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GEOLOGIA E GEOMORFOLOGIA DELLA GROTTA MERAVIGLIOSA DI LAZZARO JERKO: NOTE PRELIMINARI

In riva al Timavo (Foto U.Tognolli)

CONSIDERAZIONI GEOLOGICHE

 I fianchi della dolina di crollo, dalla morfologia originaria decisamente modificata nel tempo dalla corrosione e dall’antropizzazione, in cui la cavità si apre sono in calcari grigio chiari fossiliferi del Cenomaniano superiore. Si tratta di litotipi appartenenti a quella unità litostratigrafica oggi definita Membro di Borgo Grotta Gigante (Cucchi et al., 1989), caratterizzata da un notevole sviluppo delle comunità biologiche.

 La base della successione, in cui si aprono i primi 90 metri della Lazzaro Jerko, propone calcari di rampa in cui si sviluppano le radiolitidi e compaiono le prime hippuritidi. Si tratta in particolare di calcari grigio-chiari, granulo-sostenuti, con abbondanti radiolitidi, spesso in frammenti, nonché Chondrodonta johannae e Neithea fleuriausiana. Questi calcari costituiscono, per inciso, il materiale estratto da millenni nelle cave della zona di Monrupino e comunemente detti Repen (“Repen classico” e “Repen Zolla” sono le due varietà estratte).

La stratificazione è generalmente poco netta o indistinta, la giacitura degli strati ha direzione NW-SE ed immersione di circa 10” verso SW. Il quadro strutturale è quello classico dell’area, con le famiglie di discontinuità orientate preferenzialmente E-W, NE-SW e NNW-SSE. La presenza, in superficie, di numerose morfologie carsiche quali campi solcati, doline, uvala, sottolinea come ci si trovi in calcari a carsificabilità da alta ad altissima.

 I pozzi attraversano la serie stratigrafica cretacica, in pratica esponendo quasi 300 metri di successione: a quota 235 s.l.m. si incontra il limite fra Membro di Borgo Grotta Gigante e Membro di Zolla (Cenomaniano medio-superiore) . Questo, potente qui 70 metri, è dato da calcari nerastri, passanti nella parte superiore a grigi, più o meno compatti, talora fetidi alla percussione; hanno frattura da irregolare scheggiosa a subconcoide e stratificazione netta a periodo decimetrico. Alla base sono presenti alternanze calcareo-dolomitiche e livelli fossiliferi a radiolitidi e Chondrodonta joannae, talora in grado di originare piccole biocostruzioni (Cucchi et al., 1986). Ai calcari a radiolitidi seguono altri, grigi, fango sostenuti, talora passanti a granulosostenuti, con forme planctoniche (foraminiferi e calcisphaerulidae).

 Più in profondità (in verità nella successione “geologica” si dovrebbero descrivere prima i termini più antichi e poi quelli via via più recenti) compaiono quasi 200 metri di litotipi afferenti al Membro di Rupingrande (Albiano superiore Cenomaniano medio-inferiore). Si tratta di dolomie grigio chiare, cristalline, più o meno compatte; dolomie calcaree grigio-chiare; dolomie grigio-scure compatte, con laminazioni nerastre piano-parallele o irregolari; dolomie nere, cristalline, a grana minuta, spesso fetide alla percussione. Hanno frattura irregolare scheggiosa, stratificazione netta a periodo solitamente decimetrico, talvolta metrico e sono scarsamente fossilifere (fantasmi di Gasteropodi). Sono presenti, specie sul fondo della Lazzaro, in prossimità del fiume, livelli di brecce monogeniche e poligeniche con cemento dolomitico e clasti da dolomitici a dolomitico-calcarei angolosi, da millimetrici a decimetrici, a stratificazione spesso indistinta. Al tetto del membro (fra quota 150 e 100 s.l.m.) sono poi frequenti le tasche di dolomiti e calcari micritici rosso-giallastri che caratterizzano questa unità litostratigrafica (Colizza et al. 1989).

CONSIDERAZIONI GEOMORFOLOGICHE

 La cavità è stata aperta scavando, fra parete e blocchi o fra blocchi (anche di dimensioni notevoli), per una novantina di metri in un corpo di frana non al momento cartografabile nel dettaglio.

Numerosi vani della articolata serie di brevi pozzi e piccole gallerie che si aprono in roccia sono impostati su piani di faglia (a direzione da N-S a WNW-ESE) che non hanno riscontro in superficie.

 Il materiale di riempimento dei vani è da detritico ad argilloso ed è notevole nei vani suborizzontali, meno abbondante in quelli subverticali, Sono stati rinvenuti noduli zonati (di diametro di 2-3 cm) di apatite e quarzo con resti fossilizzati (in apatite) di crostacei. Purtroppo si tratta di fossili ubiquitari e non indicativi né di ambiente (vivono tanto in acque dolci quanto salate, in ambiente continentale e/o marino) né di età (sono oggi praticamente uguali a quelli del Triassico).

 Le gallerie allagate di fondo si sviluppano in dolomie e dedolorniti da nerastre a grige, nettamente stratificate, non molto suddivise, con frequenti fratture di Riedel.

