Un sistema carsico e` un sistema integrato di trasferimento di massa in rocce solubili con una struttura di permeabilita` dominata da condotti di dissoluzione della roccia e organizzata per facilitare la circolazione del fluido [658] [665] .

Lo studio di un sistema carsico e` molto complesso e richiede una grande attenzione a molti dettagli, reperibili con osservazioni sul campo o in grotta, analisi di laboratorio, informazioni rilevate da istituti, e ricerche bibliografiche:

• dati climatici: insolazione, precipitazioni;
• dati idrometrici: posizione e portata delle risorgenze e delle perdite (entrambe sia perenni che temporanee);
• dati idrochimici: analisi fisico-chimiche delle acque, test con traccianti;
• dati speleologici: elenco di cavita` e loro circolazione idrica;
• dati geologici: analisi strutturale e litologica delle rocce (carte geologiche ed osservazioni in situ), per risalire alla geometria delle condizioni al contorno del sistema;
• dati antropici (inquinamento);
• dati idrogeologici (studi universitari).

I sistemi carsici possono essere schematizzati in base alla organizzazione spaziale e alla idrogeologia (circolazione delle acque) [705] [706] :

• epicarso, zona superiore di assorbimento superficiale;
• zona di trasferimento verticale;
• zona epifreatica;
• zona di trasferimento orizzontale;
• falda allagata.

L'epicarso e` la zona superiore di una formazione carsica, dello spessore varaiabile da pochi metri a 10-15 m [707] [708] . In base al grado di evoluzione si distinguono epicarsi incipienti, giovani, maturi e vecchi. Questi variano per la rilevanza dei diversi fattori che caratterizzano l'epicarso, e ne determinano l'evoluzione.

• composizione della roccia, struttura e tessitura.
• litostratigrafia e struttura tettonica.
• clima e agenti atmosferici (di cui la dissoluzione ha un ruolo predominante).
• permeabilita` e organizzazione del sistema di trasporto idrico. Il rilascio degli sforzi produce allargamento di fessure esistenti, quando e` lento, e formazione di nuove, se e` veloce. Questo produce delle condizioni iniziale per la permeabilita` distinte da quelle della roccia sottostante.
• flusso laterale, verso le fessure piu` penetranti, poiche` il numero delle fessure decresce con la profondita`, fino alla zonai vadosa, dove iniziano i condotti verticali.
• porosita`. Variabile da 1 a 10 % mentre quella della roccia varia da 0.005 a 0.5
• conduttivita` idraulica due o tre ordini di grandezza superiore a quella della zona vadosa, ma non e` omogenea poiche` le fessure tendono a concentrarsi con la profondita`. Aumenta con l'evoluzione dell'epicarso.
• capacita` di accumulo idrico. Dipende dal numero dei condotti verso la zona vadosa e dalla porosita` dell'epicarso. Diminuisce con l'evoluzione dell'epicarso.
• topografia e rilievo.
• copertura: presenza e spessore del suolo o caprock, e sua evoluzione.
• contatto con la zona vadosa.

L'epicarso svolge una azione di tamponamento verso la zona vadosa, per le precipitazioni. Sulle aree carsiche il flusso superficiale e` generalmente scarso, e l'acqua scorre all'interno dell'epicarso, concentrandosi verso le fessure che portano alla zona vadosa, in cui il flusso si focalizza nei condotti verticali (percolazione rapida). Questa acqua risulta sottosatura e quindi aggressiva. C'e` anche una percolazione lenta dall'acquifero epicarsico verso la zona vadosa, pero` questa acqua e` sovrassatura (dato che rimane a lungo nell'epicarso). Tale flusso da` un contributo minore al sistema carsico.

La concentrazione del flusso alla base dell'epicarso genera i pozzi della zona vadosa alta. La percolazione nell'epicarso sopra un pozzo e` piu` veloce che altrove. Cio` favorisce l'allargamento delle fessure e una maggior carsificazione, con la formazione di karren, doline di collasso, e ingressi a pozzo.

I pozzi della zona vadosa alta si allargano per dissoluzione delle pareti: l'acqua passando in condizioni aperte diventa piu` aggressiva. Piu` in profondita` anche l'erosione diventa rilevante. Pozzi di origine tettonica terminano con laminatoi interstrato, o meandri lungo fessure verticali. Pozzi epicarsici hanno il fondo generalmente con massi crollati. Relativamente pochi permettono di accedere alle parti profonde.

L'epicarso ha un ruolo fondamentale nell'intrappolare il vapor acqueo di condensazione soprattutto nella stagione calda in cui prevale il flusso entrante e il vapore condensa nell'epicarso. Nella stagione fredda si ha condensazione quando l'aria uscente arriva all'epicarsi e si raffredda.

