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9.B Depositi e concrezioni

I depositi possono essere distinti in Ulteriormente si distinguono depositi autoctoni, cioe` formati da materiale proveniente dal dominio carsico (deposito insoluto, crolli, guano) alloctoni, cioe` con materiale esterno (infiltrazioni gravitative, trasporti di acqua, ghiaccio, aria, etc.). Essi formano un importante elemento per la comprensione della speleogenesi della cavita` [803] [672] , e forniscono indicazioni anche sull'evoluzione dell'ambiente superficiale [804] .
Si distinguono in depositi chimici, e depositi detritici (meccanici). I depositi chimici sono formati soprattutto da carbonato di calcio (calcite e aragonite), ma anche solfato di calcio (gesso), solfato di magnesio e ossidi di ferro. Di questi solamente il primo e` veramente abbondante, costituendo le concrezioni. Le stalattiti hanno scarso ruolo per l'analisi speleogenetica. Stalagmiti, crostoni e colate sono invece importanti per le sequenze sedimentarie sotterranee.

9.B.1 Sedimenti

I depositi detritici (meccanici) sono caratterizzati da caratteristiche meccaniche (massi di crollo, ciotoli, ghiaie, sabbie, silt, argille) che dipendono dal meccanismo di deposizione e dall'origine. In base alla granulometria (dimensione dei grani) si classificano
  diametro
blocchi oltre 200 mm
ciotoli tra 20 e 200 mm
ghiaie tra 2 e 20 mm
sabbie tra 0.02 e 2 mm
limo tra 0.002 e 0.02 mm
argille meno di 0.002 mm
I depositi alloctoni sono costituiti da elementi non calcarei derivati dall'erosione superficiale di rocce e trasportati nelle cavita` prevalentemente dall'acqua. I depositi autoctoni comprendono le sabbie dolomitiche (da dolomie), le argille (da calcari marnosi), e, in parte minore, i residui della decalcificazione. Anche i massi di crollo e i blocchi sono depositi detritici, testimonianza di fattori strutturali e meccanici. I blocchi vengono poi rimodellati dall'acqua di scorrimento, e presentano scallops e arrotondamento piu` o meno accentuato.

La forma dei ciotoli e` descritta da lunghezza L, larghezza l, spessore S, e i due raggi di curvatura delle estremita` piu` allungate, r e R. Il diametro nominale e` D=(L l S)1/3. L'appiattimento e` (L+l)/(2S), l'allungamento e` 2r/L, la sfericita` D/L e la rotondita` r/R.

9.B.2 Erosione e deposito


Diagramma di Hjulstrom
Fig. 344. Diagramma di Hjulstrom
I parametri che caratterizzano i sedimenti clastici sono la dimensione e la densita` delle perticelle e la velocita` e il volume del flusso [805] . Tuttavia le densita` dei materiali depositati non hanno molta variabilita`. La dimensione degli elementi del deposito e` correlabile alla velocita` ed alle modalita` di trasporto. Con velocita` di flusso piccole l'acqua contiene solo sostanze in soluzione, percio` si hanno depositi di tipo chimico, con tessiture a bande o listato, crostoni, concrezionamento. A velocita` medie ci sono pure sospensioni colloidali (limo ed argille) che danno origine a depositi di tipo meccanico con stratificazioni. Ad alte velocita` l'acqua puo` traspostare anche materiale grossolano (sabbie e ghiaie) e si hanno strutture detritiche, gradate in funzione delle dimensioni e del peso.
La velocita` di decantazione dipende dalle dimensioni dei grani. Per diametri D inferiori a 0.3 mm circa essa e` v [cm/s]=75 D2 (diametro in mm), ed il trasporto avviene per sospensione. Per dimensioni maggiori di 0.3 mm circa, il trasporto avviene per rotolamento sul fondo, e v [cm/s] = 10 D1/2 [806] . La velocita` di decantazione per l'aria e 1.7 volte di quella per l'acqua. Per diametri grossi (oltre 5 mm) la velocita` di mobilizzazione e` circa il doppio di quella di decantazione. Per diametri piccoli il rapporto e` molto piu` alto. L'argilla consolidata richiede una velocita` di mobilizzazione superiore a quella della argilla non consolidata.
E` presumibile che il diametro dei grani decresca, per usura, con la distanza di trasporto. E` stata proposta sia una relazione lineare D=Do - a X, che una monomiale, D=Do X-a.
La sedimentazione (per deposizione) lungo i condotti, avviene per dimensioni decrescenti dei grani (segregazione). Prima ci sono a grani piu` grossi, poi via via quelli piu` fini. Inoltre il tipo di curva granulometrica, cioe` la percentuale cumulativa in funzione del diametro (crescente) dei grani e` indicativa della modalita` di deposizione,
La sedimentazione per decantazione avviene solo in acque calme. Il limo affonda con una velocita` di circa 1.25 cm/h.
La differenza fra la velocita` dell'acqua sufficiente per erosione di un deposito e quella massimna per cui si ha deposizione ha importanti conseguenze sulla morfogenesi delle cavita` (diagramma di Hjulstrom). Se la velocita` e` tale da impedire il depositarsi delle particelle trasportate la erosione si esercita su tutto il perimetro della condotta. Questa evolve quindi secondo fattori litologici (tipologia di roccia) e strutturali (stratificazioni, fratture). Si ha una condotta forzata.
Se le particelle fini (argille) possono depositarsi, esse formano uno strato che inibisce la corrosione sul fondo. Inoltre diminuisce la sezione libera della condotta e aumenta conseguentemente la velocita` dell'acqua. La corrosione agisce sulla volta e la condotta cresce verso l'alto (galleria paragenetica).
Lo schema di deposizione dipende dalla tipologia del sistema carsico. Sistemi ad elevata pendenza hanno depositi grossolani. Sistemi di plateau hanno depositi fini. La suddivisione non e` cosi` netta tuttavia. Nelle gallerie orizzontali della zona di percolazione si possono trovare sabbie grossolane (dovute a glaciazioni). I massi di crollo sono tipici delle grandi sale, ma si trovano pure nelle gallerie. Questi sono associabili ad una rapida distensione meccanica.
La sovrapposizione dei depositi in serie verticali e` indicativa dei differenti successivi periodi di attivita` ed e` fondamentale per lo studio della evoluzione della grotta.

9.B.3 Forme e Microforme dei depositi

Molteplici sono le forme associate alla deposizione e corrosione. Una stessa microforma puo` essere il risultato di piu` processi. Le facies di un deposito sono indicative del tipo di sedimentazione: si caratterizzano per dimensione delle particelle che costituiscono il deposito e per la segregazione [805] . In acque ferme si hanno depositi fini e laminati. In condotti attivi si hanno gli elementi piu` grossi. Una facies con elementi di ogni diemnsione e senza segregazione e` indicazione di un flusso di detriti.
Le gallerie paragenetiche presentano sulle volte forme dovute all'azione corrosiva del lento scorrimento dell'acqua.


Scallops
Fig. 345. Scallops
Se il riempimento e` formato da ciotoli, si instaurano facilmente turbolenze nel flusso dell'acqua che generano scallops, forme incavate a cucchiaio. La dimensione degli scallops e` correlata alla velocita` del flusso (legge di Curl),
v = (u/L) Re* [ BL + 2.5 ln( R/L ) - 3.75 ]
dove L e` la lunghezza media degli scallops, e R e` il raggio idraulico del condotto (pari a due volte l'area della sezione diviso il perimetro). u e` la viscosita` cinematica dell'acqua (che dipende dalla temperatura), Re* e` il numero di Reynolds degli scallops (vale circa 2200), BL e` la rugosita` della superficie (circa 9.4).


Scallops: diagramma velocita`-lunghezza
Fig. 346. Scallops: diagramma velocita`-lunghezza
Per usare questa relazione occorre stimare L. Scallops piccoli tendono a formarsi piu` facilmente di quelli grossi. Per non sovrastimarne il numero si usa il rapporto fra la media cubica e quella quadratica,
L32 = ∑L3 / ∑L2
Solitamente le lunghezze degli scallops descrivono una distribuzione unimodale log-normale, indicativa di un flusso perlopiu` costante. Pero` i flussi carsici sono variabili, percio` gli scallops sono legati alle condizioni di flusso piu` erosive, cioe` a flussi veloci che portano a scallops piccoli (oltre la meta` della erosione di un condotto e` dovuto al 10% dei flussi piu` veloci).
Si puo` usare questa relazione per stimare la portata del corso d'acqua che ha modellato il condotto, moltiplicando la velocita` media per la sezione. Man mano che la parete recede gli scallops si spostano, migrando nella direzione del flusso.

Nicchie di meandro si formano intaccate dall'acqua che scorre sopra un riempimento.
Marmitte si formano scavate dall'acqua sul fondo di gallerie.

9.B.4 Cupole

Le cupole sono cavita` di dissoluzione del soffitto a forma appunto di cupola [807] . Possono essere
Le cupole sono tipiche di flusso freatico, ma si possono essere presenti in zone vadose se la galleria ha intercettato un vuoto pre-esistente. Si trovano in grotte con evoluzione complessa e multifase; sembrano legate a grotte la cui origine e` idrotermale, oppure artesiana, o ipogenetica, o in condizioni di mescolanza di acque. Diversi meccanismi di formazione sono stati proposti. Perlopiu` coinvolgono un moto lento di fluidi e miscela di acqua in risalita. Tra gli altri:
La presenza di cupole e` correlabile ad altri caratteri speleogenetici:

9.B.5 Canali di volta

I canali di volta sono quei solchi piu` o meno a forma di canale che si riscontrano sulla volta delle grotte [808] . Possono essere isolati oppure anastomizzati fra loro.
I canali di volta possono essere classificati in diversi tipi. (La classificazione qui presentata non e` completa, ma copre comunque la generalita` dei casi).

