INTRODUZIONE

   La parte più superficiale del globo terrestre è suddivisa in diversi frammenti incastrati l'uno nell'altro come in un mosaico le cui tessere sono rappresentate dalle placche litosferiche. Queste placche si muovono l'una rispetto all'altra alla velocità di pochi cm/anno secondo un complicato meccanismo che genera nuova crosta in alcune zone (dorsali medio oceaniche) mentre altrove permette alla crosta esistente di essere riassorbita nel mantello (subduzione). In questo modo l'area complessiva della superficie terrestre rimane inalterata. Gli spostamenti, causati da processi geodinamici che agiscono in profondità, inducono tensioni (stress) nelle rocce poste ai margini delle placche ingenerando nelle stesse delle deformazioni permanenti. Per questo quando osserviamo la stratigrafia di un determinato territorio non sempre le diverse formazioni rocciose sono disposte ordinatamente le une sulle altre nello stesso modo in cui sono rappresentate nella colonna stratigrafica.

   La deformazione (strain) può essere di due tipi: duttile oppure fragile. Il primo caso è quello in cui lo sforzo supera sì la soglia delle deformazioni temporanee (campo elastico) per entrare nel campo delle deformazioni permanenti (campo plastico), ma senza però che si giunga per questo alla rottura: i costituenti della roccia si riorganizzano senza che questa venga a perdere la propria coesione. Tale comportamento è alla base dei processi di formazione delle pieghe e delle zone di shear. Nel secondo caso invece sia la coesione che la resistenza alla frizione vengono meno. Quando ciò avviene si originano fratture e faglie che si sviluppano in corrispondenza di determinate superfici interne all'ammasso roccioso. Questo è anche il meccanismo che talvolta provoca i terremoti (faglie sismogenetiche). La risposta delle rocce alla sollecitazione dipende da molti fattori, tra cui le caratteristiche del tensore di stress, i tempi e le modalità di applicazione dei carichi, il comportamento reologico dei materiali che è dato a sua volta dalle proprietà meccaniche e dalle condizioni fisiche in cui si trovano le rocce stesse: temperatura, pressione, tensioni efficaci, pressioni neutre, grado di fratturazione, discontinuità preesistenti, ecc..

   Le deformazioni delle rocce hanno spesso la caratteristica di essere autosimili; questo implica che il motivo geometrico delle pieghe e delle fratture può riproporsi a tutte le scale, da quella microscopica fino alla macro/megascala delle strutture regionali, passando dalla mesoscala che coincide con la dimensione dell'affioramento. Perciò le rocce che fanno parte delle strutture tettoniche a grande scala descritte nel seguito di questa esposizione sono in genere affette anche da una fratturazione pervasiva in cui la spaziatura delle discontinuità varia a seconda del litotipo e dello spessore degli strati, mediamente però nell'ordine dei decimetri. Volendo indagare in maniera più approfondita, con l'ausilio di un microscopio e campioni di roccia in sezione sottile da poter essere osservati in trasparenza, anche i microgranuli che compongono le stesse rocce mostrerebbero deformazioni simili.

