ESCURSIONE GEOLOGICA SUL BORDO MERIDIONALE DELL'ADAMELLO

(ALPI CENTRALI)


 
  Bibliografia

COME SI E' FORMATO L'ADAMELLO

Alcune zone all'interno del globo terrestre contengono porzioni di materiale fuso, il magma. Essendo meno denso e quindi più leggero rispetto alla parte solida circostante, il magma tende a muoversi verso l'alto per galleggiamento. Fino a che resta una differenza di densità, il materiale meno denso cerca di disporsi sopra quello più denso.

La densità delle rocce solide diminuisce gradualmente risalendo verso la superficie terrestre e, se viene a mancare il contrasto di densità necessario per la spinta di galleggiamento, il fuso può rallentare fino a fermarsi. Il processo di risalita può continuare per la diminuzione della pressione esterna (che nella crosta è spesso ridotta anche dalla presenza di profonde fratture) o per aumento della pressione all'interno della stessa massa magmatica.

Quando il magma riesce a giungere in superficie avvengono le eruzioni e si formano i vulcani; se si ferma e si raffredda al di sotto o all'interno della crosta terrestre, si formano corpi magmatici sepolti chiamati intrusioni. La temperatura del fuso ristagnante si abbassa lentamente, partendo dalle zone più esterne, e le componenti mineralogiche hanno modo di aggregarsi e di formare dei cristalli. Quando la massa di magma è solidificata, l'intrusione risulta costituita da rocce, in genere graniti,formate da cristalli con dimensioni che dipendono dalla velocità di raffreddamento (più è lento e più i cristalli possono crescere).

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La crosta terrestre che si trova intorno a una massa di magma sepolto può essere fusa e inglobata fino a che la temperatura è sufficientemente alta. Dove il magma comincia a raffreddarsi, le rocce circostanti risentono del rialzo di temperatura, ma non si fondono. Il processo che trasforma una roccia in un'altra, conservando lo stato solido nel corso di tutta la trasformazione, per condizioni di temperatura o di pressione diverse da quelle originarie, è chiamato metamorfismo. Le rocce modificate da questo processo sono dette metamorfiche di basso, medio o alto grado, a seconda dell'intensità della trasformazione.

I corpi intrusivi con volume relativamente piccolo prendono il nome di plutoni. Il plutone dell'Adamello si è formato in un periodo geologico recente, compreso tra 42 a 28 milioni di anni fa, cioé almeno 20-30 milioni di anni dopo la formazione della catena alpina. Le forze erosive che agiscono sulla superficie della terra hanno asportato gran parte dei terreni che ricoprivano l'intrusione con uno spessore valutato nell'ordine di 2-4 km e hanno messo a nudo circa 700 km2 di rocce intrusive.

Dalle datazioni effettuate sulle rocce intrusive affioranti, si ritiene che la risalita del magma sia avvenuta in almeno cinque fasi e abbia formato i vari blocchi di roccia che costituiscono l'attuale Massiccio dell'Adamello chiamati, dal più antico al più recente, Re di Castello, Adamello, Avio, Corno Alto e Presanella. Le rocce intrusive dell'Adamello midionale appartengono alla massa magmatica del Re di Castello.

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ESCURSIONE
 

La superficie terrestre è in continuo movimento: frane, terremoti, alluvioni e, a volte, l'attività vulcanica sono fenomeni che avvengono e si ripetono in tempi molto brevi e di cui ogni generazione umana può essere testimone. I movimenti più ampi e profondi hanno conseguenze ancora più vistose, come il piegamento degli strati rocciosi e la formazione delle catene montuose, ma avvengono attraverso processi lentissimi e quando noi ne osserviamo i risultati è come se fermassimo un solo fotogramma di un interminabile film.

Il piccolo triangolo compreso tra le località di Bazena, il Monte Frerone e la Corna Bianca rappresenta una risorsa geologica unica in quanto permette di vedere in brevissimo spazio i segni di numerosi e lenti eventi geologici.

Il tragitto a piedi (punti principali di osservazione indicati sulla carta con i numeri) attraversa le rocce sedimentarie, in alcuni punti metamorfosate e attraversate dai filoni magmatici e il contatto tra queste e le rocce magmatiche dell'Adamello. Il percorso prevede due possibilità, entrambe molto interessanti, ma abbastanza lunghe e opportunamente divisibili in due giornate. Per chi avesse tempo e interesse, si consiglia di pernottare al rifugio Bazena, gestito dalla locale sezione A.N.A (Associazione Nazionale Alpini) o all'accogliente nuovo rifugio del Lago della Vacca (m 2355 slm).

La partenza è comune ai due percorsi da Bazena. Nel primo caso, si arriva ai piedi del Monte Frerone. Il sentiero è di alta montagna e presenta qualche difficoltà dopo il Passo di Valfredda, dove per un breve tratto diventa molto stretto e strapiombante. Il secondo percorso prende a destra dopo Passo di Valfredda, in direzione del Lago della Vacca, e scende dal Passo della Vacca verso la Corna Bianca. In questo modo, oltre alla parte in comune col primo itinerario, si attraversa l'intrusione (Terre Fredde) e il contatto con le rocce sedimentarie e metamorfiche, lungo la discesa dalle Creste di Laione verso il laghetto di Cadino. Da qui si raggiunge la Corna Bianca e quindi la malga Cadino della Banca, dove bisogna prevedere un'auto che riporti al punto di partenza. L'auto può essere lasciata anche in prossimità della Corna Bianca, dopo aver verificato la percorribilità della mulattiera che sale da Cadino della Banca (a tutt'oggi il transito non è vietato, ma non sempre le condizioni del fondo sono buone).

I punti di sosta indicati sulla carta non sono molti, ma tutta la zona si presta a osservazioni continue, dalle deformazioni degli strati alla frequente presenza di filoni magmatici che attraversano le rocce sedimentarie e, non ultimo, alle osservazioni di carattere morfologico, botanico e naturalistico.