Nelle regioni temperate i paesaggi carsici sono caratterizzati da una grande aridita`. La dissoluzione chimica alla superficie (denudazione carsica) ed il trasporto sotterraneo sono i due fenomeni che caratterizzano i paesaggi carsici [709] [710] . La superficie rocciosa e` lavorata dall'acqua e notevolmente fessurata [711] [712] [713] [714] [715] . La forme esterne sono determinate da una mancanza di idrografia superficiale [716] [717]

• conche di assorbimento (doline), inghiottitoi, e pozzi;
• valli incise con pareti ripide (forre), valli cieche;
• conche (doline) a forma di piatto, scodella, imbuto o pozzo;
• conche chiuse di grandi dimensioni (polje [718] ) con depositi alluvionali ed eluvionali (residui insolubili dell'erosione carsica - terre rosse);
• campi solcati (karren o lapiez), con scannellature (grize; larghe 1-4 cm), solchi (docce; larghe piu` di 5 cm), vaschette di corrosione (kamenitze), impronte, fori carsici, crepacci (grike e trincee) e lame dentate,
• colline cupoliformi o coniche e torrioni di roccia (nei carsi tropicali).

I fattori che determinano i fenomeni carsisi superficiali sono gli agenti, i fattori passivi e quelli attivi [719] . Gli agenti possono essere chimici (acqua, CO₂), fisici (gelo) e biologici (microorganismi). I fattori passivi sono la litologia (determina la solubilita`), le discontinuita` (faglie, fratture, giunti di strato), la giacitura degli strati e la morfologia (inclinazione). I fattori attivi sono il clima (precipitazioni, temperatura), i microclima e la vegetazione.

Le doline [710] [720] sono depressioni il cui fondo e` spesso coperto da depositi insolubili (terrerosse). L'acqua meteorica riempie queste depressioni e defluisce attraverso aperture (ponor) vicine alle pareti. Le caratteristiche morfometriche delle doline sono il diametro maggiore, il diametro minore, la profondita`, le direzioni dei diametri, le inclinazioni dei versanti. La forma delle doline dipende da molti fattori, varia da una forma ad imbuto ad una forma a fondo piatto con bordi ripidi.

Le doline possono essere classificate in base a [721]

• parametri geometrici: diametro, area, perimetro, profondita`, etc.
• genesi: soluzione, subsidenza, crollo
• contesto topografico: valle, plateau, pendio, etc.
• contesto geologico: litologia, struttura
• clima: periglaciale, temperato, tropicale, etc.

Una pletora di parametri morfometrici puo` essere definita per classificare le doline in base alle caratteristiche morfometriche. In particolare si puo` considerare la densita` numerica di doline (per Km²) oppure percentuale di area coperta dalle doline.

La distribuzione delle doline in funziona del diametro e` esponenziale, dove il fattore K varia con le condizioni geografiche, ma dipende poco dalla litologia [722] .

In base al meccanismo genetico, si distinguono sei tipi di doline [723] (v. tabella sotto), anche se in pratica le doline sono poligenetiche, e raramente dovute ad un solo meccanismo [724] [725] .

Tipo		Forma	Dimensione
subsidenza (soffusion)	evacuazione graduale della copertura	depressioni a imbuto	10 m
dropout	evacuazione da sotto della copertura, con collasso	depressioni a cilindro
collasso (collapse)	crollo della copertura rocciosa carsificabile o di sedimenti	cilindrica, subcilindrica	100 m
caprock	crollo della copertura rocciosa e sedimenti	subcilindrica	100 m
dissoluzione (solution)	chimica (carbonati) o fisica (evaporiti)	tazza, piatto, imbuto	1 Km
subsidenza regionale (buried)	dissoluzione graduale del substrato carsificabile	superficie ondulata, con depressioni	10 Km

Lo sviluppo delle doline di dissoluzione dipende dal volume di solvente (acqua) e dalla concentrazione di soluto (solubilita`). L'acqua che entra nell'epicarso viene convogliata verso i punti di drenaggio. Percio` la dissoluzione e` piu` concentrata verso tali punti, in corrispondenza dei quali si formano le doline. In calcari fessurati e a stratificazione sottile le doline di dissoluzione sono piccole e frequenti. In calcari potentemente stratificati e compatti la dissoluzione e` concentrata, per cui si forma una ristretta zona di assorbimento (dolina a pozzo) e le doline sono piu` grandi. Il tempo di formazione delle doline di dissoluzione e` dell'ordine di 100000 anni. Quando gli strati sono orizontali le doline di dissoluzione hanno forma tondeggiante e fondo piatto. Se gli strati sono inclinati la doline presentano una forma allungata con un versante piu` scosceso nella direzione di affondamento degli strati. Sui versanti a monte prevale l'attivita` di dissoluzione mentre a valle si accumulano i riempimenti. Doline di dissoluzione subdetritica si formano con la dissoluzione dei calcari sottostanti a depositi (alluvionali o morenici).

