico Inferiore. I cristalli di calcite, dolomite e minerali accessori che si possono rinvenire in questi complessi, e i fossili tipici di questi ambienti hanno interesse per il mercato "di nicchia" dei minerali e dei fossili da collezione.
Le rocce carbonatiche sono anche fonti rilevanti di alluminio, estratto da depositi bauxitici.

Le rocce carbonatiche derivate da sedimenti di piattaforma costituiscono importanti rocce serbatoio per gli idrocarburi (petrolio e gas naturale), con il 40% circa delle riserve accertate.

Questa tipologia di sedimenti è caratterizzata da porosità e permeabilità elevate soprattutto nelle facies di reef, nelle facies di forereef prossimali (scarpata) e nelle facies di backreef a più alta energia. I sedimenti carbonatici sono però fortemente soggetti alla diagenesi, con fenomeni di dissoluzione e cementazione che ne alterano spesso le caratteristiche petrofisiche fin dalle prime fasi del seppellimento (vedi Sedimentazione e diagenesi). Questi processi possono in qualche caso migliorare le caratteristiche petrofisiche di questi serbatoi, incrementando sia la porosità che la permeabilità, quando prevale la dissoluzione (ad esempio nel caso dei carbonati soggetti a carsismo). Tuttavia, con l'aumento della profondità di seppellimento e il progredire della diagenesi tendono a prevalere i processi di cementazione, in seguito ai quali le rocce carbonatiche possono perdere in gran parte (o in tutto) le caratteristiche petrofisiche più favorevoli, divenendo serbatoi di difficile producibilità. Le facies di laguna e piana di marea, come del resto quelle di forereef più esterno, in cui prevalgono i sedimenti fini a bassa permeabilità, sono generalmente mediocri o cattivi serbatoi. La presenza di una fratturazione naturale di origine tettonica può però rendere producibile una formazione rocciosa che di per sé avrebbe caratteristiche di prorosità e permeabilità primaria scadenti.

Le facies di laguna a sedimentazione carbonatica, spesso caratterizzate da sedimenti euxinici in cui la materia organica viene preservata dall'assenza di ossigeno nello strato d'acqua prossimo al fondale, possono essere ottime rocce madri degli idrocarburi.

I sedimenti di backreef, caratterizzati da tessitura fine (micriti) e spesso associati nella porzione supratidale ad evaporiti come sale, gesso e (come sedimento diagenizzato) anidrite, costituiscono spesso le rocce di copertura dei giacimenti di idrocarburi localizzati in rocce di piattaforma carbonatica. Tra i giacimenti di questo tipo, in circa il 60% dei casi le rocce di copertura sono evaporiti deposte in contesti di piana di marea supratidale. Questo si verifica per la migrazione laterale degli ambienti nel corso del tempo (progradazione e retrogradazione), dovuta a variazioni del livello del mare, che può portare facies di backreef impermeabili al di sopra di facies porose e permeabili di reef o forereef.

Un esempio molto citato in Italia di giacimento di idrocarburi a olio e gas in carbonati di piattaforma di età triassica è quello di Trecate, tra le provincie di Milano e Novara. Le rocce serbatoio sono in questo caso antichi sedimenti di piattaforma carbonatica dolomitizzati, di età medio-triassica (Anisico-Ladinico) e tardo-triassica (Norico-Retico). In questo caso, la trappola che costituisce il giacimento è di tipo essenzialmente strutturale, ed è costituita da un paleo-alto di età giurassica inferiore, determinatosi in seguito ad una fase tettonica distensiva dovuta all'apertura del paleo-oceano della Tetide. Questo alto strutturale è stato successivamente ricoperto e sigillato da rocce di copertura di età cretacica e terziaria, e poi in parte deformato dall'orogenesi alpina dal Miocene. La roccia madre di questo giacimento è costituita da sedimenti argilloso-marnosi di tipo euxinico depositatisi entro bacini situati tra le piattaforme carbonatiche del Triassico medio. Questi sedimenti bacinali sono presenti entro la struttura di Trecate a contatto con le rocce serbatoio dolomitiche coeve per transizione laterale di facies: gli idrocarburi formatisi entro queste rocce madri hanno quindi potuto migrare direttamente entro le rocce serbatoio.

Un altro esempio italiano di giacimento petrolifero in carbonati di piattaforma è quello di Monte Alpi, in Val d'Agri (Basilicata), in rocce calcaree di età giurassica e cretacea coinvolte in falde tettoniche messe in posto nel Pliocene inferiore. Queste rocce, a bassa porosità primaria, producono prevalentemente da un reticolo di faglie e fratture naturali.

Il dominio Sudalpino, o Alpi Meridionali, si estende con un’ampia fascia ad andamento E-W delimitata a N dalla Linea Jorio - Tonale e a S dai depositi alluvionali della Pianura Padana.

Nelle sue estese e potenti coperture sedimentarie ospita le più importanti aree carsiche della regione, con ben sviluppati fenomeni di carsismo sia superficiale che ipogeo, costituendo senz’altro la provincia lombarda maggiormente e più profondamente interessata da manifestazioni carsiche, che ne fanno un’area di grande interesse speleologico anche a livello italiano.

E’ costituito da un basamento metamorfico ercinico coperto verso S da un’estesa e potente copertura sedimentaria, prevalentemente marina carbonatica, pressoché continua a partire dal Carbonifero fino al Cretaceo-Eocene. La copertura sedimentaria è separata dal basamento da un altro importante lineamento E-W, la Linea Orobica (che nell’area lariana prende il nome di Linea della Grona) ed è deformata da sovrascorrimenti verso S e da sistemi di grandi pieghe regionali di età alpina; il margine meridionale è interessato da retroscorrimenti (di età neo-alpina: Oligocene sup. - Miocene inf.) verso N della Gonfolite (Molassa Sudalpina) (Rupeliano - Burdigaliano) sulle formazioni cretaciche della Scaglia: a ciò fa seguito (o è contemporaneo) il sollevamento tettonico dell’area, che porta all’emersione del margine S probabilmente a partire dal Miocene inf. Deformazioni tardive tra il Pliocene inf. e il Pleistocene inf. hanno portato a sollevamenti differenziali che nella piana di Chiasso (tra Como e Varese) vanno da 300-400 m a 700 m.