9.B.5.1 Canali per crollo o sfondamento di un tubo freatico.


Canali di crollo
Fig. 347. Canali di crollo
Hanno sezione piu` o meno arcuata e si formano quando la parte inferiore del tubo freatico crolla nel condotto sottostante, oppure i due condotti arrivano a unirsi per erosione. Nel primo caso il canale di volta e` antecedente (o contemporaneo) al condotto sottostante, nel secondo essi sono coevi.

9.B.5.2 Canali per erosione antigravitativa (paragenetici)


Canali paragenetici
Fig. 348. Canali paragenetici
Questi canali si formano per azione di un corso d'acqua costretto a scorrere a contatto con la volta a causa di riempimenti di sedimenti del condotto principale. Sono in ogni caso posteriori alla formazione del condotto principale. Quando l'acqua arriva appena a lambire il punto piu` alto, e non riesce ad usurarlo (probabilmente perche` questo appartiene ad una struttura litologica meno corrodibile), l'acqua erode la pareti laterali del canale e si formano canali a volta piatta.

9.B.5.3 Canali da condotte di interstrato


Canali di interstrato
Fig. 349. Canali di interstrato
Questi canali si formano quando la cavita` maggiore, ampliandosi per crolli, interessa gli strati sovrastanti che contengono un reticolo di condotte. I canali sono precedenti o contemporanei al vano principale.

9.B.5.4 Canali meandriformi


Canali meandriformi
Fig. 350. Canali meandriformi
Questi canali possono formarsi da un meandro terminante su un pozzo, per erosione regressiva dell'acqua che scava ampliando il pozzo ed erode il fondo del meandro. Il canale meandriforme resta alla sommita` del pozzo. Sono anteriori al vano (pozzo) sottostante.

9.B.5.5 Canali singenetici

Questi canali hanno una volta semicircolare. Possono essere meandreggianti o rettilinei e seguono sempre il reticolo delle fratture. Si formano per approfondimenti del pelo libero di una condotta freatica, e per successivo allagamento della parte inferiore della galleria. sono antecendenti alla galleria.

9.B.6 Studio dei depositi

Un fattore importante nella formazione dei depositi, oltre alla natura della roccia (litologia, stratigrafia, sviluppo del reticolo carsico, etc.), e` il clima [809] . Lo studio dei riempimenti e` quindi utile per le ricostruzioni paleoclimatiche [810] , per l'evoluzione del carsismo, e per la geologia. Infine certi depositi possono contenere reperti dovuti a frequentazione umana e quindi avere notevole rilevanza paleontologica. In queste condizioni, se non si e` esperti e` meglio limitarsi ad osservazioni superficiali e non toccare alcunche`.
Lo studio dei depositi avviene attraverso
Ogni campione deve esser prelevato da un solo livello stratigrafico, posto in un robusto sacchetto, e siglato opportunamente con i dati di identificazione (nome della grotta, data, sezione, campione, nome dei rilevatori).
Gli elementi autoctoni possono essere selce, dolomite, quarzo (se ci sono vene quarzose), ossidi di ferro e manganese (indicanti precipitazione in clima caldo), frammenti di calcare e speleotemi (erosione fisica).
Gli elementi esotici sono invece rocce e minerali non presenti nel massiccio. La loro dimensione e forma e` indicativa del tipo di trasporto,
Certe morfologie riscontrabili in grotta (soprattutto per le concrezioni) possono essere collegate a movimenti neotettonici [815] . Da tenr presente che le cause possono essere anche di altra natura (distacchi gravitativi, fenomeni di piena, azione antropica).

9.B.7 Argilla

L'argilla puo` essere autoctona, residuo di dissoluzione della roccia carbonatica, oppure alloctona. Solitamente la prima e` meno della seconda.
L'argilla, quando e` secca, e` dura, porosa, e assorbe facilmente acqua. Quando e` umida, diviene plastica, fino a perdere ogni consistenza.

9.B.8 Vene di calcite

Le vene di calcite sono cristallizzazioni di calcite a riempimento di fessure della roccia. La calcite puo` essere disposta a lamina monocristallina, oppure a cristalli contrapposti crescenti sulle due faccie della fessura, oppure a cristalli disposti irregolarmente (piu` porosa) [806] .

9.B.9 Concrezioni

Le concrezioni sono depositi chimici [816] [817] . Concrezione e` una roccia depositata dall'acqua, presentante al suo interno, lamine o bande di accrescimento sovrapposte [818] . Le piu` comuni concrezioni di grotta sono formazioni calcaree formate da carbonato di calcio CaCO3 depositato nella forma cristallina di calcite o aragonite. Ci sono molteplici tipologie di queste formazioni: stalattiti, stalagmiti, colonne, drappeggi, cristalli, vasche, gurs, pisoliti, eccentriche, etc. Altri composti possono formare concrezioni, il particolare il gesso e il ferro.


Cristalli
Fig. 351. Cristalli
La calcite, come il ghiaccio, cristallizza in forma romboedrica (parallelepipedo con faccie a rombi tutte eguali). La diagonale maggiore del parallelepipedo e` l'asse 'C'; il cristallo e` simmetrico per rotazioni di 120 gradi attorno a tale asse (simmetria ternaria). L'aragonite crsitalliza in forma ortorombica (parallelepipedo a faccie rettangolari, uguali a due a due). Il gesso e` monoclino (parallelepipedo con faccie uguali a due a due, due coppie rettangolari, la terza a parallelogramma) [806] .
Dal punto di vista chimico si formano tutte allo stesso modo [819] . L'acqua che circola nelle microfessure e porosita` della roccia contiene disciolti numerosi sali, e principalmente bicarbonato di calcio, Ca(HCO3)2. Si tratta di una circolazione relativamente lenta e in condizioni di pressione e assenza d'aria. Quando l'acqua arriva a contatto con i vuoti della cavita` e con l'aria si viene a trovare in condizioni fisiche di minor pressione e il bicarbonato di calcio si trasforma in carbonato:
Ca(HCO3)2 ->CaCO3 + CO2 + H2O
il quale e` insolubile e precipita cioe` si deposita assumendo svariate forme a seconda delle condizioni in cui avviene la deposizione, e generando cosi` le concrezioni.
L'acqua che percola attraverso il suolo diviene ricca di CO2, presente nel suolo in concentrazione maggiore che nell'atmosfera. Se il suolo non ha calcite la dissoluzione avviene solo nelle fessure (in condizione chiusa) consumando tutta la CO2 disciolta, cosicche` quando l'acqua arriva ai condotti assorbe CO2 dall'aria e diventa nuovamente aggressiva. Se invece il suolo contiene calcite questa viene disciolta (in condizione aperta, assorbendo CO2) e l'acqua arriva ai condotti satura di carbonato di calcio, quindi si ha deposizione (se la pressione di CO2 nei condotti e` inferiore a quella del suolo) [540] .
La chimica del carsismo e` descritta nella appendice 10.D . La velocita` di deposizione dipende dalla cinetica della reazione H+ + HCO3- ->H2) + CO2 e dalla diffusione e trasporto di massa nella fase liquida degli ioni calcio. Per sottili spessori di acqua la velocita` di reazione vale approssimativamente R = a ( [Ca2+] - [Ca2+]eq), dove a e` una costante che dipende dalla temperatura ed e` dell'ordine 10-5 cm/s. La concentrazione d'equilibrio (in mmol cm-3) vale [Ca2+]eq = 10.75 ( 1 - 0.0139 T )3 PCO2 (la temperatura e` espressa in gradi centigradi).
Per deposizione in regime turbolento, la cinetica e` dominata dal trasporto dello strato limite (laminare), che ha uno spessore dell'ordine di 0.1 mm, e dalla profondita` dell'acqua, cioe` dal rapporto volume/superficie (V/A). Queste determinano l'influenza sulla cinetica della reazione della HCO3-. La velocita` di deposizione e` dell'ordine di 1-2 mm/anno. Decresce al crescere dello spessore dello strato limite e cresce con V/A (fino al valore limite di circa 10 cm, dopodiche` resta indipendente da V/A.
L'ontogenesi degli speleotemi e` lo studio dei singoli cristalli, e di come questi vi aggregano a formare speleotemi. La filogenesi e` lo studiodi come differenti specie minerali sono associate. L'ontogenesi classifica gli speleotemi per livello di aggregazione e per complessita` (ordine) della stessa [820] [821] .
Il carbonato di calcio puro e` bianco, ed infatti esistono concrezioni bianchissime. Spesso pero` le concrezioni contengono altri sali che danno caratteristiche colorazioni come da tabella sottostante [822] . La presenza di impurita` minerali seppure la causa principale della colorazione delle concrezioni, non e` la sola. Altre cause secondarie sono la struttura del reticolo cristallino (grossi cristalli tendono ad essere piu` colorati dei microcristalli) e la presenza di materiali e/o contaminanti organici [823] [257] . La presenza di tracce di elementi negli speleotemi e` correlabile alle condizioni climatiche e idrologiche di deposizione [824] .
Ferro giallo/rosso bruno, marrone
Manganese blue/grigio, nero
Piombo grigio
Rame verde/blue
Nichel giallo scuro (calcite) verde chiaro (aragonite)
Zinco rosso brillante, marrone, nero
Zolfo giallo
Argilla marrone
Le concrezioni si formano sia in ambiente vadoso che in ambiente allagato. Lo sviluppo dei vari tipi di concrezione dipende dalle condizioni di formazione, e dal meccanismo di deposizione.
Le concrezioni crescono molto lentamente. La velocita` di crescita e` molto variabile e dipende da molteplici fattori: quantita` d'acqua, grado di saturazione, meccanismo genetico (le tubolari si accrescono piu` velocemente dei crostoni) clima e morfologia del sistema carsico, ... In genere la crescita varia da pochi micron/anno (0.02 mm/anno) a frazioni di millimetro (0.2) in condizioni normali [672] [825] . Valori massimi di velocita` sono dell'ordine di 20 mm/anno per le tubolari, 3 mm/anno per le stalattiti e 0.7 mm/anno per le stalagmiti [420] . Nelle grotte termali si registrano crescite molto maggiori, fino a 100 mm/anno.
Le concrezioni di solfati e cloruri crescono piu` velocemente (vari cm/anno) e con velocita` piu` variabile. La crescita delle concrezioni di ghiaccio dipende dalla velocita` di gocciolamento dell'acqua e dalla temperatura dell'aria.
  Vadoso Freatico
 