Le doline di crollo sono causate dal crollo di una sottostante cavita`, per motivi tettonici, tellurici, o cedimento meccanico. Il collasso puo` essere indotto dalla crescita della cavita` verso l'alto o dalla diminuzione della copertura. Appena formate hanno una forma cilindrica che diviene subcilindrica o a tazza con la dissoluzione dei versanti. Possono avere un lago sul fondo (se arrivano al livello di falda). Quando gli strati sono orizzontali si ha generalmente una forma tondeggiante. Se i materiali di crollo non arrivano a riempire la cavita` si hanno doline a forma di clessidra. Nel caso di strati inclinati, il crollo avviene con scivolamento degli strati verso l'interno (dislocazione). La resistenza la collasso dello strato superficiale dipende da diversi fattori: spessore, dimensione, composizione della roccia, sforzi di compressione, compattezza e fessurazione. Un fattore che riduce la tenta del soffitto e` l'abbassamento del livello di falda, per il venir meno della spinta idrostatica.

Il crollo di una cavita` sotterranea arriva a formare una dolina, se questa non e` troppo profonda. I materiali di crollo hanno una porosita` di volume p causata dei vuoti che si formano. Per avere una dolina il volume della colonna sopra la sala V<sub>s</sub>=A H deve essere inferiore a quello occupato dal materiale collassato V<sub>r</sub>=A (H- h), dove H e` la profondita` della cavita` e h e` la sua altezza H <(1 + p)(H - h) [722] , quindi

Grandi doline di collasso sono i tiankeng: depressioni generalmente ovali dal diametro ter i 100 e i 1000 m, profonde centinaia di metri, e con pareti verticali. La loro orogine e` legata alla presenza di grandi vuoti sotterranei (fiumi sotterranei); il collasso avviene in corrispondenza di grandi sale o di giunzioni [726] [727] .

Le doline di subsidenza sono doline in depositi non consolidati, che vengono evacuati attraverso il sistema carsico sottostante.

I sinkholes sono depressioni dovute allo sprofondamento improvviso legato ad un fenomeno carsico. Il fenomeno si manifesta con la formazione improvvisa di una voragine in aree di pianura pedemontana, in prossimita` di un rilievo calcareo o comunque soggetto a carsismo. Le aree in cui si formano sono quindi le fasce marginali di massicci montuosi, dove il substrato calcareo si immerge sotto i sedimenti, ed e` suddiviso in blocchi delimitati da intersezioni di sistemi di fratture.

La presenza di discontinuita` tettoniche, che possono essere anche molto estese in profondita`, puo` provocare la risalita di fluidi idrotermali che si mescolano con le acque della falda carsica, dando acque ricche di H₂S e SO₂.

Gli inghiottitoi (o grotte assorbenti) si trovano spesso alle estremita` di piccole valli incise nel paesaggio (valli cieche). Si distinguono due tipologie di inghiottitoi: diretti e inversi, a seconda della genesi che si riflette sulle morfologie presenti [728] .

Inghiottitoi diretti sono originati quando il flusso di corsi d'acqua segue una via di drenaggio sotterranea. Hanno un andamento suborizontale e presentano morfologie erosive fluviali, con marmitte e quinte. Spesso hanno depositi di materiali alloctoni. Le condizioni che ne favoriscono lo sviluppo sono una forte portata e una stratificazione suborizzontale con orizzonti impermeabili.

Gli inghiottitoi inversi sono originati dalle acque di percolazione per allargamento di cavita` ed il loro seguente congiungimento. Hanno frequenti strutture verticali (pozzi e camini ciechi) e morfologie di percolazione (scannalature, ...). Sono favoriti da portate ridotte, calcari compatti (prevalenza di diaclasi sugli interstrati) e grand spessore della zona vadosa. Il meccanismo genetico e` l'erosione inversa. Gli inghiottitoi inversi possono dar luogo a retroversione del flusso, cioe` cambiamento della direzione di scorrimento del flusso sotterraneo rispetto a quello superficiale, oppure tra due parti del flusso ipogeo.