Nelle Prealpi si trovano le litologie a maggior carsificabilità, gli spessori (e quindi i potenziali carsici) maggiori (favoriti sia dalla paleogeografia dei bacini di sedimentazione, sia dalla struttura tettonica alpina a sovrascorrimenti) e gli assetti strutturali più favorevoli ad una importante carsificazione profonda (sistemi di grandi pieghe a scala chilometrica), unitamente a fattori paleoclimatici, morfologici e altimetrici altrettanto favorevoli: tutto ciò fa di questa zona una delle più importanti aree carsiche italiane, con sistemi di cavità di grande estensione e profondità.

Dopo una fase di erosione delle rocce metamorfiche dell’antica catena ercinica, a partire dal Carbonifero sup., con formazione di rocce terrigene di origine continentale (es.: Verrucano Lombardo), il progressivo avanzamento del mare da E verso W determina il passaggio da ambiente continentale, ad ambiente di transizione fino ad ambiente marino vero e proprio.

Le formazioni francamente carbonatiche si rinvengono a partire dal Trias medio (Anisico): inizialmente si tratta di formazioni a carsificabilità non molto elevata, trattandosi per lo più di calcari terrigeni, impuri, marnosi e dolomitici, con spessori localmente molto variabili, che testimoniano la grande variabilità dell’ambiente di deposizione (Calcare di Prezzo, Calcare di Angolo, Calcare di Camorelli, Dolomia dell’Albiga).

A partire dal Ladinico, su vaste aree della Lombardia centrale si estende la piattaforma carbonatica del Calcare di Esino (mare basso con barriere coralline), costituita da dolomie, calcari dolomitici e cristallini, per lo più massicci, di grande potenza (fino a 500 m), con i massimi spessori in corrispondenza del Gruppo delle Grigne e in Val Brembana.

Il Calcare di Esino costituisce una delle formazioni più carsificabili della Lombardia, con elevatissima carsificabilità sia superficiale che profonda. Il massiccio delle Grigne è l’area meglio conosciuta dal punto di vista speleologico ed è qui che si sviluppano le cavità più profonde della regione (Abisso W le Donne, - 1160 m), con una della maggiori densità di cavità carsiche a livello italiano (Circo di Moncodeno). Estesi sistemi di cavità in questa formazione si trovano anche in Bergamasca.

La piattaforma carbonatica dell’Esino fu sottoposta a diversi episodi di emersione, con formazione di morfologie carsiche superficiali e profonde, che attualmente costituiscono livelli paleocarsici intersecati, ed eventualmente sfruttati, da sistemi carsici più recenti.

In eteropia (cioè della stessa età, ma depositate in ambiente diverso), si trovano numerose formazioni a diffusione più ristretta e locale, a carsificabilità meno elevata (Formazione di Wengen, Formazione di Buchenstein, Dolomia di S. Salvatore, Calcare di Meride, Scisti bituminosi di Besano, Calcare di Perledo-Varenna).

La Formazione di Esino è poi seguita da altre formazioni carbonatiche a carsificabilità variabile e di spessore in genere non molto elevato, che possono comunque ospitare importanti sistemi e diffusi fenomeni carsici (Formazione di Cunardo, Calcare Metallifero Bergamasco, Formazione di Gorno e di Breno) (dove si aprono, per esempio, le cavità delle miniere di Dossena, Bg), che testimoniano il frazionarsi della piattaforma carbonatica in una serie di piccoli bacini.

Durante il Norico, gran parte del territorio lombardo viene nuovamente ricoperto dal progradare delle piattaforme carbonatiche, con la Formazione della Dolomia Principale, localmente in eteropia con la Dolomia del Campo dei Fiori.

La carsificabilità della Dolomia del Campo dei Fiori è molto elevata e la formazione ospita la parte più profonda dell’importante sistema carsico del Campo dei Fiori (più di 150 cavità, con una lunghezza complessiva di più di 25 km, per una profondità di 640 m). La carsificabilità della Dolomia Principale è invece estremamente variabile. Di norma è assai poco carsificabile, ma localmente può presentare carsificabilità molto elevata. La ragione di questa differenza risiede nell’intervento di acque di origine idrotermale (es. area della Tremezzina, Co).

Seguono poi il Calcare di Zorzino (Norico) a bassa carsificabilità, e il calcare di Zu (Retico), entrambi con forte componente argillosa. Quest’ultimo può presentare elevata carsificabilità: ospita infatti numerosi sistemi carsici ipogei di grande importanza (es: Grotta del Forgnone, in Valle Imagna).

Le successive formazioni della Dolomia a Conchodon (che, per inciso, non è una dolomia e non contiene Conchodon) e della Corna, mediamente o poco carsificabili, fanno da base ai calcari selciferi giurassici (Calcare di Moltrasio), che si estendono su quasi tutta la Lombardia, in prevalenza nel settore centrale, raggiungendo localmente spessori notevoli (fino a 3000 n, grazie anche all’intervento di strutture di ricoprimento). Testimoniano la frammentazione del territorio lombardo in bacini di mare profondo separati da soglie, o alti strutturali, a sedimentazione più ridotta, legati all’apertura dell’oceano ligure-piemontese.

Mostrano carsificabilità molto elevata e sono sede di alcuni dei più estesi e profondi sistemi carsici (Campo dei Fiori, Pian del Tivano e tutte le cavità dell’area lariana occidentale).

Seguono formazioni poco o nulla carsificabili (come il Rosso Ammonitico) e, infine, la Maiolica (Malm), altamente carsificabile (ospita il sistema del Buco del Piombo-Stretta-Lino, Co), che costituisce l’ultima unità carsificabile della copertura sedimentaria delle Alpi Meridonali, poiché da qui in poi vi sono rappresentate unicamente unità terrigene.



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IL MAGMA

Le rocce magmatiche si formano in seguito alla solidificazione di magmi, cioè di masse silicatiche fuse contenenti vari componenti (FeO, MgO, CaO, ecc.) e sostanze volatili (acqua, anidride carbonica, idrogeno, metano, ecc.). Costituiscono quasi il 65% della crosta terrestre; ma, sulla superficie della Terra, questa abbondanza è nascosta dallo strato diffuso, sebbene molto sottile, di rocce sedimentarie e metamorfiche.