concrezioni c=cortine, st=stalattiti, sg=stalagmiti, t=tubolari, p=pisoliti b=baffi, e=eccentriche, s=sferuliche, c=cristalli c=cristalli c=crostoni, g=gluteiformi
meccanismo di crescita principale nucleazione accrescimento accrescimento nucleazione
causa della deposizione diffusione CO2 evaporazione variazione temperatura diminuzione solubilita` e diffusione CO2
velocita` di crescita rapida lenta molto lenta lenta
tipo concrezionamento cristallizzazione cristallizzazione concrezionamento
Le concrezioni sono un importante strumento di analisi per lo studio del paleoclima nell'ultimo quaternario (800000 anni) [818] , mediante tecniche di datazione radiometrica basata su U/Th [826] [827] [828] [829] [805] , o sul 14C, oppure con datazione basata sulla luminescenza delle bande di accrescimento. A seconda delle modalita di accrescimento delle stalagmiti si puo` stabilire se cio` e` avvenuto in un periodo arido o piovoso. Polveri, frammenti trasportati dalle piene, pollini e altro materiale organico, e minerali (come magnetite) intrappolati nelle bande di accrescimento delle concrezioni danno informazioni paleoambientali e sul paleomagnetismo. La determinazione dei rapporti fra isotopi stabili di carbonio e ossigeno contenuti in concrezioni di aragonite e gesso fornisce informazioni su temperatura, condizioni e meccanismi di deposizione.

9.B.9.1 Stalattiti

L'acqua che esce a soffitto forma una goccia che resta appesa (per forze di coesione e adesione) fino a che non raggiunge una dimensione sufficiente affinche` la gravita` ne provochi il distacco. Durante questo tempo si puo` avere uno squilibrio della CO2 fra la goccia e l'aria, cosicche` l'anidride carbonica diffonde nell'aria. Si deposita allor adel calcare lungo il cerchio di contatto fra la goccia e la roccia (a causa della tensione superficiale), formando un anello di calcare.
La stalattite cresce accumulando calcare su questo anello di calcare, e formando cosi` un tubicino (dal diametro di 5-10 mm). Il tubo si sviluppa verso il basso alimentato internamente. L'evoluzione della concrezione dipende dalla intensita` del flusso d'acqua.
Si possono formare stalattiti finissime lunghe alcuni metri (dette capelli d'angelo o tubolari). Se il tubo viene invece otturato, per esempio da sostanze solide trasportate dall'acqua, l'alimentazione prosegue verso l'esterno, nella forma di un velo che ricopre la concrezione e il calcare si deposita sulla superficie esterna, formando una concrezione di forma conica.
La struttura interna di una tubolare e` in genere monocristallina, con asse C parallelo all'asse della concrezione, poiche` la velocita` di accrescimento della calcite e` maggiore lungo la direzione di tale asse e la deposizione, orientata dalla forza di gravita` in senso verticale, tende ad orientare l'asse dei cristalli verticalmente. Il diametro delle tubolari varia da 4 a 6 millimetri circa, secondo la relazione di Curl che lega la densita` r della soluzione, il diametro D della concrezione e la tensione superficiale del liquido, s=0.07 N/m,
B = (r g D2) / s
g e` l'accelerazione di gravita`, e B ha un valore costante peri a circa 3.5 (questa relazione esprime l'ugualianza fra il peso della goccia e la forza dovuta alla tensione superficiale, πD s [795] ). Il diametro tende dunque ad assumere un valore di equilibrio. Se e` troppo piccolo si forma una goccia rotonda che tende ad allargarlo. Se e` troppo grosso la goccia e` svasata nella parte superiore e tende a restringere il diametro. Il valore di equilibrio vale circa 0.51 cm.
Il condotto centrale della tubolare e` solitamente eccentrico, cioe` non concentrico con il contorno esterno della concrezione. Esso presenta una schermatura dove lo spessore e` inferiore. L'interno del canale puo` presentare aghi. La parete esterna puo` avere delle lamine.
Quando il piano di roccia e` inclinato, l'acqua che esce dalla roccia scorre lungo il soffitto fino ad arrestarsi formando una goccia solo quando incontra una asperita`. In questo caso non si forma il tubicino, ma la crescita avviene subito dall'esterno e la stalattite risulta massiccia.
Le stalattiti sono "tubolari" modificate per vari motivi: porosita` della concrezione (che comporta un afflusso laterale e una crescita radiale), occlusione del canalicolo di alimentazione, alimentazioni laterali, ... Nelle stalattiti l'asse C dei cristalli di calcite e` orientato nella parte centrale (canalicolo) nella direzione di crescita, come nelle tubolari, e nella parte laterale in direzione radiale, poiche` tale e` la direzione di crescita dei cristalli depositati dall'apporto superficiale. I cristalli sono disposti in bande concentriche, e la loro dimensione dipende dalle condizioni di crescita, con cristalli tanto piu` piccoli quanto piu` veloce e` la crescita. Per velocita` di crescita molto basse si hanno stalattiti monocristalline con asse parallelo all'asse di crescita e con sezione poligonale a tre o sei spigoli.

Si chiamano anemoni quelle concrezioni piegate a "zanna d'elefante". Si possono formare causate da correnti d'aria. La direzione della curvatura e` controvento se la crescita e` governata dall'evaporazione dell'acqua (che viene favorita sulla parte ove arriva la corrente d'aria). E` invece nella direzione della corrente d'aria se la crescita e` governata dalla diffusione della anidride carbonica (in tal caso la corrente sposta fisicamente la goccia). Dato che le correnti cambiano nel corso dell'anno e` presumibile che la concrezione cresca preferenzialemente in un solo periodo dell'anno (inverno).
Similmente gli accrescimenti laterali su concrezioni sono dovute a correnti d'aria.
Quando l'acqua scivola lungo le pareti inclinate prima di staccarsi si formano i drappeggi (detti anche cortine, o vele), molto spesso con bande e colori diversi.

9.B.9.2 Concrezioni Tubolari

Le tubolari sono stalattiti verticali di diametro esterno costante (5 - 10 mm) e con un canale interno (2 - 6 mm). Sono generalmente in calcite, raramente in aragonite. Il diametro esterno e` limitato dalla dimensione di una goccia d'acqua, e il suo valore e` determinato dalla dimensione del collarino di partenza. Il diametro interno dipende dalla portata. Le portate variano da 0.4 a 5 l/giorno. La massima lunghezza conosciuta e` circa 6 m (teoricamente potrebbero arrivare a 20 m).
Non si formano mai su roccia nuda, ma si ha sempre un sottile strato di calcite porosa che ricopre la roccia. Il collarino di partenza si forma attorno al poro di alimentazione della concrezione. L'acqua che esce dalla roccia forma una aureola entro cui si depositano i cristalli di calcite. Questa aureola presenta una svasatura conica verso il poro che favorisce il gocciolamento. L'acqua si diffonde dal poro nella goccia creando zone a diversa sovrassaturazione (di calcite). Ne risulta che la calcite si deposita in una regione anulare (collarino) che cresce a dare inizio al tubicolo della concrezione.
Lo strato di calcite e` formato da molti cristalli. Il collarino e` policristallino: i cristalli di calcite sono disposti in tutte le direzioni, tuttavia l'accrescimento e` preferenziale in quelli con l'asse 'C' verticale. Ne risulta che la tubolare diventa monocristallina.