Le sorgenti sono punti in cui l'acqua esce dall'acquifero sotterraneo in flussi concentrati o diffusi. Queste si trovano solitamente a monte di profonde incisioni (forre)

I campi solcati, o karren, sono campi di pietra con fosse allineate su grandi fratture e pozzi a neve. Superficialmente si possono trovare canali, detti docce, incisioni (sovente sinuose) della roccia dovute allo scorrimento dell'acqua piovana. La profondita` e l'affilatura dei setti divisori e` indice del grado di purezza del calcare. Sui lati dei setti divisori si possono formare solchi secondari.

Gli abissi (pozzi verticali) si formano per sprofondamento di vuoti sottostanti, corrosione ed erosione, e per approfondimento del nevaio (pozzi a neve).

I pozzi a neve si aprono in presenza di diaclasi verticali, nei bacini assorbenti dei sistemi carsici, sopra una certa quota (1500-2000 m), dove la superficie non ha molta pendenza e l'assorbimento e` disperso [729] . La loro forma e` sovente allungata nella direzione della diaclasi, ed hanno pareti verticali. Il fondo ha un accumulo di neve e/o ghiaccio che ricopre detrito minuto. Generalmente c'e` una pccola fessura, impostata lungo la diaclasi, che drena l'acqua di scioglimento.

Oltre una certa profondita` l'azione corrosiva dell'acqua si esercita prevalentemente sul fondo, per cui il pozzo si approfondisce con pareti verticali. La profondita` massima e` di poche decine di metri. Oltre, l'accumulo di neve non riceve abbastanza calore dall'esterno e la fusione avviene solo da sotto ove, in assenza di CO<sub>2</sub>, l'acqua non e` corrosiva.

I pilastri (o torrioni) sono residui di erosione di gran parte di un massiccio. La loro origine e` probabilmente dovuta alla presenza di blocchi piu` compatti e quindi piu` resistenti alla dissoluzione, oppure alla presenza di coperture che hanno protetto i sottostanti calcari.

Uvale sono grosse depressioni allungate e piu` o meno ramificate, i cui bordi sembrano cerchi compenetrantesi. Hanno forma lineare quando le doline sono allineate lungo una frattura predominante. Sono formate da piu` doline che crescendo si uniscono. La doline a dimensioni maggiori sono quelle che catturano le altre piu` piccole.

Polije sono grossi avvallamenti di dimensioni chilometriche in cui non esiste una idrografia ben sviluppata poiche` l'acqua tende ad inoltrarsi nel sottosuolo. Possono allagarsi temporaneamente in condizioni di grande apporto di acque meteoriche.

Le cavita` si distinguono in [730]

• cavita` tettoniche;
• di sfondamento;
• di assorbimento;
• di emissione (risorgenze).

Le prime sono diaclasi o contatti di stratificazione aperti e si formano indipendentemente dall'azione dell'acqua. Le diaclasi sono tipiche delle cuspidi delle anticlinali. I contatti di stratificazione aperti esistono prevalentemente quando gli strati sono disposti quasi verticalmente.

I pozzi di sfondamento sono dovuti al crollo degli strati causati dall'erosione, dal di sotto, dell'acqua [731] [732] . Hanno una forma a cupola sormontata da un cono di sfondamento.

Le cavita` di assorbimento sono il risultato di infiltrazione di acqua lungo percorsi che andarono ampliandosi, per erosione, col tempo. Sono essenzialmente dovute alla corrosione chimica dell'acqua.

La formazione delle cavita` viene descritta dal termine speleogenesi [733] [734] [675] [735] [714] . Si chiama speleopoiesi il riempimento delle cavita`, con depositi meccanici (sedimenti), chimici (concrezioni), e biologici (guano).

Il principale agente carsogeno di erosione e` l'acqua. La quantita` di precipitazione annua e` il fattore piu` importante che determina il tasso di ablazione, cioe` quanta roccia viene corrosa all'anno (si misura in m<sup>3</sup>/km<sup>2</sup>anno). La presenza di vegetazione e` un essenziale catalizzatore dell'erosione, in quanto l'acqua puo` sciogliere il calcare solo se e` ricca di anidride carbonica. Un terzo elemento essenziale per la formazione di grotte e` la presenza del rilievo. L'acqua deve avere sufficiente energia per drenare i residui dell'erosione. L'erosione carsica produce residui e riduzione del rilievo. Entrambi questi fattori concorrono a inibire la carsificazione.

La deformazione delle rocce carbonatiche compatte e rigide provoca la formazione di un fitto reticolo di microfratture che rendono la massa rocciosa permeabile. Anche se di dimensioni microscopiche il loro volume e` grande ed esse costituiscono il serbatoio idrico di un massiccio carsico. L'acqua circolando fra le fratture dissolve la roccia e le allarga. A questo punto si innesca un processo di selezione, per cui l'acqua tende a scorrere nelle fratture piu` grandi favorendone l'ulteriore allargamento. In tal modo si creano i condotti (gallerie).