Il raffreddamento dei magmi in risalita può avvenire, all'interno della crosta terrestre, dando origine a rocce intrusive, oppure all'esterno di essa producendo manifestazioni vulcaniche con la formazione di rocce effusive. Le condizioni opportune per la formazione di un magma sono:

Un aumento locale della temperatura
L'avvento di fluidi in grado di idratare le rocce e abbassare il loro punto di fusione
La diminuzione delle pressioni interne che consente la risalita di sostanze in superficie
Temperatura, pressione e componenti volatili regolano il raffreddamento di una massa magmatica

In linea generale le fasi che un magma deve attraversare prima di arrivare a completa solidificazione sono cinque, e cioè:

fase di magma surriscaldato: quando è sopra la temperatura di cristallizzazione;
fase ortomagmatica: (a circa 1200 °C) dal fuso iniziano processi di cristallizzazione per raffreddamento, cioè dal fuso si separano vari componenti secondo il loro punto di fusione, dalla cui successiva aggregazione si forma una roccia. È questa la fase in cui si formano le più comuni rocce ignee. Si assiste a un forte aumento della pressione di vapore;
fase pegmatitica: (a circa 750 °C) la pressione di vapore è massima e il residuo fuso penetra negli spazi vuoti;
fase pneumatolitica: (a circa 400-500 °C) il residuo fuso è vaporiforme. La cristallizzazione è minima e i gas, avendo pressioni elevatissime, tendono ad infiltrarsi nelle rocce;
fase idrotermale: la temperatura scende fino al valore inferiore a quello critico dell'acqua. In questo modo la massa gassosa, formata prevalentemente da acqua, passa allo stato liquido dando luogo a effetti corrosivi sulle rocce circostanti.

Le rocce magmatiche sono importanti sotto l'aspetto geologico perché:

la loro composizione chimica fornisce informazioni sulla composizione del mantello, l'involucro dal quale le rocce provengono, sulle condizioni di temperatura e pressione che ne hanno permesso la fuoriuscita e sulla composizione della roccia preesistente prima della fusione;
il calcolo della loro età, ottenuta per mezzo delle varie forme di datazione radiometrica, e il confronto dell'età degli strati adiacenti, permette di ricostruire una affidabile sequenza temporale degli eventi geologici;
di solito la loro struttura è caratteristica di uno specifico ambiente tettonico, permettendo così delle ricostituzioni compatibili con la Tettonica a zolle;
in alcuni particolari casi ospitano importanti depositi di minerali; per esempio, tungsteno, stagno e uranio sono comunemente associati con i graniti, mentre cromo e platino sono comunemente associati con i gabbri.

Le rocce magmatiche costituiscono il 65% della crosta terrestre e, a seconda che il magma sia solidificato all'interno della crosta terrestre (ad esempio in filoni o dicchi) oppure all'esterno di essa, attraversando il condotto vulcanico per forte pressione dei gas (come durante le colate vulcaniche), si ha l'ulteriore suddivisione in:

rocce intrusive (o Plutoniche), se la cristallizzazione è avvenuta in profondità, per cui il raffreddamento e la solidificazione avvengono molto lentamente e si possono formare cristalli di notevoli dimensioni che danno alla roccia una struttura granulare; i corpi intrusivi rocciosi consolidati, in funzione della loro forma e dimensione si distinguono in plutoni, batoliti, laccoliti e dicchi.
rocce effusive (o vulcaniche), se la cristallizzazione è avvenuta anche in superficie per cui il raffreddamento è avvenuto rapidamente e a volte senza che vi sia il tempo affinché si formino i cristalli, infatti nella maggior parte dei casi presentano una struttura amorfa (non cristallina); in base alla loro disposizione sulla superficie terrestre e al loro aspetto si distinguono in lave se consolidate in ambiente subaereo a seguito di effusione del magma, bombe vulcaniche eiettate nell'aria, ignimbriti (formate dal consolidamento di nubi ardenti, sospensioni pesanti di ceneri, brandelli lavici etc., in gas ad elevata temperatura)
rocce ipoabissali (o filoniane) se il magma consolida a modesta profondità nella crosta, penetrando all'interno di fratture dove, raffreddando, cristallizza
La modalità di raffreddamento del magma determina la struttura delle rocce ignee.

Nelle rocce intrusive, a causa dei materiali sovrastanti che impediscono una veloce dispersione del calore e grazie alla presenza di pressioni verso l'interno, il magma arriva a cristallizzazione molto lentamente; ecco pertanto spiegata la caratteristica struttura granulare od olocristallina di queste rocce in cui tutti i minerali sono arrivati a cristallizzazione in modo visibile. Tale struttura si scinde in granitoide-granulare (se i cristalli sono tutti di dimensione simile) e porfiroide (se i cristalli non sono tutti di dimensione simile, ma coesistono elementi più grandi, detti fenocristalli, con altri più piccoli).
Nelle rocce effusive il magma risale fino in superficie, la temperatura e la pressione scendono fino a valori ordinari; in tali condizioni non tutto il magma cristallizza e forma cristalli di dimensioni grandi, i già citati fenocristalli. La struttura di questo tipo di rocce ignee è detta porfirica, in quanto vi sono cristalli di dimensioni apprezzabili immersi in una matrice afanitica (ossia priva di cristalli visibili a occhi nudo).
Si ha una struttura massiccia quando si è in presenza di una massa microcristallina o vetrosa. Una massa vetrosa è una massa in cui non si è avuta cristallizzazione.
La temperatura di fusione dei vari silicati è esattamente uguale a quella di cristallizzazione, per definizione . Pertanto, a mano a mano che il fuso si raffredda, si separano minerali diversi. Se il magma cristallizza tutto in profondità, e quindi si raffredda lentamente,
quelli che cristallizzano per primi hanno la forma tipica della specie mineralogica a cui appartengono (habitus idiomorfo)
quelli che cristallizzano per ultimi (ad es., mica e ortoclasio) assumono una forma qualsiasi (habitus allotriomorfo)
Se tuttavia ciò non accade, ad es. nel caso in cui il magma viene eruttato come lava ("rocce effusive"), il brusco raffreddamento successivo impedisce che i cristalli si sviluppino nel modo previsto. Talora appaiono grossi elementi cristallini, detti fenocristalli (corrispondenti ai cristalli formatisi quando la lava è ancora in profondità) immersi in una matrice vetrosa con cristalli minuscoli orientati nella direzione di scorrimento della lava; altre volte, qualora il raffreddamento della lava sia più veloce, non si formano neanche i fenocristalli: è il caso della formazione dell'ossidiana.

