Le rocce sedimentarie sono caratterizzate da una netta stratificazione dovuta alle variazioni delle condizioni di deposizione dei sedimenti. I contatti fra gli strati formano giunti di stratificazione, spesso ricchi di argilla e silicati, disomogenei rispetto alla massa compatta degli strati. Questi formano dei limiti piu` o meno permeabili.

La disposizione degli strati determina un piano nello spazio, che viene descritto dall'angolo di immersione, cioe` dalla pendenza rispetto al piano orizzontale, e dalla direzione, cioe` dall'angolo che la direzione (nel piano dello strato) orizzontale forma con il Nord. Percio` la direzione dello strato e` perpendicolare al piano verticale passante per la direzione di immersione.

Durante l'emersione le rocce sono soggette e forti pressioni litostatiche e subiscono piegamenti e flessioni che inducono rotture nalla roccia:

• diaclasi e fessure, che interessano un solo giunto di strato;
• fratture, coinvolgenti piu` giunti;
• faglie, se si ha anche spostamento relativo delle due parti.

I piegamenti delle rocce possono presentare diverse forme di cui la piu` comune e` l'ondulazione degli strati. Si chiamano anticlinali le pieghe in cui le rocce piu` giovani risultano all'esterno, sinclinali quelle in cui risultano all'interno; si chiamano antiformi e sinformi la creste e gli avvallamenti, con riferimento alla disposizione spaziale (si parla anche di pieghe neutre quando queste sono verticali o quasi). Il piegamento e` l'inclinazione sui bordi della piega, nella direzione dell'ondulazione, e misurata rispetto al piano medio delle ondulazioni. La direzione della piega la direzione in cui gli strati non sono ripiegati. Il fenomeno del piegamento permette di comprendere la fessurazione della roccia: nelle anticlinali la roccia risulta stirata nella parte alta, mentre nelle sinclinali lo e` nella parte bassa.

Altre morfologie delle pieghe sono:

• pieghe coricate;
• pieghe a ginocchio;
• pieghe con inversione dell'ordine degli strati
• ...

Nella trattazione precedente si e` accennato piu' volte al termine frattura, senza mai specificare esattamente che cosa si intenda con questo nome. In termini molto generali possiamo definire una frattura come una generica discontinuita` che interrompe la originaria distribuzione regolare dei granuli che compongono la roccia e di eta` successiva alla formazione della stessa. Nella maggior parte dei casi la fratturazione e` dovuta al comportamento rigido delle rocce sottoposte alle forze che modellano le catene montuose; esistono comunque casi di fratture contemporanee o quasi alla genesi delle rocce (ad esempio fratture di raffreddamento per le lave; fratture diagenetiche nel caso dei sedimenti). Nel caso del carsismo hanno primaria importanza le fratture di origine tettonica (quelle legate alla formazione delle montagne) in quanto si assume che il carsismo si imposti solo dopo che le rocce si siano completamente formate e trasformate in strutture rigide (ma esistono eccezioni.., come sempre!).

Per essere concisissimi, indichiamo due grandi categorie di discontinuita` tettonica, entrambe importanti per il carsismo:

1. fratture vere e proprie
2. faglie

Le fratture sono discontinuita` semplici, di forma e dimensioni variabilissime; si parla di litoclasi, diaclasi, leptoclasi. Ai nostri fini queste distinzioni non hanno molto senso.

Le faglie sono discontinuita` dove si osserva uno spostamento differenziale tra le originarie strutture della roccia; tale spostamento e` riconoscibile confrontando le originarie strutture sui bordi opposti della discontinuita`. Se si vede una dislocazione anche di pochi mm tra le posizioni opposte si e` in presenza di una faglia. Lo spostamento e` noto come rigetto.

Il piano lungo il quale si e` verificato lo spostamento, piano di faglia, e` caratterizzato da una superficie piu` o meno liscia, e da frammenti di roccia dovuti allo scorrimento, detti breccia di faglia o miloniti. Questa fratturazione non e` tipica dei piani di faglia, ma puo` interessare anche altre forme, come ad esempio il nucleo di una piega.

Si parla di faglie dirette e inverse. Le prime sono prodotte da fenomeni distensivi, in cui i blocchi di roccia tendono ad allargarsi. Le seconde sono prodotte da fenomeni di compressione. In genere le faglie interessano le formazioni rocciose in "sistemi": cioe` in numero elevato e raggruppate secondo determinate direzioni. I punti di intersezione fra una faglia a l'altra si chamano nodi di faglia. In una catena montuosa soggetta a compressione e sollevamento si possono formare pieghe, e sovrascorrimenti, lungo faglie, degli elementi centrali su quelli periferici. Si parla allora di linee di sovrascorrimento.

