STORIA GEOLOGICA
DEL TRENTINO
ITG A. Pozzo - Lezioni di Geologia - Anno 2008/09 - Prof. Romano Oss
Le rocce più antiche rinvenibili in Trentino sono rappresentate dal Basamento
Metamorfico:
rocce metamorfosate derivanti dai sedimenti deposti nel periodo precedente
(550 – 400 milioni di anni fa) costituite in gran parte da filladi quarzifere.
Il Basamento metamorfico si è formato a seguito dell’orogenesi ercinica uno
scontro tra zolle continentali avvenuto nel Paleozoico, 400 milioni di anni fa,
durante il Periodo Carbonifero che ha comportato il ripiegamento della crosta
europea con la formazione di grandi catene montuose, ora scomparse.
I depositi sedimentari furono soggetti a grandi pressioni e temperature elevate
dando luogo a rocce metamorfiche scure, le filladi quarzifere.
Il Periodo Carbonifero è stato caratterizzato da paludi e grandi foreste di piante
ora estinte, simili alle felci e agli equiseti, che hanno formato gran parte dei
giacimenti carboniferi europei.
Durante questo periodo
appaiono i primi rettili e c’è
una grande diffusione di
insetti.
Paesaggio relativo al Basamento Metamorfico
In seguito durante il Periodo Permiano inferiore (286 milioni di anni fa) grandi
vulcani, anche orizzontali, emettono ceneri e lave incandescenti molto fluide,
ignimbriti simili alle nubi ardenti che si espandono sopra il basamento
metamorfico originando la Piattaforma Porfirica Atesina che dà luogo ai
giacimenti di porfido ora esistenti.
Filoni lavici
Raffreddandosi formò uno strato di rocce spesso centinaia di metri dando vita
al fenomeno delle ignimbriti costituendo quelli che comunemente si chiamano i
Porfidi quarziferi. Da questo fenomeno nacque la catena del Lagorai formata
da porfidi potenti centinaia di metri.
Durante il Periodo Permiano appaiono le prime conifere, si sviluppano rettili
simili ai mammiferi, scompaiono le trilobiti e appaiono le prime ammoniti.
A questo periodo risale anche un rettile
chiamato Tridentinosaurus e rinvenuto
sull’Altopiano di Pinè in un livello di tufi,
intercalato ai porfidi
Nel corso del Permiano superiore si
instaurò un ambiente desertico che portò alla
formazione delle Arenarie di Val Gardena.
I sedimenti che andarono a costituire tale
formazione rocciosa derivarono dalla
disgregazione degli edifici vulanici del
permiano inferiore.
La continua azione delle piogge e dei venti
portò al disfacimento e all’erosione degli
strati superficiali che si accumularono in
depositi di sedimenti dallo spessore
variabile.
I detriti, trasportati dalle alluvioni, andarono a
colmare le depressioni mentre i venti
trasportavano i sedimenti dalla granulometria
più fine accumulandoli in dune di sabbia
rossastra.
La grana della roccia diminuisce, infatti, dal
basso verso l’alto.
Gli affioramenti più indicativi di questi terreni permiani sono rappresentati dal
canion scavato dal “Rio delle foglie” il Butterloch, il monte Seceda, il Passo
Valles e il passo delle Erbe a Nord del Sass di Putia.
Su questo territorio si muovevano alcuni antenati dei più famosi dinosauri che
domineranno la terra nell'Era successiva: il Mesozoico.
Il canion del Butterloch rappresenta il più importante sito al mondo per il
ritrovamento di numerose tracce di tetrapodi del permiano superiore.
Tra i resti fossili di queste località, particolarmente interessanti sono i segni
lasciati dalle onde sulla spiaggia (ripple mark), i segni lasciati dalle gocce di
pioggia sulla spiaggia, i segni del fango rinsecchito
Nel frattempo un vasto braccio marino, proveniente da Balcani, invade buona
parte dei territori alpini che fino ad allora erano stati caratterizzati da un
paesaggio pianeggiante dove grandi fiumi provenienti da nord trasportavano e
accumulavano detriti di vario genere formando il complesso sedimentario delle
Arenarie di Valgardena.
Avviene una trasgressione marina
Probabile paesaggio al tempo della formazione delle Arenarie della Val Gardena
La trasgressione marina al termine del permiano e la conseguente
trasformazione di queste zone desertiche in larghe fasce di lagune costiere e
bassi fondali con un clima molto arido e una grande evaporazione comportarono
la precipitazione di Sali come il gesso (evaporiti) CaSO4. Tali depositi, salini,
bianchi e farinosi affiorano allo sbocco del Rio Gola nella valle dell’Adige ai
piedi del monte Palon.
Il mare successivamente invaderà tutto il Trentino fermando la sua linea di costa
lungo quella che ora è la valle dell’Adige.