9.B.9.3 Stalagmiti

Le stalagmiti sono formate dalle goccie che cadono al suolo e, ancora sovrassature, depositano calcite presso il punto di caduta (con intensita` decrescete in modo radiale). Si forma cosi` una deposizione arrotondata a cupola su cui poi cresce la stalagmite, verso l'alto, per deposizione di successivi strati emisferici. Le goccie che cadono sulla stalagmite formano un velo d'acqua (di spessore circa 0.1 mm). Vista in sezione una stalagmite presenta anelli concentrici di spessore decrescente col raggio. In queste condizioni tutto il soluto si deposita sulla superficie a cupola della stalagmite con spessore uniforme, formandosi cosi` una successione di cupole (lamine) una sopra l'altra.
Per l'uniformita` dello sviluppo le stalagmiti risultano piu` adatte di altre concrezioni (stalattiti e crostoni) per indagini paleoclimatiche [813] . La microstruttura delle stalagmiti varia da strutture compatte a grandi cristalli (dal mm al cm), a strutture porose, in dipendenza delle condizioni di crescita e fornisce ulteriori indicazioni sul clima [812] .
struttura alimentazione sovrassaturazione impurita`
colonnare costante e moderata limitata poche
fibrosa abbondante limitata  
microcristallina abbondate e irregolare limitata presenti
dendritica irregolare, con periodi di secca alta  
tufa con periodi di secca elevata  
Le stalagmiti hanno una forma arrotondata, piu` tozza rispetto alle stalattiti. Non essendo limitate dalla gravita` arrivano a dimensione enormi, fino a 60-70 metri di altezza.


Stalagmite
Fig. 352. Stalagmite
La relazione di Franke lega la velocita` di crescita v all'area A,
v A = c q
dove c e` la quantita` di materiale depositato (in cm3/cm2) nella soluzione, e q e` la quantita` d'acqua che cade. Quindi il diametro risulta
D = 2 (c q / πv)1/2
Per alti valori di q il soluto non si deposita completamente (c e` costante) e la velocita` di crescita diviene costante, dipendente proporzionalmente dal grado di sovrassaturazione dell'acqua. Il diametro della stalagmite dipende allora solo dalla quantita` di acqua che l'alimenta.
Per bassi valori di q la velocita` risulta invece proporzionale al prodotto c q, poiche` tutto il soluto ha tempo di depositarsi. La stalagmite raggiunge un diametro minimo (relazione di Curl)
Dmin = 2 ( V / πd )1/2
dove V e` il volume della goccia e d e` lo spessore del film d'acqua che ricopre la stalagmite.
I cristalli sono orientati a "palizzata" con gli assi C perpendicolari alle bande emisferiche di accrescimento.
Stalagmiti a piatti si possono trovare in corrispondenza di grandi volumi. La loro origine sembra connessa con correnti d'aria convettiva discendenti. Altre stalagmiti particolari sono quelle monocristalline, e quelle a sezione triangolare ed esagonale.

Si forma una colonna quando una stalagmite e una stalattite in corrispondenza si congiungono. In tal caso si ha una concrezione che va dal soffitto fino a terra, solitamente piu` stretta a verso la meta` e allargata alle estremita` (in effetti la parte di "stalattite" e` spesso piu` lunga di quella di "stalagmite" e il punto di giunzione risulta piu` in basso della meta`).
Le colate sono strati di calcare depositato lungo le pareti da veli d'acqua. Anch'esse non sono limitate dalla gravita` e possono raggiungere dimensioni impressionanti.

9.B.9.4 Eccentriche

Le eccentriche sono concrezioni che si sviluppano in tutte le direzioni. Solitamente hanno un diametro molto piccolo (1-5 mm, fino ad un centimetro) e sono lunghe da pochi centimetri fino a qualche decimetro [830] [831] [832] [833] .


Calcite: forme cristalline
Fig. 353. Calcite: forme cristalline
Possono essere costituite da calcite o (piu` raramente) da aragonite (aragonite coralloide). Sono concrezioni monocristalline il cui sviluppo e` apparentemente non influenzato dalla gravita`. I cristalli di calcite hanno un asse di simmetria ternario (detto asse c o A3). La calcite assume tre forme principali: scalenoedro, romboedro e prisma. In ogni caso si accresce piu` velocemente nella direzione dell'asse c. In genere le concrezioni sono costituite da molti cristalli variamente orientati. Le eccentriche son invece solitamente monocristalline. Sono possibili anche eccentriche policristalline, di ridotte dimensioni, formate da gruppi di cristalli con orientamento lentamente variabile. Le eccentriche monocristalline sono in genere vermiformi o filiformi. Sono formate da un solo cristallo, con asse c lungo la direzione di crescita.
Le eccentriche hanno un canalicolo interno, dal diametro variabile fra 0.06 mm e 0.4 mm. Piu` e` sottile piu` esso ha un percorso sinuoso, con spigoli compresi fra 90 e 115°. E` invece dritto quando ha la direzione dell'asse c. La velocita` di propagazione dell'acqua nel canalino e` circa 1.5 cm/giorno.
Le eccentriche sono ricoperte da un sottile velo d'acqua. Per formarsi necessitano di un supporto poroso (dai cui capillari si dipartono i canalini delle eccentriche), di ambienti isolati, senza correnti d'aria, con ridotte variazioni di temperatura (inferiori au un grado), ed con equilibrio fra condensazione ed evaporazione sulla superficie della concrezione.
Il principale fattore di formazione delle eccentriche e delle stalattiti in generale e` la portata d'acqua. Se e` elevata si ha gocciolamento e si forma una normale stalattite. Il rapporto lunghezza/diametro cresce al diminuire della portata; ad elevate portate si ha alimentazione per ruscellamento esterno e la forma da cilindrica diventa conica. Con portate ridotte (2 - 5 cm3/h) si forma una tubolare con un canale di 2 - 6 mm. A portate ancor piu` ridotte il canale ho diametro di 1 - 2 mm, diventa sinuoso, ma la crescita e` ancora geotropa. La concrezione diviene eccentrica quando la portata scende a frazioni di cm3/giorno. L'acqua si diffonde per capillarita` dall'orifizio del canale sulla superficie dell'eccentrica dove evapora. La portata e` di (0.03 cm3/h).
Il film d'acqua che copre l'eccentrica e` soggetto a forze di tensione capillare ed adesione. Nulla obbliga la crescita della eccentrica ad essere geotropa.
Nelle eccentriche monocristalline la sinuosita` del canale e` dovuta a disuniformita` della calcite depositata presso l'orifizio del canale. Questa e` causata da impurita` adsorbite a caso sulla apertura. Cio` e` possibile solo se la portata e` bassa e non c'e` gocciolamento (altrimenti le impurezze vengono asportate). Il film d'acqua esterno e` sensibile alla impurezze e viene rotto in corrsipondenza di esse. Se il film si stende facilmente (poche impurezze) l'eccentrica ha diametro grosso ed il canale e` diritto. Se ci sono impurezze il canale e` sinuoso e l'eccentrica e` filiforme.


Eccentriche: crescita
Fig. 354. Eccentriche: crescita
Nelle eccentriche policristalline i cristalli si accrescono l'uno sull'altro con orientazioni lentamente variabili. Questo e` dovuto a due cause: l'acqua che esce dal canale diffonde in egual misura ai lati della punta, ma si ha deposizione maggiore, dovuta alla crescita piu` favorevole, in direzione dell'asse c. In tal caso l'asse c mantiene una direzione ed un angolo costante con la direzione di crescita. La crescita dei cristalli pou` avvienire invece con asse c variabile a causa di variazioni stagionali di portata. Nella stagione secca oltre alla calcite precipitano altri materiali che si deposiatno parallelamente alla superficie, e non all'asse c. La successiva deposizione di calcite avviene parallela alla superficie e questo induce una rotazione dell'asse.
L'arresto della alimentazione puo` portare alla otturazione del canale con successiva ripresa in direzione differente.
Particolari concrezioni eccentrriche sono quelle elicoidali, che si accrescono come una elica a curvatura costante attorno ad un asse verticale. La gravita` sembra avere un ruolo nella loro formazione, in quanto deformando la goccia sull'estremita` (senza comunque provocare il gocciolamento) determina l'incurvamento della concrezione.
Eccentriche anemoliti crescono verso l'alto. Mostrano una parte superiore liscia ed una inferiore cristallina. Sembra che la loro crescita sia legata a correnti convettive discendenti.

9.B.9.5 Concrezioni coralloidi

Le concrezioni coralloidi sono glubuli, pallini piu` o meno sferici, di diametro variabile da qualche mm ad un paio di cm. Sono saldate al supporto (parete o altra concrezione) da un sottile gambo. Generalmente sono unite a formare grappoli [834] .
Si formano quando particelle (microcristalli) di calcite sono portate in sospensione e si deposiatno sul supporto (con l'asse A3 orientato perpendicolarmente alla superficie). Se la superficie del supporto non e` uniforme, dato il moto casuale delle paricelle, queste hanno maggior probabilita` di depositarsi sulle piccole irregolarita` piu` esterne, che si accrescono quindi piu` facilmente rispetto al resto della superficie. Si generano cosi` delle protuberanze che hanno sempre piu` maggior probabilita` di catturare le particelle, accrescendosi anche nelle direzioni laterali. In tal modo si creano i glubuli delle concrezioni, tramite successivo deposito di calcite. Gli andamenti stagionali sono rispecchiati nella struttura laminare dei globuli. Quando i glubuli diventano abbastanza grossi, possono a loro volta divenire centri di crescita di nuovi globuli, originati da irregolarita` sulla superficie dei primi. Si formano cosi` i grappoli.