IL QUADRO GENERALE

   Il territorio della Val di Fassa è parte del margine della microplacca adriatica, la quale si trova frapposta tra il continente africano e quello europeo. Questa specifica porzione di crosta continentale nel corso del tempo è venuta a trovarsi in situazioni molto diverse tra loro. Nell'intervallo temporale che va dal Permiano al Giurassico, quando Adria ed Eurasia precedentemente unite dalla sutura ercinica si sono separate e gradualmente allontanate l'una dall'altra, si è evoluta come margine passivo. In seguito si è trasformata prima in margine convergente, poi collisionale nel corso dell'orogenesi alpina, iniziata nel Cretacico e tuttora in atto. Nei margini passivi le strutture tettoniche sono quasi sempre estensionali, in quanto generate da sforzi distensivi e associati alla gravità (faglie normali); nei margini convergenti e collisionali prevalgono invece le strutture compressive (faglie inverse, sovrascorrimenti, pieghe). In entrambe le situazioni il movimento relativo delle masse rocciose può avere una componente orizzontale, trascorrente, che in base alla geometria del margine può ingenerare anche tensioni di natura opposta alla tendenza generale. Perciò, sia in presenza di un processo di rifting che in ambito orogenetico, possono formarsi localmente strutture transtesive o transpressive anche in contrasto con la geodinamica del momento. Siccome poi le zone di territorio deformate dalla tettonica sono meccanicamente più deboli, in quanto un substrato già fratturato offre meno resistenza alle sollecitazioni rispetto ad analoghe aree ancora integre, le strutture formatesi in precedenza possono essere rimobilizzate da azioni tettoniche successive e riattivate anche in senso opposto. Tutto ciò per dire che quello fassano è uno scenario complesso disegnato da una tettonica polifasica, che le deformazioni si sono verificate in momenti diversi e a seguito di sollecitazioni differenti per tipo e direzione degli sforzi e che tutto è possibile e niente assolutamente certo. Per queste ragioni il significato, l'età e l'origine di alcune strutture sono ancora una questione irrisolta, le soluzioni finora proposte non sono univoche e neppure del tutto convincenti. La spiegazione che segue parte perciò da una descrizione oggettiva e si limita a semplici interpretazioni suggerite dalla logica o da opinioni ormai comunemente accettate. Lo scopo è quello di ricostruire a grandi linee i movimenti relativi e la loro sequenza temporale, per poter riposizionare i diversi tasselli nella loro collocazione originale e dare un senso a tutto l'insieme.

Nell'immagine satellitare è rappresentata l'area centro-mediterranea, dove le Dolomiti sono indicate dal pallino rosso.
E' abbastanza facile riconoscere i margini di placca collisionali, evidenziati in superficie dalle catene montuose disposte tipicamente ad arco (linee gialle). Il corrugamento è dovuto all'impatto tra due masse continentali che collidono una contro l'altra generando su entrambi i lati una serie di falde di ricoprimento (fold and thrust belt), come nel caso delle Alpi, oppure alla sovrapposizione di due margini che scorrono invece l'uno sull'altro e raschiano materiale nella zona di contatto che viene accumulato in maniera disordinata (accretionary wedge), come negli Appennini.
Vi sono poi situazioni più complesse, ad esempio si può notare come il fondale del Mar Ionio si approfondisca improvvisamente in corrispondenza della Scarpata di Malta (linea tratteggiata rossa) per andare in subduzione sotto l'arco calabro e la Sicilia, provocando così l'apertura del bacino tirrenico che attira a se il blocco sardo-corso staccatosi dal continente europeo (linee bianche). Al processo di subduzione sono collegati i terremoti profondi dell'Italia meridionale (Messina e Reggio Calabria) e tutti i fenomeni vulcanici, antichi e recenti, nell'area tirrenica e ionica. Si può facilmente rilevare come le linee gialle indichino le zone dove sono avvenuti quasi tutti i terremoti disastrosi registrati sul territorio italiano.

