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Studi Trent. Sci. Nat., Acta Geol., 82 (2005): 123-150
© Museo Tridentino di Scienze Naturali, Trento 2007
ISSN 0392-0534
Idrochimica delle acque ipogee in Trentino: specie, variabilità stagionale, gradiente
altitudinale e implicazioni per gli studi climatico-ambientali da speleotemi
Andrea BORSATO1*, Renza MIORANDI1, Flavio CORRADINI2 & Silvia FRISIA1
1
Sezione di Geologia, Museo Tridentino di Scienze Naturali, Via Calepina 14, 38100 Trento, Italia
Dipartimento Valorizzazione delle Risorse Naturali, Istituto Agrario di San Michele all’Adige, Via Mach 1, 38010 San
Michele all’Adige (TN), Italia
*
E-mail dell’Autore per la corrispondenza: [email protected]
2
RIASSUNTO - Idrochimica delle acque ipogee in Trentino: specie, variabilità stagionale, gradiente altitudinale e
implicazioni per gli studi climatico-ambientali da speleotemi - L’analisi chimico-fisica di 235 campioni di acque
ipogee raccolte durante un programma di monitoraggio biennale in 11 grotte del Trentino ubicate a differenti quote
(tra 225 e 2310 m s.l.m.) ha permesso di stabilire quanto segue. 1) La variabilità di portata e il chimismo delle acque
è funzione di paramenti climatici e meteorologici, fattori ambientali – quali altitudine, latitudine, esposizione del
versante, attività del suolo e copertura vegetazionale – e fattori geologici – quali litologia, porosità e spessore della
roccia al di sopra della cavità. 2) I due litotipi più frequenti interessati dal carsismo, la Dolomia Principale e i Calcari
Grigi, si comportano in maniera analoga nei confronti della dissoluzione. 3) La concentrazione di HCO3- e Ca2++ Mg2
è inversamente correlata con la quota di infiltrazione, a causa della maggior concentrazione di CO2 nei suoli alle basse
quote. Ne deriva che la saturazione rispetto alla calcite diminuisce linearmente di 0,515 al km, e alla quota di ca. 1575
m si raggiunge la saturazione. 4) Esiste un gradiente latitudiale S-N e uno altitudinale nella concentrazione di elementi
in traccia derivati da aerosol atmosferici (SO42-, Cl-, K+ e Na+), per cui la concentrazione di tali specie diminuisce verso
settentrione e alle quote più elevate. Questo fenomeno è connesso sia alle traiettorie delle masse d’aria, sia all’altezza
del boundary layer atmosferico. 5) Oltre l’80% del solfato nelle acque ipogee è di derivazione meteorica, risulta
legato alle emissioni da attività antropiche e viene rilasciato dai suoli agli acquiferi carsici nei decenni che seguono il
picco delle emissioni. 6) N-NO3-, unico elemento la cui concentrazione non è influenzata da altitudine e stagionalità,
è di origine locale ed è legato alle emissioni riferibili al traffico automobilistico, ai combustibili fossili, e all’uso di
fertilizzanti e mangimi in agricoltura e zootecnica.
SUMMARY - Hydrochemistry of hypogean waters in Trentino: species, seasonal variability, altitudinal gradient
and implications for environmental and climate studies from speleothems - The analysis of 235 cave water samples
collected during a two year monitoring program, from 11 caves located in Trentino at different elevation (from 225 to
2310 m a.s.l.), revealed the followings. 1) Discharge and chemical variability of cave waters depend by the interaction
of meteorological and climate parameters, environmental factors such as elevation, latitude, soil activity and vegetation
cover, geological properties such as lithology, porosity and thickness of the aquifer. 2) The most common karstic
lithotypes, the Dolomia Principale dolomites and the Calcari Grigi limestones, display the same behaviour with respect
to the dissolution. 3) The concentration of HCO3-, Ca2++ Mg2 shows negative correlations with the altitude of water
infiltration, in relationship with the higher soil pCO2 at low altitudes. Consequently, there is a linear decrease of cave
water calcite saturation of 0.515 each km and at infiltration elevation of ca. 1575 m the saturation is reached. 4) The
concentration of SO42-, Cl-, K+ and Na+, species derived from the atmospheric aerosols, decreases from S to N and
with increasing elevation due to the air masses trajectories and to the height of the boundary layer. 5) Around 85% of
SO42- and K+ are of anthropogenic origin, by contrast Cl- and Na+ derive from marine aerosols. Thus, the geographic
distribution of these elements indicates their provenance from southern trajectories which travel over the Mediterranean
and the Po Plain. 6) The provenance of NO3-, the only ion not correlated to latitude and elevation, is related to local
emissions connected to the burn of fossil oils in road transport and domestic heating, and to fertilizers and fodders in
agriculture and zootechny. The present study has important implications for climate and environmental reconstructions
from cave deposits (speleothems) and demonstrates that the understanding of cave hydrology is the basis for any
interpretation of proxy data extracted from these archives.
Parole chiave: idrochimica, acque ipogee, precipitazione di calcite, Trentino
Key words: hydrochemistry, cave waters, calcite precipitation, Trentino
124
Borsato et al.
1.
INTRODUZIONE
Idrochimica delle acque ipogee in Trentino
Lo studio idrochimico delle acque ipogee in
Trentino, eccettuati limitati studi parziali, risale sostanzialmente agli ultimi 15 anni (Celi 1995; Borsato
1995, 1996, 1997; Borsato et al. 2000; Fairchild et al.
2000), mentre sono più numerosi gli studi di acquiferi
e sorgenti carsiche (Venzo 1959; Fuganti 1973; Fuganti
et al. 1994; Fuganti & Defrancesco 1997; Borsato et
al. 2000; Borsato 2001; Laveder 2005).
Nel quadro del progetto AQUAPAST, finalizzato alla ricostruzione dei cambiamenti climatici in
Trentino attraverso lo studio di concrezioni di grotta,
è stato condotto un programma di monitoraggio della
geochimica delle acque di percolazione in cavità trentine dove il concrezionamento, sia attivo che fossile, è
adatto allo studio della variabilità climatica.
Sono state analizzate sia acque di gocciolamento
(drip) veloce, quali stillicidi e concrezioni a festoni,
sia di gocciolamenti lenti quali stalattiti a cono e a cannuccia. In alcune cavità, per confronto con le acque
di percolazione, si sono analizzate anche le acque di
vaschette concrezionali e di scorrimento veloce (torrenti ipogei) e le acque di fondo (sifoni). Per completare la distribuzione spaziale e altitudinale delle cavità,
si sono incluse in questa analisi anche le acque delle
grotte Calgeron, Cesare Battisti, Antro della Roda,
Gana del Dosson e Torrione di Vallesinella (Borsato
1995, 1996; Borsato et al. 2000), i cui campionamenti
e analisi sono stati eseguiti in maniera conforme al
presente studio.
Pertanto, gli obiettivi della ricerca si possono sintetizzare nei seguenti punti: i) conoscere la variabilità
spaziale e altitudinale dei parametri analizzati, anche
in relazione a litologia e struttura dell’acquifero; ii)
esaminare la variabilità stagionale dei parametri in
funzione della fusione della neve, della distribuzione
della piovosità paziale e del ciclo annuale del CO2; iii)
studiare le cause delle fluttuazioni in funzione della diversa tipologia e portata delle acque; iv) comprendere
i meccanismi e le cinetiche di dissoluzione e concrezionamento negli acquiferi analizzati.
1.1.
Inquadramento geografico e geologico
Le grotte studiate si aprono a diverse quote, da 225
m s.l.m. fin oltre il limite della vegetazione arborea (>
1900 m s.l.m.), e si sviluppano sostanzialmente nella
Dolomia Prinipale e nei Calcari Grigi (Tab. 1, Fig. 1).
La Dolomia Principale (Carnico sup. - Retico) consiste in dolomie da pure a calciche organizzate in strati e
banchi da 50 cm fin quasi a 3 metri di spessore. Nell’area
in esame la formazione ha uno spessore che varia da circa 1000 metri, nella zona del Brenta centrale, a 850-900
metri, sulla Paganella. Nelle Dolomiti di Brenta sono
riconoscibili tre membri (Frisia 1991, 1994).
1. Il membro peritidale inferiore (circa 300 metri di
spessore), caratterizzato da cicli peritidali in cui
predominano bindstone stromatolitici e rudstone
a oncoidi, costituiti da predominante dolomicrite debolmente calcica, euedrale, in cristalli da 4
a 10 μm di diametro, dolomite subeuedrale, in
Tab. 1 - Caratteristiche salienti delle grotte considerate. 1. Temperatura dell’aria riferita alla parte interna della grotta; 2.
calcare parzialmente dolomitizzato; 3. marmo parzialmente dolomitizzato.
Tab. 1 - Main characteristics of the studied caves. 1. Air temperature in the inner part of the cave; 2. partially dolomitized
limestone; 3. partially dolomitized marble.
Grotta
Quota
Bus del Diaol
Grotta dalla Bigonda
Grotta del Calgeron
Bus de la Spia
Grotta Paroi
Grotta Castel Tesino
Cogola di Giazzera
Grotta d’Ernesto
Pozzo di Val del Parol
Grotta Cesare Battisti
Grotta di Aladino
Antro della Roda
Torrione di Vallesinella
m
s.l.m.
225
370
450
625
680
955
1025
1175
1585
1880
1975
2045
2320
Temp.
Precipitazioni
(1)
°C
mm anno-1
11,1
8,7
7,6
9,4
7,3
7,4
8,1
6,6
5,1
3,8
6,9
3,0
2,1
845 ±197
1313 ±274
1313 ±274
1255 ±218
1168 ±242
1165 ±248
1163 ±272
1086 ±304
1134 ±276
1371 ±268
1189 ±276
1371 ±268
1432 ±224
Litotipo
Vegetazione
Calcari Grigi
Dolomia Principale
Dolomia Principale
Calcari Grigi
Calcari Grigi
Calcari Grigi
Calcari Grigi + dol (2)
Calcari Grigi + dol (2)
Calcari Grigi
Calcari Grigi
Calcare di Esino (3)
Calcari Grigi
Dolomia Principale
Lecceta residuale
Orno-ostrieto
Orno-ostrieto
Faggeta
Pineta
Faggeta, pecceta
Pecceta-faggeta
Faggeta, pecceta
Pascolo montano e mugheta
Mugheta e formazioni erbacee
Alneto, mugheta e formazioni erbacee
Mugheta
Discontinua con erbe pioniere
125
3.
Fig. 1 - Posizione delle grotte studiate nella Provincia di
Trento. Sono anche evidenziate le stazioni di Andalo (A) e
Campo Carlo Magno (C) utilizzate per il campionamento
delle acque meteoriche (da Borsato et al. 2000).
Fig. 1 - Location map of the studied caves. A and C indicate
the meteoric water sampling stations at Andalo and Campo
Carlo Magno (from Borsato et al. 2000).
2.
cristalli mediamente di circa 100 μm di diametro,
calcica, e dolosparite. I cristalli di dolomite sono
tutti contraddistinti da microstrutture che denotano un grado d’ordine non perfetto. Sono, quindi,
termodinamicamente più instabili rispetto alla dolomite ideale e stechiometrica, che non ha microstrutture (Frisia & Wenk 1993; Wenk et al. 1993).
Inoltre, presentano differenze nelle dimensioni dei
cristalli che costituiscono la roccia, la quale così
diventa termodinamicamente instabile rispetto a
una roccia con cristalli delle stesse dimensioni.
Il membro subtidale (circa 400 m di spessore)
in cui predominano banchi subtidali ad alghe
Dasycladaceae, gasteropodi e lamellibranchi.
Consiste soprattuto in cristalli di dolomite subeuedrale e calcica caratterizzata da una pervasiva
microstruttura modulata. È il litotipo più vacuolare
– dove i vuoti sono concentrati nei bioclasti dissolti
e tra grandi cristalli di dolomite euedrale. Spesso i
pori non sono interconnessi, almeno apparentemente, e la migliore interconnessione tra i vacuoli si ha
in corrispondenza di reticoli di fratture e microfratture. Alcuni orizzonti verdastri, probabilmente
dovuti a fenomeni subtidali, contengono silicati di
origine vulcanica. Orizzonti rossastri, invece, sono
spesso caratterizzati da dissoluzione della dolomite
e sua sostituzione da parte di cristalli di calcite di
grandi dimensioni, talora con aspetto pseudo-brecciato, legato ad alterazione idrotermale.
Il membro peritidale superiore (circa 300 metri di
spessore), molto simile come caratteristiche chimiche e tessiturali al membro inferiore. Oncoidi e
laminazioni algali sono spesso associati a piccoli
noduli di apatite (Frisia 1991).
L’erosione della Dolomia Principale avviene sia
per dissoluzione carsica che per disgregazione. La
coesione tra i piccoli cristalli euedrali degli intervalli
peritidali è molto bassa, in quanto le facce dei cristalli
sono piane. L’azione dell’acqua corrente libera questi
piccoli cristalli che formano depositi di limo e sabbia.
La dissoluzione è favorita dalla composizione debolmente calcica della dolomia e dalla presenza di difetti
cristallini.
I Calcari Grigi (Hettangiano-Pleinsbachiano) sono
costituiti da calcari quasi puri, ben stratificati, con intercalazioni marnose e argilloso-carboniose nella parte più
alta. La formazione ha spessori variabili da un massimo
di oltre 700 m nelle Dolomiti di Brenta, fino a meno
di 200 metri nel Trentino orientale. La formazione dei
Calcari Grigi della Piattaforma di Trento è divisibile in
3 membri (Bosellini & Broglio-Loriga 1971).
1. Il membro inferiore è caratterizzato da cicli peritidali. L’intervallo sopratidale consiste di calcari e
calcari marnosi spesso separati da croste rossastre
ricche in ossidi e idrossidi di Fe-Mn o veli argillosi, e breccioline con matrice rossastra. I sedimenti
rossastri contengono di solito un’associazione
calcite + illite +ematite e/o goethite ± quarzo ±
clorite. L’intervallo intertidale è composto da
bindstone stromatolitici e mudstone-wackestone,
mentre l’intervallo subtidale consiste di wakestone
bioclastici. Nei bindstone stromatolitici i cristalli
sono molto piccoli, da 4 a 10 μm in diametro,
spesso subeuedrali. I cementi sono di calcite da
subeuedrale a anedrale (spar). I difetti microstrutturali sono soprattutto dislocazioni.
