PREMESSA

   La litosfera è la parte più superficiale del pianeta Terra, uno strato di rocce che si estende per decine di km attraverso la crosta e la porzione più esterna del mantello e che risulta suddiviso in diversi frammenti, di varie dimensioni, incastrati gli uni negli altri come le tessere di un puzzle: le cosiddette placche litosferiche (tettonica delle placche - 1965/1967).
In senso figurato le placche 'si muovono' l'una rispetto all'altra alla velocità di pochi cm/anno, pur tuttavia rimanendo a contatto. Ciò può accadere solo per via di un complesso meccanismo che genera nuova crosta oceanica in una determinata zona tra due placche (dorsale medio oceanica) e, sul lato opposto di queste due placche in espansione, permette alla vecchia crosta oceanica di essere riassorbita nel mantello (subduzione). Questo fa si che l'area complessiva della superficie terrestre rimanga inalterata. La causa di tutto ciò è da ricercarsi nei processi geodinamici che agiscono sotto la superficie e in profondità.
In realtà, più che spostarsi, le placche si trasformano accrescendosi da un lato e consumandosi da un altro; solo in alcune zone del bordo si ha uno scorrimento relativo rispetto alle placche adiacenti. Pertanto I margini di placca possono essere di tre tipi: margine divergente o passivo (costruttivo), margine convergente (distruttivo) e margine trasforme (conservativo).
In questo modo, mentre gli oceani nascono e muoiono, le masse continentali che sono all'interno delle placche e che non possono rigenerarsi né andare in subduzione, si muovono a tutti gli effetti sulla superficie allontanandosi e riavvicinandosi tra loro (deriva dei continenti - 1912/1915), si separano e si riuniscono ciclicamente (ciclo di Wilson).

    Gli spostamenti relativi, gli stiramenti e le compressioni inducono tensioni (stress) nelle rocce che si trovano ai margini delle placche e generano nelle stesse delle deformazioni permanenti. Per questo motivo, quando si osserva la stratigrafia di un determinato territorio, non sempre le diverse formazioni rocciose sono disposte ordinatamente le une sulle altre allo stesso modo in cui sono rappresentate nella colonna stratigrafica.
La deformazione (strain) può essere di tipo duttile oppure fragile. In entrambi i casi lo sforzo applicato è tale da superare la soglia delle deformazioni temporanee (campo elastico) per entrare nel campo delle deformazioni permanenti (campo plastico). Nella deformazione duttile si ha una specie di flusso viscoso per cui i componenti della roccia 'scorrono' gli uni rispetto agli altri e si riorganizzano senza perdere nel complesso la loro coesione. Tale comportamento è alla base dei processi di formazione delle pieghe e delle zone di shear. Nel secondo caso invece (deformazione fragile) sia la resistenza alla frizione che la coesione vengono meno e si raggiunge il limite di rottura del materiale. Quando ciò accade si originano fratture e faglie che si sviluppano in corrispondenza di determinate superfici di debolezza 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 replicarsi a tutte le scale, da quella microscopica fino alla megascala delle strutture regionali, passando dalla macro e mesoscala corrispondenti alla dimensione dell'affioramento. Perciò le rocce che fanno parte delle strutture tettoniche maggiori descritte nel seguito di questa esposizione, sono in genere affette da una fratturazione pervasiva in cui la spaziatura delle discontinuità varia a seconda del litotipo e dello spessore degli strati e mediamente è dell'ordine dei decimetri. Volendo indagare ulteriormente, disponendo di un microscopio e di campioni di roccia in sezione sottile da essere osservati in trasparenza, anche i microgranuli che compongono le stesse rocce possono evidenziare analoghe strutture.

Il pattern di fratturazione delle rocce che si trovano in prossimità di faglie o pieghe importanti, segue lo stesso trend delle strutture a scala maggiore, ovvero è sempre compatibile con la direzione degli sforzi che hanno generato il piegamento.