Il magma può essere definito approssimativamente come un fuso viscoso ad alta temperatura ed alta pressione, che, una volta raffreddato, forma le rocce magmatiche. In natura il magma è in realtà un sistema complesso, eterogeneo, costituito da una fase liquida silicatica, una fase gassosa disciolta e una fase solida composta da uno o più componenti, che in alcune condizioni può essere assente (magmi surriscaldati). La fase solida è costituita da cristalli separatisi dal fuso ed eventualmente da xenoliti strappati e inglobati durante la risalita. La fase gassosa è costituita prevalentemente da acqua allo stato di vapore (che origina l'acqua juvenile durante il degassamento), CO2 e, subordinatamente, da composti di idrogeno, zolfo ossigeno, e da elementi rari; la fase gassosa può essere più o meno abbondante e la sua modalità di liberazione governa i meccanismi eruttivi.

Solitamente un magma è prevalentemente di natura silicatica con composizione chimica variabile per magma, (40-75% di Silicio) e influisce sulle sue proprietà fisiche.

In natura esistono anche magmi di composizione non silicatica, ma sono molto rari e danno origine a prodotti che vengono identificati per la fase minerale prevalente; i prodotti più noti sono le carbonatiti, rocce composte da oltre il 50% di carbonati primari.

Un magma può risalire all'interno della crosta terrestre fino alla superficie e dare origine ad una colata (attività effusiva) o ad un flusso piroclastico (attività esplosiva). Il fluido magmatico è spesso concentrato all'interno di una camera magmatica, nella crosta terrestre, ma la sua formazione può avvenire anche a profondità maggiori, nel mantello. Il magma generalmente si trova a una temperatura compresa tra 650 e 1200 °C. La composizione chimica del magma è estremamente variabile e caratterizza la sorgente dello stesso, pertanto è possibile utilizzarla come parametro per classificare le rocce prodotte, sia in termini composizionali che genetici.
Il processo vulcanico può essere sintetizzato in quattro tappe:

genesi del magma per fusione parziale della sorgente (magma primario) o anatessi crostale;
risalita del fuso per contrasto di densità con le rocce circostanti;
stagnazione in una camera magmatica dove avviene il processo di cristallizzazione frazionata e/o di mixing (magmi non primari);
dalla camera magmatica il fuso risale verso la superficie attraverso un condotto che può avere forma cilindrica o lineare.

La composizione delle rocce terrestri al momento della formazione del nostro pianeta non era così varia come ora: le rocce ultrafemiche che caratterizzavano il mantello primordiale hanno subito numerose e reiterate estrazioni di magmi ad opera di processi di fusione parziale. Alcuni elementi a bassa forza di campo come il silicio e altri non metalli sono stati estratti in maniera preferenziale da queste rocce per poi dar luogo a magmi, e quindi a nuove rocce, differenziati. Le rocce derivate da questi primi magmi sono state poi riprese in processi di fusione successivi tra cui i processi anattettici, legati alla subduzione di lembi di crosta terrestre. Questi processi sono ancor oggi in atto solo su pianeti tettonicamente attivi come la Terra.

Magmi primari formatisi per fusione parziale del mantello terrestre. Questo processo avviene a determinate condizioni di pressione, temperatura e contenuto d'acqua disciolto in soluzione: in generale l'aumento di temperatura e della pressione di vapore favoriscono la fusione mentre l'aumento della pressione tende a diminuirla. La roccia madre che entra in fusione parziale è una roccia ultrafemica, una peridotite caratterizzata da una composizione impoverita in silice. Questo magma è caratterizzato da contenuto di silice attorno al 50% in peso (è un valore basso per una roccia), povero di acqua e gas, è fluido e pertanto veloce nell'attraversare la crosta terrestre e da esso deriva la lava basica. L'elevata velocità di risalita di questi magmi impedisce il loro raffreddamento quindi la temperatura al momento dell'eruzione può aggirarsi anche attorno ai 1200 °C.
Magmi secondari o acidi o di anatessi si formano in condizioni particolari di subduzione della crosta terrestre: porzioni di crosta vengono spinte a profondità e quindi in condizioni di pressione e temperatura simili a quelle che favoriscono la fusione del mantello. La roccia che viene fusa però è di composizione acida, arricchita cioè in silice. Magmi acidi si formano anche per differenziazione magmatica in seguito a cristallizzazione frazionata: per la lenta risalita e il raffreddamento progressivo di un magma basico che perde via via i minerali più femici, come l'olivina. Sono magmi ricchi di silicio e spesso di acqua. Di conseguenza, risultano particolarmente viscosi e tendono a solidificare all'interno della crosta terrestre formando un plutone. Raggiungono raramente la superficie terrestre e quando ciò accade, avviene in modo violento ed esplosivo.

I magmi (e le rocce che ne derivano) possono avere composizioni diverse, per cui la cristallizzazione può portare nei vari casi a rocce che differiscono tra loro per i tipi di minerali in esse aggregati. I magmi sono attualmente classificati in base alla percentuale di silice presente nel fuso: su tale base, i magmi si suddividono in: acidi, neutri, basici, ultrabasici.

I magmi acidi sono ricchissimi in silicio e alluminio, danno origine a rocce con densità intorno a 2,7 g/cm3, formate da pochi nesosilicati e da molti inosilicati e tettosilicati come la silice, che solidifica in cristalli di quarzo. In totale, la silice arriva a oltre il 65% in peso. Le rocce derivate da questi magmi sono dette acide o sialiche (dalle iniziali degli elementi più abbondanti, il silicio e l'alluminio).
I magmi neutri hanno una composizione intermedia (dal 52 al 65% in peso di silice) e danno origine a rocce neutre, con densità superiore a quella delle rocce acide e con un rapporto equilibrato fra alluminosilicati e silicati.
I magmi basici hanno una quantità bassa di silice (inferiore al 52%) ma sono relativamente più ricchi in ferro, magnesio e calcio; essi danno origine a rocce in genere scure (dal verde al grigio scuro e al nero), con densità prossima a 3 g/cm3; sono formati da molti inosilicati e privi di quarzo: le rocce derivate da questi magmi sono dette basiche o, genericamente, femiche (dalle iniziali di ferro e magnesio).
I magmi ultrabasici sono poverissimi in silice. In questi magmi la parte in silice è inferiore al 45% in peso. Le rocce cui danno origine sono dette ultrabasiche o ultrafemiche; sono tutte di colore molto scuro, hanno densità elevata (3 g/cm3 o superiore) e sono formate essenzialmente da silicati di ferro e magnesio.