Insieme agli itinerari a piedi, si suggeriscono alcuni punti di osservazione da non perdere durante l'avvicinamento in auto o interessanti per quanti si trovassero di passaggio nella zona di Campolaro, Passo Crocedomini e Maniva (punti di sosta indicati sulla carta con le lettere alfabetiche). Si ricorda che il tratto Astrio-Crocedomini resta chiuso per gran parte dell'inverno. Da Crocedomini al Maniva la strada è paesaggisticamente molto bella, ma richiede attenzione essendo il fondo sterrato e non sempre in buone condizioni.

Infine, si propone un itinerario per immagini che può servire come primo approccio agli argomenti geologici sia da casa che durante una gita in auto da Breno al Maniva (circa 30 km).
 

Le rocce che si vedono nel corso dell'escursione sono:
 
NOME DELLA FORMAZIONE e punti di osservazione ETA
Tonaliti e granodioriti dell'Adamello 3bis, 4, 5 e 6

Dolomia Principale  4, 5 e 6

Terziario (Paleogene)  datate tra 28 e 42 milioni di anni fa

Trias sup. (Norico/Retico)  210 milioni di anni fa

Dolomie di S. Giovanni Bianco  5 Trias sup. (Carnico)
Form. di Breno 
Argillite di Lozio  4
Trias sup. (Carnico) 
Trias medio-sup. (Ladinico-Carnico)
Calcare di Esino 3 Trias medio (Ladinico Sup.)
Form. di La Valle  (o Wengen) Trias medio (Ladinico Sup.) 
Form. di Livinnalongo (o Buchenstein) Trias medio (Ladinico Inf.)
Calcare di Prezzo  5
Calcare d'Angolo  2
Trias medio (Anisico Sup.) 
Trias medio (Anisico)
Carniola di Bovegno  C, C1e 1 Trias inf. (Scitico) 
Form. Servino (o Werfen) B e B1 Trias inf. (Scitico)  250 milioni di anni fa
Verrucano Lombardo          A
Conglomerato di Dosso dei Galli A
Permiano sup. 
Permiano medio  260 milioni di anni fa

 
 
Vulcaniti di Auccia   A Permiano inf. da 290 milioni di anni fa

Dalla descrizione delle rocce sedimentarie si cerca di risalire all'ambiente di formazione della roccia e di ricostruire i movimenti della parte più esterna del globo negli ultimi 260 milioni di anni.La successione delle rocce sedimentarie più antiche dell'intrusione si inquadra perfettamente nel modello che, in base alla teoria della tettonica a zolle, ricostruisce la storia geologica delle ultime centinaia di milioni di anni, dalla fratturazione del grande continente Pangea, alla formazione delle due placche euroasiatica e africana, dal loro reciproco allontanamento, alla successiva ricongiunzione e formazione delle Alpi.
 

1) LE ROCCE SEDIMENTARIE
 

Lunghi e complessi processi di compattazione e cementazione (litificazione), partendo da un accumulo di granuli sciolti, i sedimenti, formano i corpi rocciosi sedimentari affioranti sulla superficie terrestre. L'età di una roccia sedimentaria si riferisce all'epoca geologica in cui è avvenuta la sedimentazione dei granuli che la compongono. La composizione e la struttura delle rocce sedimentarie rispecchiano l'ambiente in cui è avvenuta l'erosione e le modalità di trasporto e di sedimentazione dei granuli.
 

A) FASE DI INARCAMENTO CROSTALE (per maggiori dettagli vedi storia geologica dell'Italia)

L'inarcamento verso l'alto di un'ampia zona, provocato dalla risalita di calore dal mantello terrestre, è considerato il fenomeno precursore dei processi che possono portare a dividere in due un continente. Nell'arco di decine di milioni di anni, la crosta si solleva, si frattura e viene profondamente incisa ed erosa. Questa fase geologica si è verificata nel continente Pangea, prima di 250 milioni di anni fa.

Il modello teorico di inarcamento crostale e di incipiente separazione continentale prevede un rapido accumulo di sedimenti, spesso grossolani e poco selezionati, trasportati da numerosi e tumultuosi corsi d'acqua e sedimentati sopra la crosta continentale. Le rocce che si formano da sedimenti prodotti in queste condizioni devono pertanto avere i segni di intensi processi erosivi (formazioni rocciose di grosso spessore), di un breve trasporto (granuli poco smussati) e una rapida sedimentazione (scarsa selezione nei granuli).

Una roccia che si inquadra in questa fase geologica è il Verrucano Lombardo. Di colore rossiccio, il Verrucano Lombardo è formato da frammenti di rocce metamorfiche e vulcaniche, con elementi a volte molto grossolani, soprattutto nella parte basale (questa parte è chiamata Conglomerato di Dosso dei Galli). Verso l'alto, è composto da particelle sempre più fini (da arenarie a siltiti e peliti). Il fatto che contenga pezzi di rocce e granuli di origine vulcanica significa che il Verrucano Lombardo è in parte il prodotto dello smantellamento di preesistenti apparati vulcanici. L'ambiente di formazione di questa roccia è una crosta continentale solcata da torrenti che sboccano in ampie conoidi alluvionali e grossi fiumi con meandri e canali.

Il Verrucano Lombardo può essere visto raggiungendo in auto il punto A dell'escursione. Lungo la strada da Crocedomini al Maniva le rocce si susseguono in ordine decrescente di età. Del Verrucano L. si incontra pertanto prima la parte a granulometria medio-fine, poi i livelli con sciami di materiale grossolano e, infine, il Conglomerato di Dosso dei Galli che rappresenta la base della Formazione:

Punto A- 2,5 km da Passo Crocedomini verso il Maniva, fino a 5,3 km. Oltre questo punto, segnato dal rudere di una caserma, il Verrucano Lombardo e il Conglomerato di Dosso dei Galli sono intercalati a montagnole di porfidi (Vulcaniti di Auccia, roccia magmatica di età precedente), attualmente intensamente scavati.