Una faglia e` sovente accompagnata da una serie di fagliette che si dipartono con un angolo acuto. In genere sia le faglie normali (distensive) che quelle riverse (compressive) presentano una bassa permeabilita` all'acqua a causa dei riempimenti clastici o milonitici o di ricristallizzazione. Solitamente c'e` maggior permeabilita` e possibilita` di formazione di cavita` nella zona delle fagliette; in molte grotte le faglie appaiono solo in pochi passaggi mentre controllano l'andamento globale della cavita`. Altre volte le faglie costituiscono delle vere e proprie barriere allo sviluppo della grotta.

La maggioranza delle grotte e` scavata in rocce carbonatiche. Le grotte hanno una eta` di pochi milioni d'anni, mentre le formazioni in cui sono scavate risalgono principalmente al Mesozoico (65-230 milioni d'anni) e al Cenozoico (20-65 milioni d'anni), e, raramente, al Paleozoico (230-550 milioni d'anni) [257] .

Lo studio dello sviluppo delle grotte richiede di essere affrontato da diversi punti di vista: come geologia delle cavita` (morfologia), come idrologia carsica (acquiferi e bacini di drenaggio), e dal punto di vista chimico (dissoluzione) e della meccanica dei fluidi (trasporto) [670] [671] [672] [673] [674] [675] [676] [677] [678] .

I princiali fattori speleogenetici sono

• la litologia (composizione delle rocce, purezza, mineralogia, solubilita', porosita` iniziale e fessurazione);
• la stratigrafia (disposizione degli strati e loro spessore, presenza di rocce clastiche di interstrato, sequenza di litologie adiacenti);
• l'idrologia (clima, esposizione, rilievo, assorbimento, emergenze);
• fattori meccanici (distribuzione degli sforzi);
• l'azione chimica dell'acqua (aggressivita');
• l'azione fisica-meccanica dell'acqua (erosione);
• il ruolo dei sedimenti.

I fattori litologici che determinano la dissoluzione della roccia sono [679] [680]

• Natura della roccia, sua solubilita'. Il salgemma e` molto solubile (360000 mg/l) Gesso ed anidrite sono relativamente solubili (2000-2500 mg/l). Il calcare e la dolomite sono debolmente solubili (100-300 e 90-480 mg/l, rispettivamente). il quarzo e` molto poco solubile (12 mg/l).
• Struttura della roccia: porosita` e fessurazione. La porosita' interviene ad aumentare la superficie di roccia attaccabile dall'acqua. Calcari giovani hanno una porosita` tra 25 e 80% . Dopo la compattazione (diagenesi) la porosita` e` molto inferiore e tende ad essere correlata con la dimensione dei grani e l'omogeneita` tessurale: e` inferiore al 2% nelle micriti, tra 5 e 10% nelle spariti, tra 5 e 15% nella dolomite, e meno di 1% per il marmo. Il gesso ha una porosita` iniziale di 5-10% . La fessurazione determina la permeabilita`, che permette l'infiltrazione di acqua e l'allargamento delle fessure fino alla genesi di condotti.
• Grado di cristallizzazione. Piccoli cristalli sono piu' facilmente attaccabili di grossi cristalli.
• Presenza di impurita'. Il calcare risulta carsificabile anche con impurita' (argillose) fino al 20-30% . Oltre il 35% i depositi bloccano i protovuoti che si formano inibendo la carsificazione.

Il grado di fratturazione della roccia e` importante per la formazione di grotte. Una roccia troppo fratturata trasmette troppo facilmente il flusso idrico. Una poco fratturata, al contrario carsifica in superficie ma non in profondita` [681] .

Le cavita' si sviluppano a partire da fessurazioni presenti nella roccia, giunti di strato e fratture formatesi in seguito a compressioni, distensioni, e flessioni della roccia. La disposizione stratigrafica delle rocce determina la formazione di discontinuita' (giunti di strato) e fratture che sono punti preferenziali per l'evoluzione di cavita'. L'intensita` della frattturazione influenza il tipo di cavita` che si viene a formare, determinandone uno sviluppo lungo fratture preferenziali (debole fratturazione) oppure uno sviluppo governato dal carico idraulico (intensa fratturazione).