I liquidi silicatici hanno una struttura che prefigura quella dei minerali (silicatici) a cui daranno origine per raffreddamento: essi sono costituiti essenzialmente da due unità elementari, che in base alla loro funzione vengono definiti costruttori di struttura e modificatori di struttura. I primi sono rappresentati da tetraedri di silicio e ossigeno (SiO44-), collegati tra loro in polimeri di varia struttura; gli elementi modificatori sono i cationi metallici che tendono a legarsi agli anioni ossigeno interrompendo la catena silicatica. Tali elementi sono ad esempio: potassio, sodio, calcio, magnesio.

L'alluminio può svolgere sia la funzione di costruttore, sostituendo il silicio nei tetraedri, che di modificatore, assumendo una coordinazione ottaedrica. Le condizioni che regolano la posizione di Al3+ sono la composizione chimica del magma e la pressione: a parità di moli% di SiO2 in condizioni di bassa pressione Al3+ assume preferibilmente coordinazione tetraedrica se le moli% di Al2O3 sono minori della somma delle moli% dei metalli mono e bivalenti (Na2O, K2O, CaO, MgO, ecc.). La coordinazione ottaedrica di Al3+ è favorita dall'aumento della pressione.

La densità di un magma dipende essenzialmente dalla sua composizione: varia da circa 2,2 g/cm3 per i magmi acidi a circa 2,8 g/cm3 per i magmi basaltici; aumenta con la pressione e diminuisce con la temperatura e con il contenuto in H2O. Il contrasto di densità tra magma e ambiente circostante regola la risalita del fuso. All'interno del sistema magmatico il contrasto di densità tra liquido residuale e fasi minerali segregate regola il meccanismo con cui avviene il processo di cristallizzazione frazionata.

La viscosità (η) di un magma è la resistenza che questo oppone al flusso e viene misurata in poise o in Pascal secondi. Il suo inverso è la fluidità. La viscosità è fortemente influenzata dalla struttura interna del liquido, quindi i fusi silicatici, fortemente polimerizzati, hanno un'elevata viscosità. L'eventuale presenza di elementi volatili o di acqua ha invece effetto opposto, riducendo la viscosità, che è inoltre influenzata da pressione e temperatura.

Come già detto il magma può contenere delle componenti volatili, la cui liberazione, nel processo di vescicolazione, influenza fortemente il tipo di attività vulcanica. I gas magmatici hanno una composizione chimica molto complessa e variabile. La componente principale è sicuramente l' H2O, a cui spesso si associa CO2 in quantità anche rilevanti. In minore quantità ritroviamo HCl, HF, H2S, S, SO2, SO3. I gas magmatici possono quindi essere considerati come associazioni di H, C, S, e O, che danno origine a composti che cambiano in funzione di pressione e temperatura.

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IL PLAGIOCLASIO

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Serie isomorfa di minerali costituiti da miscele sodico-calciche di due silicati, l'albite (NaAlSi₃O8) e l'anortite (CaAl₂Si₂O8), in diverse percentuali. I termini, elencati dal più sodico al più calcico, prendono i seguenti nomi: albite, oligoclasio, andesina, labradorite, bytownite e anortite. Abbastanza frequenti sono i cristalli misti zonati con i minerali più ricchi di calcio verso l'esterno (negli scisti cristallini la successione può essere inversa). I plagioclasi cristallizzano nella classe pinacoidale del sistema triclino con costanti cristallografiche debolmente variabili dal primo all'ultimo termine; anche il peso specifico varia gradualmente e aumenta dall'albite all'anortite. I cristalli sono generalmente piccoli, incolori o biancastri, spesso geminati secondo varie leggi; hanno durezza alquanto elevata (d=6) e sfaldatura simile a quella dell'ortoclasio, ma con angolo di ca. 86º tra i due piani. Tipica è la geminazione polisintetica a lamelle per cui il cristallo, sezionato ortogonalmente al piano di geminazione e osservato a nicol incrociati, appare costituito da bande bianche e nere che si estinguono alternativamente ruotando la sezione secondo un angolo (angolo di estinzione) caratteristico per ogni tipo di plagioclasio. Frequente è anche la geminazione tipo albite-periclino che conferisce al cristallo un tipico aspetto a graticcio ortogonale. I plagioclasi sono minerali molto diffusi nella litosfera e costituiscono i componenti essenziali di numerose rocce eruttive e metamorfiche (dioriti, gabbri, basalti, diabasi, anfiboliti, scisti cristallini, ecc.); la loro esatta identificazione nelle rocce eruttive (che si effettua generalmente misurando l'angolo di estinzione e altre costanti cristallografiche) ha grande importanza petrografica, poiché il tipo di plagioclasio presente è in diretto rapporto con la composizione chimica e mineralogica della roccia.

Variazioni delle proprietà ottiche (es. colore, birifrangenza, angolo di estinzione) all'interno di un cristallo riflettono variazioni composizionali.
Molte fasi sono zonate composizionalmente, ma non sempre la zonatura è ben visibile e determinabile al microscopio, infatti talvolta la zonatura non è cospicua a motivo della facile riequilibratura del cristallo col liquido a seguito dell'agevole interscambio tra i cationi coinvolti. 

La fase che più si presta alla determinazione quantitativa al microscopio è il plagioclasio poichè la riequilibratura dei cristalli di plagioclasio col liquido risulta difficoltosa in quanto implica anche l'interscambio di Al e Si, componenti dell'impalcatura tettosilicatica, e la zonatura è quindi piuttosto comune e cospicua.

Inoltre i plagioclasi sono triclini e la posizione dell'indicatrice ottica varia (anche notevolmente) con la composizione, fornendo angoli di estinzione fortemente e regolarmente variabili.

I salti composizionali possono essere evidenziati da allineamenti di inclusioni cristalline e/o vetrose, particolarmente frequenti nei plagioclasi. 

La variazione di composizione dal nucleo al bordo del cristallo può seguire andamenti molto variabili.
La zonatura è detta continua se le variazioni composizionali avvengono gradualmente, discontinua se le variazioni sono brusche, oscillante se coinvolge alternativamente aumenti e diminuzioni del contenuto in molecola An.

La zonatura è detta normale per i cristalli che verso il bordo si arricchiscono del componente bassofondente della miscela, come previsto dal normale decorso della cristallizzazione magmatica, mentre la zonatura è invece detta inversa per i cristalli il cui bordo è più ricco del componente altofondente.

I plagioclasi hanno zonatura normale se la composizione diventa più acida (più ricca in albite) verso il bordo, inversa quando la composizione diventa più basica (più ricca in anortite) verso il bordo. 