Il Verrucano Lombardo costituisce vasti affioramenti in diverse zone della media Valcamonica che possono essere comodamente raggiunte in macchina. Tra i punti più accessibili si indicano la collina del Monticolo a Darfo Boario Terme e il lato destro della valle tra Boario e Costa Volpino, dove si consiglia di percorrere la strada che da Corna di Darfo sale al Lago Moro, quasi completamente tagliata nel Verrucano Lombardo. Sul lato sinistro della valle, le pareti visibili dietro l'abitato di Sacca di Esine e verso Pisogne sono di Verrucano Lombardo. Al Monticolo, a Gorzone e più a Nord di qualche decina di km, tra Cemmo e Capodiponte, il Verrucano Lombardo offre ulteriori motivi di osservazione. La roccia è segnata da profonde erosioni e striature lasciate dai ghiacciai quaternari che percorrevano la valle e i massi lisciati dal ghiaccio sono stati interamente ricoperti, a partire da oltre 2000 anni a.C., dalle incisioni rupestri degli abitanti preistorici della valle.

B) FASE DI SEPARAZIONE DEI CONTINENTI (per maggiori dettagli vedi storia geologica dell'Italia)

Nella successiva fase geologica, la frattura della crosta si accentua e nella zona dove era avvenuto l'inarcamento si forma per l'intensa erosione della parte sollevata una profonda vallata (detta graben). I fenomeni geologici e i movimenti tettonici dell'area sono relativamente rapidi nel corso di questa fase. Il graben tende ad allargarsi e ad approfondirsi e, in alcuni punti, diventa più basso rispetto al livello del mare che circonda il continente. Si formano in questo modo laghi salati, insieme a bacini marini abbastanza profondi e a lagune con acque basse. L'irregolarità del fondo del graben crea bacini che sono soggetti a alternati episodi di evaporazione e ritorno delle acque marine. Le profonde fratture prodottesi nella crosta fin dalla fase di inarcamento favoriscono la risalita dei magmi in superficie e molte depressioni vengono colmate dai prodotti dell'attività vulcanica sparsa lungo la vallata.

In queste fasi iniziali di separazione continentale, i sedimenti e gli ambienti di sedimentazione sono diversi da un punto all'altro del graben e danno origine a rocce con età simili, ma di tipo differente, con abbondanza  di calcari nei bacini più profondi e di evaporiti nei bacini salati chiusi soggetti a prosciugamento.

Le rocce attribuite a questa fase geologica e a un ambiente di mare abbastanza profondo costituiscono la Formazione del Servino. Nel suo insieme la formazione comprende diversi tipi di rocce, ma in questa zona delle Alpi affiorano  strati di colore variabile da grigio a giallo-rossastro, prevalentemente calcarei e con particelle da fini a molto fini. Alcuni strati sono ricchi di fossili marini, altri contengono sferette millimetriche (ooliti) formate da particelle molto piccole aggregate fra loro, probabilmente create dall'azione di correnti sul fondo. Il materiale molto fine è l'unico che riesce a raggiungere zone di mare profonde e lontane dalle coste, dove però i fondali non sono toccati dalle correnti. Questo può essere un indizio di variazioni relativamente rapide nella profondità del bacino, ritenute possibili nelle fasi iniziali di separazione continentale.

L'ambiente di formazione del Servino è immaginabile come un paesaggio fatto di pianure fangose alternate a lagune, talvolta ampie e profonde, con le caratteristiche di una piattaforma continentale instabile che si va progressivamente abbassando. La Formazione del Servino può essere vista raggiungendo in auto i punti B e B1 dell'escursione:

Punto B tra 8 e 8,7 km dopo Passo Crocedomini verso il Maniva
Punto B1 in località Campolaro presso il Ponte di Fontanazzo

Dopo la fase di massimo abbassamento, il fondo del graben dove si trovava il bacino di sedimentazione del Servino, torna progressivamente e irregolarmente ad innalzarsi. In qualche punto il mare si ritira, in altri forma bacini chiusi soggetti ad evaporazione. Simili variazioni nella morfologia del graben sono tipiche nelle fasi che portano alla separazione di due continenti e avvengono nell'arco di milioni di anni.

Quando l'acqua salata evapora, sul fondo del bacino si accumula tutta una serie di prodotti solidi, derivanti sia da precipitazione diretta che chimica, come i solfati (gesso), i carbonati (calcite e dolomite), i borati (borace) e gli aloidi (salgemma). Anche se si lascia evaporare una piccola quantità d'acqua marina da un recipiente, si ottiene un consistente deposito di materiali che precipitano con un ordine preciso sul fondo, prima i carbonati, quando il volume dell'acqua è ridotto di circa la metà, poi i solfati, quando è ridotto a un quinto e infine, quando la riduzione è a circa un decimo, i cloruri. Da questi sedimenti si formano le rocce chiamate evaporiti.

La presenza nel graben di bacini privi di ricambio di acqua e soggetti ad evaporazione è testimoniata da una roccia evaporitica chiamata Carniola di Bovegno. Questa roccia presenta numerose cavità irregolari, lasciate dallo scioglimento dei cristalli di gesso inglobati nella matrice calcarea. Le evaporiti con questo aspetto sono dette anche "calcari a cellette" o "dolomie cariate" e costituiscono terreni facilmente erodibili e spesso soggetti a fenomeni di scivolamento. La Carniola di Bovegno si può vedere raggiungendo in auto i punti C e C1 e il punto 1 a piedi da Bazena.

punto C  da Passo Crocedomini per un lungo tratto sia in direzione del Maniva (circa 8 km) che di Gaver
punto C1 sopra il Ponte di Fontanazzo (Campolaro) in direzione di Bazena
punto 1   una stretta striscia di Carniola di Bovegno taglia il sentiero il Frerone poco sopra la malga di Bazena
 

C) FASE DI OCEANIZZAZIONE(per maggiori vedistoria geologica dell'Italia)

Dopo la formazione del graben e le prime ingressioni di acqua marina, il solco fra i due continenti continua ad allargarsi, fino a che le acque dell'oceano circostante possono circolare liberamente tra i due lembi di terra ormai separati.