LA STORIA PIU' RECENTE

   Le principali deformazioni neogeniche nel territorio delle Dolomiti occidentali, protetto da un piastrone rigido che ne ha limitato le trasformazioni, sono legate all'inarcamento del basamento: in questo contesto trova applicazione il modello fisico definito 'flexural slip' e che può essere spiegato con un esempio. Se si piega un libro dalla copertina flessibile, o anche una risma di carta, facendo pressione verso il basso al centro dell'oggetto, i singoli fogli scorrono l'uno sull'altro per adattarsi alla nuova conformazione geometrica, ma l'area della sezione trasversale ed il volume si conservano. Se ora si tengono premuti i bordi laterali, per simulare il comportamento di una pila di strati rocciosi in cui lo scorrimento delle superfici è impedito dalla coesione e dall'attrito, si ottiene ovviamente un sistema molto più rigido, ma applicando una forza sufficiente a piegare il pacco come in precedenza, si può osservare che i fogli nella zona centrale tendono a scollarsi e si piegano verso l'alto per accomodare il raccorciamento forzato della porzione superiore. Se si analizza il fenomeno in due dimensioni, su una sezione rettangolare longitudinale, si può notare che: il lato di base si piega ad arco, quello superiore assume una forma sinusoidale per conservare la sua lunghezza, gli altri due lati si inclinano verso l'interno e l'area incrementata al centro viene persa lateralmente. Anche il volume iniziale si conserva, ovviamente la materia non può scomparire, tant'è che quando cessa la sollecitazione la deformazione viene recuperata e l'oggetto riprende esattamente la forma primitiva. Naturalmente con la carta non viene superato nemmeno il campo elastico, mentre la roccia è molto più rigida e oltre a deformarsi in modo permanente, essa tende a fratturarsi secondo superfici che tagliano gli strati con un'inclinazione di circa 30° sul piano orizzontale (rampe). La parte che sta al tetto della faglia inizia poi a sovrascorrere scivolando sulle rampe inclinate e sulle superfici di scollamento tra strato e strato, creando tipiche strutture chiamate appunto sovrascorrimenti (overthrust) o più semplicemente thrust. La più elementare di queste geometrie a scalini è definita ramp-flat, quando invece gli scalini sono più di uno e raccordano più di due superfici di scollamento si usa il termine staircase. In questo modo il pacco di strati si inspessisce per compensare il raccorciamento e il volume totale èsalvo. Nella successione dolomitica i livelli di scollamento preferenziali si trovano in corrispondenza delle evaporiti della Formazione a Bellerophon, di alcuni membri del Werfen e nella Formazione di Buchenstein/Livinallongo/. I fronti dei thrust generati da questo meccanismo saranno orientati come l'asse del sinclinorio, la grande piega a scala regionale che incurva tutta la successione, e avranno quindi approssimativamente una direzione est-ovest, mentre il senso di avanzamento potrà essere nord-sud o viceversa. La stessa orientazione trova riscontro anche negli assi delle pieghe, infatti le maggiori ondulazioni del substrato seguono questo trend. In base a tali considerazioni di ordine geometrico si può supporre che anche l'anticlinale di Cima Bocche, la struttura plicativa descritta nella sezione dedicata alla stratigrafia del Permiano, sia di età neogenica.


ALCUNI ESEMPI

   Un thrust sud vergente, compatibile con il sistema tettonico appena descritto, emerge sul fianco sinistro della Val Duron ed è ben visibile sopra il Rifugio Micheluzzi, lungo la forra del Ruf de Pegna e in alto sopra Fraines. Il rigetto verticale medio, stimato comparando il limite Contrin-Buchenstein sui due lati della faglia, è di circa 150 m. Verso ovest le tracce si perdono nelle vulcaniti, ma l'impostazione rettilinea del tratto superiore della valle suggerisce un prolungamento di questo elemento strutturale almeno fino in fondo alla valle, confermato anche dai disturbi indotti sul versante del Molignon. Nel tratto orientale la linea si sfrangia approssimandosi al Col Rodella per la presenza di una struttura rigida che la contrasta, una specie di nervatura che irrigidisce tutto il settore e quando interseca il thrust si oppone ad una sua prosecuzione verso est. In effetti la deformazione si trasferisce più a sud, nell'area della Marmolada già compromessa dalla vulcanotettonica del Trias medio e da una contemporanea attività trascorrente. Qui riaffiora un sovrascorrimento simile al precedente che dal Vernel si dirige al Passo Ombretta e prosegue lungo la parete sud della Marmolada. La Formazione di Werfen che affiora a nord, al tetto della faglia (hanging wall), è a contatto con il Calcare della Marmolada al letto (foot wall), sul lato sud. Il thrust va ad accentuare l'inclinazione verso Fedaia della scaglia tettonica che forma la montagna e che in realtà è un frammento della piattaforma ladinica verosimilmente già dislocato in precedenza come la scaglia del Colac che le sta di lato. Le deformazioni presenti nella fascia di territorio che raccorda queste due linee tettoniche (transfer zone) sono descritte in dettaglio nel prosieguo insieme alle strutture del Col Rodella cui sono strettamente legate.