L'evoluzione di un sistema carsico e` un problema molto complesso. Dal punto di vista idrico un sistema carsico si trova in una condizione di quasi-equilibrio con le zone circostanti (valli alluvionali, laghi, mare). Il livello di base puo` salire o scendere a seconda dell'evoluzione geologica del sistema (emersione del massiccio, erosione), e del clima generale. La rete dei condotti di un sistema carsico puo` presentare dunque vari livelli di sviluppo, corrispondenti a differenti fasi della evoluzione della roccia. I livelli piu` elevati sono in genere livelli fossili, piu` antichi e meno interessati dal flusso attuale, quelli piu` profondi, piu` recenti e allagati. Pero` puo` anche avvenire un riempimento con depositi dei livelli profondi con un ringiovanimento di antichi livelli superiori, o uno sviluppo di livelli superiori.

Le morfologie delle diverse zone di un sistema sono:

• zone di assorbimento. In questa zona la roccia risulta decompressa, con fessure aperte. L'acqua presente e` ricca di CO<sub>2</sub>, quindi l'erosione e` intensa, lo scorrimento prevalentemente verticale, attraverso molte fratture e piccoli condotti. Questa zona puo` accumulare molta acqua tamponando le precipitazioni violente.
• zona di trasferimento verticale; con pozzi a campana, erosi e scavati (scallops e marmitte) dall'acqua. I pozzi sono spesso collegati da meandri. I condotti fossili sono ingombri di depositi (argilla, sabbia, ghiaia) e concrezioni. Possono esserci anche frane.
• zona di trasferimento orizzontale aerato (vadoso); generata probabilmente dall'alterno regime di piene per erosione meccanica ed idraulica. Le gallerie in cui l'acqua scorre a pelo libero sono piu` alte che larghe, con la parte alta piu` grossa (generatasi in regime di conduzione forzata). Possono presentare scallops sulle pareti (le dimensioni degli scallops sono inversamente proporzionali alla velocita` dell'acqua)
• zone allagata permanentemente (freatico, dal greco frear, pozzo); anche in questa zona l'acqua puo` essere corrosiva, o perche` arriva non satura di calcite o perche` le condizioni fisiche (temperature e pressione) cambiano. I condotti allagati (condotte forzate) sono pressoche` cilindrici (singenetici). Quando il fondo e` riempito da detriti possono dar luogo a incisioni meandrizzanti a forma di 'U' rovesciata osservabili sui soffitti della galleria, detti canali di volta (condotti paragenetici).
• zona epifreatica; e` la regione intermedia fra la zona freatica e quella vadosa. Corrisponde alle oscillazione del livello dell'acqua nella falda dovute all'alternarsi dell'apporto idrico con periodi di piena e magra. E` pertanto alternativamente allagata o libera dall'acqua, ed e` caratterizzata da una forte erosione chimica e meccanica.

Nelle regioni carsiche coperte di doline l'acqua penetra lentamente e dissolve la roccia superficiale. Quindi arriva nella zone di trasferimento verticale ricca di carbonati e deposita molte concrezioni quando la CO₂ lascia la soluzione al contatto con l'aria. Sui campi solcati l'acqua penetra velocemente in profondita` dove crea pozzi a diaclasi.

Nell'erosione in regime freatico le condotte sono completamente allagate, e l'erosione ha luogo su tutta la superficie del condotto. La crescita della galleria avviene in modo uniforme, con differenziamenti dovuti solo a disomogeneita` della roccia (per esempio, giunti di strato). Pertanto la condotta tende ad assumere una forma rotondeggiante o ellissoidale.

Nell'erosione di tipo vadoso l'acqua scorre nella parte bassa della galleria e ne produce un continuo approfondimento, e la galleria assume una forma approfondita, con una sezione verticale piu` o meno regolare a seconda delle disomogeineita` della roccia.

La zona epifreatica e` particolarmente importante per la formazione di grossi condotti. Essa viene sommersa in occasione di piene in cui l'apporto di acqua non riesce ad essere smaltito dai condotti della falda sottostante. Queste acque contengono pochi sali disciolti poiche` hanno attraversato il sistema velocemente, e sono quindi molto aggressive ed dissolvono la roccia per erosione chimica. La messa in carico (dovuta alla presenza dell'acqua) provoca anche un allargamento delle porosita` della roccia (gli sforzi meccanici vengono, in parte, trasmessi all'acqua), facilitando il movimento dell'acqua dentro e fuori dalla roccia, e aumentando quindi gli effetti della corrosione. A tutto cio` si deve aggiungere l'effetto di erosione meccanica dovuto alle particelle trasportate dall'acqua in sospensione. Infine durante il deflusso della piena le pareti sono ricoperte da una pellicola di acqua che si trova a contatto con un ambiente i relativamente ricco di CO₂.