La fase di oceanizzazione comprende tutti gli stadi di allargamento e approfondimento dell'oceano formatosi tra i due continenti che si stanno allontanando uno dall'altro. Gli ambienti di sedimentazione sono molto diversi e si estendono dai bordi continentali, dove si formano le scogliere coralline, alle zone di mare aperto con sedimentazione sempre più scarsa via via che ci si allontana dalla terra emersa.

Le rocce derivanti da sedimenti accumulati durante la fase iniziale di oceanizzazione, sono rappresentate in questo settore alpino dalla Formazione del Calcare di Angolo, ampiamente diffuso e facilmente riconoscibile per la sua fitta e sottile stratificazione. Questa stratificazione è data dall'alternarsi di calcari marnosi e marne calcaree (il nome rispecchia la proporzione relativa dei componenti principali) di colore più chiari i primi e più scure, quasi nere, le seconde.

L'ambiente di formazione del Calcare d'Angolo è quello di baie e golfi poco profondi. Verso l'alto della Formazione lo spessore dei livelli marnosi aumenta, fino a diventare predominante (Calcare di Prezzo). Questa graduale variazione testimonia il progressivo approfondimento e l'espansione del bacino oceanico.

Il Calcare d'Angolo suò vedere percorrendo il sentiero che da Bazena sale a Malga Val Fredda e, insieme al Calcare di Prezzo, sul Monte Frerone.

Punto 2 - Bivio per Malga Val Fredda. In questo punto si può osservare la regolare stratificazione del Calcare d'Angolo, con fitte pieghe e alterazioni metamorfiche. Le rocce grige e grigio-scure del Calcare d'Angolo sono attraversate da uno sciame di dicchi intrusivi, facilmente riconoscibili per il colore bruno-rossiccio. Dopo il Passo Val Fredda verso il Frerone, il Calcare d'Angolo presenta le stesse caratteristiche e, sul fianco Sud del Frerone, affiora il Calcare di Prezzo.

La strada che conduce da Breno a Bazena è in gran parte fiancheggiata da affioramenti di Calcare d'Angolo. In alcuni punti gli strati sono vistosamentepiegati e testimoniano i movimenti di compressione avvenuti nelle fasi geologiche successive alla formazione della roccia. Questo tipo di pieghe è chiamato in geologia "a chevron", un termine che in inglese definisce il simbolo dei gradi militari.

La stretta geometria delle pieghe del Calcare d'Angolo rappresenta un esempio di come le rocce formate da strati sottili siano in grado di deformarsi sotto i grandi sforzi causati dai movimenti dei continenti. Le rocce non stratificate o con strati di grosso spessore tendono a fratturarsi e a scivolare in massa sopra i corpi rocciosi sottostanti.

Mentre sul fondo dell'oceano che si andava approfondendo si depositavano i sedimenti del Calcare d'Angolo e del Calcare di Prezzo, nelle zone di mare più vicine ai bordi continentali, si sviluppavano vaste colonie di coralli e altri organismi marini. Molte dolomie e corpi rocciosi calcarei presenti nella media Valcamonica sono scogliere coralline fossili, la cui formazione è avvenuta contemporaneamente a quella del Calcare d'Angolo e Prezzo. Un brandello di scogliera corallina, sviluppatasi lungo i frastagliati bordi continentali, di età appena successiva a quella del Calcare d'Angolo, costituisce la Formazione del Calcare di Esino.

Punto 3 -  Il Calcare di Esino affioralungo il sentiero tra Malga Val Fredda e Monte Mattoni, dove è metamorfosato in marmo saccaroide, di colore bianco candido, sfarinabile. La Formazione è attraversata da dicchi intrusivi di colore chiaro.

I bordi dei continenti non hanno un andamento rettilineo e, tra gli atolli e le scogliere coralline, esistono bracci di mare profondo con sedimentazione analoga a quella del mare aperto. Una serie di rocce formatesi in queste condizioni, coeve al Calcare di Prezzo, costituisce la Formazione di Livinallongo (o Buchenstein). Questa Formazione è costituita da strati di calcari scuri e argilliti, ma contiene anche rocce di origine vulcanica (Pietra Verde).

La struttura dei bordi continentali viene continuamente modificata dall'abbondante apporto di sedimenti e dalla crescita delle colonie coralline. Il tratto di mare in cui si era sedimentata la Formazione di Livinallongo diventa sempre meno profondo, anche perché viene raggiunto dai prodotti vulcanici della Pietra Verde, e lentamente acquista le caratteristiche di un ambiente lagunare e in alcune zone addirittura palustre. Questa evoluzione è testimoniata dalla Formazione delle Marne di La Valle (o Wengen), ricche di resti di flora continentale che indicano la presenza di vicine aree emerse.

Negli stadi finali di oceanizzazione le piattaforme carbonatiche e le formazioni coralline occupano i bordi continentali, mentre nell'oceano continua la sedimentazione, intensa vicino al continente e in costante riduzione con la distanza e la profondità del mare. Piattaforme carbonatiche e scogliere di coralli diventeranno, milioni di anni dopo, i potenti banchi di dolomie e calcari dei rilievi alpini. I sedimenti oceanici formeranno rocce completamente diverse, come le argilliti.

Tra le rocce di scogliera riferibili a questa fase vi sono le dolomie farinose giallastre della Formazione di S. Giovanni Bianco, il Calcare di Pratotondo e la Dolomia Principale che rappresenta la roccia sedimentaria più giovane nella copertura sedimentaria sopra l'intrusione dell'Adamello. Tra quelle formatesi in ambiente di mare profondo, vi sono le Argilliti di Lozio.

Un esempio classico di rocce aventi la stessa età, ma collegate a differenti ambienti di sedimentazione, è rappresentato nelle Dolomiti dalla Dolomia Cassiana (scogliera corallina) e dalla Formazione di S. Cassiano (mare aperto antistante la scogliera corallina). I sedimenti di bacino profondo sono simili a melme e danno origine a formazioni rocciose più erodibili rispetto a quelle derivanti dalla fossilizzazione delle scogliere coralline. A questa particolarità è dovuto lo splendido paesaggio di Cortina, dove la conca si è formata per erosione della Formazione di S. Cassiano e le montagne che la circondano sono costituite da Dolomia Cassiana. Anche le pareti del Sella, fino alla cengia sommitale, sono composte da Dolomia Cassiana, mentre la morfologia dolce dei prati antistanti si è formata per una più marcata erosione della Formazione di S. Cassiano.