I piani di interstrato sono gli elementi di continuita` nello sviluppo delle grotte. I giunti e le faglie sono elementi discreti le cui estensione termina a breve distanza. La spaziatura dei giunti e` legata, linearmente, alla potenza degli strati. Banchi spessi (30-100 cm) hanno giunti spaziati (100-300 cm). In banchi medi (10-30 cm) i giunti sono a minor distanza (30-100 cm). In banchi sottili (3-10 cm) i giunti sono ravvicinati (5-30 cm). La penetrabilita` interstrato varia similmente: 10⁶ m² per i banchi spessi, 10³ per quelli medi, ed alcuni metri quadrati per quelli sottili.

Per la formazione di una grotta gli strati devono essere medi o spessi, altrimenti la dissoluzione e` troppo dispersa. La penetrazione dell'acqua e` facilitata nei contatti calcare-argilloscisto e ancor piu` nei contatti calcare-arenaria, a causa di effetti diagenetici e scorrimenti differenziali. Percio` si possono formare grotte anche in banchi di calcare di limitata potenza, o in situazioni di alternanza con strati non carsificabili.

La stratigrafia influenza le forme in cui si sviluppano i condotti:

• gallerie di interstrato;
• pozzi di attraversamento di strati.

Gli apici di pieghe hanno una alta densita` di giunti e i piani di strato possono essere leggermente aperti. Le sinclinali sono zone favorevoli per l'accumulazione di acqua e lo sviluppo di condotti (carsismo profondo). Le anticlinali invece formano limiti che segnano i confini del bacino di alimentazione di un sistema. Le fratture delle anticlinali sono in genere associate ad un carsismo superficiale. Le faglie possono agire come linee di drenaggio o come barriere (a causa degli accumuli di breccie di faglia cementate da depositi di carbonato di calcio).

La giacitura degli strati (immersione) e` molto importante nella determinazione del tipo di cavita` che si puo` sviluppare. A basse profondita` l'inclinazione degli strati influenza il carico (pressione) litologico. In profondita` il carico litologico assume una disposizione uniforme (idrostatico). Deboli immersioni corrispondono a cavita` a piu` livelli suborizzontali connessi da pozzi interstrato. Immersioni medie invece favoriscono un andamento di gallerie inclinate lungo gli interstrati.

L'assetto idromorfologico (idrografia superficiale) condiziona lo sviluppo di cavita` determinando il tipo e i punti di raccolta delle acque. La morfologia e l'idrologia esterne sono intercorrelate: l'una influenza l'altra in quanto l'idrologia determina l'erosione e la morfologia determina l'idrologia [682] .

L'assorbimento influenza la tipologia delle cavita`. Un assorbimento concentrato (in inghiottitoi) comporta un flusso concentrato in pochi grandi condotti. Si tratta di un sistema "lineare" con un condotto principale, ed eventualmente condotti secondari di smaltimento delle piene (vie anastomizzate).

Un assorbimento diffuso e` tipico di un sistema con molti piccoli condotti che alimentano vie sotterranee sempre piu` grandi. Si puo` avere anche alimentazione indiretta in cui le acque di precipitazione passano attraverso rocce non carsificabili che le rilasciano in maniera graduale alle rocce sottostanti. Si forma allora un sistema labirintico.

Linee di flusso vadoso si sviluppano lungo fratture o nel verso di immersione degli strati. Condotti freatici si sviluppano lungo la direzione degli strati. Quando la pendenza e` moderata i condotti vadosi sono meandriformi e la rete ha struttura dendritica, con concavita` leggermente rivolta verso l'alto. Se la pendenza e` accentuata i condotti hanno andamento verticale, con pozzi, fino ad incontrare il collettore alla base. La concavita` e` molto pronunciata [683] .

I fattori meccanici influenzano la forma delle gallerie, quando la fessurazione della roccia e' uniforme, e la dimensione dei condotti e' grande.

Le rocce hanno una determinata resistenza alla pressione: oltre un certo valore si fratturano. Questo valore e' tanto piu' elevato quanto piu' la roccia e' elastica. Il calcare (alla scala delle cavita') risulta avere comportamento elastico, mentre altre rocce (scisti, argille) hanno un comportamento plastico. La resistenza inoltre e' maggiore per compressioni isotrope (cioe' uguali da ogni direzione, come e' il caso all'interno della massa rocciosa di un massiccio) che per compressioni con una direzione preferenziale (come succede vicino alle pareti delle cavita'). La pressione all'interno di un massiccio cresce con la profondita' in maniera idrostatica, anche se ci sono anisotropie dovute alla stratigrafia (sovrapposizione di strati di natura differente), fessurazione, fattori morfologici (altezza del rilievo), e sforzi residui di natura tettonica.