9.B.10 Cristalli di calcite

Cristalli di calcite si formano in vaschette o in crevasses ("grosse" spaccature nella roccia) per aggregazione di molecole. Perche` cio` avvenga la soluzione deve essere in equilibrio meccanico.
Il carbonato di calcio si deposita sotto forma di cristalli nei laghetti di grotta. Questi cristalli possono raggiungere anche notevoli dimensioni (fino a una decina di cm). In particolare la deposizione avviene sul bordo dei laghetti, formando i crostoni (o marciapiedi) che segnano il livello idrico attuale o antico.
Da notare che nelle crevasses i cristalli sono orientati con l'asse A3 perpendicolare alla superficie. I cristalli crescono uniformemente, ma quelli con asse A3 perpendicolare sono favoriti in quanto quelli con altre orientazioni interrompono la crescita contro i cristalli vicini.

9.B.10.1 Calcite flottante

Depositi di calcite flottante ("raft") si formano sulla superficie di acque calme a partire da bolle in cui si ha sovrassaturazione a causa della rapida diffusione di CO2 attraverso le pereti della bolla. La sovrassaturazione porta a deposizione di carbonato di calcio sulle pareti interne della bolla. Dato che la diffusione e` massima alla sommita` della bolla, la deposizione e` maggiore in tale zona. La bolla tende a ruotare su se stessa per la differenza di peso, cosicche` l'ispessimento avviene uniformemente su tutta la bolla.

9.B.10.2 Pisoliti

Le pisoliti, o perle di grotta, sono concrezioni, di forma normalmente sferiche, che si originano in vaschette con acqua in movimento [835] [836] [837] . Si formano per accrescimento attorno ad un nucleo solido, per esempio un granello di sabbia o un frammento di roccia.
Si formano solamente in acque notevolmente sovrassature. Maggiore e` la saturazione, piu` favorita e` la nucleazione (formazione di centri di accrescimento) rispetto all'accrescimento, per cui si hanno pisoliti piu` piccole e numerose. C'e` una relazione fra il numero N delle pisoliti presenti in una vaschetta e la loro dimensione media (diametro D o superficie S):
N SK = cost.
dove l'esponente K dipende dalla condizioni dell'ambiente di formazione (vaschetta, acque, clima della grotta). Esso e` dell'ordine dell'unita`, e risulta leggermente maggiore per pisoliti vere e proprie, rispetto alle ooliti (quelle con diametro <2 mm).
In una vaschetta con acqua in movimento c'e` sempre turbolenza che impedisce ai nuclei piccoli di depositarsi, percio` il limite inferiore delle dimensioni delle pisoliti di una vaschetta e` determinato dall'energia cinetica (massima nell'arco dell'anno) dell'acqua. La velocita` dell'acqua determina anche la dimensione massima. Infatti le pisoliti possono sussistere fintanto che l'acqua le tiene in moto (leggere vibrazioni) impedendo loro di saldarsi al fondo.
Il grado di sovrassaturazione dell'acqua influenza la struttura interna. All'aumentare della sovrassaturazione si hanno rispettivamente pisoliti macrocristalline, laminate, travertinose.
Le sferuliti sono perle di grotta con i cristalli disposti a raggiera dal centro. Sono contraddistinte da minuti aghetti sulla superficie e si formano restando immobili bagnate da un velo d'acqua.

9.B.10.3 Altre concrezioni

Ove l'acqua e` in movimento si formano sbarramenti di calcite detti vasche o gours, con altezza da pochi centimetri fino a qualche metro, e con spessore raramente superiore al decimetro. L'altezza della barriera e` proporzionale al flusso d'acqua.
La parte interna e` leggermente piegata controcorrente e con grossi cristalli (con asse c parallelo allo sbarramento). La parte esterna ha cristalli piu` piccoli e con asse c perpendicolare alla diga. L'inclinazione della barriera dipende dall'indice di sovrassaturazione dell'acqua e cresce con essa.
Si generano poiche` l'acqua passa da una condizione di equilibrio all'interno della vasca ad una di sovrassaturazione (quando tracima) indotta da
I dischi sono concrezioni che crescono parallelamente a fessure o giunti di strato. In sezione mostrano una fessurina centrale e livelli di accrescimento radiali. I cristalli sono orientati con asse C perpendicolare ai livelli.
La loro origine e` dovuta alla capillarita`; l'acqua spinta all'interno di una fessura, quando arriva in superficie deposita della CaCO3 lungo i due bordi allineati con la fessura. La pressione idrostatica interna continua a spingere l'acqua nella fessura centrale del disco che si accresce.
Non e` chiaro come faccia la fessura centrale a non occludersi.

9.B.10.4 Aragonite

Il carbonato di calcio precipita anche in una seconda forma cristallina, l'aragonite (sistema ortorombico, mentre la calcite e` trigonale). [811] . Differiscono per la struttura molecolare (ma non per composizione molecolare): nella aragonite il catione Ca2+ e` circondato da nove atomi di ossigeno, mentre nella calcite e` circondato da sei. Questo comporta che il sito cationico e` piu` ampio e quindi e` piu` facilmente altri cationi Sr2+, Ba2+, Pb2+ possono sostituirsi al calcio. Ci puo` essere anche piu` uranile UO22+ cosicche` le concrezioni di aragonite si prestano meglio alla datazione radioattiva. Infine l'aragonite e` piu` ricca di 13C a 18O rispetto alla calcite.
La concentrazione (in soluzione) di equilibrio e`
m(Ca2+) = PCO21/3 [ K1 K KCO2 / 4 K2 g(Ca2+) g(HCO3-)2 ]1/3
dove K1 e K2 sono la prima e la seconda costante di dissociazione dell'acido carbonico, KCO2 e` la costante di Henry per la solubilita` della CO2, g sono i coefficienti di attivita` e K e` la costante del prodotto di solubilita` della calcite o della aragonite, rispettivamente. La solubilita` dell'aragonite risulta superiore a quella della calcite, almeno a pressione ambiente, ad ogni temperatura a pressione di CO2. La deposizione in condizioni di non equilibrio, e` il processo inverso della dissoluzione. In condizioni di quasi equilibrio (come e` il caso per le grotte) i meccanismi di deposizione sono piu` complessi. Si ha competizione fra crescita di cristalli esistenti e nucleazione di nuovi cristalli, che porta ad una grande varieta` di microstrutture.
L'aragonite forma cristalli molto sottili e allungati, come spine in gruppi emisferici (bitrioidali), di colore spesso bianco. Possono formarsi sulla roccia nuda o su concrezioni di calcite.
La formazione di aragonite, solitamente meno stabile della calcite, e` favorita in grotta per tre fattori:
Sr2+ facilita la precipitazione di aragonite; Mg2+ inibisce quella della calcite. Percio` una soluzione sovrassatura puo` arrivare oltre la soglia di solubilita` dell'aragonite. Lo ione Mg e` determinante: quando il rapporto Mg/Ca arriva a 0.4 l'aragonite comincia a formarsi. Essa diviene preponderante quando il rapporto e` 2.9, e praticamente unica oltre 4.4. Il magnesio e` presente nella dolomia, e/o come componente nei calcari dolomitici. Esso non favorisce l'aragonite, piuttosto inibisce la crescita di cristalli di calcite. Per lo stesso meccanismo anche la presenza di altri ioni in soluzione favorisce l'aragonite.
La sovrassaturazione dell'acqua determina la velocita` di precipitazione. Per velocita` basse (<8 mg/l-ora) oppure alte (>40 mg/l-ora) l'aragonite ha maggior probabilita` rispetto alla calcite. Percio` l'aragonite si forma o in ambienti isolati con debole circolazione d'aria, dove i processi di diffusione della CO2 ed evaporazione sono lenti, oppure in ambienti caldi e ventilati, dove questi processi sono veloci.
La pressione parziale dell'anidride carbonica influenza il grado di sovrassaturazione dell'acqua, per cui l'aragonite si sviluppa preferenzialmente nelle parti basse delle gallerie, piu` ricche di CO2, che e` piu` pesante dell'aria, e quindi meno sovrassature.
L'aragonite e` instabile e si converte in calcite. La velocita` di conversione dipende dalle condizioni microambientali. Calcite derivata da aragonite e` riconoscibile per la tessitura e la concentrazione alta di certi ioni (Sr2+).
Per distinguere l'aragonite dalla calcite bisognerebbe fare una analisi cristallografica. Il saggio di Meigen e` un test abbastanza semplice per distinguerli [838] . Si prende una soluzione diluitissima di nitrato di cobalto, il sale Co(NO3)sub{2}.6H2O e` molto solubile in acqua, e va diluito fino ad avere una soluzione di color rosa-violetto molto pallido. Si polverizza una piccola porzione del minerale in esame e si forma una sospensione con la soluzione. Si porta ad ebollizione per qualche minuto. Poi si filtra raccogliendo la polvere sul fondo. Se e` inalterata di colore (bianco-violetto) e` calcite, se e` viola e` aragonite. E` meglio fare delle prove con dei campioni noti per avere dei termini di paragone.