Punto 4 - sul Monte Cadino affiorano (metamorfosate) il Calcare d'Angolo, la Formazione di Livinallongo, il Calcare di Pratotondo, e la Dolomia Principale. Non è facile vederle da vicino in questo affioramento, ma si possono riconoscere tra i blocchi del detrito di falda.

Punto 5 - sul Monte Frerone  affiora il Calcare d'Angolo, il Calcare di Prezzo, la Formazione di Livinallongo, il Calcare di Pratotondo, l'Argillite di Lozio, la Formazione di S. Giovanni Bianco e la Dolomia Principale, tutte più o meno metamorfosate dal contatto col plutone dell'Adamello e attraversate da una fitta rete di dicchi magmatici.

Punto 6 - la  Corna Bianca  è formata da Dolomia Principale, metamorfosata in marmo saccaroide. Tutta la valletta tra il versante Est del Monte Cadino eCorna Bianca è formata da rocce intrusive e Dolomia Principale, alternate in piccole zolle.

D) FASE DI CONVERGENZA(per maggiori vedi storia geologica dell'Italia)

Due zolle separate da un bacino oceanico possono muoversi una verso l'altra. Quando i due continenti cominciano ad avvicinarsi l'oceano che li separa si restringe e i sedimenti che si trovano nel fondo dell'oceano si accavallano tra i due margini continentali, insieme ai depositi presenti sulla piattaforma e alle scogliere coralline.

Il lungo viaggio della separazione continentale ha creato gli ambienti di formazione delle rocce che formano le Alpi, mentre la posizione attuale di questi sedimenti litificati, cioé la stessa catena alpina, e gran parte delle loro deformazioni e smembramenti sono conseguenza del successivo riavvicinamento e della collisione fra le due zolle.

Il limite tra il margine continentale meridionale e quello settentrionale dei due pezzi di Pangea che formarono il continente euroasiatico e quello Africano viene collocato in corrispondenza di una grande frattura detta linea Insubrica (o linea del Tonale) che corre dal Canavese a Ovest fino alla Val Pusteria a Est.

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2 - LE ROCCE METAMORFICHE

La massa di magma intrusa ha riscaldato un'aureola di rocce sedimentarie intorno al plutone, trasformandone i minerali e alterandone la struttura originaria in misura decrescente verso l'esterno. Il complesso di reazioni chimico-fisiche che provocano la trasformazione, allo stato solido, di una roccia in un'altra è detto metamorfismo. In questo caso, il metamorfismo è di tipo termico da contatto. Esiste anche un metamorfismo per variazione di pressione e casi in cui i due effetti,variazione di temperatura e di pressione, coesistono.

Le temperature raggiunte dalle rocce sedimentarie intorno al plutone dell'Adamello sono state calcolate tra 850-900°C (Lago della Vacca, Passo Blumone) e, nell'evento metamorfico più moderato, tra 500-600°C (Val Fredda, Monte Cadino, Frerone).

L'aureola metamorfica è particolarmente estesa lungo la Val Daone, nell'area di contatto con la parte di intrusione chiamata Re di Castello, a NE rispetto all'area di Bazena. In Val Daone, a 6 km dal limite dell'intrusione si vede il colore del Verrucano Lombardo cambiare da rossiccio a violetto, a causa della ricristallizzazione dell'ematite. A 2 km dal contatto si forma per ricristallizzazione la biotite e la roccia assume un colore grigio. Un'ulteriore trasformazione della biotite in cordierite, sempre andando verso il plutone, determina un aspetto maculato "a pelle di leopardo" nel Verrucano Lombardo. In base all'osservazione dei minerali metamorfici nella zona di contatto è probabile che le rocce più vicine a questo lato dell'intrusione abbiano raggiunto una temperatura di 600-650°.

Nella zona di Bazena, l'aureola di contatto ha un'ampiezza che varia da 500 a 1000 metri, in relazione alla temperatura dell'intrusione in differenti punti.La parte dell'intrusione costituita da rocce di colore scuro (rocce femiche, come le orneblenditi) doveva avere una temperatura più alta rispetto a quella delle rocce più chiare (granodioriti). In entrambi i casi il metamorfismo è avvenuto in condizioni di bassa pressione.

Il Calcare d'Angolo era già deformato in fitte pieghe quando si è verificata l'intrusione e, infatti, i dicchi tagliano gli strati piegati. Una conseguenza delle trasformazioni prodotte dal rialzo di temperatura nel Calcare d'Angolo si può osservare prima e in prossimità del bivio per Malga Val Fredda e sul Frerone: una prima fase metamorfica ha indurito gli straterelli marnosi scuri, interposti a quelli calcarei grigio chiaro, e li ha resi più resistenti all'erosione. La roccia presenta pertanto in rilievo i livelli scuri che in condizioni normali sarebbero i più erosi.

Il Calcare d'Angolo reca i segni anche di una successiva fase di deformazione che ha provocato lo stiramento degli strati. In questa fase gli strati marnosi, resi meno duttili di quelli calcarei dal precedente metamorfismo, assumono una struttura detta "a boudinage" (dal francese boudin, salsiccia), cioé si rompono in segmenti.

Il calcare di Esino e la Dolomia Principale sono stati trasformati in marmi saccaroidi, una roccia candida e fragile come una zolletta di zucchero. Tutto il Monte Frerone presenta rocce ricche di cristalli tipici del metamorfismo di contatto (granato, vesuviana, diopside), soprattutto nelle parti più argillose della Formazione di Livinallongo e delle Argilliti di Lozio, trasformate in marmi con letti di cornubianiti verdi e rosso-brune.
 