2. Il membro medio consiste di grainstone oolitici
subtidali in strati regolari da 0,2 a 2 m di spessore.
I cristalli che lo compongono sono subeuedrali o
anedrali e creano un mosaico di calcite piuttosto
compatto.
3. Il membro di Rotzo, prevalentemente subtidale,
è costituito da grainstone oolitici e bioclastici,
presenti soprattutto alla base del membro, wackestone e packstone bioclastici, wackestone a peloidi, floatstone a Lithiotis, mudstone e wackestone
marnosi, e marne scure. Le particolarità tessiturali
e microstrutturali sono simili a quelle degli altri
due membri.
I Calcari Grigi sono erosi soprattutto per dissoluzione carsica. La bioerosione a opera di licheni è anche
molto importante.
Una sola cavità, la Grotta di Aladino, si sviluppa nella Formazione di Esino (Ladinico superiore – Carnico
inferiore), che è costituita da calcari dolomitici a stratificazione indistinta o massiccia, ricristallizzati per
126
Borsato et al.
metamorfismo di contatto da parte del vicino Plutone
dell’Adamello.
2.
MATERIALI E METODI
La campagna di prelievi è stata eseguita nel periodo
compreso tra settembre 2001 e gennaio 2004. Nelle
grotte del Bus della Spia, Bus del Diaol e Giazzera i
prelievi sono stati svolti con cadenza mensile, mentre
nella grotta della Bigonda i campioni sono stati raccolti, compatibilmente con le condizioni idriche, con
cadenza stagionale. Nelle restanti cavità i prelievi per
le analisi chimiche sono state svolte solo occasionalmente, per lo più una volta l’anno.
L’acqua di stillicidi e stalattiti è stata generalmente
raccolta nell’arco di poche ore, durante i sopralluoghi
alle cavità. Dove, però, la portata era minima l’acqua
analizzata veniva accumulata in boccette lasciate in
loco per il tempo di un mese. Questa metodologia di
raccolta è stata adottata per i punti Bus del Diaol A e
Giazzera A e B.
Le misure di temperatura sono state rilevate in
loco in occasione dei prelievi per le analisi chimiche
e sono state effettuate tramite sonda WTW TetraCon
325 a doppio sensore di temperatura e conducibilità
elettrica.
Prelievi, trasporto, conservazione e analisi di laboratorio dei campioni d’acqua sono stati eseguiti
facendo riferimento a indicazioni e metodi standard
per acque naturali (Tartari & Mosello 1997; APHA
1998; APAT & IRSA-CNR 2004). In particolare, sono
state determinate in laboratorio le seguenti variabili: conducibilità elettrica specifica a 20 °C, pH a 20
°C, alcalinità, azoto nitrico (cromatografia ionica) e
ammonico, fosforo reattivo solubile (P-PO4), fosforo
totale (P tot), silice reattiva, anioni bicarbonato, solfato
e cloruro, cationi metallici di base (calcio, magnesio,
sodio e potassio (per cromatografia ionica), ioni bario
e stronzio. La filtrazione dei campioni è stata effettuata con filtri Millipore 0,45 µm. Le tecniche analitiche
adottate e la strumentazione utilizzata sono descritte in
dettaglio in Corradini & Boscaini (2006), salvo per gli
ioni Sr e Ba, che sono stati dosati per spettrometria di
emissione al plasma con uno strumento Perkin Elmer
ICP-OES 3300DV, usando ittrio come standard interno. Il controllo dell’accuratezza dei risultati analitici è
stato perseguito con vari accorgimenti: l’inserimento
di campioni di riferimento in ogni serie di determinazioni; l’adozione di relative carte di controllo; l’uso
di materiali certificati (NIST); la partecipazione a test
ring di intercalibrazione su acque naturali; la valutazione della consistenza interna dei dati tramite l’uso
di bilanci ionici; l’uso di bianchi di controllo lungo
l’intera filiera di prelievo, trasporto e analisi.
I parametri termodinamici, incluso l’indice di saturazione della calcite definito come il logaritmo del
prodotto di attività ionica diviso per il prodotto di
solubilità (SIcc= log IAP/Ks), e la pressione parziale
di CO2 in equilibrio con il fluido, espresso come logaritmo negativo della pCO2, sono stati calcolati con
il programma PHREEQC (Pakurst & Appelo 1999)
tenendo conto del pH e della temperatura al momento
del campionamento.
3.
DESCRIZIONE CAVITÀ E PUNTI
DI CAMPIONAMENTO
Le caratteristiche principali delle cavità studiate e
dei punti di campionamento sono descritte di seguito e
riassunte nella tabella 1.
3.1.
Grotta Aladino
La grotta di Aladino, situata a quota 1955 metri
sotto il Lago di Casinei in Val Daone, ha un andamento sub-orizzontale su tre livelli, con uno sviluppo
planimetrico di 700 m e una profondità di 340 m. I 7
ingressi della cavità confluiscono sul ramo principale presso un’ampia sala di crollo e costituiscono gli
antichi inghiottitoi dell’affluente del Lago Casinei.
Questo ha un percorso aereo di soli 700 m, dopo di
che sparisce nel sottosuolo in un inghiottitoio posto a
monte della grotta; le sue acque intercettano la galleria
principale in più punti e chiudono la grotta presso il
sifone terminale connesso con la grotta-sorgente del
Fontanone in Val Redoten (Rivadossi 1995).
I livelli fossili della grotta si presentano per lo più
asciutti, ma in periodo di disgelo sono interessati da
abbondanti stillicidi e da ruscellamento con presenza di pozze alla base dei salti verticali. Una corrente
d’aria è sempre percepibile, tranne in prossimità del
sifone terminale. Il primo tratto di grotta, fino a -220
m, ha pochissime concrezioni, ma da questa profondità i due livelli fossili sono ampiamente decorati. Le
concrezioni sono in prevalenza attive e costituite da
calcite chiara che assume diverse forme: stalattiti a
cono, a cannuccia o dalle forme a lama, stalagmiti a
cono, colate parietali che terminano in formazioni a
medusa o mammellonari, vaschette su colata, pisoliti.
Nel tratto terminale predominano le colate calcitiche
digradanti lungo la spaccatura che scende verso il
ramo attivo dove scorre il torrente.
Il torrente ipogeo ha un’alta variazione stagionale
sia di portata che di temperatura. Quest’ultima varia
da un minimo di 1,16 °C a maggio a un massimo di
10,38 °C tra luglio e settembre (Miorandi et al. 2007),
e in estate causa un sensibile innalzamento anche nelle
temperature dell’aria in grotta e dell’acqua di percolazione. Ad esempio, in occasione del sopralluogo effettuato nel settembre 2001 l’acqua del torrente ipogeo
era di 9,9 °C; la temperatura del punto di campionamento E, il più vicino al torrente, era di poco più bassa
127
cessi paragenetici di crollo e circolazione di acqua a
pelo libero (Bini et al. 1991). Il concrezionamento
attuale è raro. Sono più comuni le concrezioni fossili, di età comprese tra 100.000 e >500.000 anni, che
si rinvengono fin nelle parti più profonde della grotta
(Borsato et al. 2005).
La grotta è caratterizzata da circolazione d’aria a
tubo di vento (Borsato 2003) e soltanto nei rami laterali si registrano temperature costanti intorno ai 3,5
°C. La circolazione idrica attuale è molto esigua e gli
unici stillicidi e ruscellamenti perenni sono situati nei
rami alti con portate medie valutate intorno a 0,1-0,5
L min-1.
I punti di campionamento ipogei (Cripta, Corridoio
delle Campanelle) si sviluppano a profondità comprese tra 20 e 50 m dalla superficie, la cui copertura vegetale è rappresentata da estese chiazze di pini mughi
associati a erica e rododendri.
3.3.
Fig. 2 - Grotta di Aladino, concrezione a drappeggio – punto
di campionamento “D”.
Fig. 2 - Grotta di Aladino, drapery – sampling point “D”.
e misurava 8,2 °C, mentre quella dei punti A e B, più
distanti, misuravano solo 5,1 °C.
I punti di campionamento selezionati sono ubicati lungo la galleria terminale tra le quote -250 e -320
m dall’ingresso: A. il torrente ipogeo nel suo tratto
iniziale, B. uno stillicidio proveniente da una piccola
stalattite a cono attiva alimentata da una colata, C. una
vaschetta concrezionante attiva con presenza di diverse
pisoliti, D. una colata concrezionante attiva a più terminazioni della portata di 1 goccia al secondo ognuna
(Fig. 2), E. una pozzetta alimentata da una colata attiva
e F. un’altra colata attiva a otto terminazioni.
3.2.
Grotta Cesare Battisti
La Grotta Cesare Battisti ha 7 differenti ingressi
che si aprono tra le quote 1880 e 1698 m alla sommità della Paganella (Borsato 1995). La cavità si sviluppa per ca. 2,4 km all’interno dei Calcari Grigi e
presenta una complessa geometria freatica sviluppata nelle tre dimensioni, derivata da una speleogenesi
singenetica da zona satura, legata alle fasi iniziali
di sollevamento del massiccio nel Miocene mediosuperiore ed evoluta successivamente mediante pro-
Grotta della Bionda
La grotta si apre in Valsugana a quota 470 m sul
fianco N dell’Altopiano dei Sette Comuni e si sviluppa
al suo interno per oltre 26 km (Gruppo Grotte SAT
Selva 2004). È una grotta ad andamento prevalentemente sub-orizzontale con zone labirintiche e tratti ad
anello sviluppati su più livelli collegati da profonde
diaclasi.
La cavità, che fino al Pliocene fungeva da drenaggio preferenziale dell’intero Altipiano di Asiago, si
sviluppa in prossimità del livello freatico locale ed è
contraddistinta da oltre 33 sifoni interni. Durante la
fusione delle neve e le forti precipitazioni la falda risale di diverse decine di metri allagando lunghi tratti
di gallerie. Durante i picchi di piena l’acqua fuoriesce
per diverse ore dall’ingresso con portate fino a 20 m3
s-1 (Galvagni 1967). Vista l’idrologia estremamente
attiva, il concrezionamento attuale e fossile è molto
limitato, e si concentra soprattutto nei rami più prossimi all’ingresso e meno interessati dalla circolazione
idrica.
L’infiltrazione d’acqua dalla sommità dell’altopiano che si sviluppa intorno ai 1800 m di quota provoca
un raffreddamento continuo del sistema. Il Ramo del
Grillo, dove è stato svolto il monitoraggio, essendo vicino all’ingresso, è invece influenzato dalle temperature esterne e mostra una temperatura media di 8,7 ±0,9
°C, con punte minime di 6,7 °C in febbraio e massime
di 10,8 °C in settembre.
I tre punti di campionamento sono collocati nel
Ramo del Grillo o nelle sue immediate vicinanze: A.
gocciolamento veloce a rivoletto continuo derivante
da una grosso drappeggio stalagmitico; B. vaschetta
concrezionante alimentata da un gruppo di stalattiti
a cannuccia poste al di sopra di una colata inclinata;
C. acqua di stillicidio di un grosso festone stalattitico
spezzato (Fig. 3).
128
Borsato et al.
1956). All’interno della cavità sono presenti anche 4
sorgenti, di cui 3 con portata anche superiore ai 10 L s-1
e una con portata variabile tra 0,5 e 3 L s-1. Nella Sala
delle Vasche e in vari camini nel tratto il VII Laghetto
e il Lago Pasa sono presenti anche diversi stillicidi.
Nelle parti interne della cavità la temperatura dell’acqua di percolazione è pressoché costante tutto l’anno
con valori di 7,5 ±0,2 °C.
La vicinanza con la zona satura e le vicende connesse alle varie deglaciazioni hanno cancellato gran
parte delle concrezioni. Le concrezioni macrocristalline presenti sono quasi tutte attive, rappresentate per
la maggior parte da piccole stalattiti a cono e stalagmiti alte fino 20-30 cm. All’interno della grotta sono
presenti anche due colate di tufo calcareo di ampie
dimensioni. La prima, che si trova nel tratto iniziale
poco prima del Laghetto Marighetti, è prevalentemente fossile, mentre la seconda, collocata nella Sala delle
Vasche, è tuttora attiva.
I 4 punti monitorati nel periodo agosto 1993 - ottobre 1994 riguardano 2 stillicidi permanenti collocati
nella Sala delle Vasche, uno stillicidio temporaneo
posto a monte del 7° laghetto e una delle 3 sorgenti
perenni che si trova a monte del 13° laghetto, la cui
acqua corrode il substrato dolomitico (Borsato 1996).
3.5.
Fig. 3 - Grotta della Bigonda, gruppo stalattitico – punto di
campionamento “C”.
Fig. 3 - Grotta della Bigonda, group of stalactites – sampling
point “C”.
3.4.
Grotta del Calgeron
La cavità, che si apre sul versante meridionale della
Valsugana a circa 200 metri dal fondovalle, consiste in
una serie di ampie gallerie ad andamento sub-orizzontale o lievemente inclinato, che si sviluppano interamente all’interno del membro subtidale della Dolomia
Principale.
La complessa morfologia è determinata dalla sovrapposizione di iniziali morfologie singenetiche e
paragenetiche a più modesti fenomeni di approfondimento a pelo libero, evidenti soprattutto nei rami
iniziali. L’andamento verticale della cavità, che si
approfondisce progressivamente verso l’interno dell’altipiano con tipico andamento a denti di sega, è
in accordo con un’antica cavità di tipo valchiusiano
(Borsato 1995).