9.B.10.5 Carbidimiti

Le carbidimiti [502] [839] cono concrezioni che crescono su un substrato di idrossido di calcio (le "scarburate" lasciate in grotta). Sono dei piccoli tubi che crescono dal basoo verso l'alto con altezza dell'ordine di pochi centimetri e diametro di alcuni millimetri. Lo spessore delle pareti vari ada 0.05 a 0.25 mm. Sono spesso sormontati da una goccia d'acqua. Hanno colore da bianco latteo a opalino traslucido.
Sono forme a crescita rapida (9 mm/anno) e possono subire veloci trasformazioni. Richiedono un substrato di idrossido di calcio secco (se e` troppo umido questo fa presa prima che si possano formare le cardibimiti) e una atmosfera abbastanza ricca di anidride carbonica. Quando diventano abbastanza alte presentano restringimenti, allargamenti, e gibbosita` (dovute a variazioni delle condizioni chimico-fisiche in cui avviene la crescita).
La crescita e la morfologia delle carbidimiti e` regolata
Il loro sviluppo e` basato su due reazioni chimiche. L'idrossido di calcio assorbe anidride carbonica dall'aria formando carbonato di calcio e acqua:
Ca(OH)2 + CO2 = CaCO3 + H2O
Il carbonato di calcio forma nuclei di condensazione su cui si fissa l'acqua e condensa il vapore presente nell'aria. Si formano cosi` delle goccie d'acqua in grado di metter in soluzione il carbonato di calcio
CaCO3 + H2O + CO2 = Ca(HCO3)2
Se la formazione della goccia e` piu` veloce della deposizione si ha un collarino svasato, fino a tracimazione della goccia e formazione di carbidmiti a struttura complessa. In caso contrario si ha un restringimento della concrezione, fino ad arrivare all'assenza della goccia, prosciugamento del tubo (possibile concrezionamento interno).
Per la saturazione del bicarbonato nella goccia, dovuto alla evaporazione dell'acqua, questo precipita in carbonato di calcio, liberando anidride carbonica. Si formano germi di cristalli sulla superficie della goccia che migrano in basso (per gravita`) verso il collarino, dove il carbonato si deposita in cristalli romboedrici idiomorfi. In caso di sovrassaturazione si formano strutture ramificate (dendritiche), che appaiono poi all'interno del tubo. Se la sovrassaturazione e` molto veloce i cristalli precipitano piu` irregolarmente (tipo nebbia) coprendo la struttura dendritica portante. Nel caso di sottosaturazione la reazione procede da sinistra verso destra, anche a scapito della carbidimite.
Una vecchia ipotesi di formazione considera lo sviluppo di gas acetilene nelle polveri di scarburo. Il gas salendo porterebbe delle perticelle di carbonato di calce che si depositano quando arriva in superficie. Questa spiegazione non rende conto di molte delle morfologie osservate, in particolare delle strutture di accrescimento (dendridiche, etc.) presenti all'interno del tubo e sul colletto.

9.B.11 Concrezioni di gesso

Il gesso forma stalattiti, stalagmiti, cristalli, concrezioni filiformi, "fiori" [840] [841] [842] [843] . La deposizione del gesso non e` un fenomeno chimico bensi` fisico [805]
Ca2+ + SO42- + 2 H2O = CaSO4 2 H2O
La concentrazione (in g/litro) di gesso in soluzione e` data da
Cgesso = Mgesso [ Kgesso / g(Ca2+) g(SO42- ]1/2
dove M e` il peso molecolare del gesso (172.17). e K e` la sua costante di solubilita`, g sono i coefficienti di attivita`. La solubilita` del gesso non dipende dal pH ne` dalla pressione parziale di CO2 ma varia con la temperatura. La presenza di altri ioni in soluzione influenza i coefficienti di attivita`. La costante di solubilita` del gesso vale (T in gradi assoluti),
log( Kgesso ) = 68.2401 - 3221.51/T - 25.0627 log(T)
Il solfato di calcio esiste in natura in forma anidra o in forma idrata CaSO4 2 H2O (gesso), molto piu` voluminosa. Le origini del gesso presente in grotta sono
  • Il solfato di calcio ha una solubilita` massima a 37°C. Nelle grotte la temperatura e` solitamente inferiore, per cui (in genere) la solubilita` cresce con la temperatura. La solubilita` del gesso e` indipendente dal pH dell'acqua, ma varia con la salinita` della soluzione.
    Temperatura (°C) 0 10 30
    Solubilita` (gr/l) 1.756 1.926 2.095
    Le stalattiti di gesso risultano piu` contorte, bitorzolute e spesso ramificate di quelle di carbonato di calcio, poiche` l'apporto di soluzione avviene solitamente per percolazione anziche` tramite il canalicolo. Correnti d'aria favoriscono l'evaporazione e quindi la deviazione della stalattite verso la direzione da cui proviene la corrente.
    Le stalagmiti di gesso sono abbastanza comuni nelle zone aride, rare nei climi temperati.
    I cristalli di gesso si accrescono in forma di prisma monoclino. Si formano principalmente per raffreddamento ed evaporazione di soluzioni sature. L'acqua di infiltrazione passando attraverso terreni ricchi di gesso si arricchisce di solfato di calcio. Quando arriva nelle gallerie aerate e asciutte evapora e deposita cristalli di gesso.
    Un secondo meccanismo di formazione dei cristalli di gesso e` dovuto alla ossidazione di solfuri metallici attraverso l'ossigeno disciolto nell'acqua. Si formano solfati metallici e acido solforico:
    2 FeS2 + 7 O2 + 2 H2O ->2 FeSO4 + 2 H2SO4
    La calcite attacca quindi questi sostituendo i metalli e il H2 con calcio. In ambiemte termali l'acido solfidrico, H2S si ossida producendo acido solforico che viene quindi attaccato dalla calcite, per formare gesso. Quest'ultimo meccanismo potrebbe spiegare le formazioni di gesso saccaroide, pareti ricoperte di gesso cristallizzato come zucchero.
    Altre forme di cristalli di gesso sono le concrezioni filiformi, lunghe fibre isolate o raggruppate che crescono su pareti o altre concrezioni.
    Molto notevoli per bellezza sono i fiori di gesso (infiorescenze gessose) che crescono su pareti a partire dalla base per evaporazione di acqua che affluisce attraverso piccoli fori della roccia.

    9.B.12 Concrezioni di ferro

    Stalagmiti di ferro, ed eccentriche di ferro ... [844]

    9.B.13 Depositi argillo-limosi

    I depositi di argilla e limo sono legati all'azione dell'acqua, e presentano caratteristiche che sono indicative del regime idrico [845] [846] [847] [848] .
    Le forme di deposizione (surge marks) cono costituite da stratificazioni. La parte profonda ha laminazione piana, mentre quella superficiale presenta ondulazioni (creste ed avvallamenti). Cio` e` dovuto a fenomeni deformazionali: quando l'acqua sommerge il deposito gli strati superficiali si imbibiscono maggiormente e diventano meno coesivi e piu` plastici, favorendone la deformazione. La deposizione di nuovi sedimenti avviene favorevolmente sulle creste che vengono cosi` accentuate. Si formano cosi avvallamenti dendritici (per angoli di incidenza del deposito fra 40 e 55°) e rettilinei (per angoli superiori).
    Le forme di erosione (rills) presentano solchi di ruscellamento legati a fenomeni di piena e calo delle acque.
    Forme legate a fenomeni di stillicidio: tazze, pendenti a soffitto, ...
    {Ciotoli di fango} (mud balls) sono formati da precipitazione di sedimenti fini attorno ad un nucleo centrale (di roccia, sabbia, granuli di quarzo o argilla) oppure da frammenti staccati da deposito di argilla e silt e lavorati dall'acqua. In genere hanno forma piu` o meno sferica a seconda del grado di rotolamento cui sono sottoposti. Le dimensioni tipiche variano da 1 ad alcuni cm.
    Ricoperti di ciottoli rocciosi. Sono dovuti al distacco di frammenti argillosi lungo corsi d'acqua che rotolando nella corrente inglobano ciottoli rocciosi.

    9.B.14 Depositi di neve e ghiaccio

    La neve e l'acqua che congela possono generare depositi in diverse forme:

    9.B.15 Latte di monte (mondmilch)