Le morfologie di questi effetti sono pozzi e condotti suborizzontali a forma di tubo, frequentemente ricorperti da argille di decantazione. Indicatori del regime alterno di carico e svuotamento sono:

• concrezioni profilate: appuntite nella direzione di arrivo del flusso d'acqua;
• "pini" d'argilla, alti pochi centimetri;
• stalagmiti d'argilla, dovute al gocciolamento dal soffitto di acqua argillosa e sua decantazione;
• imbuti di deflusso, depressioni imbutiformi in corrispondenza di punti di deflusso sotterreneo;
• argille a "pettine", con canalicoli di ruscellamento a "V";
• ciotoli d'argilla;
• scanalature verticali nei banchi dei depositi d'argilla;
• cupole emisferiche, dovute alla caduta di goccie su un piano d'argilla abbastanza fluido.

I residui della dissoluzione della roccia calcarea variano a seconda del grado di purezza della roccia. In genere costituiscono il 2 - 5% in volume della roccia originaria (e non sono sufficienti ad ostruire le cavita` formatesi). Possono essere di varia natura; per ordine d'importanze si hanno residui argillosi (argille piu` o meno ricche di ferro), silicati (di alluminio), gessi, fosfati, feldspati, ed altri minerali. Si tratta delle terre rosse che si concentrano in cavita` formatesi per dissoluzione.

Le forme morfologiche macroscopiche delle grotte comprendono pozzi (vuoti ad andamento essenzialmente verticale), gallerie (cavita` ad andamento perlopiu` orizzontale o suborizzontale) e grandi sale [710] . Le morfologie sono determinate dal tipo di agente (acqua, aria) e azione (corrosione, erosione) e dalle condizioni litologiche (compattezza ed omogeneita` della roccia), tettoniche (giacitura, fittezza e larghezza della fratturazione), topografiche (lunghezza, inclinazione dei condotti ed eventuale copertura del fondo), e idrologiche (aggressivita`, portata, trasporto di solidi, velocita` e regime degli agenti) [736] .

I pozzi sono forme di drenaggio verticale. Possono avere sezione cilindrica o allungata. Quando attraversano strati sovrapposti di natura differente la diversa resistenza delle rocce alla corrosione porta a differenza di rilievo degli strati. Le pareti sono liscie, o intagliate da numerosi canalicoli verticali corrispondenti a linee di ruscellamento (corrosione per ruscellamento).

Alla base dei pozzi a cielo aperto si trovano in genere blocchi di crollo (o di origine esterna). I pozzi nelle zone profonde hanno il fondo in roccia, o coperto di argilla e ciotoli.

I pozzi possono essere classificati per tipologia:

1. pozzi a cascata; si formano quando l'acqua si approfondisce lungo una discontinuita` subverticale. Hanno una morfologia tipicamente a campana. Le cascate creano in genere pozzi con sezione semicircolare o ellittica per l'acqua spruzzata.
2. fusoidi; si formano per erosione inversa, per miscela di acque e successivi crolli [731] .
3. pozzi misti presentano morfologie intermedie. Si formano per evoluzione da fusoide a pozzo cascata per cattura di corsi d'acqua sovrastanti, oppure per erosione inversa a partire da un pozzo cascata.
4. Duomi (o cupole) si formano quando il flusso d'acqua proveniente da una fessura a soffitto non e` sufficiente a produrre una cascata, percio` scorre lungo le pareti. L'acqua rimane aggressiva per pochi metri percio` si ha erosione del soffitto intorno al punto di sbocco verso l'alto. Hanno in genere sezione circolare e presentano incisioni dovuto allo scorrimento d'acqua.

Nella genesi dei pozzi i fattori meccanici intervengono poco: lo sforzo radiale e' nullo, quello tangenziale verticale e' pari alla pressione della roccia sovrastante, e quello tangenziale orizzontale e' circa il doppio di questa pressione.

I pozzi a campana, percorsi da correnti attive piu` o meno intense, si formano per erosione meccanica e chimica della roccia. L'erosione e` tanto piu` intensa quanto piu` elevata e` l'energia cinetica dell'acqua nebulizzata. Quest'ultima (proporzionale al quadrato della velocita` di caduta dell'acqua) aumenta inizialmente quadraticamente con la profondita` del pozzo, per poi stabilizzarsi (quando l'accelerazione dell'acqua e` compensata dall'effetto frenante dell'aria). Ne risulta la tipica forma dei pozzi svasati nella parte sommitale.