   Un altro sistema tettonico che interessa però solo marginalmente la Val di Fassa, secondo in ordine di età, è quello che ha prodotto i famosi sovrascorrimenti di vetta presenti sulle cime delle Dolomiti orientali e anche al Piz Boè, dove la Dolomia principale triassica ricopre in discordanza le Marne del Puez cretaciche e l'Ammonitico rosso di età giurassica. La spiegazione più accreditata prevede la messa in posto nel Paleogene di una serie di falde di ricoprimento con trend dinarico.


IL CASO DEL COL RODELLA: UNA FIGURA D'INTERFERENZA A GRANDE SCALA?

   Ci sono poi i sovrascorrimenti del Col Rodella, per i quali sono state fatte molte supposizioni. Questo sistema è rappresentato per la verità da un unico thrust, segmentato e dislocato in più punti, il quale ricalca l'orientazione dell'anticlinale diapirica del Passo San Nicolò che lo precede nella direzione del trasporto tettonico. La piega di San Nicolò ha anche altre similitudini con il thrust del Col Rodella, specie per quanto riguarda i rapporti di intersezione con il sistema trasversale neogenico. Il suo asse corre lungo la Valle di San Nicolò e dopo il passo attraversa la Val Contrin per infilarsi sotto il sovrascorrimento del Vernel. Da alcuni autori viene datata al Triassico medio poiché sembra essere tagliata verticalmente dai dicchi magmatici triassici e anche perché la fluidificazione delle evaporiti permiane presenti al suo interno pare sia stata innescata dal riscaldamento prodotto dai fenomeni vulcanici. Gli assi dell'anticlinale e del thrust, che verge a SSE, sono diretti OSO-ENE.

   La configurazione di questo sovrascorrimento è piuttosto complessa e merita una descrizione particolareggiata, sia perché è di difficile comprensione, sia perché presenta alcune stranezze che apparentemente non hanno una spiegazione. Inoltre non esiste una prova certa, oltre agli indizi già accennati, che permetta di collegare questa struttura ad un evento compressivo o transpressivo triassico piuttosto che collocarla nel contesto orogenetico alpino. All'estremità occidentale tutto inizia con una anomalia stratigrafica in alto sopra Campestrin, sulla strada forestale per la Val di Dona poco prima della soglia glaciale in località Fostiac; qui il Werfen in giacitura normale si trova sovrapposto alla Formazione di Contrin. Più in basso sul versante vi sono tracce di un corrugamento il cui asse segue la direzione OSO-ENE menzionata in precedenza. La geometria del thrust diviene più chiara avanzando in direzione est, nella zona di Crous e di Borest. Qui si può vedere chiaramente la rampa dell'hanging wall, con i piani di strato inclinati in avanti, che scorre sul Caotico eterogeneo oppure sul Contrin (ramp on flat), mentre più indietro la stratificazione immerge in senso opposto declinando lungo la rampa presente nel foot wall (flat on ramp). La serie che ricopre la superficie di scorrimento comprende in quest'ordine: brecce cacaclastiche alla base, Werfen, Calcare di Morbiac, brecce della Formazione di Moena e Contrin; le unità superiori sono presenti sul fronte e sul retro del thrust e risultano erose nella parte centrale. Procedendo verso nordest si arriva alla Val Duron che nel suo tratto inferiore incrocia e taglia trasversalmente la struttura tettonica rivelandone in gran parte forma e dimensioni, anche se le falde detritiche e alcuni blocchi di roccia collassati ne mascherano alcuni tratti. La superficie sovrascorsa in piano dal Werfen sul Contrin ha una lunghezza di circa 800 m sulla destra orografica del Rio Duron e di circa 1000 m sulla sinistra, evidenziando come la deformazione sia più estesa verso nordest e si annulli completamente a sudovest in direzione del Catinaccio. Sul lato sinistro, verso il Col Rodella, il tutto si complica notevolmene. Prima fa la sua comparsa un rigonfiamento, probabilmente un diapiro salino che porta ad affiorare in più punti i calcari neri della Formazione a Bellerophon, poi sia la serie sovrascorsa che quella sottostante si piegano repentinamente verso l'alto e gli strati si disongono verticalmente. In questo tratto la parte superiore del thrust è stata quasi completamente elisa, ma ne restano le tracce fino in località Elbetina. Tra queste la vistosa scaglia subverticale appartenente alla Formazione di Werfen e immergente a SO che si trova appena sotto la spianata dove sorgeva la stazione intermedia della vecchia seggiovia di Campitello. Essa si continua negli strati aventi la medesima giacitura che si incontrano sul sentiero che sale al Rifugio Friedrich August. Il thrust completo con la serie stratigrafica raddoppiata e a giacitura sub-orizzontale, continua invece in tutta la sua potenza molto più in alto, sotto il masso calcareo sulla vetta del Col Rodella, in località Gabia e Pedonel. Tra questi due spezzoni della stessa struttura, separati da uno scalino di circa 400 m, si inserisce una piega assimilabile ad una fault propagation fold.