3 - LE ROCCE INTRUSIVE

 Le principali rocce intrusive affioranti lungo il bordo meridionale dell'Adamello sono:
 
 
TIPO DI ROCCIA
LOCALITA'  E DESCRIZIONE
Orneblenditi e gabbri orneblenditici  M. Mattoni - cumuliti stratificate: alla base orneblenditi a struttura granulare, con orneblende prismatico-tozze; sopra gabbri a struttura porfirica, con orneblende in matrice fine costituita da plagioclasio; Verso l'alto pogressivo arricchimento di matrice fino a che il plagioclasio assume carattere cumulitico; 
M. Cadino - oltre alla serie stratificata tipo M. Mattoni si vede la parte alta della serie, costituita da roccia gabbrica a grana medio-minuta, talvolta intercalata da gabbri orneblenditicia struttura cumulitica.
Gabbri Cornone di Blumone - sequenza stratificata: alla base ultramafiti di colore scuro e aspetto granulare, con abbondante olivina; seguono strati di spessore tra 20 e 70 cm di gabbri e leucogabbri. Ai margini della sequenza stratificata, successive tonaliti  e dioriti formano ammassi caotici, con gabbri ricchi di lunghi cristalli di orneblenda (fino a 30 cm).
Dioriti e quarzodioriti a orneblenda tozza e tonaliti associate tra Passo della Vacca-Lago della Vacca -Scoglio di Laione: da gabbri a tonaliti con abbondanti dioriti e quarzodioriti, granulari e di colore chiaro e molto chiaro; 
Passo della Vacca: dioriti alternate a tonaliti e gabbri con inclusi metamorfici di rocce sedimentarie. Inclusioni del complesso gabbrico più antico. 
Tonaliti e granodioriti Val Fredda - piccolo ammasso di leucoquarzodiorite a grana media. E' l'estremo lembo meridionale del plutone, alternato a zolle di rocce sedimentarie e intruso nel complesso gabbrico Mattoni-Cadino. 
Lago della Vacca - tonaliti chiare a grana minuta, con inclusiscuri rotondeggianti.

 
 
Filoni  e dicchi Atrraversano sia le rocce sedimentarie che le intrusive. Nel primo caso possono derivare da eventi magmatici più antichi dell'Adamello. Nel secondo, sono legati alle fasi finali di cristallizzazione, quando il fuso residuo è ricco di fasi gassose.

 
 

In molti punti del bordo meridionale dell'Adamello, e in particolare nella zona di Bazena, i terreni sedimentari sono alternati in brevissimo spazio ad affioramenti di rocce intrusive di vario tipo. Questo indica che il tetto della massa magmatica è giunto in questa posizione quasi freddo o comunque non più in grado di fondere e inglobare tutta la roccia solida con cui veniva a contatto.

Sulle pareti del Monte Cadino, pezzi di roccia intrusiva si alternano a ampie fasce di bianca roccia calcarea con basso grado di metamorfismo. Il versante che scende dal Monte Cadino alla Corna Bianca, visibile dall'alto dalla piccola sella tra Monte Mattoni e Monte Cadino, è un'alternanza di rocce sedimentarie (Dolomia Principale) e di tozze montagnole di roccia intrusiva variabili nella composizione mineralogica nell'arco di poche decine di metri. La varietà delle rocce intrusive è ricollegabile al fatto che la composizione originaria del magma che si andava raffreddando subiva continue e differenti mutazioni da zona a zona, sia per l'arrivo di nuove porzioni di fuso, sia per la quantità e il chimismo delle rocce di copertura che andava incorporando.

La montagnola del Monte Mattoni (punto 3 bis dell'escursione) è formata da una roccia intrusiva di colore nero, costituita da cristalli di orneblenda. L'orneblenda è uno dei primi minerali a cristallizzare quando si abbassa la temperatura di un magma ed è anche uno dei più pesanti. I cristalli di orneblenda che si formano all'interno di una massa ancora parzialmente liquida cadono verso il basso per effetto del loro peso e formano ammassi (detti "cumuliti" da cui "rocce cumulitiche") di sole orneblende nella parte inferiore dell'intrusione.

Gusci di cristalli di orneblende si formano anche nelle zone più esterne dell'intrusione, dove la temperatura si abbassa prima che all'interno per il contatto con le rocce incassanti fredde. Dato che il Monte Mattoni si trova al margine del plutone, è probabile che rappresenti una parte della parete del serbatoio di magma. Anche nelle rocce intrusive del Monte Cadino si trovano cristalli di orneblenda ben sviluppati, immersi in una matrice chiara.

Le rocce sedimentarie che affiorano in Val Fredda (Calcare d'Angolo) sono separate dal complesso Cadino-Mattoni da sottili fasce di roccia intrusiva (diorite, granodiorite e leucoquarzodiorite di Val Fredda) che rappresenta il limite meridionale dell'intrusione e, probabilmente, anche l'ultima risalita di magma in questo settore. Il Monte Blumone che si staglia con la sua massa scura all'orizzonte, è costituito da rocce scure (gabbri) ricche di orneblenda e di olivina. Anche l'olivina è un minerale pesante che si forma precocemente al raffreddamento di un liquido magmatico e che può avere lo stesso comportamento cumulitico dell'orneblenda.

Come si vede, i tipi di rocce intrusive presenti tra Val Fredda, Lago della Vacca e Corna Bianca non sono omogenei: quelle del complesso Cadino-Mattoni differiscono da quelle del Blumone per tessitura e mineralogia. Quelle di Val Fredda e del Lago della Vacca sono simili a un granito, ma sono diverse da questo e fra loro per contenuto mineralogico.

Tutta la zona è attraversata da lunghi filoni e dicchi, cioé di strette fasce di rocce intrusive intercalate a terreni di tipo sedimentario. I filoni sono paralleli all'andamento dello strato sedimentario, mentre i dicchi tagliano con angolazione diversa la stratificazione. Numerosi dicchi sono presenti anche nelle rocce intrusive.