La forma delle varie zone concentriche può ricalcare l'abito esterno del cristallo, ed essere quindi generalmente euedrale o subedrale, oppure può presentare andamenti più o meno irregolari con evidenti rientranze, nel qual caso è detta convoluta. In alcune casi si osservano, in genere nei nuclei, delle zone anaedrali a composizione contrastante e separate tra loro a dare una estinzione a chiazze (patch zoning).


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ORNEBLENDA

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L’orneblendite è una roccia eruttiva intrusiva ultrafemica della famiglia delle anfiboliti, costituita quasi totalmente da orneblenda per lo più bruna con piccole quantità di pirosseni e olivina. Altri minerali accessori sono plagioclasi e magnetite. Le orneblenditi si trovano di solito in masse localizzate come prodotti di differenziazione di peridotiti o gabbri anfibolici.

Minerale appartenente al gruppo degli anfiboli monoclini. Si distinguono due tipi di orneblenda; l'orneblenda comune, detta anche orneblenda verde, e l'orneblenda basaltica, detta anche orneblenda bruna. La prima è ricca in ferro bivalente, ha colore verde scuro ed è dotata di forte pleocroismo come è evidenziabile se osservata in sezione sottile. È molto diffusa e costituisce un importante componente di rocce intrusive (graniti, sieniti, dioriti e anche gabbri) e di rocce metamorfiche quali gneiss, anfiboliti e scisti anfibolici. L'orneblenda basaltica è invece caratterizzata dal contenuto in ferro trivalente; è di colore bruno-nerastro ed è un componente caratteristico dei basalti e delle rocce trachitiche; si trova anche in rocce eruttive alcaline e in alcuni tufi vulcanici.


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IL FELDSPATO

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E' una famiglia di minerali, costituenti essenziali di molte rocce eruttive, scistoso-cristalline e sedimentarie. Sono silicati alluminiferi di potassio, sodio, calcio e bario, con tracce di altri elementi quali litio, cesio, rubidio, magnesio, ferro, titanio. Dal punto di vista strutturale sono dei tectosilicati che cristallizzano nei sistemi monoclino e triclino. I termini puri della famiglia sono l'ortoclasio, l'albite, l'anortite, e, più rara, la celsiana. Albite e anortite sono miscibili a tutte le temperature, dando origine alla serie dei plagioclasi. A temperatura elevata sono miscibili fra loro ortoclasio e albite. Esistono anche miscele di ortoclasio e celsiana (jalofane). Il feldspati potassico (ortoclasio) è noto anche sotto altre due modificazioni, il sanidino e il microclino.

Il termine "feldspato" è la trascrizione italiana dell'originario termine "feldspat" di probabile origine Svedese. Il termine Svedese feldspat deriva da due parole "Feld" che significa campo e "Spat" che significa spato (calcite) e si pensa si riferisse ai rinvenimenti di spato in campi agricoli.

I membri del gruppo dei feldspati sono tra i costituenti più abbondanti delle rocce ignee.
La grande abbondanza e l'ampia variabilità chimica dei feldspati ha permesso un loro utilizzo come parametri principali della classificazione delle rocce ignee.

I feldspati sono presenti praticamente in tutti i tipi di rocce ignee, da quelle sottosature a quelle sature e sovrassature (solo alcune rocce ultrabasiche e rare rocce alcaline ne sono prive).

I feldspati possono essere classificati chimicamente tenendo conto dei tre termini estremi del sistema ternario NaAlSi3O8 (Albite) - KAlSi3O8 (Ortose) - CaAl2Si2O8 (Anortite). 

Le composizioni intermedie tra Albite e Ortose costituiscono la così detta serie dei K-feldspati mentre le composizioni intermedie tra Albite e Anortite formano la serie dei Plagioclasi.

La distinzione dei feldspati oltre che su base chimica può essere effettuata anche su base strutturale, questo fattore dipende dalla temperatura di cristallizzazione e dalla successiva storia termica.

I feldspati che mantengono una struttura uguale a quella di alta temperatura alla quale si sono formati sono detti feldspati di alta temperatura o semplicemente di "alta", mentre i feldspati che possiedono una struttura formatasi a temperature più basse, o che abbiano subito un graduale e lento raffreddamento a partire da temperature elevate sono detti feldspati di bassa temperatura.

I feldspati di alta temperatura sono tipici di rocce vulcaniche mentre quelli di bassa sono caratteristici delle rocce plutoniche o subvulcaniche.

La differenza tra i feldspati di alta e di bassa può essere sia una differenza della geometria reticolare (con o senza variazione della simmetria) o può essere una differenza del grado di "ordinamento" degli atomi di Si e Al in siti tetraedrici distinti.

Eccetto il sanidino e la celsiana, di puro interesse scientifico e collezionistico, i feldspati vengono utilizzati miscelati con quarzo e caolino per realizzare porcellane e refrattari. Altri feldspati vengono utilizzati in gioielleria e per rivestimenti. È anche usato come additivo in materiali ceramici ad uso biomedico (in particolare dentale).

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IL QUARZO

Per gli antichi greci il quarzo veniva definito cristallo (dal greco κρύσταλλος, krýstallos, ghiaccio). Essi,infatti, ritenevano tale minerale una varietà di ghiaccio fredda al punto da non poter essere più disciolta. A trarli in inganno, la struttura apparentemente esagonale, simile a quella dei fiocchi di neve, e la sensazione di freddo al tatto causata dalla conducibilità termica.

Tra le varietà del quarzo, l'ametista merita un'attenzione storico-mitologica.

Tra i ricchi (soprattutto nella Roma imperiale) comparve il vezzo di immergere un anello di ametista nel bicchiere di vino prima di bere. Dato che all'epoca tale gemma era rara e preziosa, e questa usanza era in voga solo tra i potenti, l'anello di ametista, venne visto pian piano come un simbolo di potere.

L'usanza che i potenti di Roma avessero un anello di ametista si radicò così tanto tra il popolino che tale simbolo venne utilizzato più tardi dalla chiesa cattolica romana per esprimere autorità. Ancor oggi tale anello fa parte del corredo vescovile.

Sempre dal punto di vista storico, va anche ricordato che sette delle dodici gemme del «Razionale» (un pettorale sacro portato dagli antichi sacerdoti ebraici) ognuna delle quali rappresentava una qualità del Dio, erano varietà di quarzo: la sardonica, il citrino, il diaspro, la corniola, l'ametista e l'onice.