Questa localizzazione della energia meccanica favorisce l'evoluzione di punti di caduta verticale dell'acqua (pozzi) abbastanza ampi collegati fra loro da piccole gallerie in cui l'acqua scorre in regime vadoso (meandri). Quindi di sistemi a tipologia "pozzo-meandro-pozzo".

Le galleria sono i "collettori" ad andamento predominante orizzontale del sistema carsico. Risultano dall'allargamento di giunti di strato o diaclasi.

In condizioni vadose l'acqua puo` essere sia corrosiva, se contiene meno CO<sub>2</sub> dell'aria, che concrezionante, se ne contiene di piu`. Il secondo caso e` piu` comune, percio` lo sviluppo dei condotti vadosi e` dovuto piu` all'erosione che alla dissoluzione.

Le gallerie singenetiche non hanno riempimenti, tuttalpiu' possono esserci depositi limo-argillosi sul suolo. Le pareti sono liscie e pulite in caso di circolazione rapida. Possono avere elementi insolubili in rilievo (noduli e lame di selce, fossili), e cupole di erosione. Le pareti di gallerie di grandi dimensioni sono sovente coperte con scallops d'erosione di piccole dimensioni.

Quando il regime idrico diviene a pelo libero, il fondo e' intagliato e si formano marmitte. Il profilo della galleria assume un aspetto a buco di serratura. La presenza di copertura argillosa su pareti e fondo protegge la roccia dall'erosione.

Le marmitte sono morfologie erosive. Marmitte di evorsione si formano in condotte sia freatiche che vadose a causa dei vortici che fanno rotolare ciotoli. Marmitte inverse (caldaie) possono essere presenti sulla volta delle gallerie e sono generalmente dovute a corrosione per miscela, quindi sono tipiche di flussi freatici. Le strutture alveolari sulle pareti (scallops, o "colpi di sgorbia") sono causati da fenomeni dissolutivi. Lo scalzamento, asportazione di cemento meno compatto, risulta in morfologie a blocchi di crollo.

In un sistema carsico si hanno sovente gallerie singenetiche nella parte a monte e gallerie paragenetiche nella parte bassa corrispondente ad una zona di decantazione.

L'interruzione del regime idrico di un sistema di gallerie comporta delle modifiche che ne nascondono i caratteri singenetico o paragenetico:

• decompressione locale;
• crolli;
• deposizione di carbonato di calcio (concrezioni).

Le gallerie sono riconducibili a varie differenti morfologie.

1. galleria di interstrato; hanno sezione angusta, generalmente rettangolare o trapezioidale. Il pavimento e` frequentamente costituito da letti di selce. Quando sono molto basse vengono chiamate laminatoi.
2. gallerie freatiche; hanno sezione circolare o ellittica con diametro da decine di centimetri ad alcuni metri. Sono impostati lungo elementi strutturali, e presentano microforme di grossi scallops indice di flusso lento.
3. meandri vadosi; Sono larghi da pochi centimetri a qualche metro, e alti da pochi decimetri a centinaia di metri. Nelle gallerie vadose l'acqua scorre a pelo libero e l'espansione e` guidata dalla gravita`, percio` avviene verso il basso o lateralmente (regime vadoso). In particolare nelle gallerie a buco di serratura si riconosce nella parte alta formante la primitiva condotta freatica.
4. gallerie a marmitte; caratterizzate da bruschi ed irregolari cambi di sezione con frequenti marmitte.
5. forre e meandri; gallerie molto alte, con pareti verticali e parallele. Formatesi presumibilmente in condizioni vadose.
6. gallerie e sale di crollo sono molto ampie, e presentano nicchie di distacco sulle pareti e sul soffitto, con superfici nette e non lavorate dall'acqua. Il pavimento e` ingombro di massi di crollo e la volta e` ad arco.

Gallerie epifreatiche si sviluppano intorno al livello piezometrico. In esse il movimento dell'acqua e` piu` rapido, per cui gli scallops sono piu` piccoli che nei tubi freatici. Spesso questi sono piu` piccoli sul soffitto che sulle pareti.

Le curve del meandro migrano seguendo il flusso idrico mentre il meandro si approfondisce, percio` le pareti presentano curvature a semicilindro con asse che si immerge nella direzione del flusso (meandro di approfondimento vadoso). Quando invece il meandro e` formato per erosione a ritroso a partire da una punto a ginocchio le pareti sono verticali. La diminuzione della portata idrica determina una diminuzione della larghezza delle oscillazioni del meandro e della sua ampiezza. L'accumulazione di sedimenti e detriti alla base favorisce l'erosione verso i lati (dipendentemente dalle condizioni geologiche).