L’idrologia attuale della grotta è caratterizzata da
acque con portate e provenienza diverse, che alimentano una serie di laghetti (oltre 30) e sifoni, sia stagionali che perenni. La cavità termina in corrispondenza
di uno di questi sifoni che è soggetto a oscillazioni di
livello di alcune decine di metri (Conci & Galvagni
Grotta di Castello Tesino
La Grotta di Castello Tesino, che si apre a quota
760 m s.l.m. nella Valle del Senaiga, ha un andamento
prevalentemente orizzontale con una galleria principale su cui si innestano alcuni brevi rami laterali con
circuiti ad anello spesso dislocati su livelli differenti,
per uno sviluppo complessivo è di circa 400 m (Conci
& Galvagni 1954).
L’ingresso naturale della grotta introduce in una
galleria in discesa, spesso allagata dalle acque del
Torrente Senaiga (I sifone), la quale attualmente viene
aggirata grazie a un accesso artificiale che immette
sulla volta della Caverna dei Pastori, l’ambiente più
ampio di tutta la grotta con dimensioni di 15 x 10 m e
altezza di 25 m. All’interno della cavità sono presenti,
oltre ai numerosi specchi d’acqua e stillicidi, anche 4
sifoni, di cui l’ultimo costituisce il termine della galleria aerea. Da questo sifone terminale ha origine il
Torrente Ignoto, che dopo un brevissimo percorso nel
tratto più interno della galleria principale sparisce in
un inghiottitoio tra massi di crollo per riaffiorare alla
risorgenza della Grotta dell’Acqua Nera (Conci &
Galvagni 1954).
Lungo l’intero percorso la grotta è ornata da molteplici concrezioni soprattutto festoni stalattitici a medusa, stalattiti a lama e a cono, ampie colate e numerose
stalagmiti e colonne.
I punti campionati sono: A. l’acqua del laghetto
dopo il Passo della Signorina; B. lo stillicidio a rivoletto continuo da una grossa stalattite a pigna; C. l’acqua
129
di una delle stalattiti di una grossa colata a più terminazioni; D. il Torrente Ignoto la cui portata, durante le
visite di novembre 2001 e luglio 2003, è stata stimata
tra 70 e 100 L s-1.
3.6.
Bus del Diaol
La grotta, che si apre a quota 225 m sopra l’abitato
di Patone nella Bassa Valle del Sarca, è costituita da
un’unica ampia galleria alta e larga da 3 a oltre 10 m
con complessivo andamento sub-orizzontale, che termina in un sifone ostruito da depositi sabbiosi (Conci
& Tamanini 1951; Ischia et. al. 1977). La morfologia
erosiva della galleria con scallop e cupole di volta, e
il suo andamento altimetrico a denti di sega testimoniano un’origine singenetica, da sorgente valchiusiana
evoluta nella zona freatica profonda (Fig. 4).
All’interno della grotta, che si sviluppa nella formazione dei Calcari Grigi, sono presenti 5 sifoni, di
cui il I e il II possono allagarsi in occasione di periodi
con piogge abbondanti e prolungate, mentre il III e
quello terminale sono asciutti ma riempiti di sabbia.
Lungo la prima metà del percorso si incontrano
due sorgenti a portata variabile che in periodi particolarmente piovosi possono dare origine a piccoli corsi
d’acqua; in particolare, la seconda sorgente (Fig. 5)
può mobilitare la sabbia del III sifone fino a ostruirlo.
Oltre questo sifone non si rinvengono altri arrivi d’acqua importanti, ma vi sono limitati stillicidi che danno
origine alle poche concrezioni della grotta. Si possono
distinguere 2 cicli di concrezionamento: uno antico,
precedente l’ultima glaciazione, testimoniato da concrezioni massicce spesso erose e incise da scallop, e
uno recente dell’Olocene, in forma di colate, drappeggi, festoni, stalattiti a cono, ed edifici stalagmitici
(Ischia 1977; Borsato 1995).
I due punti di campionamento sono ubicati nella
zona appena precedente il III sifone: A. uno stillicidio
veloce che alimenta una colata su blocchi di frana; B.
Fig. 4 - Sezione parziale del Bus del Diaol (modificato
da Ischia et al. 1977) con la posizione dei punti di
campionamento.
Fig. 4 - Partial cross section of Bus del Diaol (modified after
Ischia et al. 1977) with the water sampling points.
Fig. 5 - Bus del Diaol, vaschetta alimentata da sorgente
– punto di campionamento “B”.
Fig. 5 - Bus del Diaol, small pool fed by a spring – sampling
point “B”.
la sorgente che forma un’ampia colata calcitica che
scende dalla parete e riveste buona parte del pavimento
in direzione del III sifone.
3.7.
Cogola Grande di Giazzera
La Cogola Grande di Giazzera si apre a quota 1025
metri sulle pendici sud-occidentali del Monte Pasubio
e fa parte di un insieme di 7 piccole cavità collocate
all’incirca alla stessa quota in un raggio di 80 m. La
grotta, che si sviluppa nella formazione dei Calcari
Grigi, prende inizio da un’ampia caverna di 30 x 20 m
sul cui fondo parte uno basso laminatoio lungo 20 m
che conduce alla sala terminale posta a una profondità
di 30 metri rispetto al piano di campagna esposto a
meridione (Fig. 6). Questa sala, ampiamente concrezionata, è posizionata ortogonalmente rispetto al primo tratto della grotta ed è impostata su un’evidente
frattura connessa al rilascio tensionale del versante.
La grotta è interessata da diversi stillicidi di modesta portata che alimentano piccole vaschette nelle quali
si formano periodicamente cristalli di calcite flottante.
Nella sala terminale, che presenta una temperatura
pressoché costante tutto l’anno con valori di 8,1 ±0,05
130
Borsato et al.
Fig. 6 - Sezione della Cogola di Giazzera (rilievo MTSN,
2005) con la posizione dei punti di campionamento.
Fig. 6 - Cross section of Cogola di Giazzera (MTSN map,
2005) showing the water sampling points.
°C (Miorandi et al. 2007), alcuni dei punti durante
l’estate riducono il gocciolamento senza però prosciugarsi. Nel lato SO della sala terminale sono presenti
numerose colonne e stalagmiti a candela, molte delle
quali giacciono spezzate e riconcrezionate sul pavimento. Fenomeni di crollo recenti dovuti a distacchi
dalla volta sono evidenti anche nella parte NE.
I punti di campionamento sono due stillicidi della sala terminale. Il punto A è una piccola stalattite
perenne a cannuccia con una minima variazione annuale nel gocciolamento che alimenta una stalagmite
a cono; l’acqua veniva raccolta in un piccolo recipiente tramite un imbuto e un tubicino (Fig. 7), che
durante il periodo di monitoraggio era soggetto alla
formazione di una patina di calcite. Il punto B è uno
stillicidio che in periodi particolarmente siccitosi si
può seccare; l’acqua veniva raccolta direttamente in
una boccetta di grandi dimensioni che evitava la precipitazione di calcite.
3.8.
Grotta Paroi
La Grotta Paroi fa parte del complesso carsico
delle Moline, un insieme di 4 grotte (Sorgente Paroi,
Bus del Carpen, Grotta Paroi, Grotta Riempita) che si
sviluppano per 560 m complessivi (Ischia 1991) nella
formazione dei Calcari Grigi costituita da banchi a
stratificazione metrica a giacitura subverticale inseriti
nel contesto di un’ampia piega a ginocchio.
La cavità è costituita da un meandro ascendente con
morfologia prevalentemente singenetica, una tipica sezione a fuso verticale e limitate modificazioni vadose
lungo alcuni dei tratti ascendenti.
La grotta è la continuazione naturale della Sorgente
Paroi (quota 631 m), una sorgente valchiusiana temporanea che si attiva solamente a seguito di forti precipitazioni. Durante le prime fasi della piena si attivano
Fig. 7 - Cogola di Giazzera, stalattite a cannuccia – punto di
campionamento “A”.
Fig. 7 - Cogola di Giazzera, soda straw – sampling point
“A”.
pure i due ingressi artificiali della Grotta Paroi e il vicino Bus del Carpen (quota ingresso 670 m) terminante
anch’esso con un sifone il cui livello statico è ubicato
alla stessa quota (635 m) del sifone della Sorgente
Paroi (Ischia 1991). La portata complessiva, durante le
piene, supera i 2 m3 s-1, mentre nei mesi estivi la cavità
resta asciutta e l’acqua filtra dal detrito alla base della
parete a quota 595 m.
La grotta è ornata da diverse concrezioni, presenti
sopratutto nella parte terminale dove si distinguono 2
cicli di concrezionamento: uno antico testimoniato da
crostoni fossili sul pavimento e colate massicce talora
dislocate da fenomeni neotettonici, e uno recente formato da concrezioni macrocristalline e di tufo calcareo
tuttora attive, che suturano le dislocazioni.
I punti di campionamento sono i seguenti: A. una
pozza concrezionante con fondo in sabbia alimentata
da stillicidio e collocata in prossimità del primo sifone
a quota 677 m; B. il ruscelletto della portata di circa
0,2 L s-1 che confluisce verso il secondo sifone e in
occasione di piene lo chiude; C. uno stillicidio proveniente da due stalattiti a cannuccia collocate nella
zona più alta della cavità; D. una piccola vaschetta
131
concrezionante formatasi su una colata sempre nel
tratto terminale della grotta.
3.9.
Bus de la Spia
Il Bus de la Spia, che si apre a quota 610 m alle
propaggini orientali del Gruppo di Brenta, consiste in
un’unica galleria singenetica con dimensioni medie di
3-5 m e andamento discendente, che si sviluppa quasi
del tutto lungo un piano di faglia che immerge verso
l’interno del versante (Fig. 8).
In tutta la cavità sono presenti numerose concrezioni sia fossili che attive, comuni soprattutto nel tratto
orizzontale, mentre il pavimento dello scivolo d’ingresso è ricoperto quasi completamente da una colata
di tufo calcareo sub-fossile (Borsato 1995, 1997).
La grotta, evoluta come emergenza valchiusiana,
alla profondità di -56 m raggiunge la falda freatica che
costituisce l’estremità di un imponente sifone esplorato per oltre 300 m con tecniche speleosubacquee
(Bombardelli 2004). Il livello del sifone è caratterizzato da oscillazioni plurimetriche cicliche con periodi
variabili da 3 a 12 ore (Borsato 2004) che condizionano
l’idrologia e il regime termo-igrometrico della grotta
espellendo aria durante la risalita di livello e aspirandola durante la discesa. Il sifone terminale è connesso
idrologicamente con la Sorgente dell’Acqua Santa,
che si apre a quota 477 m s.l.m. a 1200 m dall’ingresso
della cavità (Borsato 2004).
I tre punti di campionamento si sviluppano a una
profondità di 50 m circa: il punto D è costituito dal
sifone terminale la cui acqua ha sempre una temperatura più alta di quasi un grado rispetto all’acqua di
stillicidio e una conducibilità leggermente più bassa
Fig. 9 - Bus de la Spia, grossa stalattite di tufo calcareo
– punto di campionamento “A”.
Fig. 9 - Bus de la Spia, large calcareous tufa stalactite
– sampling point “A”.
(~40 µS cm-1). Il punto A è uno stillicidio veloce caratterizzato da tre arrivi d’acqua a rivolo continuo lungo
una grossa stalattite a pigna di tufo calcareo che resta
periodicamente sommersa al di sotto del livello del
sifone (Fig. 9). Il punto E è una piccola stalattite con
gocciolamento lento situata alla sommità dello scivolo
finale, al di sopra del limite massimo usuale di oscillazione del sifone terminale.
3.10. Grotta Torrione di Vallesinella
Fig. 8 - Rilievo del Bus de la Spia (modificato da Gruppo
Grotte Rovereto 2004) con la posizione dei punti di
campionamento.
Fig. 8 - Cross section of Bus de la Spia (modified after
Gruppo Grotte Rovereto 2004) showing the water sampling
points.
La grotta si apre a quota 2320 m sulla parete S del
Torrione di Vallesinella, a circa 40 m dalla base della
parete (Conci & Galvagni 1952). È costituita schematicamente da due diversi meandri ad andamento
sub-orizzontale interrotti da brevi pozzi convergenti
verso un ampio pozzo (Pozzo Gericke) che funge da
collettore di tutto il sistema ipogeo (Cancian 1968). I
meandri hanno dimensioni medie intorno ai 2 metri,
morfologie miste, con tratti singenetici alternati a tratti
con vistosa forra, e sono intersecati da pozzi e camini
alti da 5 fino a 40 m. Entrambi i meandri sono caratterizzati da alcune brevi strettoie e complessi anelli che
132
Borsato et al.
documentano un’originale evoluzione in zona satura.
Dalla base del Pozzo Gericke si diparte un meandro
più ampio che immerge seguendo la stratificazione
(Dolomia Principale) e termina in un’ampia sala di
crollo. Lo sviluppo complessivo della grotta è di 1 km
con un dislivello di 70 m.
Lungo il Ramo orientale due piccole sorgenti
(portata complessiva 0,2 L s-1) danno vita a un breve
corso d’acqua che si perde dopo un centinaio di metri,
mentre alla base del Pozzo Gericke alcuni stillicidi si
raccolgono in un ruscelletto che scompare tra i blocchi di frana del pavimento. La temperatura dell’acqua
nella parte interna varia da 1,5 a 1,9 °C; non è presente
alcuna concrezione calcitica.
I due punti di campionamento (estati 1998 e 1999)
sono uno stillicidio del Pozzo Gericke e il ruscelletto
lungo il collettore principale.
3.11. Abisso di Val Parol
La grotta si apre a 1600 m in Val del Parol, un’ampia valle glacio-carsica alle pendici NE del Monte
Altissimo di Nago (2079 m). La cavità, che ha una
profondità di -415 m e uno sviluppo di 2422 m (Bosich
1985), è costituita da una serie di pozzi alternati a brevi
meandri, ed è caratterizzata da alcuni livelli sub-orizzontali, tra cui il Ramo Fossile, che si sviluppano tra
120 e 180 m di profondità.
La grotta, scavata nel Calcare Oolitico di S.