Alle pareti della cavita' le condizioni meccaniche sono diverse: non c'e' la pressione dall'interno della cavita' (che e' vuota), la pressione esterna e' controbilanciata da una compressione laterale. Ne risulta un limite di "vuoto meccanico", che in genere non coincide con le pareti della grotta, ma c'e' una zona decompressa circondante la cavita'. In questa zona la roccia non e' sottoposta a compressione e quindi le fessure sono allargate favorendo la circolazione dell'acqua e l'accrescimento della cavita'.

La presenza di acqua influenza lo stato meccanico nella roccia. In regime allagato l'acqua sostiene parte degli sforzi esterni cosicche' la roccia si trova in condizioni di minor compressione. Questo facilita la dissoluzione (aumentata porosita'). Anche l'acqua che riempie le fessure esercita una azione di "sostegno": lo sforzo si trasmette in parte alla roccia e in parte all'acqua.

Anche i depositi possono esercitare una azione di sforzo meccanico sulle gallerie che li contengono, per il loro peso.

L'acqua puo' dissolvere la roccia. Questa sua qualita' (aggressivita') dipende dalla quantita' di sali disciolti e dalla quantita' di anidride carbonica disciolta (che la rende acida) [684] [685] [686] . Per corrodere la roccia l'acqua non deve essere satura di carbonato di calcio. La dissoluzione della roccia e' regolata essenzialmente da due reazioni chimiche, una all'interfaccia liquido-parete (dissoluzione della roccia / deposizione di calcite), l'altra nell'interfaccia tra acqua e aria [687] .

La prima reazione e' Percio' quanta piu' anidride carbonica e' disciolta tanto piu' la reazione procede verso destra e si ha dissoluzione della roccia. La percentuale di anidride carbonica disciolta dipende dalla sua pressione parziale nell'aria. All'esterno questa e' molto bassa (0.03L'acqua di percolazione che attraversa un suolo vegetale (in cui la percentale di anidride carbonica arriva al 7 - 10e' carica di CO₂. Quando esce dalle fessure c'e' un travaso di CO₂ nell'aria. La percentuale di anidride carbonica dipende dalle condizioni di ventilazione della grotta: varia da 0.3nei sistemi a sviluppo verticale, a 5 o 6% nei sistemi orizzontali con grande copertura di suoli vegetali e poca circolazione d'aria. Questi valori sono confermati da misure del Ph delle acque alle risorgenze. I fattori biochimici (suoli vegetali) hanno influenza solo sulla zona superficiale. Nella zona profonda si hanno solo meccanismi chimico-fisici.

La percentuale di CO₂ all'interno delle grotte cresce con la profondita`. Nelle zone profonde tenori del 3% sono frequenti. Questo aumento e` dovuto alla maggiore densita` dell'anidride carbonica rispetto all'aria e al suo trasporto da parte dell'acqua di percolazione.

La presenza di altri sali e/o ioni in soluzione puo' alterare l'equilibrio chimico sia verso una maggiore dissoluzione della roccia (per esempio ioni Mg²⁺) sia diminuendo l'azione della CO₂ (nel caso di un sale con uno ione in comune col sistema CO₂-H₂O-CaCO₃).

La velocita` di dissoluzione dipende dalla cinetica delle reazioni alle due interfaccie. Per quanto riguarda la dissoluzione di anidride carbonica, questa e' influenzata dal movimento e profondita` dell'acqua. Anche la temperatura influenza il grado di dissoluzione della CO₂, che e' piu' alto a basse temperature.

La velocita` di dissoluzione della roccia non e` una funzione lineare del grado di sottosaturazione dell'acqua. Essa procede velocemente fino a che l'indice di saturazione arriva a -0.3, poi rallenta di parecchi ordini di grandezza. Fattori influenzanti la cinetica all'interfaccia acqua-roccia sono lo stato di agitazione dell'acqua, e la dimensione della superficie di interazione.

La superficie della roccia corrosa dall'azione chimica dell'acqua risulta irregolare. La volta presenta cupole di erosione, di forma emisferica. Elementi presenti nella roccia e meno solubili (noduli di selce, fossili, lame) restano in rilievo.