    Il mondmilch, o latte di monte, e` un agglomerato di sostanze microcristalline che, impregnato d'acqua, si presenta soffice e plastico. Seccando assume un aspetto polveroso. Si forma, prevalentemente, in ambiente subaereo per precipitazione da acque sovrassature, in condizioni tali che i germi di cristallizzazione restano disordinati senza sviluppare cristalli.
    Il mondmilch e` una sospensione con una fase solida (carbonati) dispersa in una fase liquida (acquosa). A queste due fasi si aggiunge acqua di impregnazione satura di carbonati [850] [851] [852] [853] [854] [855] .
    La composizione del mondmilch e`, salvo casi eccezionali, 1 - 2.5% MgCO3, 0.5 - 2.5% residui insolubili (silice), e per il resto carbonato di calcio. Per confronto le stalattiti hanno in media 3% MgCO3 e 0.9% silice.
    Solitamente il mondmilch si trova nello stato idratato (con una percentuale d'acqua dal 40 all'80Si definisce il fattore di idratazione (FH) i ml di acqua contenuti nel mondmilch per 100 gr di mondmilch secco. Esso e` in rapporto inverso alla grandezza delle particelle del mondmilch e ha valori variabili da 100 a 210 (media 180). Il valore del FH non corrisponde sempre alla quantita` di acqua che puo` essere ritenuta nel mondmilch poiche` questo puo` essere piu` idratato oppure piu` secco.
    La fase solida del mondmilch e` idrofila (assorbe acqua) poiche` lo ione carbonato e` ricco di atomi di ossigeno e quindi e` idrofilo. Le particelle solide risultano ricoperte da una pellicola d'acqua (film di solvatazione, o di idratazione). Una conseguenza di cio` e` la grande plasticita` del mondmilch. Le particelle solide sono piu` dense della fase liquida e tendono a sedimentare. La loro deposizione segue la legge di Stokes (velocita` di caduta di una sfera in un fluido)
    v = (2/9) (d - d') g R2 / u
    se la sospensione e` diluita (rapporto fra le due fasi inferiore o uguale a 0.1). d e d' sono le densita` della particella e del liquido; u e` la viscosita` del liquido [663] . Quando invece la soluzione e` concentrata (rapporto maggiore di 1) la velocita` di sedimentazione diviene nulla.
    Due fenomeni possono intervenire durante un processo di sedimentazione: le particelle solide possono agglomerarsi espellendo liquido (caking), oppure, se sono cariche elettricamente, respingersi e bloccare la sedimentazione (peptisazione). Il mondmilch forma una sedimentazione in cui i film di solvatazione vengono mantenuti percio` non si ha fenomeno di caking. Non e` chiaro se fenomeni di peptisazione siano rilevanti nel mondmilch.
    La viscosita` plastica e` definita come il rapporto fra la pressione tangenziale T e la velocita` di deformazione vd,
    n = T / vd = ( F / A ) / ( v / H )
    dove F e` la forza, A l'area, H lo spessore. Un corpo inizia a deformarsi solo quando T supera un valore di soglia (detto soglia di scorrimento) Diagrammando il comportamaneto di un corpo (reogramma) la viscosita` plastica e` la pendenza della retta per valori di T sopra la soglia, n = (T - Ts) / vd. Il valore di soglia effettivo e` in realta` inferiore a quello teorico.
    La plasticita` del mondmilch inizia quando la fase acquosa e` circa il 35ha subito un massimo (con valore oltre 3000 Poise) e decresce fino a che la percentuale acquosa arriva al 65Oltre si ha una soluzione diluita. Nella regione di plasticita` si ha
    log( n ) = - K ( p - po )
    dove p e` la percentuale di acqua e K vale ...


    Capillarita`
    Fig. 355. Capillarita`
    In un mondmilch plastico la velocita` di sedimentazione e` nulla. Se c'e` acqua in eccesso, questa puo` circolare nel mondmilch saturo (per gravita` o per capillarita`). L'acqua libera forma dunque una terza fase nel sistema, legata alle altre due da forze di tensione superficiale (che generano la circolazione per capillarita` negli interstizi fra le particelle ricoperte dal film di solvatazione. La tensione superficiale acqua-aria vale s = 73 dyne/cm (e decresce leggermente con la temperatura, ds/dT=-1.4 dyne/cm K) e la capillarita` e` definita come l'altezza h cui sale il liquido in un tubicolo di raggio R,
    h = 2 s cos(b) / ( R d g )
    dove b e` l'angolo che la superficie del liquido forma con la parete del tubo (v. figura).
    Questa seconda idratazione dipende dalle dimensioni degli interstizi; al loro aumentare crescono i raggi di capillarita` e diminuisce la capillarita`. Al limite si ha gocciolamento del mondmilch.
    L'evoluzione del mondmilch ha due aspetti, uno fisico (idratazione) e uno chimico (percolazione). L'idratazione diminuisce per evaporazione della fase acquosa. Una certa evaporazione avviene sempre perche` l'umidita` dell'ambiente, per quanto alta, solitamente non e` mai al 100% (cioe` non e` satura). Si genera dunque un equilibrio fra quantita` d'acqua che evapora e apporto d'acqua al mondmilch. Se arriva acqua in eccesso questa percola attraverso il mondmilch e si genera gocciolamento. Quando invece l'evaporazione e` superiore all'apporto d'acqua si ha disidratazione. Una disidratazione totale rende il mondmilch poroso e secco. Anche una parziale puo` avere effetti irreversibili (cristallizzazione, che puo` arrivare a produrre concrezionamento).
    A seguito della percolazione si ha diminuzione di MgCO3 e silicati, poiche` la solubilita` di questi in acqua pura e` molto superiore a quella dei carbonati di calcio.
    Solubilita` in acqua pura (20°C)
    Calcite 0.0014 gr
    Aragonite 0.0015 gr
    MgCO3 0.0106 gr
    idratato 0.040 - 0.129 gr
    Il carbonati di magnesio e` dieci volte piu` solubile di quello di calcio in acqua pura, e nelle forme idratate anche 100 volte piu` solubile (v. tabella). Pertanto la percentuale di MgCO3 diminuisce per la percolazione. Il meccanismo probabile di percolazione e` una diffusione di molecole dai fils di solvatazione alla fase mobile. Questa diffusione dipende dalla superficie, A, dei film e dalla differenza di concentrazione K degli ioni carbonato,
    E = A ( K1 - K2 )
    Questo meccanismo e` complicato dalla presenza di CO2. L'effetto della percolazione e` l'arricchimento del mondmilch in carbonato di calcio.
    La genesi del mondmilch e` possibile a partire da una soluzione bicarbonata. E` improbabile che questa soluzione sia dovuta a corrosione di concrezioni preesistenti, piuttosto sembra aver origine dalla corrosione della roccia. La genesi del mondmilch e` legata alla presenza di una fase mobile, acqua molto ricca di anidride carbonica che arriva in una zona con bassa pressione di CO2 e quindi precipita carbonati. Se questa precipitazione non e` orientata si ha deposito di fini microcristalli che sono in grado di ritenere acqua e dare inizio al mondmilch.
    Con analisi al microscopio a scansione elettronica (SEM) si ottengono immagini della struttura a piccola scala (frazioni di micron) del mondmilch. Si nota una struttura a nanofibre con dimensioni dell'ordine di decine di nanometri. Assieme ad analisi batterilogiche, questo permette di ottenere un quadro abbastanza particolareggiato sulla struttura dei meccamismi di formazione del mondmilch. Anche se l'ipotesi di genesi betterica non puo` essere confermata completamente, si sono trovate presenze di batteri Bacillus sphaericus all'interno di mondmilch che indicano una affinita` simbiotica fra il minerale e il germe.
    Una altra ipotesi prende in considerazione la precipitazione di acqua sotterranea di infiltrazione, in cui i cristalli si accrescono in maniera aghiforme, come nell'aragonite o nella lublinite (varieta` fibrosa della calcite).
    I parametri che favoriscono la formazione di mondmilch sono

    9.B.16 Minerali secondari di grotta

    Questa sezione e` estratta da [856] .
    Un minerale di grotta e` un solido omogeneo con una composizione chimica ben definita e un preciso ordinamento tridimensionale degli atomi nella molecola [820] . Con il termine speleotema si indice invece un deposito di un minerale secondario formatosi in grotta per una reazione chimica in determinate condizioni [857] . Il concetto di speleotema comprende anche il modo di formazione e la forma del deposito.
    Minerali secondari di grotta sono quei minerali formatesi in grotta in seguito a reazioni chimico-fisiche che hanno coinvolto uno o piu` minerali primari esistenti nella roccia o nei depositi (fisci e/o biologici [858] ) presenti all'interno della grotta [818] . Si distinguono quindi dai minerali pre-esistenti e da quelli accumulati come depositi fisici [859] [860] .
    Sono noti oltre 300 minerali secondari di grotta. Questo rappresentano solo una minima frazione (meno del 0.5dei depositi chimici; il carbonato di calcio (calcite ed aragonite) rappresenta piu` del 98% e il gesso oltre il 1.5% [818] .
    Diversi sono i meccanismi di formazione dei depositi chimici [861] ,

    9.B.16.1 Elementi

    L'unico minerale presente come elemento chimico e lo zolfo. Esso e` presente sia come cristalli che come concrezioni. Lo zolfo sembra essere dovuto a ossidazione della pirite (FeS2) da parte di microorganismi, oppure a processi ossidativi dell'acido solforico di tipo chimico-fisico.

    9.B.16.2 Ossidi e idrossidi

    Tra gli ossidi e idrossidi ricordiamo il ghiaccio, gli ossidi di ferro, di manganese e di rame. Le concrezioni e cristallizzazioni di ghiaccio derivano dalla solidificazione dell'acqua in grotte con temperatura inferiore a 0°C. Si hanno concrezioni di tutti i tipi: stalattiti, cannule, eccentriche, etc.
    Gli ossidi di ferro derivano dalla ossidazione della pirite in presenza di acqua (ossidi e ossidi idrati). Genericamente si chiamano limonite. Il costituente piu` comune e` la goetite FeO(OH) che forma cortine rosso brune. Gli ossidi di ferro sono presenti nei depositi argillosi come straterelli di color rosso bruno. Si possono trovare anche concrezioni (stalattiti, eccentriche) o livelli di goetite all'interno di concrezioni.
    Gli ossidi di manganese (principalmente pirolusite MnO2) formano sottili croste (color nero) su concrezioni su cui scorre un velo d'acqua. In certi casi associata al manganese e` la tenorite CuO, in forma di masserelle terrose non cristalline.