A oriente di questa, Valsugana, Val Pusteria, Carnia, si formerà un vasto golfo di
acque poco profonde (qualche decina di metri) e molto quiete favorevoli allo
sviluppo di molte forme di vita cefalopodi, gasteropodi e pesci, nel quale si
accumulavano fanghi scuri ricchi di sostanza organica, che daranno luogo alle
formazioni calcaree di Bellerophon, dal nome di un mollusco caratteristico di
questa formazione.
Gli strati scuri Bellerophon si
sovrapponevano agli strati
chiari delle evaporiti gessose
Sequenza
temporale
della
trasgressione
marina
Probabile paesaggio al tempo della formazione a Bellerophon
Il passaggio dal Permiano al Trias rappresenta una delle date miliari della
storia della Terra, in quanto rappresenta il passaggio dall'Era Paleozoica al
Mesozoico. Come tutti i passaggi tra due Ere geologiche anche questo è
caratterizzato da importanti estinzioni di massa, ben più imponenti di quella
successiva, ma più famosa, in cui scompariranno i dinosauri.
Tale passaggio è ben visibile alla testata del Butterloch (sotto il Corno
Bianco) ed è riportato in foto (B e W stanno ad indicare gli strati del
Bellerophon e del Werfeniano).
Nota particolare
Alla fine del Permiano si è verificata la più drammatica estinzione di massa della
storia della Terra, crisi biologica che ha interessato un gran numero di organismi,
soprattutto marini (si ipotizza il 49% delle famiglie paleozoiche e il 72% dei
generi, contro il tasso medio di estinzione del 17% degli altri periodi).
Per essa sono state proposte varie spiegazioni:
•improvviso aumento della radiazione cosmica,
•fluttuazione nel contenuto d'ossigeno nell'atmosfera,
•aumento nella salinità degli oceani,
•diminuzione della produttività dei mari,
•inversione del campo magnetico terrestre,
•caduta di un asteroide (diametro ipotizzabile: 50 Km, luogo impatto ipotizzabile:
Antartide),
•vulcanismo esteso con effetti quali piogge acide, incendi, maggiori radiazioni
ultraviolette e anidride carbonica.
Tutte queste spiegazioni, non necessariamente slegate l'una dall'altra, richiedono
l'intervento di un evento esterno eccezionale, teoricamente possibile ma non
documentato.
Secondo parecchi autori può essere stata determinata dalla concomitanza di
fenomeni che operano anche oggigiorno:
Due eventi in particolare sarebbero la causa di una simile strage:
fluttuazioni climatiche
cambiamenti paleogeografici del tardo permiano
Le brusche variazioni climatiche con alternanza di periodi glaciali e interglaciali
avrebbero causato forti estinzioni nelle faune e nelle flore continentali nonché
una marcata specializzazione della fauna marina. Alla pari di tutte le crisi
biologiche in genere, la perdita di un certo numero di specie ha creato un forte
squilibrio negli ecosistemi, causando in tal modo una reazione a catena nella
quale sono state coinvolte molte altre forme viventi.
In queste condizioni di equilibrio biologico precario si sarebbe verificato inoltre
un abbassamento del livello dei mari, forse a causa dal mutamento delle
dinamiche del mantello terrestre, e la conseguente emersione di ampi territori
dapprima sommersi. Ciò ridusse il numero e la varietà delle nicchie ecologiche a
disposizione degli organismi marini e quindi a una drastica riduzione delle ricche
popolazioni costiere.
Un'altra teoria sostiene la sequenza di tre fasi:
la prima indusse distruzioni di habitat, instabilità climatica a causa
dell'abbassamento del livello del mare intorno al continente unico Pangea;
in un secondo tempo si ebbe il vulcanismo diffuso con l'immissione di enormi
quantità di anidride carbonica;
infine il livello marino risalì provocando inondazioni
All’inizio dell’era Mesozoica, 250 milioni di anni fa - periodo Triassico, il mare
avanza verso occidente fino alla Svizzera e Francia e in tutta la zona alpina si
instaurano condizioni di mare costiero.
Sui bassi fondali si depositano strati sottili di sabbie, argille, calcari che vanno
a costituire la formazione di Werfen, rocce ben stratificate dai colori vivaci
(grigio, giallo, rosso) caratterizzati da fossili guida quali la Claraia Clarai, gli
Asteroidi (stelle marine), la Natiria costata e ammoniti quali la Tirolites
cassianus. Si tratta di una delle prime avvisaglie del progressivo
sprofondamento di questa porzione di placca continentale che porterà,
durante tutto il triassico a condizioni di mare sempre più profondo, tranne una
breve interruzione durante l'Anisico.