La morfologia delle volte e delle pareti della galleria è derivata, risultato di crolli e ribaltarnenti favoriti da fratture subverticali ad orientamento E-W e SE-NW e dai piani di strato (da suborizzontali a poco inclinati). Splendidi esempi di erosionecorrosione differenziate sono osservabili nella fascia in prossimità del corso d’acqua: mettono in evidenza tanto le discontinuità, quanto le diversità di erodibilità/ corrodibilità dei litotipi, che ricordiamo sono più o meno dolomitici, più o meno cementati, più o meno grossolani.

Sul fondo, il fiume scorre su alluvioni di sabbia grossolana debolmente ghiaiosa intercalate a depositi argillosi e a qualche blocco di crollo. I sedimenti sono prevalentemente calcareo-dolornitici e quarzoso-feldispatici, del tutto simili quindi a quelli presenti sul fondo della Caverna Lindner (Abisso di Trebiciano, 3,5 km a SE) a quote probabilmente superiori di pochi centimetri (dobbiamo attendere i rilievi di precisione) e figli di quelli (più arenacei e marnosi da flysch in verità) su cui scorre il Timavo-Reka nelle grotte di Skocjan. L’acqua che li ha trasportati è quella che si inabissa a San Canziano e defluisce a Trebiciano.

CONSIDERAZIONI SPELEOGENETICHE

Diagramma riportante l’andamento, nella Lazzaro Jerko e nel periodo dal 1 febbraio al 20 maggio 2000 dei valori di temperatura, conducibilità e livello delle acque scorrenti nella Caverna Medeot. È in corso, a integrazione degli studi idrogeologici eseguiti finora, Il monitoraggio in continuo delle acque ipogee del fiume Timavo a cura del Dipartimento di Scienze Geologiche, Ambientali e Marine dell’Untversità di Trieste Sensori che automaticamente prelevano l valori di temperatura e conducibilità ogni 40 minuti sono sistemati nelle Skocjanske Jame (Grotta di San Canziano Slovenia), nell’Abisso di Trebiciano, nella Grotta Lazzaro Jerko, al Secondo Ramo delle Sorgenti di San Giovanni di Duino, nel Lago di Doberdò. Sensori di misura dell’aiteua delle acque, che assumono ogni 40 minuti il valore del battente d’acqua in centimetri sul livello del mare, sono inoltre posizionati nelllAbisso di Trebiciano, nella Grotta Lazzaro Jerko. nella Grotta Lindner. nel Pozzo dei Colombi, nei laghi di Doberdò e Pietrarossa Questi dati, elaborati assieme ai valori di deflusso in ingresso (Gornje Vreme, Slovenia) ed in uscita (San Giovanni di Duino), al regime del fiume Isonzo e alla piovosità nell’area, consentiranno fra breve una modellizzazione attendibile dei regime idrodinamico del Timavo ipogeo nelle varie condizioni di impinguamento.

 

Dal punto di vista speleogenetico stupisce la profondità dello sviluppo della cavità (con ben 180 metri di pozzi prima di arrivare alle prime gallerie) nell’unità dolomitica. Va ricordato tuttavia che anche a Trebiciano ben 170 metri sono scavati in dolomia (80 metri di pozzi ed il resto in caverne e in gallerie).

 Il fatto che le due cavità che sul Carso triestino raggiungono un tratto del Timavo ipogeo, consistano in una serie di pozzi di limitate dimensioni che danno adito a vaste ed estese gallerie orizzontali e che non solo le gallerie ma anche decine di metri di tratto verticale siano scavati in rocce dolomitiche, notoriamente poco solubili rispetto a quelle francamente calcaree, porta a ridisegnare le teorie che vogliono nel potente complesso dolomitico il livello di base litologico delle acque ipogee nel tratto fra l’inghiottitoio di San Canziano e le cavità in Italia, Abisso di Trebiciano e Grotta Meravigliosa di baro Jerko.

L’orizzonte dolomitico risulterebbe fungere da livello di condizionamento solamente in un quadro a grande scala mentre nella carsogenesi ipogea del nostro Carso pare ben più importante il quadro strutturale che quello litologico.

 Non sono quindi più valide le teorie sulla carsificazione epigea ed ipogea di Maucci (1960), D’Ambrosi (1971) e Ma russi (1975), smentite anche dai dati raccolti negli ultimi decenni, e risulta limitativa quella di Habic (1984) che vede in superficie quasi solo l’opera delle vicissitudini tettoniche e geodinamiche.