    9.B.16.3 Silicati

    Il biossido di silicio SiO2 e` presente nella forma cristallina, quarzo, e in quella amorfa, opale. Il primo si forma raramente nelle grotte perche` richiede condizioni chimico-fisiche particolari. Si possono formare anche concrezioni (stalattiti, cannule, eccentriche) e infiorescenze di opale.
    Altri silicati comuni sono quelli di alluminio, caolinite Al4(Si4O10)(OH)8, montmorrilonite (Al,Mg)8(Si4O10)(OH)10, clorite Mg4Al2(OH)8Al2Si2O10.

    9.B.16.4 Alogenuri

    L'alogenuro piu` comune e` il salgemma, NaCl, le cui cristallizzazioni possono essere variamente colorate in base al contenuto di impurezze: incolori, blue, rosse, marroni. Il salgemma e` portato dall'acqua (in soluzione) e forma anche stalattiti, stalagmiti ed eccentriche.
    Altri alogenuri sono la fluorite, CaFl2 (in cristalli colorati dal giallo al viola), e la vanadinite, Pb5(VO4)3Cl, (in piccoli cristalli rossi e incrostazioni).

    9.B.16.5 Solfuri

    I soli solfuri presenti in grotta sono quelli di ferro, zinco e piombo: la galena, PbS, la blenda ZnS e la pirite FeS2. Si presentano in minute cristallizzazioni.

    9.B.16.6 Carbonati

    Tralasciamo i carbonatio di calcio (calcite e aragonite) che sono tanto comuni da meritare un trattamento a parte (v. Sez. 10.7 ). L'aragonite e` la forma metastabile del carbonato di calcio, e si forma in presenza di ioni (Mg, Sr, Cu) che inibiscono la nucleazione della calcite. Presenta concrezioni (colorate per gli ioni contenuti).
    Tra i composti calcio-magnesio la dolomite CaMg(CO3)2 puo` formare concrezioni (normali o eccentriche) e cristalli. Si trova nel moonmilch assieme a calcite CaCO3, idromagnesite MgCO33H2O, magnesite MgCO3, e huntite Mg2Ca(CO3)4.
    Carbonati metallici si trovano in prossimita` di corpi metalliferi, e derivano dalla alterazione di solfuri dispersi nel calcare. La smithsonite ZnCO3 (dalla blenda) forma cortine, stalattiti e concrezioni mammellonari (color bianco-giallo giallo). La cerussite PbCO3 forma patine cristalline. La siderite FeCO3 forma livelli di color bruno-rossastro all'interno di concrezioni. Carbonati di rame, malachite Cu2CO3(OH)3 (concrezioni color verde), azzurrite Cu3(CO3)2(OH)2 (cristalli color blu intenso), sono presenti ove ci sono depositi di rame.

    9.B.16.7 Solfati

    I solfati sono molto comuni. Il principale e` il gesso CaSO4 2H2O che puo` dare cristalli e concrezioni [840] . Nelle grotte gessose si trovano depositi di solfato di calcio dovuti a deposizione da sovrassaturazione. Nelle grotte calcaree i concrezionamenti e le cristallizzazioni di gesso sono regolate da equilibri chimici tra roccia e ione solfato nell'acqua di percolazione.
    La barite BaSO4 e` poco solubile. Quindi forma raramente concrezioni (stalattiti eccentriche, grigio-bianche). Piu` spesso si hanno cristallizzazioni (marron-rosato) di solfato di bario proveniente da acque termali.
    Altri solfati sono la celestina SrSO4 (concrezioni di color azzurro-grigio chiaro), la mirabilite Na2SO4 10H2O (metastabile, si disidrata facilmente), l'epsomite MgSO4 7H2O (concrezioni stalattitiche e cristalli aciculati bianchi). Altri solfati (Pb, Cu,Fe) si trovano a contatto con corpi mineralizzati.

    9.B.16.8 Fosfati

    I fosfati derivano dalla decomposizione del guano di pipistrello e generalmente hanno l'aspetto di sottili croste terrose, e raramente aggregati cristallini. Si dividono in tre famiglie a seconda delle reazioni coinvolte, e degli elementi principali: calcio, alluminio, e ferro-zinco.
    Fosfati di calcio si formano per il contatto del guano con la roccia carbonatica (carbonatoapatite Ca10(PO4)6CO3H2O, idrossiapatite Ca5(PO4)3(OH), brushite CaHPO42H2O).
    Dalla reazione con le argille si formano principalmente fosfati di alluminio, taranakite H6K3AL5(PO4)818H2O, crandallite CaAl3(PO4)2(OH)5H2O, etc.
    I fosfati di ferro e zinco si formano dalle reazioni del guano con acque mineralizzate, tarbuttite Zn2PO4OH, tinctite Fe3(PO4)2(OH)33H2O, etc.

    9.B.16.9 Nitrati

    In grotta si trovano cinque nitrati: nitarto di potassio KNO3, di sodio NaNO3, di ammonio NH4NO3, la nitrocalcite Ca(NO3)24H2O e la nitromagnesite Mg((NO3)26H2O. Il nitrato di sodio, quello di potassio e la nitrocalcite vengono chiamati comunemente salnitro.
    Si depositano in ambienti alcalini, abbastanza aerati e secchi (i nitrati sono molto solubili e in ambienti umidi sarebbero dilavati dalle acque di percolazione) e con temperature tra 11 e 14°C.
    La nitrocalcite e` il piu` comune; forma batuffoli di cristalli grigio-bianchi, o cristalli singoli, aciculari.


    Minerali di grotta
    Fig. 356. Minerali di grotta
    Questa figura contiene una rappresentazione schematica delle mineralizzazioni piu` comuni in grotta.
    1. Le acque profonde mineralizate reagiscono con la roccia;
    2. Quarzo cristallino a temperature elevate;
    3. Concrezioni di emimorfite Zn4Si2O7(OH)2 H2O;
    4. Cerussite, azzurrite, malachite, siderite;
    5. Concrezioni brune di limonite e goetite;
    6. Depositi di pirite, gelena e blenda su pareti e roccia;
    7. Limonite e cerussite (da ossidazione di pirite e galena);
    8. Soluzioni termali richhe di ioni metallici (Va, U, Fe, Zn, Pb. Cu). Deposizione di vanadati e alogenuri sulle pareti;
    9. Fosfati di Al (per la reazione fra guano e argille);
    10. Cloruri alcalini;
    11. Concrezioni e cristallizzazioni di cloruri, Na, K (per evaporazione);
    12. Nitrocalcite e fosfati di calcio (al contatto tra guano e roccia);
    13. Fosfati di Pb Zn sulle pareti a contatto fra acque mineralizate e guano;
    14. Cristalli di zolfo (sulle pareti) per ossidazione di acque solfuree;
    15. Le acque carbonicate disciolgono i calcari che attraversano;
    16. Concrezioni di carbonato di Ca (per perdita di CO2);
    17. Pirite dispersa nei calcari;
    18. Cristallizzazioni e concrezioni di gesso, barite, celestina, per reazione degli ioni solfato (dalla pirite o da strati di gesso) con la rocia;
    19. Moonmilk su pareti e concrezioni (origine alghe e batteri);
    20. Patine di ossidi di Mn lungo i corsi d'acqua (origine batterica);
    21. Epsomite e mirabilite dal Mg e Na della roccia e argille e acque con solfati;
    22. Vicino agli ingressi esaedrite e tenardite per disidratazione di epsomite e mirabilite;
    23. Concrezioni di ghiaccio vicino agli ingressi.

    9.B.17 Depositi in grotte laviche

    Le grotte laviche per la loro peculiare genesi possono dare luogo a depositi e mineralizzazioni particolari.
    Si distinguono sei principali meccanismi di deposizione [697] ,
    1. degassazione ad alte temperature (olter 100 °C). Quando la lava inizia a solidificarsi, il raffreddamento di gas delle fumarole porta alla deposizione di mineri sublimati (solfuri, ossidi ed idrossidi elementari).
    2. sotto i 100 °C l'acqua meteorica puo` raggiungere la cavita`, dove evapora depositando minerali (stalattiti, cannule, stalagmiti, crostoni, popcorn, coralloidi, etc.). La degassazione dell fumarole, interagendo con questi depositi puo` produrre deposizione da aerosol o condensazione di vapore (anemoliti, e bordature e bolle attorno ai bordi delle fumarole). Consistono di depositi di Na, K, Mg, solfati e alidi. Come quelli del primo gruppo, questi depositi non sopravvivono al raffreddamento della grotta.
    3. La dissoluzioni di minerali di solfati e di silicati da parte di acque meteoriche porat ioni Si, Fe. Al, Ca, Mg in soluzione. Questi si depositano in opale, ossidi/idrossidi di ferro e alluminio, o silicati, gesso, ed altri solfati. Queste formazioni restano permanentemente.
    4. Ci possono essere depositi di speleotemi di calcite/aragonite, legati ai processi di diffusione della CO2. Richiedono acque sature si calcio e/o magnesio percio` la presenza di questi elementi oltre a un suolo vegetale.
    5. Formazioni di origine biogenetica, legata al silicio (coralloidi ed eccentriche di silicio), e meccaniasmi biogenetici comuni alle altre cavita` (guano).
    6. Infine la slodificazione dell'acqua che penetra tra le fessure puo` formare depositi di ghiaccio.

    marco corvi - Mon Aug 25 06:40:21 2008
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