Vigilio, e nei Calcari Grigi, presenta una temperatura
costante tutto l’anno con valori medi di 5,1 ±0,06 °C
(Miorandi et al. 2007). Di poco più bassa la temperatura dell’acqua (4,77 ±0,04 °C), quasi sempre presente nel ramo principale a partire dalla profondità di 60
m, che scende sotto forma di rivoli lungo le pareti dei
pozzi. L’acqua è assente solo da alcune diramazioni
secondarie come il Ramo Fossile, dove sono presenti
solo alcuni stillicidi e una piccola venuta d’acqua
perenne che scende dal soffitto dell’ultima sala e si
insinua tra i sassi di frana. Qui gli stillicidi alimentano delle concrezioni: stalattiti, veli stalattitici colate
e tozze stalagmiti bitorzolute solo parzialmente attive
e dalle svariate morfologie di calcite micro e macrocristallina.
Nel complesso, la grotta è mediamente concrezionata specialmente nei tratti orizzontali e alla base dei
pozzi. Alla base del P 56 si rinviene una colata di latte
di monte calcitico, intercalato a sottili livelli argillosi,
alimentata da diversi stillicidi con una portata stimata
di 0,05 L s-1.
I punti di campionamento sono ubicati alla profondità di 120 m. Il punto A raccoglie l’acqua di stillicidio
di alcuni festoni di concrezione tenera alla base del P
56. Il punto B è lo stillicidio proveniente da un gruppo di tre grosse stalattiti a cono che alimentano una
vaschetta con concrezioni da spruzzo nella sala finale
del Ramo Fossile (Fig. 10). Nella stessa sala si trova il
Fig. 10 - Abisso di Val del Parol, drappeggi con terminazioni
a stalattiti – punto di campionamento “B”.
Fig. 10 - Abisso di Val del Parol, draperies ending in
stalactites – sampling point “B”.
punto C, che raccoglie l’acqua di stillicidio di grosse
stalattiti a pigna.
4.
RISULTATI
La sintesi dei 206 risultati analitici effettuati tra il
2001 e il 2003 è riportata in tabella 2, mentre la tabella
3 riferisce le correlazioni complessive tra differenti
parametri chimico-fisici. Le elaborazioni dei grafici
successivi includono invece anche le 29 analisi delle
grotte Calgeron, Cesare Battisti, Antro della Roda,
Gana del Dosson e Torrione di Vallesinella (Borsato
1995, 1996; Borsato et al. 2000).
4.1.
Il sistema HCO3 - Ca - Mg
La distribuzione percentuale degli ioni maggiori,
espressi in meq L-1, è visualizzata in figura 11: si può
osservare come la quasi totalità della carica ionica
(97,4 ±1,2%) sia rappresentata da bicarbonato + calcio
+ magnesio. La maggior frequenza di HCO3- e Ca2+ +
Mg2+ si verifica nell’intervallo tra 2 e 4,5 meq L-1, come
anche rilevato dall’analisi statistica del chimismo delle
sorgenti su substrato carbonatico in Trentino (Borsato
et al. 2000, Laveder 2005).
Esaminando i principali cationi si possono evidenziare chiaramente le diverse litologie attraversate dalle acque di percolazione (Fig. 12): i punti
ipogei alimentati da acquiferi in Dolomia Principale
(Bigonda e Torrione di Vallesinella) sono distribuiti
lungo la linea di dissoluzione della dolomite (rap-
mg l-1
mg l-1
mg l-1
mg l-1
mg l-1
µg l-1
µg l-1
molare
cloruri (Cl-)
calcio (Ca++)
magnesio (Mg++)
sodio (Na+)
potassio (K+)
stronzio (Sr++)
bario (Ba++)
Mg/Ca
indice di saturazione
mg l-1
mg l-1
mg l-1
µg l-1
µg l-1
solfati (SO4=)
azoto nitrico
(N)
fosforo sol. reatt.
(P)
fosforo totale
(P)
silice reattiva
(SiO2)
bicarbonati
(HCO3-)
µg l-1
µS cm-1
conducibilità
elettrica (20 °C)
pH (20 °C)
°C
temperatura
-1
ml min
unità
portata
n° analisi
Parametro
A (torrente)
9,4
±0,8
54
±4
7,7
±0,02
290
±156
1,8
±0,4
2,5
±1,4
2,68
±0,41
34
±2
1,7
±0,1
0,40
±0,17
8,7
±0,65
1,7
±0,19
0,53
±0,09
0,37
±0,08
23
±13
4
±1
0,33
±0,01
-1,46
±0,03
2
B-C
5,0
±0,2
193
±1
8,3
±0,06
145
±37
2,1
±1,4
3,1
±1,5
3,72
±0,18
136
±2
2,6
±0,1
0,50
±0,07
24,8
±0,14
12,4
±0,13
0,49
±0,03
0,74
±0,01
33
±6
6
±2
0,82
±0,01
0,06
±0,06
20
4
D (colata)
7,9
±0,5
216
±4
8,3
±0,08
850
±156
1,5
±0,7
1,5
±0,7
2,82
±0,10
149
±2
2,4
±0,1
0,62
±0,40
40,7
±0,99
6,0
±0,01
0,44
±0,03
0,51
±0,03
38
±6
9
±2
0,24
±0,01
0,33
±0,06
72
2
E-F
6,1
±1,6
181
±8
8,3
±0,06
685
±113
1,6
±0,6
1,9
±0,6
2,64
±0,31
122
±5
2,6
±0,2
0,49
±0,22
32,2
±1,14
5,6
±0,40
0,43
±0,07
0,52
±0,08
33
±5
8
±2
0,28
±0,01
0,16
±0,08
36
4
A (stillicidio)
0,82
±0,02
0,29
±0,10
7
98,0
±47
6,8
±0,8
280
±4
8,2
±0,10
1226
±56
4,4
±2,6
5,5
±3,1
1,29
±0,04
196
±2
4,9
±0,3
0,97
±0,15
37,4
±0,42
18,6
±0,27
0,43
±0,12
0,30
±0,18
B (vaschetta)
1,06
±0,07
0,18
±0,05
7,8
±0,2
245
±8
8,3
±0,04
1456
±157
1,6
±0,8
4,1
±2,2
1,48
±0,10
166
±5
4,7
±0,3
0,88
±0,11
28,4
±0,96
18,2
±1,05
0,41
±0,10
0,28
±0,08
7
C (stalattite)
0,79
±0,02
0,10
±0,06
7
6,71
±1,88
8,1
±0,4
305
±4
7,9
±0,06
1290
±62
4,6
±2,0
8,1
±3,8
1,44
±0,10
213
±2
4,9
±0,7
1,30
±0,37
41,0
±0,62
19,6
±0,78
0,52
±0,17
0,35
±0,20
A (stillicidio)
8,8
±0,2
347
±11
8,0
±0,12
141
±37
4,1
±1,3
9,2
±5,7
1,49
±0,09
251
±21
3,1
±0,2
0,83
±0,17
73.7
±2,84
6,3
±0,39
0,42
±0,07
0,24
±0,09
35
±5
5
±1
0,14
±0,01
0,49
±0,10
409
23
D (sifone)
9,2
±0,2
309
±9
7,8
±0,06
300
±44
3,9
±0,8
6,9
±2,3
1,91
±0,16
224
±7
2,8
±0,1
0,66
±0,10
57,5
±3,78
10,3
±1,63
0,48
±0,09
0,33
±0,06
39
±4
6
±1
0,30
±0,06
0,14
±0,06
23
B (sorgente)
A (stillicidio)
E (stalattite)
21
18
21
5,00
5041
0,11
±4,16 ±10167 ±0,06
8,3
11,0
10,8
±0,1
±0,3
±0,1
352
458
460
±10
±31
±57
7,9
7,7
7,8
±0,09 ±0,15 ±0,16
88
1337
1327
±21
±333 ±551
3,2
3,4
3,7
±1,8
±2,5
±1,6
7,1
13,6
6,7
±4,7
±9,9
±4,4
1,48
4,97
4,97
±0,09 ±0,18 ±0,71
258
322
323
±8
±26
±45
4,0
9,4
9,3
±0,2
±0,5
±1,1
0,71
3,10
3,09
±0,14 ±0,25 ±0,83
76,6
101,0 101,7
±2,78 ±8,45 ±15,3
5,3
5,3
5,1
±0,35 ±0,22 ±0,90
0,39
1,98
2,23
±0,07 ±0,36 ±0,43
0,17
0,66
0,50
±0,06 ±0,09 ±0,10
33
67
66
±1
±1
±6
4
11
9
±0
±0
±1
0,11
0,09
0,09
±0,01 ±0,01 ±0,02
0,49
0,45
0,53
±0,08 ±0,15 ±0,11
A (vaschetta)
0,20
±0,01
0,14
±0,18
7,7
±0,2
215
±4
8,0
±0,18
495
±248
6,8
±5,3
10,0
±1,4
2,40
±0,51
149
±6
3,2
±0,2
0,86
±0,29
41,9
±0,96
5,0
±0,18
0,60
±0,12
0,51
±0,35
2
B (stillicidio)
0,22
±0,02
0,34
±0,04
2
39,5
±45,2
7,6
±0,0
269
±1
8,1
±0,06
80
±28
3,8
±1,8
4,0
±1,4
1,63
±0,01
193
±5
3,9
±0,0
0,76
±0,09
52,7
±0,48
6,9
±0,61
0,38
±0,04
0,31
±0,04
0,23
±0,05
0,15
±0,05
2
125
±144
7,1
±0,1
244
±3
8,0
±0,07
135
±7
6,3
±1,8
8,5
±5,0
1,80
±0,08
172
±3
3,9
±0,2
0,89
±0,25
47,0
±0,89
6,5
±1,17
0,52
±0,22
0,61
±0,35
C (stillicidio)
CASTEL TESINO
0,19
±0,02
0,03
±0,07
6,8
±0,1
218
±4
8,0
±0,09
740
±0
10,3
±0,4
10,5
±0,7
2,76
±0,11
150
±1
3,0
±0,1
1,04
±0,16
42,1
±1,23
4,9
±0,37
0,63
±0,01
0,35
±0,13
2
GIAZZERA
24
0,11
±0,06
8,3
±0,3
300
±35
7,9
±0,07
74
±19
0,9
±0,9
4,3
±2,8
3,43
±0,13
214
±28
4,9
±0,2
1,17
±0,12
55,7
±9,20
9,8
±0,68
0,61
±0,06
0,30
±0,06
93
±3
5
±1
0,30
±0,06
0,20
±0,10
A (stalattite)
BUS DEL
DIAOL
22
0,08
±0,05
8,5
±0,1
332
±34
7,9
±0,08
122
±71
1,1
±1,1
3,4
±3,0
3,46
±0,15
240
±28
4,9
±0,2
1,02
±0,13
59,1
±9,02
12,8
±0,58
0,63
±0,12
0,22
±0,06
89
±3
4
±1
0,37
±0,08
0,29
±0,09
B (stalattite)
BUS DELLA SPIA
PAROI
0,07
±0,02
0,16
±0,22
4
3,35
±0,24
7,8
±0,9
246
±35
8,0
±0,24
853
±110
6,7
±3,4
8,5
±3,9
1,47
±0,57
165
±26
3,7
±1, 6
0,91
±0,20
52,9
±7,75
2,17
±0,61
0,48
±0,08
0,25
±0,06
A-B-C-D
BIGONDA
VAL PAROL
0,03
±0,01
0,23
±0,20
4
36,1
±49,9
4,9
±0,18
229
±1
7,9
±0,19
668
±104
9,4
±4,5
15,1
±6,5
1,57
±0,16
160
±1
2,1
±0,3
0,77
±0,20
52,2
±0,91
0,91
±0,30
0,58
±0,22
0,52
±0,14
A-B
ALADINO
0,02
±0,01
0,21
±0,21
2
50,9
±35,8
4,9
±0,0
253
±1
8,0
±0,21
510
±113
6,0
±0,0
11,5
±2,1
4,58
±4,39
179
±0
2,0
±0,1
0,77
±0,38
59,9
±1,63
0,64
±0,27
0,59
±0,39
0,52
±0,32
C (stillicidio)
GROTTA
D (torrente)
Tab. 2 - Caratteristiche idrochimiche delle acque di percolazione ipogee: valori medi ± deviazione standard. È stato analizzato anche l’azoto ammonico la cui concentrazione
è sempre risultata inferiore a 20 µg L-1
Tab. 2 - Hydrochemical characteristics of the hypogean dripwaters: mean values ± standard deviation. We analysed also the ammonia-nitrogen concentration that resulted
always below 20 µg L-1.
133
134
Borsato et al.
Fig. 11 - Percentuale cumulata della distribuzione degli ioni
maggiori nelle 235 analisi considerate.
Fig. 11 - Cumulative distribution shown as percentage of the
major ions in the 235 water analyses.
Fig. 13 - Correlazione tra HCO3- e (Ca2+ + Mg2+) nelle acque
di grotta.
Fig. 13 - Correlation between HCO3- and (Ca2+ + Mg2+) in
the cave waters.
porto Mg/Ca = 1:1), quelle in Calcari Grigi (Battisti,
Diaol, Val Parol) al di sotto della linea di rapporto
Mg/Ca = 1:10, mentre per litologie intermedie (calcari dolomitici della Giazzera, calcari e dolomie
metamorfosate della Grotta di Aladino) o per acquiferi complessi che comprendono tutto l’intervallo
stratigrafico tra Dolomia Principale e Calcari Grigi
(Calgeron, Bus de la Spia) i valori sono compresi tra
questi due campi.
Nel loro insieme, le acque riflettono la composizione
quasi pura dei carbonati (calcari e dolomie) della roccia
attraversata, con un contributo minimo di ioni estranei di
origine sia litologica che atmosferica che verrà discussa
nel § 4.4. Questo aspetto dominante è ben visualizzato
nella figura 13, da cui si può notare sia l’ottima correlazione (r2= 0,995) tra HCO3- e Ca2+ + Mg2+, sia il leggero
scostamento della retta di regressione rispetto alla linea
di dissoluzione pura del carbonato dovuta alla piccola
percentuale di ioni minori presenti. In particolare, se si
considera anche la concentrazione dei solfati, la correlazione diventa praticamente perfetta, con un rapporto 1:1
tra anioni e cationi:
(1) HCO3- + SO42- = 1,0023 · (Ca2+ + Mg2+) [r2= 0,998]
4.2.