   La linea che raccorda il thrust della Val Duron, supposto di età neogenica, con i sovrascorrimenti del Vernel e della Marmolada, coincide con l'asse della piega. Il thrust del Col Rodella è invece la struttura rigida che interferisce con il sistema tettonico allungato da ovest a est e ne interrompe la continuità, ma mentre la linea Duron-Marmolada è costretta a deviare sul piano orizzontale, la struttura del Col Rodella subisce invece uno spostamento prevalentemente verticale. La piega che occupa la transfer zone è a geometria conica e si chiude in località Gabia, a nordovest, mentre in direzione opposta è troncata dal truogolo glaciale fassano in corrispondenza della Gran Elba, un rilievo determinato dal ripiegamento a ginocchio della Formazione di Contrin. La struttura plicativa appena descritta si inserisce in un sistema di fratture e faglie subverticali, en èchelon, dirette circa NNO-SSE, che controlla in parte la morfologia e il reticolo idrografico e si rende ben evidente nelle piattaforme che ne sono tagliate, ad esempio nel Sassolungo e nel settore nord-orientale del Catinaccio, da Gardeccia alla Val Udai.

   Il thrust del Col Rodella, evidenziato sempre dalla Formazione di Werfen che poggia sul Contrin, prosegue declinando verso nordest fino al Rio Antermont, dove scompare per immergersi sotto le Vulcaniti triassiche e il Conglomerato della Marmolada che le ricopre. Tra queste unità e le siltiti rosse del membro di Campill manca completamente la serie intermedia che comprende Il Conglomerato di Richthofen, il Calcare di Morbiac, la Formazione di Contrin e quella di Buchenstein/Livinallongo. Sulla cresta che va dal Col de Salei al Col Rodella vi sono invece pochi metri di Buchenstein in facies di calcari nodulari con croste silicee su cui poggiano alcuni frammenti di scarpata (slope) di una piattaforma carbonatica in facies calcarea. il maggiore di questi è la parte sommitale della montagna dalla caratteristica forma semicircolare. Più che di una discordanza stratigrafica è più probabile che si tratti di un contatto tettonico, collegato allo scivolamento gravitativo verso nord alla base del gruppo del Sassolungo. Anche la parte frontale del thrust non è ben definita in quanto nell'area tra il Rio Duron, a Campitello, e l'Antermont che attraversa Canazei si manifestano collassi gravitativi verso la caldera del Buffaure che coinvolgono l'intera successione affiorante.