Le sale di sfondamento sono dovute al crollo della volta dove la corrente d'acqua ha allargato notevolmente il condotto forzato intorno ad un contatto di strati. Il principale fattore strutturale all'origine delle grandi sale e' l'esistenza di piu' fasci di diaclasi localizzate nello stesso piano o sovrapposte. Anche variazioni litologiche (differenze di rocce) possono favorire lo sviluppo di sale.

Le grandi sale si sviluppano quindi in zone con reticoli di diaclasi (grotte labirintiche) per dissoluzione di blocchi isolati. Quando le dimensioni della sala superano il limite di portata della volta si hanno crolli. La cavita' cresce verso l'alto mentre il fondo della sala e' ingombro di massi di crollo. Il profilo della volta assume una forma cupola caratteristica dell'equilibrio degli sforzi meccanici.

La stabilita` delle cavita` e` approfondita nella App. 10.H .

L'allargamento della cavita' corrisponde ad una diminuzione della circolazione: le sale favoriscono la decantazione delle acque per diminuzione della velocita' (sedimentazione deltaica).

Le superfici dei massicci calcarei sia aridi che coperti di vegetazione sono sempre rocciose e scarse di acque superficiali. I punti o le zone dove l'acqua di infiltrazione ritorna in superficie si chiamano sorgenti o emergenze. Si parla di risorgenti per indicare i punti in cui riappaiono acque provenienti, in parte, da perdite di corsi d'acqua superficiali. Sorgenti fossili si possono trovare alle quote alte, mentre alle quote piu` basse si trovano sorgenti attive, temporanee (dette sorgenti di troppo pieno), che si attivano solo in occasione di grosse precipitazioni), o permanenti.

Le sorgenti possono avere una galleria percorribile in cui l'acqua che scorre a pelo libero, puo` essere seguita fino a che la via non e` ostruita da frane, o termina su un sifone. Oppure le sorgenti possono essere sepolte (sotto coperture semipermeabili), sifonanti (datte fontane o valclusiane), subacquee (sottomarine o sublacustri) o in subalveo di fiumi e torrenti.

Nelle zone di emergenza si possono verificare condizioni di distensione nell'ammasso roccioso che inducono fratture di rilascio. Queste intersecano i condotti e determinano sistemi diffusi di sorgenti.

Le sorgenti sono caratterizzate dall'indice di variabilita`, dato dal rapporto fra la differenza di portata massima e minima, e la portata media, Se la variabilita` e` inferiore a 25 la sorgente ha una portata molto costante, indice di un flusso molto dispersivo. Tra 25 e 100 e` subvariabile. Oltre 100 e` una sorgente variabile caratterizzata da un frusso basato su condotti drenanti.

Ulteriori caratterizzazioni delle sorgenti riguardano il limite di permeabilita`, cioe` il contatto fra la roccia in cui avviene il flusso e quella vicina. Questo puo` essere definito (roccia vicina impermeabile) o indefinito (roccia vicina permeabile ma non carsificata), sottoposto (roccia vicina limita da sotto la zona di flusso) o sovraimposto (se la limita da sopra). Inoltre l'affioramento della della superficie piezometrica puo` essere libero o in pressione.

Ci sono anche sorgenti intermittenti [737] [738] , da cui l'acqua scaturisce ad intervalli regolari. Il piu` semplice meccanismo che spiega questo fenomeno e` la intermittenza per sifonamento in cui c'e` un sifone a monte della sorgente. L'arrivo d'acqua al sifone e` regolare, ma questo, una volta innescato, si svuota piu` velocemente dell'afflusso.

Un secondo meccamismo di intermittenza (modello di Mangin) puo` intervenire quando l'acqua defluisce attraverso una strozzatura e c'e` un secondo condotto, superiore con la riserva d'acqua. Quando il condotto superiore e` aperto il deflusso e` inferiore all'afflusso, perche` passa attraverso la strozzattura, e il livello del bacino si innalza. Quando l'imbocco del condotto superiore e` bloccato dall'acqua, si forma una depressione, fino a che l'acqua defluisce attraverso il canale superiore, e quindi aumenta la portata del deflusso. Quando l'imbocco e` nuovamente all'aria questo si interrompe, e il deflusso si riduce.

L'intermittenza e` osservabile anche in grotta, quando si trovano pozze sifonanti "boccheggianti".

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