Infine, la famosa sfera di cristallo che permette ai "maghi" di vedere il futuro, immagine tipica nella cultura popolare, ha le sue origini in Cina. Spesso infatti i notabili di quel paese (ne fa cenno anche Marco polo) erano soliti rinfrescarsi le mani posandole su una sfera di quarzo. Le vesti sontuose e colorate, la lingua un po' oscura, quasi arcana e la fantasia hanno trasformato così, nel tempo, i notabili in questione nel prototipo del mago.

I Quarzi sono composti di ossido di silicio e si dividono in due grandi categorie: i Quarzi macrocristallini, come l'Ametista, l'Occhio di Falco, il Quarzo Bianco etc., che presentano grandi cristalli unici, riconoscibili a occhio nudo, e i Quarzi microcristallini, come l'Agata, la Giada o la Corniola, che hanno invece piccoli cristalli.

Il Quarzo accompagna la storia dell'uomo da sempre. Lavorato come gemma o usato come attrezzo per via della sua durezza (sulla scala di Mohs misura 7, mentre il Diamante 9). Il Quarzo è usato anche nella fabbricazione di coltelli, punte di frecce o pietre focaie. Accanto a un utilizzo pratico, i Quarzi sono usati da migliaia di anni nella gioielleria, lavorati prevalentemente con taglio cabochon. I diversi utilizzi di questo minerale si spiegano grazie all'Ossido di Silicio da cui è composto, che è il secondo elemento per abbondanza dopo il Feldspato che costituisce la crosta terrestre. Infine, bisogna ricordare la presunta azione magica attribuita al Quarzo durante la storia: già nel neolitico venivano indossati amuleti di Quarzo Bianco, così come l'uso delle celebri sfere di cristallo attestate nella storia.

Il gruppo dei Quarzi contiene al suo interno l'Ametista, l'Ametrina, il Quarzo Bicolore, il Quarzo Blu Moon, il Calcedonio, il Citrino, il Quarzo Cognac, il Quarzo Piuma, l'Ametista Verde, il Citrino Limone, il Quarzo Oliva, il Quarzo Arcobaleno, il Quarzo Rosa, il Quarzo Rutilato, l'Occhio di Tigre, il Quarzo Bianco, il Quarzo Banana, il Quarzo Estrelita, il Quarzo Mirtillo, il Quarzo Dendritico, il Quarzo Lavanda, il Quarzo Medusa, il Quarzo Rutilato Mutuca, il Quarzo Ouro Verde, il Quarzo Fragola e il Quarzo Tormalinato.

I cristalli, che hanno habitus tipicamente prismatico e più raramente bipiramidale, si rinvengono isolati o in druse e geoidi, oppure in aggregati fibrosi o granulari. Si presenta frequentemente geminato secondo diverse leggi, non presenta netti piani di sfaldatura e ha una frattura concoide; ha una struttura molto compatta costituita da gruppi di tetraedri SiO4 con l’atomo di silicio al centro e ai vertici gli atomi di ossigeno, ciascuno dei quali è in comune con il tetraedro vicino.

Esistono due forme polimorfe di quarzo: il quarzo α, stabile fino a 573 °C, e il q. β, stabile da 573 °C a 870 °C; superata quest’ultima temperatura si trasforma in tridimite. Tra i componenti essenziali di molte rocce eruttive acide e di diverse rocce metamorfiche, a causa della sua elevata resistenza all’abrasione meccanica e all’alterazione chimica  risulta tra i costituenti principali delle rocce sedimentarie terrigene silicoclastiche. Le dimensioni maggiori dei cristalli di quarzo si formano nella fase finale del processo magmatico, dallo stadio pegmatico a quello idrotermale. È otticamente anisotropo (è birifrangente uniassico) e fortemente piezoelettrico.

Quello comunemente rinvenuto è sempre quarzo alfa perché a temperatura e pressione ambiente anche il quarzo beta si trasforma in alfa (per riorganizzazione del reticolo). I cristalli di quarzo alfa, mancando del centro di simmetria, presentano individui destri e sinistri. Il senso del cristallo è spesso individuabile dalla presenza di una piccola faccetta trapezoedrica situata tra il prisma esagono e il romboedro della piramide esagonale.

Ad alta pressione il quarzo si trasforma in coesite, un minerale con la stessa composizione ma con un reticolo atomico più compatto; a pressioni ulteriori la stessa tridimite si trasforma in stishovite che rappresenta il termine estremo di compattazione della silice (è nota quasi esclusivamente in crateri generati da meteoriti).

Il quarzo può essere di forma prismatica allungata.

Il quarzo è un costituente comune delle rocce magmatiche intrusive acide dette in passato rocce sialiche, tra le quali il più conosciuto è il granito; è abbondante anche come componente delle rocce sedimentarie, preferenzialmente nelle arenarie a causa della sua elevata resistenza alla degradazione chimica da parte degli agenti atmosferici ed alla sua insolubilità all'acqua e nelle rocce metamorfiche.

L'etimologia del nome non è certa, ma le origini si fanno risalire al termine medievale tvurdu che in Antico slavo ecclesiastico significava duro, come twarc in Alto tedesco medio, e gli analoghi termini presenti in altre lingue slave come il Ceco tvrdý e il polacco twardy. Terminologie simili come quarz, quärz o querze nel linguaggio dei minatori in Alto tedesco medio indicavano la ghiaia e nel XVI secolo parole come quaterz o quaderz stavano a indicare una roccia di scarsa qualità; nel linguaggio dei montanari della Sassonia Querklufterz indicava un'escrescenza della roccia.

Il termine in italiano sembra derivare da una cattiva traduzione di un testo latino fatta nel 1550 a Venezia; tale testo affermava che le rocce quarzose venivano chiamate in Germania col termine di 'querz erz' (letteralmente 'minerale che attraversa la roccia'). Nella traduzione in italiano, ad opera dello stampatore Michele Tramezzino, il termine querz fu trascritto come 'quarzo'.

Calcedonio è un termine generico per il quarzo criptocristallino. Le varietà criptocristalline sono sia traslucide che, per lo più, opache, mentre le varietà trasparenti tendono ad essere macrocristalline.

Sebbene molti dei nomi delle varietà provengano storicamente dai colori del minerale, gli attuali schemi di denominazione scientifica fanno riferimento in primo luogo alla microstruttura del minerale.
Il colore è un identificatore secondario per i minerali criptocristallini e primario per le varietà macrocristalline. Questo, comunque, non è sempre vero.

Quando nel quarzo sono presenti inclusioni microscopiche di altri minerali a simmetria esagonale, si può produrre un effetto di asterismo.