Probabile paesaggio sottomarino al tempo della formazione di Werfen
Nell’Anisico, 250 milioni di anni fa, alcune zone della nostra regione si sollevarono
emergendo dal mare formando delle piccole isole in cui le rocce della formazione
di Werfen e della sottostante Bellerophon vengono erose, incanalate in piccoli
torrenti e distribuite come ciotolame rossastro lungo piccole spiagge.
Queste antiche ghiaie andranno a costituire il conglomerato di Richtofen che
affiora al tetto delle successioni Werfeniane di tutto il territorio dolomitico.
Dopo questi sollevamenti, alla fine del Periodo Anisico, buona parte delle Alpi
venete e lombarde incomincia a sprofondare lentamente a causa del
fenomeno della Subsidenza.
La subsidenza o subsistenza è un lento e progressivo abbassamento
verticale del fondo di un bacino marino o di un'area continentale.
Il mare era di tipo tropicale, con acque calde, limpide, ossigenate; sulle varie
isolette in via di sprofondamento attecchivano comunità organogene,
generalmente algali, ma cominciava la presenza di coralli.
Mano a mano che i fondali sprofondano (1000 metri in 4 milioni di anni) la
produzione di carbonato di calcio da parte degli organismi è talmente
abbondante che le scogliere riescono a rimanere costantemente a pochi metri di
profondità: la produzione e l’accumulo di sedimento carbonatico tengono il
passo della subsidenza.
Nelle aree adiacenti alle scogliere, dove non avevano attecchito gli organismi
costruttori, la subsidenza determina un successivo approfondimento del fondo
marino. Viene così a formarsi un paesaggio di isolette e scogliere circondato da
bacini profondi quasi 1000 metri.
Questi banchi formano
ora alcune delle più
famose montagne
dolomitiche quali lo
Sciliar, il Catinaccio, la
Marmolada e le Pale di
San Martino.
Questa stratificazione è puramente cronologica, nella realtà gli
strati appaiono mescolati e confusi.
A partire dalle scogliere sottomarine si sono formati i principali
gruppi dolomitici, modellati poi dall’erosione.
I sedimenti che si accumulavano nei
profondi bacini adiacenti alle
scogliere sono rappresentati dalla
formazione di Livinallongo, un pacco
di strati sottili, talvolta selciferi con
intercalati livelli di tufi e ceneri
vulcaniche dal colore verde intenso.
Alla fine del Ladinico, 230 milioni di anni fa, Mesozoico - triassico medio,
l’area dolomitica viene interessata da una serie di imponenti fenomeni
vulcanici e sconvolgimenti geologici. Dai vulcani esce una quantità
impressionante di lava che va a riempire in parte i bacini sottomarini sul cui
fondo si era depositata la formazione di Livinallongo.
Subito dopo il livello marino si abbassa di alcune decine di metri per cui
emergono le scogliere e gli edifici vulcanici. Le scogliere cessano di vivere e
gli edifici vulcanici vengono spianati dall’erosione.
Nelle aree più vicine ai centri eruttivi come le valli di Fiemme e Fassa i detriti,
assieme a grandi blocchi crollati dalle scogliere riempiono completamente i
bacini ladinici.
Un ulteriore evento di origine tettonica colpisce in questo periodo il Trentino:
Movimenti di masse rocciose lungo grandi fratture (faglie) portano alla
deformazione e all’accavallamento delle rocce precedentemente deposte.
Una volta terminati gli eventi tettonici la regione torna ad essere un tranquillo
tratto di mare tropicale in cui tornano a proliferare gli organismi e in cui
attecchisce una nuova generazione di scogliere e di piattaforme carbonatiche
questa volta di età carnica successiva al Ladinico (230 milioni di anni fa) si forma
la dolomia di San Cassiano.
Queste formazioni non sono sottoposte
a una elevata subsidenza e si possono
espandere lateralmente chiudendo i
piccoli bacini interposti fra esse in cui si
depositavano i detriti erosi dalle rocce
vulcaniche del tardo ladinico.
Gli strati di La Valle e di San Cassiano
sono testimonianza dello scatenarsi di
eventi vulcanici. Queste rocce sono
ricchissime di fossili marini, quali ad
esempio la bella daonella che ricorda
un sole splendente.
In questi strati si rinvengono i fossili tipici della Dolomia principale come i grandi
bivalvi megalodonti, gasteropodi del genere Wortenia e lamine stromatolitiche.
megalodonte
wortenia
Il periodo geologico di queste formazioni è il Norico.
Stromatoliti
Le stromatoliti sono definite strutture organo-sedimentarie
poiché si formano per interazione tra organismi e sedimento
depositato al fondo. Tali strutture rappresentano una delle più
antiche documentazioni della vita sulla terra, si ritrovano
facilmente nei depositi paleozoici e archeozoici, fino a
testimoniare la vita di tre miliardi di anni fa.