Fig. 12 - Distribuzione di Ca2+ e Mg2+ nelle acque di
percolazione.
Fig. 12-Distribution of Ca2+ and Mg2+ in dripwaters.
Indice di saturazione e precipitazione di calcite
La maggior parte delle acque ipogee, ad esclusione
di quelle delle cavità Torrione di Vallesinella, Cesare
Battisti e del torrente ipogeo della Grotta Aladino,
sono da sature a sovrassature rispetto alla calcite, con
un valore medio dell’indice di saturazione (SIcc) di
0,31 ±0,19 (esclusi i punti menzionati) (Fig. 14).
Nelle grotte che si sviluppano alle quote meno elevate la sovrassaturazione comporta la precipitazione
di calcite nell’acquifero soprastante la cavità in corrispondenza di zone areate e soprattutto all’interno della
- log pCO2 [mg L-1]
Ca [mg L-1]
135
Nella figura 14b è confrontata invece la relazione
tra SIcc e la pCO2 calcolata all’equilibrio con il fluido.
Le analisi per ciascun punto di campionamento sono
tendenzialmente allineate lungo rette (linee blu in figura) che mostrano le differenti quote di infiltrazione
delle acque di percolazione, come già notato in Borsato
et al. (2000) per le sorgenti carsiche della Paganella e
del Grostè. Queste linee definiscono per le acque sottosature il percorso di progressiva mineralizzazione,
mentre per le acque sovrassature sottintendono sia il
percorso di mineralizzazione che quello di precipitazione della calcite. Utilizzando l’intersezione di queste linee con la saturazione della calcite (SIcc= 0,0),
si osserva che l’intercetta varia da valori molto alti di
pCO2 per le quote di infiltrazione meno elevate (-log
pCO2 = 1,8 per il Bus del Diaol, corrispondenti a 1,6%
di CO2 nella fase gassosa) a valori prossimi alla concentrazione atmosferica di CO2 per le grotte alle quote
più alte, ubicate al di sopra del limite della vegetazione
arborea (-log pCO2 = 3,3 per il Torrione di Vallesinella,
corrispondenti a 0,005% di CO2 nella fase gassosa).
Questo fatto è chiaramente legato alla produzione di
CO2 nel suolo, che è condizionata dal tipo di copertura
vegetazionale e dalla temperatura, quest’ultima legata
a sua volta alla quota e all’esposizione del versante
(cfr. Borsato & Miorandi 2003).
4.2.1. Precipitazione di calcite e portata degli stillicidi
Fig. 14 - Correlazione tra indice di saturazione per la calcite
e Ca2+ (a) e pressione parziale di CO2 all’equilibrio (b) nelle
acque di grotta.
Fig. 14 - Correlation between calcite saturation index and
Ca2+ (a) and the partial pressure of CO2 in equilibrium with
the solution (b) in the cave waters.
grotta a monte del punto di campionamento (es. sui
fianchi di concrezioni a drappeggio o stalattiti a cono),
come si può osservare dalle molte concrezioni attive
presenti (Figg. 2, 5, 9, 10). Dalle analisi e osservazioni
si è notato che il concrezionamento attuale, nella maggior parte dei casi, è associato a SIcc > 0,2.
Osservando la figura 14a si può vedere la correlazione esponenziale esistente tra contenuto in calcio
e SIcc, come evidenziato da numerosi studi sulla
dissoluzione e precipitazione in calcite in ambiente
ipogeo (Baker et al. 1998; Fairchild et al. 2000). La
correlazione, valida di per sé per tutto l’insieme di
dati (r2= 0,61), può essere scomposta in varie linee,
se si prendono in considerazione le singole cavità o i
differenti punti all’interno della stessa grotta, e riflette
l’evoluzione naturale delle acque di percolazione a seguito della progressiva precipitazione di calcite.
Nei punti monitorati mensilmente al Bus del Diaol
e alla Cogola Grande di Giazzera (Fig. 15) si osserva
che il contenuto in calcio è correlato direttamente alla
portata, mentre la correlazione è inversa per il rapporto
Mg/Ca. La causa di questo fenomeno è la precipitazione di calcite (CaCO3) a monte del punto di campionamento (prior calcite precipitation = PCP), come già
osservato da Fairchild et al. (2000) per la vicina Grotta
di Ernesto e come discusso in dettaglio in Miorandi et
al. (2007).
Il minor flusso in corrispondenza della stalattite aumenta il degassamento di CO2 e la cinetica di precipitazione, favorendo la precipitazione di calcite sia sulla
stalattite che a monte della stessa. La precipitazione
di CaCO3 diminuisce drasticamente il contenuto Ca2+
nel fluido e determina l’aumento del rapporto Mg/Ca
nell’acqua. Infatti, il coefficiente di partizione del Mg
nella calcite, DMg= (Mg/Ca)calcite/(Mg/Ca)soluzione, è molto inferiore all’unità e oscillante per acque carsiche
a relativa bassa mineralizzazione, tra 0,019 ±0,003 a
15 °C e 0,014 ±0,003 a 6,6 °C (Huang et al. 2001);
quindi, la calcite che precipita incorpora poco Mg, che
viene così lasciato nella soluzione.
Le acque di percolazione del Bus de la Spia non
manifestano invece un chiaro andamento del Ca e del
rapporto Mg/Ca, che rimangono pressoché costanti a
fronte di variazioni di portata di 1-2 ordini di grandezza. Ciò indica che il sistema ha una forte inerzia
136
Borsato et al.
Fig. 15 - Correlazione portata e contenuto in Ca2+ (sopra)
e rapporto Mg/Ca (sotto) per le tre grotte monitorate
mensilmente. Le linee sottili visualizzano le relazioni
logaritmiche tra Mg/Ca e portata.
Fig. 15 - Correlation between discharge and Ca2+ content
(above), and discharge and Mg/Ca ratio (below) for the
three caves monitored monthly. The thin lines indicate the
logarithmic relationship between discharge and Mg/Ca ratio.
Fig. 16 - Relazione tra contenuto in Ca e rapporto Mg/
Ca nelle acque di percolazione. I vari insiemi di analisi
si dispongono lungo linee (funzioni di potenza) che
rappresentano l’evoluzione di fluidi a diverso contenuto
iniziale in Ca e Mg/Ca con il procedere della precipitazione
di calcite fino a condizioni prossime all’equilibrio (SIcc=
0,05) calcolate utilizzando un coefficiente di partizione del
Mg, DMg di 0,014.
Fig. 16 - Relationship between Ca2+ content and Mg/Ca ratio
in dripwaters. The different sets of analyses are aligned along
power function lines which identify the theoretical evolution
of a fluid precipitating calcite until approximate equilibrium
is reached (SIcc= 0.05). The theoretical lines have been
calculated with a Mg partition coefficient (D) of 0.014.
rapporto iniziale Mg/Ca (es. Giazzera-B e Bigonda)
la precipitazione di calcite in condizioni prossime all’equilibrio (SIcc ~0,2) comporta dei forti incrementi
nel rapporto Mg/Ca dei fluidi residuali.
4.3.
chimica, riuscendo a ridurre fortemente le variazioni
indotte dalle acque di neoinfiltrazione, e, inoltre, che
non avviene precipitazione di calcite nell’acquifero a
monte del punto di campionamento.
Un altro modo di visualizzare la precipitazione di
calcite è rappresentato nella figura 16, dove il contenuto in calcio è confrontato con il rapporto Mg/Ca: si
nota che le analisi dei diversi punti di campionamento
si dispongono lungo curve (funzioni di potenza) che
rappresentano l’evoluzione del fluido con il procedere
della precipitazione di CaCO3 fino a condizioni prossime all’equilibrio (SIcc= 0,05) durante il progressivo
degassamento di CO2 (cfr. Fairchild et al. 2000). Dalla
figura si evidenzia il fatto che per fluidi con un elevato
Variazione stagionali
Per le tre cavità nelle quali si è effettuato il campionamento mensile (Cogola Grande di Giazzera, Bus de
la Spia e Bus del Diaol) è possibile studiare l’evoluzione temporale dei parametri chimico-fisici. Nell’analisi
dei dati è necessario tener conto che il biennio di
campionamento è stato caratterizzato da precipitazioni
meteoriche molto differenti (Fig. 17): nell’annata 2002
si sono registrati 1241 mm ad Arco (di riferimento per
il Bus del Diaol), 1199 mm a Rovereto (di riferimento per la Cogola di Giazzera) e ben 1756 mm a Tovel
(di riferimento per il Bus de la Spia), mentre nel 2003
le precipitazioni sono state di 840 mm ad Arco, 800
mm a Rovereto e 1122 mm a Tovel, con una riduzione
media del 34% rispetto all’anno precedente. La minor
137
Fig. 17 - Distribuzione mensile delle precipitazioni durante i
due anni di campionamento in tre stazioni vicine alle grotte
monitorate mensilmente.
Fig. 17 - Monthly rainfall distribution during the two-year
sampling period for meteorological station near the three
caves monitored monthly.
piovosità si è verificata soprattutto nei mesi estivi e
ha condizionato drasticamente l’alimentazione degli
acquiferi.
4.3.1. Bus del Diaol (Fig. 18)
I due punti monitorati evidenziano una chiara stagionalità, che si osserva soprattutto nel regime delle
portate. Durante i mesi estivi si ha una graduale diminuzione della portata; nel 2003 lo stillicidio (punto A)
si è asciugato completamente (nel punto B la portata
è stata misurata dal febbraio 2003). Nel novembre
successivo, a seguito delle forti piogge autunnali, si
assiste a un aumento netto della portata, che nel caso
della sorgentina (punto B) supera di oltre 20 volte i
valori primaverili ed estivi.
Il ciclo idrologico annuale si riflette in molti altri
elementi a partire da quelli del sistema carbonatico
HCO3- - Ca2+ ed è soprattutto evidente nel 2003. A
partire da maggio ’03 si nota una brusca diminuzione di calcio e bicarbonati e un incremento del
rapporto Mg/Ca, mentre la diminuzione dell’indice
di saturazione della calcite e della pCO2 testimoniano la precipitazione di calcite a monte del punto di
campionamento. Nel novembre 2003, a seguito di
una forte infiltrazione, gli elementi del sistema carbonatico ritornano all’incirca ai valori precedenti
l’evento – tranne il rapporto Mg/Ca della sorgentina
che scende molto al di sotto dei valori pre-evento –,
mentre i nitrati salgono ai valori massimi scostandosi
Fig. 18 - Variazione dei parametri idrochimici e della portata
nei due punti monitorati mensilmente al Bus del Diaol. La
pCO2 e l’indice di saturazione per la calcite (SIcc) sono
calcolati in base alla composizione chimica delle acque. Si
noti che lo stillicidio A è rimasto completamente asciutto tra
agosto e ottobre 2003.
Fig. 18 - Variation of hydrochemical parameters and
discharge in the two sites monitored monthly at Bus del
Diaol. The pCO2 and calcite saturation index (SIcc) have
been calculated on the basis of the chemical composition of
the waters. Drip point A was completely dry between August
and October 2003.
nettamente da tutte le analisi precedenti. Un aumento
più modesto di NO3- si era verificato anche in gennaio
’03, e nell’insieme si osserva un’ottima correlazione
logaritmica (r2= 0,954) tra NO3- e portata della sorgentina. Gli altri ioni minori e la silice non mostrano
invece un trend preciso: nello stillicidio i valori di
magnesio, solfati, cloruri e silice sono particolarmente stabili nel tempo, mentre nella sorgentina mostrano
138
Borsato et al.
una maggiore variabilità e un chiaro picco negativo
nel periodo giugno-agosto 2002.
4.3.2. Cogola Grande di Giazzera (Fig. 19)
L’andamento delle due stalattiti monitorate rispecchia la situazione del Bus del Diaol condizionata dal
ciclo idrologico annuale. In questa cavità si osserva
però anche un chiaro aumento di portata nel marzo
2002, connesso alla fusione della neve accumulatasi
nell’inverno precedente. L’estate siccitosa del 2003 è
contraddistinta dalla diminuzione drastica di HCO3- e
Ca2+, che nella stalattite A si delinea già nel mese di
marzo, mentre la stalattite B denota un forte incremento del rapporto Mg/Ca a partire da settembre ’03,
legato alla drastica diminuzione della portata.
Rispetto al Bus del Diaol, gli elementi minori mostrano una maggiore stabilità nel tempo, particolarmente
evidente per potassio, cloruri, silice e solfati. Il magnesio,
pur rimanendo in sostanza stabile nel tempo, mostra concentrazioni differenti nei due punti di campionamento.
È interessante notare come la concentrazione di silice e solfati coincida perfettamente nelle due stalattiti
(cfr. anche Tab. 2) e le variazione nel tempo dei due
elementi siano praticamente sincronizzate. Un comportamento analogo, ma non perfettamente sincronizzato e con maggior diversità intersito, si verifica anche
per Na+, K+ a Cl-, analogamente a quanto registrato nei
punti di campionamento del Bus del Diaol. I nitrati
nella stalattite B, solitamente inferiori a 1 mg L-1, sono
contraddistinti da un modesto incremento a seguito
della ripresa dello stillicidio nel marzo ’02, mentre per
il restante periodo si osserva una correlazione logaritmica inversa (r2= 0,87) tra NO3- e portata, come si può
ben notare dal periodo giugno-dicembre 2003.
4.3.3. Bus de la Spia (Fig. 20)
Fig. 19 - Variazione dei parametri idrochimici e della
portata nei due punti monitorati mensilmente alla Cogola
di Giazzera. La pCO2 e l’indice di saturazione per la calcite
(SIcc) sono calcolati in base alla composizione chimica delle
acque. Si noti che lo stillicidio B era asciutto in gennaio e
febbraio 2002.
Fig. 19 - Variation in hydrochemical parameters and
discharge in the two sites monitored monthly at Cogola di
Giazzera. The pCO2 and calcite saturation index (SIcc) have
been calculated on the basis of the chemical composition of
the waters. Drip point B was completely dry in January and
February 2002.