Maggiori dettagli sulla chimica della dissoluzione si trovano nella App. 10.b .

La circolazione dell'acqua dipende dalle dimensioni dei vuoti (v. tabella sotto): avviene in regime turbolento se il condotto e' largo (almeno dell'ordine dei centimetri, ma dipende anche dalla velocita' dell'acqua), quindi con elevata velocita' e miscelazione dell'acqua, in regime laminare se invece e' piccolo (fessure), dove le velocita' sono inferiori e la miscelazione e' praticamente assente. I tempi di svuotamento dopo una piena delle gallerie sono dell'ordine dei giorni (o ore), quelli delle fessure sono settimane (o mesi).

L'azione fisica dell'acqua dipende dalla sua velocita' e dalla quantita' e tipologia dei grani di sabbia, roccia e detriti trasportati dall'acqua, che agiscono come agenti abrasivi. Le condizioni per lo sviluppo di condotti sono governate dal rapporto Q / R L, dove Q e` la portata, R il raggio medio, e L la distanza percorsa dal flusso. Se tale rapporto e` inferiore a 0.001 cm/s l'allargamento e` lento e dipende dalla portata (erosione). Se e` superiore l'allargamento e` massimo e dipende dal chimismo dell'acqua e non dalla portata (a meno che la roccia sia molto debole).

La velocita' che l'acqua deve possedere per trasportare un corpo solido varia quadraticamente (almeno fino a dimensioni centimetriche) con il suo diametro (legge di Stokes [663] ). Questa e' la velocita' di deposizione. La velocita' di erosione (velocita' che l'acqua deve possedere per iniziare il trasporto di un corpo) e' superiore alla velocita' di deposizione. Di poco per i corpi grossi, ma di molto per quelli piccoli perche' questi si agglomerano tanto meglio quanto piu' piccoli sono (forze coesive) (v. diagramma di Hjulstrom).

Nei condotti con riempimenti, in regime allagato si raggiunge un equilibrio fra la velocita' dell'acqua e la dimensione del condotto. Se la velocita' e' bassa tendono ad accumularsi depositi che riducono la sezione e quindi aumenta la velocita' dell'acqua. Se la velocita' e' alta l'acqua tende ad erodere il riempimento. La differenza fra la velocita' di deposizione e quella di erosione favorisce pero' l'ostruzione del condotto.

L'abrasione tende a produrre forme a marmitta se la circolazione e' libera, e scallops in regime allagato. La corrosione produce approfondimenti e canali. Cupole sono indice di una circolazione lenta in regime allagato.

Gli scallops variano in dimensione da qualche centimetro a piu' di un metro. Hanno forma asimmetrica, al contrario delle cupole di corrosione. Sono prodotti in regime allagato per azione corrosiva dell'acqua. Quelli grandi corrispondono ad ondulazioni regolari del flusso dovute ad asperita'. Sono caratterizzati da una lunghezza inversamente proporzionale alla velocita` dell'acqua. Quelli piccoli, che si trovano in gallerie piccole oppure alte e strette, con presenza di ciotoli, hanno una lunghezza proporzionale alla dimensione dei ciotoli. Sono prodotti dalla disposizione del flusso attorno ai ciotoli.

In genere l'argilla presente nelle cavita' e' trasportata dalle zone di alimentazione e deriva dall'alterazione dei terreni. Nelle zone profonde le argille sono cariche di ioni Ca²⁺.

Il riempimento protegge la roccia sul fondo dall'azione dell'acqua. Ne risultano morfologie con bancate laterali allineate parallele scavate dall'acqua in diversi periodi al variare della quantita' di deposito. Se il riempimento arriva alla volta e la circolazione d'acqua e' limitata (quindi e' lenta) essa corrode la volta formando un canale di volta oppure canali anastomizzati, fino ad avere una volta con tante piccole sporgenze (lapiaz). Quando l'acqua non arriva alla volta, essa puo' corrodere le pareti alla base formando nicchie di meandro.

Le gallerie paragenetiche si formano con flussi lenti (velocita' inferiore a 10 cm/s) e sedimentazione continua. Il fondo della galleria continua a crescere mentre l'acqua corrode la volta. La galleria cresce verso l'alto. Quando il regime diventa libero l'acqua erode il riempimento lasciando a volte bancate laterali. Sulla volta si possono trovare cupole, canali, lapiaz.