Non tutte le varietà di quarzo sono presenti in natura. La prasiolite, un materiale di colore olivastro, viene prodotta con l'esposizione al calore. Sebbene il quarzo citrino sia presente in natura, è facilmente confondibile con l'ametista che, scaldata, assume un colore giallo-bruno.
La corniola viene frequentemente trattata con il calore per aumentarne l'intensità del colore.

Dato che i quarzi naturali sono molto spesso geminati e quindi in molti casi non utilizzabili industrialmente, la maggior parte del quarzo utilizzato dall'industria è sintetico.
Cristalli di grandi dimensioni, perfetti e non geminati, vengono prodotti in una autoclave attraverso un processo idrotermale, chiamato metodo Spezia, dal nome del suo inventore, l'ingegnere ossolano Giorgio Spezia: anche gli smeraldi sintetici sono prodotti in questo modo.

Il quarzo è un materiale dotato di notevole stabilità chimica e risulta inattaccabile dagli acidi eccetto l'acido fluoridrico. Presenta inoltre elevata durezza, resistenza meccanica e resistenza al calore. Il quarzo non presenta sfaldatura, in caso di rottura del cristallo è caratterizzato da fratture concoidi.

Alcune proprietà fisiche dei cristalli di quarzo sono la piezoelettricità e la piroelettricità (ovvero la capacità di polarizzare elettricamente le facce opposte del cristallo, in seguito ad una deformazione meccanica come la compressione o dopo riscaldamento).

Dal punto di vista ottico, il quarzo presenta elevata trasmissibilità nel visibile e soprattutto nell'ultravioletto.

Per le sue proprietà di piezoelettricità e piroelettricità è impiegato negli oscillatori al quarzo, utilizzati in moltissime apparecchiature elettroniche fra le quali gli orologi al quarzo, le radio e praticamente tutti gli apparecchi digitali. Il quarzo utilizzato per tali applicazioni (detto anche "quarzo piezoelettico") è in genere il cristallo di rocca.
Per le sue proprietà fisico-meccaniche, è ampiamente utilizzato nell'industria dei rivestimenti, pavimentazioni, piani da lavoro sotto forma di agglomerato in lastre di spessore variabile.
Per le sue caratteristiche ottiche, viene usato per realizzare parti ottiche per usi scientifici e cuvette per spettrofotometri e spettrofluorimetri.
Per le sue caratteristiche di resistenza alle alte temperature (oltre che di trasparenza), viene utilizzato per realizzare i bulbi delle comuni lampade alogene.
Inoltre il quarzo viene utilizzato sotto forma di sabbia quarzosa come materia prima per la produzione del vetro.

Il quarzo rosa è un quarzo traslucido, di colore rosa pallido, ma può essere anche cristallino, sino ad essere quasi trasparente o traslucido nelle varietà più pregiate e ricercate; il colore della polvere è bianco, mentre presenta una lucentezza vitrea ed un'ottima diffusione della luce (è sempre meglio non tenerlo troppo a lungo sotto il sole: potrebbe sbiadirsi e perdere la sua particolare lucentezza).
Il minerale fu utilizzato per decorare il razionale ebraico. Veniva usato dai maghi per prevedere il futuro. Gli antichi romani utilizzavano il quarzo rosa come cicatrizzante dopo avere esposto dei pezzi del minerale al sole, sempre dai romani veniva creata una pietra artificiale in vetro simile al quarzo rosa. Dagli scavi archeologici di Susa sono emersi dei sigilli cilindrici.
Una certa quantità di inclusioni di rutilo sotto forma di aghetti possono creare nei campioni che sono stati tagliati a faccia curva una forma di asterismo a sei punte.

Il quarzo ialino, comunemente detto anche cristallo di rocca, è una varietà completamente incolore di quarzo. Di solito è perfettamente trasparente, con aspetto simile al vetro e al cristallo artificiale, da cui si può distinguere facilmente, come tutte le sostanze minerali, per la sensazione di freddo che provoca al saggio con la lingua.
Il quarzo ialino, proveniente da ogni parte del mondo, contiene una enorme varietà di inclusioni. A differenza dei quarzi lattei, ricchi di vari elementi o di inclusioni, sono completamente trasparenti.
Considerato per secoli un materiale dotato di formidabili poteri magici e apotropaici (forse anche in virtù delle sue ben note proprietà piezoelettriche, condivise con ogni quarzo usato in elettronica), il cristallo di rocca era ritenuto una pietra dalle capacità ipnotiche e divinatorie, capace di indurre la trance (ad esempio attraverso la famosa sfera di cristallo) e per tali motivi trovava impiego nell'occultismo.
È ancora usato nella litoterapia.

Il quarzo affumicato di colore nero viene detto anche morione ma questa varietà di quarzo può arrivare fino ad essere quasi del tutto incolore come quelli che si possono trovare nel marmo di Carrara.
Le inclusioni più frequenti, oltre quelle di alluminio, sono quelle di rutilo color biondo o rame.
Qualche campione può avere delle fessurazioni o delle pareti riflettenti.
Le varietà più intensamente colorate possono manifestare il pleocroismo che può scomparire se il minerale viene riscaldato ad una temperatura compresa tra i 300 ed i 400 °C. Queste pietre possono venir spacciate come topazi fumè.

Il quarzo ha la stessa genesi del cristallo di rocca. Una volta formatosi come cristallo di rocca, viene irradiato da radioattività che gli dona la particolare coloratura.

Artificialmente si può ottenere irradiando il cristallo di rocca con dei raggi gamma, raggi radio o raggi X.

Il collezionista deve prestare attenzione a quei cristalli, provenienti dagli Stati Uniti, la cui colorazione è ottenuta irragiandoli per un tempo variabile da 1 a 6 ore con raggi gamma, mediante una sorgente radioattiva al cobalto-60. Questo trattamento crea dei danni al reticolo cristallino, tuttavia non è osservabile nessuna radioattività nei campioni trattati in tal modo. Il riconoscimento dei quarzi affumicati artificiali richiede l'occhio attento di un esperto in materia. Un modo per riconoscere facilmente i campioni artificiali consiste nello scalfirli con l'unghia: i quarzi affumicati naturali, come tutti gli altri quarzi e tutte le pietre dure, non si scalfiscono, mentre per i motivi suaccennati ciò accade a quelli affumicati artificialmente.

Come gemma di modesto pregio (viene valutata a chili e non a carati), tuttavia vengono utilizzate le pietre con tonalità non troppo cupe.



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