La composizione dell’acqua di fondo del sifone
oscillante (punto D) costituisce un importante termine
di paragone nell’analisi dei dati delle acque di percolazione. Si nota, infatti, come le acque dei punti A ed
E siano sistematicamente arricchite in calcio, bicarbonati e solfati, e impoverite soprattutto in nitrati, silice e
magnesio, rispetto all’acqua del sifone.
L’andamento del sistema HCO3- - Ca2+ è diametralmente opposto nei due tipi di acque: mentre nel sifone
il ciclo annuale è simile a quello osservato nel Bus del
Diaol e alla Cogola di Giazzera, con valori massimi in
inverno a seguito della ricarica autunnale e minimi in
estate-autunno, i due punti di acqua di percolazione
mostrano un trend opposto, con valori più alti in estate
ed i minimi durante i mesi invernali quando l’indice di
saturazione per la calcite è ai valori massimi (SIcc tra
0,50 e 0,65) e si verifica pertanto una notevole precipitazione di calcite negli edifici stalagmitici sottostanti i
punti di campionamento. Il contenuto in SiO2 è molto
basso e stabile per i due punti A e E, mentre è sensibilmente più alto e variabile nel sifone. Il solfato ha un
andamento opposto con valori più bassi e stabili nel
sifone rispetto alle acque di percolazione.
Nell’insieme, i dati chimici confermano le premesse idrogeologiche che ipotizzavano per le acque
del sifone un bacino di alimentazione a quote molto
più elevate (> 1500 m) rispetto a quelle delle acque di
percolazione (cfr. § 4.5).
139
È possibile studiare la provenienza dei vari ioni disciolti, utilizzando in primo luogo il cloro, considerato
come elemento conservativo e derivato quasi esclusivamente da aerosol marino (Appelo & Postma 1996).
Attraverso la sua concentrazione, si può pertanto calcolare il fattore di frazionamento delle acque ipogee
rispetto all’acqua di mare per altri ioni, quali il sodio,
attraverso la seguente formula:
(2)
Fig. 20 - Variazione dei parametri idrochimici e della portata
nell’acqua del sifone (punto D) e nei due stillicidi monitorati
mensilmente al Bus de la Spia. La pCO2 e l’indice di
saturazione per la calcite (SIcc) sono calcolati in base alla
composizione chimica delle acque.
Fig. 20 - Variation in hydrochemical parameters and
discharge in the groundwater (siphon – point D) and in the
two dripsites monitored monthly at Bus de la Spia. The pCO2
and calcite saturation index (SIcc) have been calculated on
the basis of the chemical composition of the waters.
4.4.
Elementi minori e in traccia
Il restante 2,6% della carica ionica è coperto per
quasi la metà dallo ione SO42- (1,2 ±0,4%), quindi, in
ordine decrescente, da NO3-, Cl-, Na+, e K+ (Fig. 11).
Tra le specie minori si osserva una buona correlazione
lineare tra cloruri, solfati, sodio e, in misura minore,
silice (Fig. 21), nonché, anche se in modo meno evidente, tra questi quattro elementi e il potassio, come si
può osservare dalla matrice di correlazione (Tab. 3).
FNa = [(Nag) / (Clg)] / [(Nam) / (Clm)]
Dove (Nag) e (Nam) sono rispettivamente le concentrazioni del sodio nell’acqua di grotta e nell’acqua di
mare. Nell’espressione un valore superiore all’unità
indica un apporto da una fonte esterna (particolato
atmosferico o suolo), e un valore inferiore all’unità un
impoverimento dovuto a volatilizzazione e/o assorbimento nel suolo.
La formula dà come risultato FNa= 1,02, mentre
gli altri elementi mostrano arricchimenti molto consistenti: FK= 17,0, FSO4= 31,9, FSr= 132, FMg= 159, FCa=
3056, FNO3= 5002 (Tab. 4). Questi valori sono analoghi
a quelli, espressi in percentuale, calcolati per le acque
di percolazione alla Grotta di Ernesto (Fairchild et
al. 2000) e per le precipitazioni nevose in Trentino e
Veneto (Gabrielli et al. 2006), e stabiliscono univocamente che, oltre al cloro, solo il sodio deve la sua
origine prevalente all’aerosol marino.
Dalla figura 21 si nota chiaramente che per le specie minori non esiste un legame univoco con il litotipo,
come si può osservare dalle concentrazioni di Cl-, Na+,
SiO2, SO42- nelle grotte Cesare Battisti e Bus del Diaol
che si sviluppano interamente nelle litologie pure dei
Calcari Grigi: l’origine di questi elementi va cercata
pertanto nella composizione dell’acqua di infiltrazione.
L’approccio successivo è quindi quello di confrontare la composizione media delle acque ipogee
con quella delle acque meteoriche. Per questo si sono
utilizzati i valori medi ponderati dell’acqua meteorica (precipitazioni nevose e piovose) delle stazioni di
Campo Carlo Magno (quota 1685 m s.l.m.) e Andalo
(quota 1005 m s.l.m.) misurate per 24 mesi consecutivi dall’ottobre 1997 al settembre 1999 (Borsato et al.
2000). Le acque meteoriche sono state raccolte con
campionatori aperti in PE posizionati a un metro di
altezza dal suolo, all’interno dei quali veniva versata
della vaselina per evitare l’evaporazione: i campionatori raccoglievano quindi anche la precipitazione secca
(dry deposition) e le analisi riflettono pertanto la reale
composizione dell’acqua al momento dell’infiltrazione nel terreno.
Nella tabella 4 sono riportati i valori medi delle acque
ipogee confrontati con la composizione media delle acque meteoriche. Per procedere a un confronto tra insiemi di dati omogenei, si sono esclusi da questo computo
le 39 analisi del Bus del Diaol, caratterizzate da quote
di infiltrazione di ca. 350 m s.l.m., le quali avrebbero
140
Borsato et al.
Fig. 21 - Correlazione tra contenuto in Cl-, SO42-, Na+ e SiO2 nelle acque di percolazione.
Fig. 21 - Relationship between Cl-, SO42-, Na+ and SiO2 content in dripwaters.
Quota
Q_inf
Temp
pH
EC
HCO3
SO4
Cl
NO3
Ca
Mg
Na
K
Sr
Ba
Mg/Ca
Ptot
SiO2
pPCO2
SIcc
1
SIcc
pPCO2
SiO2
Ptot
Mg/Ca
Ba
Sr
K
Na
Mg
Ca
NO3
Cl
SO4
HCO3
EC
pH
Temp
Q_inf
Quota
Tab. 3 - Matrice di correlazione dei parametri chimico-fisici nelle acque di grotta analizzate (cfr. Tab. 2).
Tab. 3 - Correlation matrix of the physical-chemical parameters of the cave waters (cf. Tab. 2).
0,83 -0,79 0,04 -0,67 -0,66 -0,59 -0,52 -0,46 -0,57 -0,15 -0,46 -0,28 -0,42 -0,45 0,12 -0,30 -0,22 0,41 -0,63
1
-0,68 -0,03 -0,73 -0,71 -0,70 -0,61 -0,45 -0,62 -0,12 -0,53 -0,23 -0,52 -0,39 0,12 -0,27 -0,31 0,37 -0,68
1
-0,26 0,76
1
0,75
0,67
0,64
0,29
0,70 -0,05 0,63
0,42
0,52
0,57 -0,36 0,24
-0,41 -0,40 -0,21 -0,32 -0,03 -0,45 0,29 -0,35 -0,03 -0,15 0,16
1
0,59 -0,58 0,57
0,40 -0,18 -0,28 0,85
0,26
0,99
0,75
0,74
0,36
0,95 -0,14 0,74
0,32
0,59
0,45 -0,46 0,29
0,58 -0,80 0,70
1
0,70
0,69
0,28
0,95 -0,13 0,70
0,28
0,58
0,43 -0,47 0,29
0,54 -0,80 0,72
1
0,93
0,62
0,68 -0,05 0,88
0,55
0,61
0,54 -0,22 0,17
0,82 -0,48 0,47
1
0,66
0,71 -0,17 0,89
0,61
0,49
0,58 -0,30 0,24
0,79 -0,54 0,40
0,29
0,57
0,48
0,13
0,67
0,17
0,37 -0,12 0,12
-0,43 0,73
0,31
0,49
0,45 -0,68 0,32
0,55 -0,79 0,67
1
1
0,07
1
0,13
-0,24 -0,09 0,44 -0,02 0,85 -0,21 -0,17 0,23 -0,06
1
0,64
0,43
0,61 -0,34 0,28
0,83 -0,54 0,36
1
0,09
0,67 -0,09 0,33
0,61 -0,14 0,17
1
0,31 -0,19 -0,03 0,65 -0,48 0,43
1
-0,23 0,22
1
0,59 -0,16 0,45
-0,23 -0,31 0,52 -0,38
1
0,06 -0,26 0,17
1
-0,44 0,27
1
-0,28
1
141
Tab. 4 - Caratteristiche idrochimiche medie delle acque ipogee (con esclusione delle analisi del Bus del Diaol) confrontate con
la composizione dell’acqua meteorica (1. media ponderata stazioni Andalo e Campo Carlo Magno, da Borsato et al. 2000) e
della neve (2. media stazioni montane Veneto e Trentino, da Gabrielli et al. 2006).
Tab. 4 - Average hydrochemical characteristics of the cave waters (Bus del Diaol analyses have not been included) compared
with the meteoric water (1. weighted mean of Andalo and Campo Carlo Magno stations, from Borsato et al. 2000) and snow
compositions (2. average values of the mountain station in Veneto and Trentino, from Gabrielli et al. 2006).
Acque di percolazione
n°
media ±SD
m
197
1086
197
µS cm-1
197
HCO3
mg L
-1
197
Cl
mg L-1
197
SO4
-1
mg L
N-NO3
mg L-1
Ca
Quota
infiltrazione
CV mediana
(%)
max
min
F-Fraz,
marino
(3)
F-Fraz,
meteor
(4)
infiltraz F-Conc,
(5)
(5)
Acqua piovana
(1)
Neve
(2)
media ±SD
media ±SD
±469
43
1045
2380
470
7,95
±0,18
2,3
7,91
8,36
7,53
289,5
±58,2
20
304
366
111
206,8
±46,1
22
217
273
74
0,84
±0,28
33
0,83
1,80
0,07
197
3,74
±1,13
30
3,99
5,59
197
0,40
±0,41 103
0,21
1,66
mg L-1
197
54,7
±15,9
29
54,8
Mg
mg L
-1
197
8,90
±4,90
55
8,54
20,20
Na
mg L-1
197
0,48
±0,14
30
0,45
0,86
K
mg L
-1
197
0,29
±0,15
52
0,26
Sr
µg L-1
46
45,8
±26,1
57
34,3
Ba
µg L-1
46
5,23
±2,3
45
5,1
11,0
0,6
P-PO4
µg L-1
174
3,25
±2,4
75
3
15
<1,0
0,20
9,50 ±37,8
P-tot
µg L-1
173
6,32
±4,4
70
5
20
<1,0
0,09
42,1 ±64,1
SiO2
mg L-1
176
2,13
±0,9
43
1,65
3,93
0,48
4,35
0,29 ±0,15
pH
EC20
30,9
3,97 ±3,63
1,00
1,00
60%
1,67
0,76
31,9
1,19
50%
1,98
1,87 ±0,76
0,53 ±1,30
0,05
5002
1,18
0,20 ±0,16
0,20 ±0,18
81,5 13,00
3056
19,8
1,64 ±1,06
0,51 ±0,84
0,45
159
26,3
0,20 ±0,15
0,10 ±0,13
0,09
1,02
1,27
47%
2,13
0,23 ±0,20
0,11 ±0,24
0,86
0,02
17,0
0,92
65%
1,53
0,19 ±0,18
0,11 ±0,29
97,0
4,70
132
abbassato drasticamente la quota media delle acque di
infiltrazione, e da una posizione molto meridionale rispetto alle stazioni meteoriche di riferimento. È risaputo, infatti, che la composizione delle acque meteoriche
nelle Alpi italiane è soggetta a un forte gradiente N-S
con valori massimi nelle zone prealpine ai margini della
Pianura Padana e Veneta, e minimi nella parte centrale
della catena (Gabrielli et al. 2006 e bibliografia citata).
I valori sono analoghi a quelli misurati in altre stazioni
del Trentino (Corradini & Sartori 2006).
Utilizzando ancora il cloro come elemento conservativo e confrontando i due insiemi di dati si può
notare che K+, SO42- e Na+ derivano essenzialmente
dall’acqua meteorica, con un fattore di frazionamento
di 0,92 per K+, 1,19 per SO42- e 1,27 per Na+, mentre il
valore di 4,85 per SiO2 indica che solo il 23% di SiO2 è
attribuibile all’acqua meteorica. Le piccole percentuali
di HCO3-, C2+ e Mg2+ si spiegano naturalmente con la
dissoluzione carsica.
Per N-NO3-, sebbene la sua concentrazione nelle acque ipogee indichi una sostanziale derivazione dalle acque meteoriche, l’approccio seguito non è utilizzabile,
0,50 ±0,48
0,16 ±0,33
1,30 ±2,70
in quanto i processi coinvolti nel ciclo dell’azoto sono
molto complessi e vedono coinvolti nelle acque meteoriche, oltre ai nitrati, anche ammoniaca (N-NH3) e azoto organico, e comportano nello strato pedologico una
serie complessa di passaggi tra le varie forme, dovuti
all’attività microbiologica e all’azione della copertura
vegetale. Si può osservare, ad esempio, che il flusso di
azoto complessivo che arriva attraverso le acque meteoriche è di oltre due volte la sua componente nitrica
(Corradini & Sartori 2006 e bibliografia citata).
Analogamente all’azoto, anche per il fosforo (PPO4 e P totale) la mobilità nella percolazione attraverso il suolo è più complessa, a causa dei fenomeni
di assorbimento, trasformazione e de-sorbimento che
avvengono soprattutto nello stato pedologico a opera
della biomassa e della frazione minerale.