Nelle gallerie singenetiche il flusso e' veloce e la corrosione uniforme (condotta forzata) la circolazione e' rapida e senza deposito. In questa fase tendono ad assumere una forma cilindrica con protuberanze lungo le discontinuita' litologiche. Quando il regime diventa a pelo libero la galleria tende ad approfondirsi verso il basso. Se la galleria attraversa piu' strati di rocce diverse ci sono sporgenze e rientranze. Le gallerie singenetiche presentano sovente scallops.

Nella zona piezometrica si ha deposizione di argille su pareti e volta a seguito delle messe in carico e svuotamento.

... descrivere le morfologie caratteristiche dovute alla speleogenesi ipogenica.

Teorie:

• sostituzione del carbonato con solfato;
• ossidazione della pirite FeS₂ ad acido solforico;
• acqua acidificata (con H₂S di origine batterica) risalente [688] .

Secondo le terza teoria, l' H₂S presente nell'acqua in risalita, quando arriva all'interfaccia con l'aria, si ossida ad acido solforico secondo le reazioni Un prodotto caratteristico di queste reazioni sono depositi di zolfo. Inoltre assenza di cupole a soffitto.

Le grotte laviche [689] [690] [689] [691] [692] [693] [694] [695] [696] sono generate dallo scorrimento della lava (cavita` reogenetiche) o dalla esplosione e/o espansione di gas e vapori surriscaldati (cavita` pneumatogenetiche). Nel primo caso si hanno i tubi lavici tipici di una lava fluida (basica, denominata pahoehoe). La lava fuoriuscendo si raffredda e solidifica rapidamente. Si formano in tal modo due argini o un guscio solido entro cui puo` scorrere la lava fluida, poiche` l'involucro ne limita la dispersione di calore. La pressione idrostatica sulla estremita` inferiore provoca la rottura frontale del guscio cosicche` il fronte lavico riesce ad avanzare. Quando l'apporto di lava cessa, la lava fluida continua a scendere nel tubo lasciando un condotto vuoto che e` la grotta lavica.

Si possono formare cavita` complesse, a seguito della intercettazione e connessione di tubi oppure quando un soffitto crolla e si crea un tubo all'interno di un'altro. Possono anche avere emissari secondari. I tubi lavici inizialmente sono dei canali in cui la lava scorre fra due argini. In seguito si forma la crosta: pezzi che solidificano e vengono trasportati finche` si accumulano, oppure un soffitto che si accresce mediante travasi successivi (la lava non esce in modo costante ma ad intermittenza).

Le gallerie laviche sono rivestite di una guaina continua e vetrosa con fratture a disegno diagonale dovute alle contrazioni a seguito del raffreddamento.

Altre cavita` reogenetiche sono quelle presenti nelle fratture eruttive (dette anche frattogenetiche). Si formano in seguito al reflusso della lava verso l'interno, quando cessa l'attivita` eruttiva in seguito all'apertura di nuove bocche a quote inferiori. Le fratture eruttive sono le cavita` laviche piu` importanti, e sono contenute nelle fratture sui fianchi del vulcano. Presentano pozzi e lunghe gallerie con pareti sub-verticali.

Sono cavita` dovute a reflusso anche i crateri a pozzo (pit craters), cavita` circolari ad andamento verticale.

Le cavita` pneumatogenetiche sono originate dall'esplosione di gas vulcanici o da masse fratiche: acqua, ghiaccio, neve improvvisamente vaporizzati e surriscaldati a causa del contatto con la lava fluida o con i gas vulcanici. Esplosioni possono aver luogo sia all'interno della roccia (diatremi o pit-craters) che nella lava fluida (hornitos).

Quando i gas si espandono piu` lentamente all'interno della massa lavica, si formano bolle di espansione (blisters), che presentano all'esterno un aspetto a forma di cupola.

Altre cavita` sono quelle epigenetiche, formatesi in rocce vulcaniche in seguito a erosione di varia natura (eolica, marina, fluviale).

Le grotte laviche contengono formazioni laviche (stalattiti, stalagmiti, colonne, tubolari, eccentriche) e speleotemi secondari (forme minerali formatesi dopo che la lava si e` raffreddata [697] . Stalattiti si formano a seguito del gocciolamento della patina vetrosa che copre il soffitto [698] [699] . Le goccie che si raccolgono al suolo possono formare stalagmiti globulari.

... [664] [700] [701] [702] [703] [704]

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