Quando è in avanzato stadio di raffreddamento, la massa di magma risulta in gran parte solidificata secondo un preciso ordine di cristallizzazione dei vari minerali all'abbassarsi della temperatura. Contemporaneamente, la porzione residua di fuso si è arricchita di sostanze volatili, cioé dei gas che erano contenuti nel magma e che non sono entrati nei reticoli cristallini dei minerali. La presenza di questi gas, sempre più compressi al procedere della cristallizzazione, provoca nelle fasi finali di raffreddamento, vere e proprie iniezioni di magma nelle rocce incassanti.

I dicchi che si incontrano lungo il sentiero tagliano in ogni senso sia le grandi pieghe che quelle più piccole del Calcare d'Angolo. Questo significa che si sono intrusi quando le rocce sedimentarie erano già state piegate da eventi precedenti. Siccome gran parte delle deformazioni di queste rocce sono legate alle conseguenze della collisione tra Europa e Africa (datata non precedente a 50-60 milioni di anni fa), ne consegue che l'intrusione non può essere anteriore a questo periodo e quindi l'età recente dell'Adamello, stabilita per altre vie, viene ulterioremente confermata.


4 - ITINERARIO FOTOGRAFICO BRENO-PASSO MANIVA

- km 0,00: azzerare il contachilometri al centro di Breno, al bivio per Pescarzo-Astrio.
- km 2,1:  curva con una santella da cui si può osservare, nelle giornate limpide, un ampio tratto di valle verso Nord con la forma a U tipica delle valli glaciali. I versanti sono segnati anche da numerose conoidi e corpi di frana.
- km 4,6: il Calcare d'Angolo affiora anche anche più in basso, ma in prossimità di questa curva si vedono tra la vegetazione le pieghe "a chevron", frequenti in questa formazione. Le rocce a strati sottili possono deformarsi e piegarsi intensamente quando sono sottoposte a forti pressioni, specialmente se gli strati consistono in roccia compatta alternata ad un'altra meccanicamente più debole. Questo permette il movimento relativo fra i due tipi di strato, in quanto la parte meno resistente funziona da piano di scorrimento. In quest'area, il Calcare d'Angolo è formato da una regolare alternanza di strati con spessore di qualche centimetro di calcare grigio e sottili livelli di colore più scuro di roccia marnosa, meno resistente del calcare. Un corpo roccioso non stratificato oppure con strati di grosso spessore, se viene sottoposto a forze compressive tende a spezzarsi o a scivolare in massa se le rocce alla base possono fungere da piano di scorrimento.
- km 5,3: prima di arrivare alla frazione di Astrio, la strada taglia il Calcare d'Angolo, di cui si vedono sia strati piano-parallelo che deformati da fitte pieghe.
- km 5,9: all'entrata di Astrio si vedono di fronte i prati di S. Martino, un terrazzamento di detrito morenico e alluvionale incuneato tra due vallette, una che scende verso Breno (torrente La Valle) e l'altra verso Prestine (torrente Prestello). Probabilmente l'accumulo di questo materiale ha provocato lo sbarramento di una valle più ampia e, infatti, il torrente Prestello aggira i prati di S. Martino con una brusca deviazione.
- km 7,2: bivio per Campolaro. Di fronte si vede una frana con detrito di colore giallastro, tipico colore della Carniola di Bovegno, una roccia evaporitica formata da calcare e cristalli di gesso, facile al deterioramento e al franamento.
- km 8,8: al curvone con il bivio per Valle delle Valli si vede ancora un bell'affioramento di Calcare d'Angolo con i sottili strati verticalizzati.
- km 10,7: da questo punto i livelli scuri del Calcare d'Angolo, che prima erano molti sottili, aumentano di spessore fino a diventare predominanti. Questo cambiamento si verifica verso l'alto della formazione e quando la variazione è molto evidente, la parte superiore più scura prende il nome di Calcare di Prezzo.
- km 10,8: in questo punto, per circa 100 m, si vede un grosso lembo di Calcare d'Angolo che si incunea nel Calcare di Prezzo. La roccia, specialmente la parte più scura, è disseminata di cristalli di pirite, spesso alterati in limonite.
- km 11: un dicco di roccia intrusiva taglia una piega del Calcare d'Angolo. Questi "strati" di rocce magmatiche sono infiltrazioni che si diramano da masse magmatiche più grosse. In questo caso, la massa di magma da cui sono partiti i dicchi è quella che ha formato l'Adamello. La posizione del dicco indica che l'intrusione è avvenuta nel Calcare d'Angolo già piegato.
- km 11,1: in questo tratto di strada il Calcare d'Angolo presenta una struttura a pieghe molto fitte.
- km 11,3: un altro dicco intrusivo con geometria speculare rispetto al precedente.

- km 14,3: al cartello Campolaro si prende la strada pianeggiante a destra, verso il ponte di Fontanazzo.
- km 15,3: dopo le case di Campolaro vecchio, al bivio con la strada privata che scende a destra verso una presa idraulica, si vede di fronte, sopra la presa, il torrente che ha inciso la Carniola di Bovegno e scorre con una breve cascata sopra una roccia giallo-rossastra stratificata, il Servino.
- km 16: Ponte di Fontanazzo. Si lascia la macchina e si attraversa a piedi il ponte sopra la profonda forra scavata dall'acqua. Appena oltre il ponte, a sinistra, un piccola cava di Servino e in fondo a questa si trova un sentiero che in pochi minuti porta in riva al torrente. L'acqua scorre sopra gli strati piano-paralleli del Servino.
Volendo camminare per un quarto d'ora si può salire lungo la mulattiera che, prima del ponte, porta verso una malga. Dopo qualche decina di metri si prende un'altra sterrata che torna indietro a destra e la si segue fino a un ponticello di legno. Poco dopo l'imbocco di questa strada si incontra a sinistra un masso di Calcare d'Angolo, dove si può vedere l'alternanza di straterelli marnosi e calcarei, con evidenti alterazioni metamorfiche. La roccia giallastra che si incontra più avanti, sempre a sinistra (destra orografica), è la Carniola di Bovegno. Si oltrepassa il ponte e si raggiunge in pochi minuti un secondo ponte in legno, subito dopo il quale la mulattiera fiancheggia il torrente in un tratto pianeggiante. Sia l'abbondante detrito che le rocce affioranti tra l'erba sono Carniola di Bovegno. In questo punto il torrente non ha ancora eroso completamente la Carniola e vi scorre sopra per un breve tratto. Già prima del ponte più a valle raggiunge la formazione sottostante, il Servino. Da questo punto il sentiero comincia a salire ripido e si consiglia di continuare solo se si è deciso di fare una camminata piuttosto lunga. In una-due ore si può infatti raggiungere il rifugio Bazena, attraversando affioramenti di Carniola di Bovegno fino ai prati sotto il rifugio, dove comincia il Calcare d'Angolo.
- km 00,0: Si ritorna al bivio Campolaro e si riprende a salire (girando a destra) verso Bazena e Passo Crocedomini. Conviene azzerare il contachilometri
- km 2,7: cascata di Vajuga nel Calcare d'Angolo/Prezzo.
- km 3,2: il taglio della strada ha messo in evidenza una bella e ampia curvatura del Calcare d'Angolo.
- km 4,1: Bazena. Da qui parte l'itinerario a piedi indicato nella carta dell'escursione. La conca di Bazena si è formata nel Calcare d'Angolo di cui si vedono piccoli lembi nei prati, interrotto solo da una stretta striscia di Carniola di Bovegno che affiora nel punto più alto visibile della mulattiera che sale verso Malga Val Fredda. Questa striscia di Carniola segue una valletta che sfocia più in basso sulla strada appena percorsa, prima di Bazena.