Dalla composizione media delle acque meteoriche
è possibile calcolare il fattore di concentrazione per
Cl-, SO42-, Na+ e K+ nelle acque ipogee, che risulta di
1,85 ±0,24 con minimo di 1,53 per il K+ e massimo di
2,13 per il Na+. In assenza di significativi apporti litologici, il fattore di concentrazione è legato solamente
142
Borsato et al.
campi caratteristici per ciascuna cavità e per punto di
campionamento, che mostrano una limitata sovrapposizione gli uni con gli altri. Nei singoli punti di campionamento la silice è un elemento molto stabile, mentre i nitrati sono soggetti a escursioni fino a un ordine
di grandezza connesso a variabilità stagionale o alle
fluttuazioni di portata (Bus del Diaol, Cogola Grande
di Giazzera), come abbiamo già visto nel § 4.3.
Tra gli elementi in traccia, Stronzio e Bario, covariano tra loro nelle singole cavità, e la correlazione
lineare si estende anche all’intero insieme di dati con
esclusione di alcune cavità a litologia mista (Giazzera
e Aladino). Inoltre, Sr e Ba si correlano, sebbene in
maniera non ottimale, con la gran parte delle altre specie minori (Tab. 3).
4.5.
Fig. 22 - Correlazione tra contenuto in NO3- e SiO2 nelle
acque ipogee.
Fig. 22 - Relationship between NO3- and SiO2 in the cave
waters.
all’evapotraspirazione locale: utilizzando ancora il Clsi può pertanto calcolare l’evapotraspirazione media
per l’insieme delle acque ipogee che risulta del 40%,
valore in linea con l’evapotraspirazione media annua
alle quote considerate.
Inoltre, il calcolo della percentuale di acqua marina per questo insieme di dati restituisce il 98% di
Na+marino, confermando l’origine quasi esclusivamente
atmosferica (da aerosol marini) di questo elemento.
Nella tabella 4 è riportata anche la composizione
media della neve (deposizione umida e secca) misurata
in 21 stazioni alpine del Veneto e Trentino nel periodo
dicembre 1997 - aprile 1998 (Gabrielli et al. 2006),
che mostra valori solitamente dimezzati rispetto alle
acque meteoriche di Andalo e Campo Carlo Magno.
Questo è dovuto a un insieme di fattori tra i quali la
diversa distribuzione geografica, la maggior altitudine
media delle stazioni (1881 ±441 m s.l.m., cfr. § 4.5.) e
la mancanza di analisi nei mesi estivi.
L’unico elemento costante nei due insiemi di dati
meteorici è N-NO3-, la cui concentrazione non sembra
pertanto influenzata dalla diversa altitudine e stagionalità dei campionamenti. Questo fatto è di grande importanza perché suggerisce un’origine locale per i nitrati,
legata alle emissioni di NO2 riferibili al traffico automobilistico e ai combustibili fossili (cfr. Gabrielli et al.
2006), all’uso di fertilizzanti e mangimi in agricoltura e
zootecnica (Perrin et al. 2003; Borghi et al. 2006).
Il confronto tra i nitrati e la silice in un grafico
semilogaritmico (Fig. 22) permette di distinguere dei
Variazione in funzione quota di infiltrazione
Molte delle specie chimiche e dei parametri analizzati sono correlati direttamente alla quota di infiltrazione delle acque, come già osservato per le sorgenti
del Grostè e della Paganella (Borsato et al. 2000). Per
studiare nel dettaglio questa relazione si sono utilizzati i punti ipogei per i quali la quota di infiltrazione
sia nota con sufficiente precisione, scartando i punti
per i quali questa è sconosciuta o incerta, come i punti
di campionamento della Grotta della Bigonda e della
Grotta Paroi (Fig. 23).
Una seconda complicazione, solamente per il sistema HCO3- - Ca - Mg, deriva dalla precipitazione di
calcite a monte del punto di campionamento (PCP=
prior calcite precipitation) che, sottraendo HCO3- e
Ca2+ al fluido, ne modifica la composizione. Questo
fatto si verifica soprattutto per le cavità a bassa quota
di infiltrazione (Diaol, Giazzera e Spia), dove l’indice
di saturazione per la calcite è quasi sempre superiore
a 0,3.
Per risalire alla composizione originaria delle acque
in funzione della quota di infiltrazione è necessario,
quindi, rimuovere le analisi effettuate in periodi durante i quali si verifica una significativa precipitazione
di calcite a monte del punto di campionamento. Nel
diagramma a destra nella figura 23 si sono pertanto
utilizzati solamente i dati dei periodi non affetti da
significativa PCP: in particolare, per il Bus del Diaol i
periodi marzo-agosto 2002 e gennaio-aprile 2003, per
la Cogola di Giazzera il periodo marzo-ottobre 2002 e
per il Bus de la Spia il periodo aprile-novembre 2002.
Con questa preselezione dei dati la correlazione lineare tra EC e quota di infiltrazione migliora decisamente
dando luogo alla seguente relazione:
(3) EC20 (µS/cm) = 516,2 – 171,3 Qinf (km) [r2= 0,926]
Questa correlazione è simile, sia come intercetta
che come gradiente, sebbene con un coefficiente molto
migliore, a quanto trovato per sorgenti su substrato car-
143
Fig. 23 - Correlazione tra conducibilità elettrica e quota di infiltrazione delle acque di percolazione. Sono state escluse le
acque delle grotte Bigonda e Paroi per le quali le quote di infiltrazione sono molto incerte. Nel grafico a destra si sono inoltre
escluse le analisi delle grotte Diaol, Giazzera e Spia affette da precipitazione di calcite a monte del punto di campionamento
(vedi testo): in questo modo la correlazione lineare migliora sensibilmente.
Fig. 23 - Relationship between electrical conductivity and infiltration elevation of the dripwaters. On the left side the analyses
of Bigonda and Paroi caves have been discarded, because the infiltration elevation of dripwaters is unknown. On the right
side, for the low-elevation caves (Diaol, Giazzera and Spia), the analyses affected by prior calcite precipitation have been also
discarded. This improved the correlation.
bonatico con bacini locali ubicati nel versante nord della
Paganella e nella zona del Grostè (Borsato et al. 2000).
Il motivo dell’ottima correlazione tra EC e Qinf è
legato al fatto che la EC nelle acque di percolazione
analizzate dipende quasi esclusivamente dagli ioni
HCO3-, Ca2+ e Mg2+ (cfr. § 4.1.1.), connessi alla dissoluzione di calcite e dolomite, a sua volta controllata
dal CO2 disciolto. La dissoluzione del carbonato diminuisce secondo una legge di potenza all’aumentare
della quota (Borsato & Miorandi 2003), in quanto
legata alla produzione di CO2 nei suoli la quale è
controllata dalla temperatura e, pertanto, dalla quota
di infiltrazione.
Gli elementi del sistema carbonatico HCO3-, la
somma di Ca2+ + Mg2+ e l’indice di saturazione della
calcite mostrano quindi la stessa correlazione inversa
con Qinf (Fig. 24):
(4) HCO3- (meq L-1) = 6,11 – 2,07 Qinf (km)
[r2= 0,933]
(5) (Ca2+ + Mg2+) (meq L-1) = 6,28 – 2,13 Qinf (km)
[r2= 0,934]
(6) SIcalcite = 0,869 – 0,515 Qinf (km)
[r2= 0,602]
Per quanto riguarda la saturazione della calcite, si
può osservare che la retta di regressione interseca la
linea di saturazione a 1575 m s.l.m., quota che corrisponde all’incirca al limite superiore della foresta
a latifoglie. Questo dato spiega l’usuale assenza di
concrezionamento attivo nelle grotte del Trentino al di
sopra dei 1500 m ca. (Borsato 1995) e, più in generale,
il limitato sviluppo di concrezioni nella fascia altimetrica tra 1200 e 1600 m.
È importante notare che la relazione tra HCO3-,
2+
Ca +Mg2+ e quota di infiltrazione non risente della
diversa litologia dell’acquifero attraversato, e che i
punti in dolomia (Torrione di Vallesinella, Calgeron)
e in calcari dolomitici (Spia, Giazzera) si distribuiscono indifferentemente a destra o a sinistra rispetto alla
comune linea di regressione. Ciò significa che, per i
tempi di reazione considerati (solitamente superiori a
1-10 giorni), i tassi di dissoluzione di calcite e dolomite sono sostanzialmente identici, come osservato in
precedenti lavori (cfr. James 1981; Appelo & Postma
1996), ma contrariamente a quanto sostenuto da alcuni
geochimici e carsologi in base alla più lenta cinetica di
dissoluzione della dolomite (Busemberg & Plummer
1982; Atkinson 1983).
D’altro canto, lo SIcalcite – che dipende solamente
dalla concentrazione di Ca2+ e non di (Ca2+ + Mg2+)
– a parità di quota di infiltrazione è sistematicamente
più basso nelle grotte in dolomia e questo giustifica la
correlazione meno buona con la quota di infiltrazione
dell’intero insieme di dati. Da un punto di vista speleo-
144
Borsato et al.
genetico, questo fatto implica che, a parità di quota di
infiltrazione, le acque di percolazione negli acquiferi
dolomitici sono sistematicamente più aggressive di
quelle in acquiferi calcarei e, per tanto, il concrezionamento è meno comune e più limitato.
Tra gli ioni minori, anche SO42-, Cl- e Na+ si correlano inversamente con la quota di infiltrazione dell’acqua
(Fig. 24), e per questo motivo risultano correlati anche
con tutti gli elementi del sistema carbonatico (Tab. 3).
In questo caso, però, la presenza di valori molto alti
per le acque del Bus del Diaol fa sì che la correlazione
segua una legge esponenziale:
(7) SO42- (mg L-1) = 4,52 – 3,77 · Ln(Qinf) (km)
[r2= 0,805]
iv) per il solo solfato anche la dissoluzione della roccia, il cui contributo dovrebbe essere in media del
15% (cfr. Tab. 3), ma che in realtà varia sensibilmente da grotta a grotta in funzione della litologia
del suolo e dell’acquifero. Questo contributo è
descritto dalle funzioni (4) e (5).
Per il solfato, pertanto, i fattori (i), (ii), e (iv), sono
correlati alla quota e il loro contributo complessivo è
descritto dall’espressione (7). L’effetto latitudine (iii)
può essere invece valutato separatamente: la correlazione con il SO42- non è rilevabile separatamente (r2=
0,23), ma diventa evidente (r2= 0,49) se si sottraggono dai valori analitici i valori teorici ricavati dalla (7)
che tiene conto della varianza legata al fattore quota
(Fig. 25).
(8) Cl- (mg L-1) = 1,22 – 1,37 · Ln(Qinf) (km)
[r2= 0,675]
5.
Mentre la correlazione inversa tra quota e specie
carbonatiche è legata in massima parte alla concentrazione di CO2 nel suolo, quella con gli ioni SO42-,
Cl- e Na+ (r2= 0,678) è da mettere in relazione con un
insieme di fattori:
i) la composizione delle acque meteoriche, che alle
quote più elevate sono sistematicamente meno
mineralizzate (cfr. Borsato et al. 2000; Gabrielli
et al. 2006);
ii) il fattore di concentrazione, legato all’evapotraspirazione, che diminuisce con la quota;
iii) la latitudine della zona di infiltrazione, che dovrebbe risentire del gradiente S-N nel trasporto di
aerosol e contaminanti dalla Pianura Padana;
DISCUSSIONE
Le analisi chimico-fisiche nelle grotte del Trentino
sviluppate all’interno di litologie carbonatiche pure,
quali i calcari (Calcari Grigi) e le dolomie (Dolomia
Principale) di piattaforma, hanno permesso di riconoscere con precisione l’influenza della distribuzione
spaziale, altitudinale e della variabilità stagionale sul
chimismo delle acque di percolazione. Infatti, l’assenza di termini argillo-silicatici nelle formazioni carsiche analizzate e la scarsezza o completa mancanza
di litologie silicoclastiche nei suoli e nei depositi di
copertura in corrispondenza delle zone di infiltrazione
delle acque ipogee permettono di utilizzare l’intero insieme di dati come termine di confronto per ricostruire
Fig. 24 - Correlazione tra quota di infiltrazione, i principali elementi del sistema carbonatico (HCO32-, Ca2++ Mg2+, SI calcite),
e gli anioni SO42- e Cl- delle acque di percolazione. Le analisi considerate sono le stesse della figura 23 a destra.
Fig. 24 - Relationship between infiltration elevation of dripwaters, the main components of the carbonate system (HCO32-,
Ca2++ Mg2+, SI calcite), and the anions SO42- and Cl-. The plotted analyses are the same as on the right side of figure 23.
145
2.
3.
Fig. 25 - Correlazione tra latitudine della grotta e SO42nelle acque di percolazione. In alto i dati originali e in
basso la differenza tra valori analitici e teorici calcolati
dall’espressione (7) che tiene conto dell’effetto quota.
Fig. 25 - Relationship between cave entrance latitude and
dripwater SO42-. Above: the original dataset; below the
difference between the actual data and the values modelled
with eq. (7) that accounts for the altitudinal effect.
il chimismo delle acque meteoriche e delle acque di
dissoluzione carsica.
Il riconoscimento delle relazioni tra fattori geografico-ambientali e chimismo delle acque ipogee ha notevoli implicazioni per lo studio degli effetti dei cambiamenti climatici sul territorio, in quanto il chimismo
delle acque ipogee è archiviato nelle concrezioni di
grotta (Borsato et al. 2007).
L’insieme delle analisi sulle acque ipogee del presente studio rivela che la maggior parte della carica ionica è
rappresentata da HCO3-, Ca2+ e Mg2+, gli ioni più importanti dissolti in acque carsiche carbonatiche, mentre il
restante 2,6% è coperto per quasi metà da SO42- e quindi,
in ordine decrescente, da NO3-, Cl-, Na+ e K+. Utilizzando
il cloro quale elemento conservativo e attraverso il confronto con l’acqua marina e quella meteorica,si sono
distinti 3 gruppi di specie chimiche che devono la loro
origine essenzialmente a tre componenti.