Attualmente si formano ai climi tropicali ed in particolare è bene
ricordare le celebri stromatoliti colonnari della Shrak Bay, una
località dell’Australia Occidentale.
La formazione di queste strutture è strettamente legata all’associazione di
batteri e alghe cianoficee (azzurre) in grado di costituire dei feltri ciano-batterici
in ambienti costieri tropicali. Durante gli uragani, mareggiate e maree la
violenza delle onde porta in sospensione il fango presente all’interno delle
lagune, questo fango viene trasportato nelle zone più interne fino a decantare
sopra i tappeti ciano-batterici quando le condizioni tornano alla normalità. I
batteri coperti dal livello a fanghi, per non soffocare, crescono tra un grano è
l’altro del sedimento sovrastante e riconquistano la superficie.
La figura a lato ( destra) mostra chiaramente i filamenti batterici che si fanno
spazio tra il sedimento fino a raggiungere il livello sovrastante ossigenato.
In questo modo il livello fangoso viene inglobato nel tappeto ciano-batterico, si
crea una lamina sottile che subirà un processo di fossilizzazione.
Quella che appare come una superfice sottilmente laminata non è altro che
l’associazione di centinaia di lamine fangose depositate a seguito di molteplici
eventi di tempesta e mareggiate. Le stromatoliti, ben visibili ad occhio nudo,
sono presenti molto spesso all’interno di pietre da costruzione e
pavimentazione, conferendo alle stesse dei motivi ornamentali di gran pregio.
Si giunge così alla fine del Triassico e all’inizio del Giurassico, caratterizzato da
un approfondimento dei vari ambienti marini. In conseguenza dell’apertura
dell’Oceano Atlantico e del Mar Ligure, si delineano due bracci di mare che
isolano una piattaforma allungata in senso meridiano cui verrà dato il nome di
Piattaforma di Trento, a Est il Bacino Bellunese, a Ovest il Bacino Lombardo. Le
terre comprese tra questi mari costituiranno un promontorio che dall’Africa si
spinge verso Nord circondato da acque profonde. Anche il clima cambia
sensibilmente; quello triassico era caldo e arido, quello giurassico è caldo e
umido.
È in questo ambiente, di lingue di terra al limite tra l’alta e la bassa marea che
transitavano i dinosauri come quelli dei Lavini di Marco.
I sedimenti che si depositano sono i Calcari Grigi, la formazione più tipica di questo
periodo.
Nel corso del Giurassico l’ambiente cambia molto lentamente, la piattaforma
sprofonda poco alla volta, i sedimenti diventano via via più marnosi, tipici di
ambienti più profondi. I calcari appaiono ben stratificati e ricchi di fossili quali
Brachiopodi, Crinoidi, Echinidi, Lamellibranchi; talvolta si trova una miriade di
sferette “ooliti” che si sono formate sulle spiagge dei bassi fondali del mare
giurassico.
Nel Giurassico superiore i territori continuano a sprofondare e ai calcari grigi
seguono i sedimenti pelagici del Rosso ammonitico. I fossili più comuni sono le
ammoniti, ma ci sono anche le Belemniti e Brachiopodi.
Fossili e ambiente naturale
Ammoniti e crinoidi
Belemniti e Brachiopodi
Ambiente di deposizione del Rosso Ammonitico
Il mare rimane profondo per diverse decine di milioni di anni e vi si depositano il
Biancone e la Scaglia Rossa. Nelle zone a fondali più depressi con il minimo di
ossigeno i sedimenti sono biancastri, più sopra dove c’è ossigenazione il
sedimento è rosso.
Verso la fine del Cretaceo, 60 milioni di anni fa, il continente africano
incomincia ad avvicinarsi all’Europa e a seguito di questo scontro di zolle i
fondali si spaccano e si corrugano formando rilievi sottomarini stretti e
allungati.
La Scaglia Rossa, stratificata e ricca di selce affiora nella zone delle Tre Cime
e fa da basamento al Cornetto e la Dosso d’Abramo. (Rocce Rosse)
Ambiente di deposizione della Scaglia Rossa
Il progressivo sollevamento dei rilievi sottomarini (Eocene inferiore, 50 milioni di
anni fa) permette che, una volta raggiunta la profondità alla quale penetra la
luce, si insedino nuove comunità organogene e attecchiscano nuove piattaforme
carbonatiche. (Calcari di Torbole e Nago)
Uno di questi rilievi sottomarini è ora la catena Monte Baldo-Bondone.
Successivamente nell’Oligocene e nel Miocene rimane un ambiente di specchi
d’acqua, scogliere e dune sabbiose poi, con la compressione alpina, tutto il
territorio trentino emerge dall’acqua e inizia il processo di modellamento dovuto
all’erosione e alle glaciazioni che si osserva ai giorni nostri.