- km 5,9: Passo Crocedomini. Si prende a destra per il Passo Maniva. Da questo punto la strada è sterrata, ma generalmente percorribile in auto. Le rocce che si incontrano tra Bazena e il Maniva sono in ordine crescente di età, dal Calcare d'Angolo (Anisico) alle Vulcaniti di Auccia (Permiano). La roccia che si vede al passo è la Carniola di Bovegno, il cui confine con il Calcare d'Angolo segue grosso modo le due vallette che si dipartono con direzione Est-Ovest, quella di Vericla (che corre sotto la strada Bazena-Crocedomini) e quella di Cadino (il cui fianco sinistro è tagliato dalla strada che scende verso Gaver). La morfologia della zona rispecchia la natura fragile e facilmente erodibile di una roccia evaporitica come la Carniola. Il tratto di strada che corre sopra questa formazione è il più dissestato, ogni rigagnolo forma piccole conoidi di detrito giallognolo e i prati sono interessati in più punti da smottamenti. Ogni lesione prodotta nella cotica erbosa, dal taglio di una mulattiera alle tracce di un fuoristrada o di una motocicletta, diventa un punto di erosione e di potenziale distacco di una frana.
- km 6,5: girandosi a guardare il Monte Bazena, si vede il contatto tra Calcare d'Angolo e Carniola di Bovegno.
- km 8: in  questo punto si vede il passaggio dalla Carniola di Bovegno alla Formazione del Servino.
- km 8.3: la strada è ora fiancheggiata dalla Formazione del Servino, che conviene osservare da vicino in questo punto. L'affioramento consiste in strati di calcare da giallo-ocra a grigi, compatti, alternati a strati con laminazioni. In alcuni punti nei calcari compatti si trovano livelli di ooliti, sferette di particelle aggregate la cui formazione avviene nei fondali marini ad opera delle correnti. In alto, si vede il contatto con il Verrucano Lombardo che corre obliquo.
- km 8,7: contatto tra Servino e Verrucano Lombardo.
- km 10: sulla destra vi è il piccolo laghetto di Làvena. La strada è fiancheggiata dal Verrucano Lombardo, di colore rossiccio e prevalentemente a grana medio-fine, con isolati sciami di elementi grossolani. La parte basale del Verrucano Lombardo è caratterizzata dalla presenza di conglomerati e prende il nome di Conglomerato di Dosso dei Galli, ben visibile più avanti. Verso l'alto il Verrucano Lombardo è formato da particelle sempre più piccole e la roccia varia da arenaria, fino a pelite.
- km 10,6: da questo punto si può osservare la sottostante vallata con la malga di Lavena, nella quale corre il contatto tra il Verrucano Lombardo e i porfidi delle Vulcaniti di Auccia. Le cave di porfido stanno ormai interessando quasi tutti i rilievi formati da questa roccia.
- km 10,8: un filone magmatico attraversa il Verrucano Lombardo.
- km 11,2: in questa curva si vedeva fino a pochi anni fa un edificio militare, la caserma di Codemort, ormai quasi completamente distrutto. Fino alla curva la roccia è Verrucano Lombardo, dopo cominciano i porfidi delle Vulcaniti di Auccia. Questa roccia magmatica, più antica del Verrucano Lombardo forma, dove ancora non è erosa dalle cave, una bella morfologia con piccoli rilievi ai cui piedi si trovano spesso conche di acqua stagnante, con vegetazione d'alta montagna (tutta la strada del Maniva corre al di sopra dei 2000 m) come ginepri, mirtilli rossi e neri e molte specie di fiori.
- km 12,8: la strada sale e dopo un paio di tornanti, alla curva dove si diparte a sinistra il sentiero per una santella, si vede il contatto tra la parte conglomeratica del Verrucano Lombardo (Conglomerato di Dosso dei Galli) e le Vulcaniti di Auccia.
- km 14,5: bivio per la ex installazione NATO e S. Colombano. Da qui la strada riprende ad essere asfaltata e scende verso la Val Trompia. Sulla destra si può vedere da vicino la composizione del Conglomerato di Dosso dei Galli, ricco di materiale grossolano di tipo metamorfico, di materiale quarzoso e di molti altri tipi. Si può salire verso il fabbricato NATO, ormai abbandonato, e ammirare il bellissimo paesaggio, con le piatte banconate del conglomerato interrotte dai rilievi dei porfidi e, in direzione di S. Colombano, i due laghetti di Ravenola. Su questo lato, dopo pochi chilometri, affiorano le rocce metamorfiche che rappresentano la base di tutte le formazioni rocciose viste fin qui.

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