1. Componente crostale: la dissoluzione del suolo e
dalla roccia carsica fornisce gli ioni HCO3-, Ca2+
5.1.
e Mg2+, che rappresentano quasi per intero (97,4
±1,2%) la carica ionica totale. Anche SiO2 deriva
in massima parte dalla componente litoide (73%),
sebbene la sua origine sia da ricercarsi soprattutto
nella copertura pedologica. Per gli ioni Sr e Ba la
correlazione con HCO3-, Ca2+, Mg2+ e SiO2 suggerisce un’analoga origine (cfr. Gabrielli et al.
2006), sebbene non siano da escludersi significativi apporti meteorici (Geode et al. 1998).
Componente meteorica marina: Cl- e Na+ derivano
in massima parte da areosol marino e contribuiscono complessivamente con solo il 0,6% alla
carica ionica totale.
Componente meteorica antropogenica: SO42-,
NO3- e K+ derivano essenzialmente dall’acqua
meteorica e sono legati alle emissioni connesse
principalmente all’attività antropica. Nel dattaglio, il solfato, che contribuisce con l’1,3% alla
carica ionica totale, viene in parte arricchito anche
dalla componente litoide nella misura del 15-20%
e per una percentuale minore è senz’altro legato a
componenti naturali quali le eruzioni vulcaniche
(Frisia et al. 2005). Mentre la fonte dei solfati e
potassio ha la sua origine prevalente nella Pianura
Padano-Veneta, come evidenziato dai trend latitudinali S-N, i nitrati sono invece connessi sopratutto a emissioni locali.
Il sistema HCO3 - Ca - Mg, stato di saturazione
e precipitazione di calcite
Negli acquiferi studiati, la saturazione rispetto
alla calcite diminuisce linearmente con l’altitudine di
0,515 al km, e alla quote di infiltrazione di ca. 1575
m, corrispondente all’incirca al limite superiore della foresta a latifoglie, si raggiunge l’equilibrio per la
saturazione (SIcalcite= 0). Al di sopra di questa quota,
le acque sono tendenzialmente sottosature e, pertanto,
il concrezionamento attuale è assente o connesso a
fattori locali particolari quali, ad esempio, il tempo di
residenza molto lungo legato all’elevata porosità della
roccia (Grotta di Aladino). La sola presenza/assenza
di concrezionamento in grotta può rivelarsi pertanto
un dato proxy molto utile per interpretare la presenza e consistenza della copertura vegetale in relazione
al clima. Una precisa datazione di speleotemi, come
già evidenziato nel caso della Grotta Cesare Battisti
(Borsato et al. 2005), permette quindi di ricostruire
il paesaggio durante periodi glaciali e interglaciali
(Genty et al. 2006).
In situazioni simili a quella attuale, per grotte a bassa quota, quali il Bus del Diaol, o a quota media, ma in
versanti solatii, quali la Cogola Grande di Giazzera, la
stagionalità nella concentrazione di ione Ca2+ è correlata alla variabilità della portata e, di conseguenza, al
fenomeno di PCP (prior calcite precipitation) legato
a evapotraspirazione. In questi casi, le concrezioni
146
Borsato et al.
archiviano nella loro crescita un segnale controllato
dall’idrologia e sono molto sensibili a periodi siccitosi
(Tan et al. 2006). La crescita di concrezioni in grotte
a quote più elevate, o esposte a versanti settentrionali,
è principalmente controllata dalla differenza tra pCO2
dell’acqua di percolazione e dell’aria della grotta, che
è funzione della temperatura la quale a sua volta controlla l’attività della vegetazione (Frisia et al. 2000;
Tan et al. 2006). Il significato climatico-ambientale
del concrezionamento nei due casi sarà pertanto differente. Quindi, la comprensione dell’idrochimica
delle acque ipogee è fondamentale per riconoscere la
preponderanza del parametro climatico o ambientale
nella crescita delle stalagmiti (Tooth & Fairchild 2003;
Spötl et al. 2006; Tan et al. 2006).
La velocità di crescita delle stalagmiti in grotte
sviluppate sia in dolomite che calcare dipende dalla
sovrassaturazione delle acque ipogee, indipendentemente dalla roccia incassante. Dal presente studio
risulta che lo stato di saturazione rispetto alla calcite
è connesso alla quota di infiltrazione dell’acqua, al
tempo di residenza, a fenomeni di PCP comuni soprattutto alle quote più basse e alla produzione stagionale
di CO2 nel suolo, a sua volta legata alla quota. Tutti i
parametri climatico-ambientali che favoriscono l’aumento dello ione Ca2+ o il degassamento si riflettono in
un maggiore tasso di crescita (Baker et al. 1998; Frisia
et al. 2003; Spötl et al. 2006; Tan et al. 2006).
La correlazione inversa tra concentrazione e quota
di infiltrazione per le specie connesse alla dissoluzione
dei carbonati HCO3- e Ca2++ Mg2+ ha un coefficiente di correlazione particolarmente alto, soprattutto
quando si considerino le analisi di acque non modificate da precipitazione di calcite a monte del punto
di campionamento (r2 > 0,93). Questo fatto è legato
alla maggior concentrazione di CO2 nei suoli alle basse quote, quando su questi si sviluppa una copertura
vegetale. Pertanto, nelle grotte alle quote meno elevate
le acque sono sistematicamente sovrassature rispetto
alla calcite (SIcc tra 0,2 e 0,8) e i fenomeni di PCP,
comuni soprattutto nella stagione più calda e secca,
modificano il rapporto Mg/Ca nelle acque. Ne deriva
che la variabilità nel tempo di questo rapporto nelle
stalagmiti formatesi a quote medio-basse dovrebbe
dare indicazioni sul bilancio idrologico locale.
5.2.
Elementi minori e in traccia
Anche la concentrazione di Sr, SO42-, K+, Cl-, Na+
e SiO2 è inversamente correlata con la quota di infiltrazione. Di queste specie, abbiamo osservato come
cloro e sodio siano legati al trasporto di aerosol marini
e possano formare sali altamente solubili nel suolo a
causa dell’evapotraspirazione, per poi venire successivamente dissolti durante le piogge (cfr. Treble et al.
2003). Analogamente, cambiamenti stagionali della
carica di altri elementi minori e in traccia nelle acque
di infiltrazione sono legati alla precipitazione nel suolo di sali quali solfati e fosfati durante la stagione più
secca, che poi sono dissolti nella stagione più umida
(Fairchild et al. 2007).
Le concentrazioni di P analizzate nelle acque ipogee sono molto inferiori a quelle delle acque meteoriche (Tab. 4, cfr. anche Corradini & Sartori 2006). Il
ciclo del P è alquanto complicato: il P, ad esempio,
viene adsorbito nel suolo, e poi rimobilizzato quando
il pH degli orizzonti organici del suolo diminuisce in
estate (Giesler et al. 2005). Il P delle precipitazioni
meteoriche, inoltre, può essere utilizzato dalle piante
durante la stagione vegetativa, e reso disponibile anche
attraverso la mediazione dell’attività batterica.
Il P presente nelle acque di percolazione della
Grotta di Ernesto, successivamente incorporato nelle
stalagmiti, è quasi tutto in forma inorganica e precipita
sotto forma di inclusioni microcristalline nella calcite,
comunque localizzata in corrispondenza della porzione autunnale della stalagmite (Mason et al. 2006). Il P
nelle stalagmiti segue cicli annuali che registrano sia
la fine dell’attività vegetativa al di sopra della grotta
sia l’idrologia connessa soprattutto alle forti piogge
autunnali (Frisia et al. 2005). La variazione a scala
pluriennale del P nelle stalagmiti, invece, sembrerebbe
legata a fenomeni di accumulo e rilascio nel suolo, per
cui è di difficile interpretazione (Frisia et al. 2005).
Tra gli ioni minori il SO42- si è rivelato in gran parte
di derivazione meteorica. Aerosol solfatici sarebbero
presi in carico dalle masse d’aria a prevalente direzione Sud-Nord che attraversano la Pianura Padana e le
zone peri-alpine più antropizzate, e sono responsabili
dei maggiori eventi piovosi intensi in Trentino (Bertò
et al. 2003; Bertò 2005), come già evidenziato da altri studi (Fairchild et al. 2000; Gabrielli et al. 2006).
L’origine atmosferica del solfato nelle acque ipogee è
stata recentemente confermata dall’analisi tramite microfluorescenza a raggi-X da luce di sincrotrone di una
stalagmite della Grotta di Ernesto (Frisia et al. 2005),
che ha rivelato un aumento nella concentrazione di S
come solfato da 15 a 65 ppm nella calcite formatasi
nell’arco del XX secolo. Questo è stato associato al
graduale aumento delle emissioni antropiche di SO42(Frisia et al. 2005). A differenza di quanto registrato
nelle carote di ghiaccio prelevate da piccole calotte
alpine (Preunkert et al. 2001), la stalagmite non registra una diminuzione di solfato legata alla diminuzione delle emissioni in Europa centro-settentrionale
a partire da fine degli anni ’80 (Lefohn et al. 1999).
Questo suggerisce un possibile precedente accumulo
di solfato nell’ecosistema sovrastante la grotta o un
continuo apporto di solfato antropogenico di provenienza meridionale o ancora la combinazione dei due
fenomeni, come suggerirebbero analisi preliminari sul
rapporto isotopico δ34S nelle acque di percolazione
della Grotta di Ernesto (Wynn et al. 2006). Possiamo
quindi affermare che lo studio del chimismo delle ac-
que ipogee rafforza l’ipotesi che la concentrazione di
S negli speleotemi sia un indicatore inequivocabile dei
cambiamenti della composizione atmosferica legati
a emissioni antropogeniche e/o naturali e ai processi
ambientali ad essa connessi.
I dati del presente studio, pertanto, mostrano che
il solfato si diffonde negli ecosistemi forestali del
Trentino secondo un gradiente di concentrazione che
diminuisce da S verso N e secondo un gradiente altitudinale che dipende dall’altezza del boundary layer
atmosferico (<2000 m s.l.m.), dove si accumulano gli
aerosol (Beniston & Jungo 2002). Di conseguenza, il
solfato di origine antropogenica si accumulerebbe soprattutto verso il fondovalle e nelle foreste a latifoglie
e miste, dove resterebbe immagazzinato per fenomeni
di mineralizzazione, seguiti da un rilascio nel tempo
dipendente dalle condizioni idrologiche (Wynn et al.
2006). Sulla base dei dati derivati dalle stalagmiti, il
tempo di residenza può essere stimato in almeno una
ventina d’anni (Frisia et al. 2005).
6.
CONCLUSIONI
Lo studio dell’idrochimica delle acque ipogee in
Trentino ha permesso di riconoscere le seguenti particolarità.
1) La variabilità delle portate e del chimismo delle
acque di percolazione è funzione di: (i) cambiamenti climatici e meteorologici a scala stagionale
e annuale; (ii) fattori ambientali quali altitudine,
latitudine, esposizione del versante, attività del
suolo e copertura vegetazionale; (iii) fattori geologici quali litologia, porosità e spessore della
roccia al di sopra della cavità.
2) I due litotipi più frequenti interessati dal carsismo,
le dolomie debolmente calciche della Dolomia
Principale e i calcari puri dei Calcari Grigi, si
comportano in maniera analoga nei confronti della dissoluzione.
3) La concentrazione di HCO3-, Ca2++ Mg2 è inversamente correlata con la quota di infiltrazione.
Questo fenomeno è legato alla maggior concentrazione di pCO2 nei suoli alle basse quote. Ne
deriva che l’indice di saturazione per la calcite diminuisce linearmente con l’altitudine di 0,515 al
km, e si raggiunge la condizione di SIcalcite= 0 alla
quota di infiltrazione di ca. 1575 m, corrispondente grosso modo al limite superiore della foresta a
latifoglie. Nelle grotte a quote superiori le acque
sono sottosature.
4) Esiste un gradiente geografico (S-N) e altitudinale
nella concentrazione di elementi in traccia derivati da aerosol atmosferici (SO42-, Cl-, K+ e Na+),
per cui la concentrazione di tali specie diminuisce
verso settentrione e alle quote più elevate. Questo
fenomeno è connesso sia alle traiettorie delle
147
masse d’aria che all’altezza del boundary layer
atmosferico.
5) Oltre l’80% del solfato nelle acque ipogee è di derivazione meteorica ed è legato alle emissioni da
attività antropiche. Il solfato viene parzialmente
immagazzinato nel suolo e rilasciato negli acquiferi carsici nei decenni che seguono i picchi delle
emissioni.
6) L’unico elemento la cui concentrazione non è
influenzata dalla diversa altitudine e stagionalità dei campionamenti è N-NO3-. Ciò suggerisce
un’origine locale per i nitrati, legata alle emissioni di NO2 riferibili al traffico automobilistico, ai
combustibili fossili (cfr. Gabrielli et al. 2006), e
all’uso di fertilizzanti e mangimi in agricoltura e
zootecnica (Borghi et al. 2006).
Lo studio delle acque di percolazione delle grotte
è alla base del riconoscimento del significato delle
laminazioni presenti nelle stalagmiti. Da questa ricerca emerge che le concrezioni di grotta del Trentino
conservano sia le variazioni stagionali dell’idrologia,
sia un segnale annuale di temperatura. Lo studio
della variabilità della composizione atmosferica in
Trentino è fattibile analizzando elementi in traccia
nelle stalagmiti provenienti da grotte lungo una traversa S-N e dal fondovalle alle alte quote. Dato che
la previsione degli scenari futuri si basa sulla conoscenza del passato a scala da annuale a stagionale, il
presente lavoro costituisce una preziosa base interpretativa dei dati proxy estratti dalle concrezioni di
grotta in Trentino.
RINGRAZIAMENTI
Questo lavoro è parte della ricerca AQUAPAST
finanziata dal Servizio Università e Ricerca della
Provincia Autonoma di Trento. Si ringraziano Michele
Zandonati, per l’esecuzione dei disegni delle grotte
e il supporto logistico durante alcuni campionamenti, e Simone Degasperi, Claudio Sansoni, Roberto
Stocchetti e Milva Tarter per le esecuzioni delle analisi
chimiche.
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