 I dati geologici, geomorfologici ed idrogeologici che stanno venendo alla luce sul Carso classico ed in particolare sul Carso triestino ci inducono a rivisitare alcune “certezze”: se il condizionamento litologico in superficie è importante, sicuramente anche più di quello strutturale, in profondità è quasi solamente il sistema di discontinuità che, con le sue famiglie di piani a diversa conducibilita idraulica, guida l’impostazione della rete di deflusso. Acquisterebbe quindi valore, anche nel Carso Classico, il Four-fase Mode1 proposto da Ford e Williams (1 987) che vede lo sviluppo del carsismo ipogeo nella fase iniziale di proto-cavità secondo una “casualità guidata” dall’assetto strutturale e litologico. Le acque in pressione penetrano lungo i piani, o le intersezioni di piani, più continui ed aperti e la geometria della rete di deflusso è condizionata dalla geometria delle discontinuità, dalla loro locale maggior o minor conducibilità idraulica sotto pressione, dall’effetto attrazione del sistema sorgentifero, dalla miriade di punti di assorbimento a diversa portata.

 La carsificazione ipogea vede quindi nel quadro geologico strutturale il principale elemento morfogenetico, e si sviluppa secondo linee equipotenziali disposte in funzione del carico idrodinamico, cioè dei punti di ingresso e di uscita delle acque dal sistema. Il reticolo di cavità più o meno allargate dalla dissoluzione e più o meno gerarchizzato nel tempo è l’espressione dell’interazione fra assetto strutturale, evoluzione geodinamica, variazioni climatiche, assetto litostratigrafico.

Si può quindi supporre che, nell’arco di alcune decine di milioni di anni, si sia sviluppato all’interno della piattaforma del Carso un reticolo carsico ben gerarchiz zato, diffuso tanto arealmente quanto in verticale, oggi in grado di far defluire in tempi rapidi le acque di infiltrazione. Tanto la zona vadosa quanto quella satura sono potenti e vaste, la zona di oscillazione ha estensione e potenza variabile da posto a posto in funzione della situazione geologica e della carsificazione locali. Nel caso del Carso classico, decisamente un carso evoluto ed in fase di maturità, viste in particolare le modifiche alle forme ipogee primarie derivate da crolli e speleotemi e quelle alle forme superficiali per dissoluzione, inquadrare I’idrologia del Timavo ipogeo non è possibile senza aver definito al meglio l’entità e la geometria della carsificazione all’in terno della compagine rocciosa che contiene il reticolo carsico. Si tratta di elementi la cui quantificazione e comprensione dipende essenzialmente dalla compiuta conoscenza delle caratteristiche geologiche, litologiche, strutturali, geodinamiche, geomorfologiche, ecc., tanto epigee che ipogee.

Franco Cucchi, Giacomo Casagrande, Paolo Manca, Luca Zini - Dipartimento di Scienze Geologiche, Ambientali e Marine, Università di Trieste

 Gruppo Triestino Speleologi ” Commissione Grotte E. Boegan”

 

Il profilo stratigrafico in corrispondenza della Grotta Meravigliosa di Lazzaro Jerko con i limiti fra le tre Unita litostratigrafiche (tutte di età Cretacico superiore) riconosciute. È in corso un campionamento di dettaglio che consentirà di effettuare le correlazioni stratigrafiche con il vicino (3.5 km in linea d'aria) Abisso di Trebiciano. I depositi alluvionali sabbioso-limosi sul fondo evidenziano una provenienza dal bacino epigeo del fiume Reka. Si noti il notevole sviluppo della cavità nei litotipi dolomitici e calcareo-dolomitici: lo sviluppo del carsismo ipogeo sembra meno condizionato dalla solubilità della roccia di quanto non lo sia quello del carsismo epigeo.

 BIBLIOGRAFIA

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-          COLIZZA E., CUCCHI F., ULCIGRAI F. (1989): Caratteristiche geolìtologiche e strvtturali del “Membro di Rupingrande” della “Formazione dei Calcari del Carso Triestino”. Bollettino Soc. Adriatica di Scienze, Vol. LXXI-1989, 21’11s: 29-46.

-          CUCCHI F., PIRINI RADRIZZANI C., PUGLIESE N. (1 989): The carbonate stratigraphic sequence of the Karst of Trieste (Italy). Mem. Soc. Geol. Ital., Vol. XL (1987), Trieste: 35-44.

-          CUCCHI F. & ZINI L. (in stampa): Considerations on the speleogenesis in the Trieste Classica1 Karst. Atti 80” Riunione estiva della S.G.I., Mem. Soc. Geol. Ital.

-          D’AMBROSI C. (1 971): Sulle attuali vedute riguardo I’evoluzione del Carso di Trieste, dopo la genesi delta superficie di spianamento Cattiano-Langhiana. Atti e Mem. C. G. E. Boegan, vol. X, 29-43, Trieste.

-          FORD D. & WILLIAMS P. (1 989): Karst geomorphoiogy and hydrology. Unwin Hyman Ltd Ed., 601 pp., Cambridge.

-          MARUSSI A. (1 975): Geomorphology, Paleohydrography and Karstification in the Karst of Trieste and Upper Istria. Steirische Beitrage zur Hydrogeologie, 27, 45-63, Graz.

-          MAUCCI W. (1960): Evoluzione geomorfologica del Carso triestino successiva all’emersione definitiva. Boll. Soc. Adriatica di Sc. Nat., vol. LI, 127-1 48, Trieste.

 

 

Fiume Timavo - salone Medeot (Foto U.Tognolli)