IL QUADRO GENERALE

   Il territorio della Val di Fassa fa parte del margine della microplacca adriatica che attualmente si trova incuneata tra il continente africano e quello europeo, ma nel corso del tempo è venuta a trovarsi in contesti assai differenti.
Nell'intervallo temporale che va dal Permiano al Giurassico Adria ed Eurasia, precedentemente unite dalla sutura ercinica, si sono separate allontanandosi gradualmente l'una dall'altra. Le strutture generatesi in questa fase sono quelle tipiche di un margine passivo o estensionale, ma in seguito al successivo riavvicinamento tra le due placche lo stesso margine ha assunto prima il ruolo di margine convergente e poi collisionale nel corso dell'orogenesi alpina iniziata nel Cretacico e tuttora in atto.
Nei margini passivi le strutture tettoniche sono quasi sempre prodotte da sforzi distensivi e associati alla gravità (faglie normali); nei margini convergenti e collisionali prevalgono invece le strutture compressive (faglie inverse, sovrascorrimenti, pieghe). In entrambi i casi il movimento relativo delle masse rocciose può avere una componente 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 (distensione) che in ambito orogenetico (compressione), 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. Si tratta comunque solo di una ipotesi in parte ancora da verificare. 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 può essere 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) a doppia vergenza, come nel caso delle Alpi.
Negli Appennini invece si ha la sovrapposizione di due margini che scorrono l'uno sull'altro e dalla zona di contatto viene 'raschiato' il materiale che si accumula in maniera disordinata sulla superficie (accretionary wedge).
Vi sono poi situazioni ancora 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 e provocando così, alle loro spalle, l'apertura del bacino tirrenico che a sua volta 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 strutture tettoniche neogeniche nel territorio delle Dolomiti occidentali, che ricordiamo poggia su un piastrone rigido che ne ha limitato le deformazioni nelle coperture sedimentarie (thin skinned tectonics), sono legate all'inarcamento del basamento (thick skinned tectonics), spinto in direzione sud lungo la Linea della Valsugana e per reazione verso nord sulla Linea di Funes.
In questo contesto trova applicazione il modello fisico definito 'flexural slip' che può essere spiegato con un esempio. Se si piega un libro dalla copertina flessibile, o 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 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 che si aggiunge al centro viene persa lateralmente.
Con i fogli di di carta, quando cessa la sollecitazione, la deformazione viene recuperata e l'oggetto riprende esattamente la forma primitiva, ma la roccia è molto meno elastica e oltre a deformarsi in modo permanente tende a fratturarsi. Le superfici di rottura per compressione laterale in genere tagliano gli strati con un'inclinazione di circa 30° rispetto al piano orizzontale e formano le cosiddette rampe. La parte che sta al tetto della faglia scorre scivolando sulle rampe inclinate e sulle superfici piane di scollamento tra strato e strato, creando tipiche strutture chiamate sovrascorrimenti (overthrust) o più semplicemente thrust.

Da: R.J. Twiss & E.M. Moores - STRUCTURAL GEOLOGY - Second Edition

   La più elementare di queste geometrie a scalini, nel caso in cui si generi un singolo sovrascorrimento, è definita ramp-flat, se i thrusts sono due o più si tratterà di duplex o geometrie ancora più complesse. In questo modo il pacco di strati si inspessisce per compensare il raccorciamento laterale e l'area della sezione, come il volume totale, si conservano. Nella successione dolomitica i livelli di scollamento/scorrimento preferenziali si trovano in corrispondenza delle evaporiti della Formazione a Bellerophon, di alcuni membri del Werfen e nella Formazione di Buchenstein/Livinallongo.
Nel caso specifico le 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 E-W oppure ENE-WSW (trend valsuganese), mentre il senso di avanzamento potrà essere da nord a sud (o viceversa) oppure SSE (NNW). La stessa orientazione trova riscontro anche negli assi delle pieghe, infatti le maggiori ondulazioni del substrato, una serie di pieghe sinclinali e anticlinali alternate, sub-parallele, seguono questa impostazione 'valsuganese' (Castellarin et al., 1998).

    Possono essere presenti in valle anche elementi strutturali appartenenti alla precedente fase Meso-alpina (Eocene - Oligocene) che sebbene siano dominanti nell'area orientale interessano invece solo marginalmente le Dolomiti occidentali. A questo secondo sistema (trend dinarico) sono attribuiti, per esempio, i noti 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 questo trend, ovvero gli assi delle pieghe in direzione NW-SE e sovrascorrimenti vergenti a SW.

   Infine altre strutture databili con una buona approssimazione, ma molto più antiche, sono quelle prodotte dalla vulcanotettonica del Trias medio che sembrano posizionate sopra le faglie profonde generate nel contesto del precedente episodio magmatico permiano.


ALCUNI ESEMPI

   Una faglia probabilmente di tipo compressivo (C.G.I. 1:50000 - f.28 - La Marmolada), compatibile con il sistema tettonico sopra descritto (Paleogene/Neogene), è visibile sul fianco sinistro della Val Duron, lungo la forra del Ruf de Pegna, tra Fraines e il Rifugio Micheluzzi. Il rigetto verticale medio, stimato comparando il limite Contrin-Buchenstein sui due lati della faglia, è di circa 150 m. Verso ovest le sue 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 vallata, la sua presenza sembra confermata anche dai disturbi indotti sul versante del Molignon. Nelle rilevazioni più recenti (progetto CARG) il senso di movimento delle faglie è a volte interpretato in modo diverso e in certi tratti sono indicate faglie distensive; in ogni caso il lato ribassato (in senso relativo) è quello meridionale, secondo la tendenza generale che vede in questo tratto i versanti rivolti a sudest, e dopo Mazzin quelli rivolti a est, degradare verso la caldera triassica del Buffaure. E' anche possibile che le spinte orogenetiche alpine abbiano rimobilizzato una precedente struttura distensiva costituita da faglie normali.
Nel tratto orientale, approssimandosi al Col Rodella, la linea si sfrangia per la presenza di una struttura rigida trasversale, preesistente, che mostra in più punti duplicazioni della serie stratigrafica e interferisce in maniera complessa con il sistema di faglie orientate E-W.

   Questo sovrascorrimento a basso angolo, vergente a SSE, è palesemente di ostacolo alla continuazione della faglia stessa verso est e ne causa quindi una brusca deviazione in direzione NNW-SSE. La dislocazione appartenente al sistema di età più recente si sposta perciò più a sud, nell'area della Marmolada, già compromessa dalla vulcanotettonica del Trias medio e da una contemporanea attività trascorrente. Qui è piuttosto evidente un sovrascorrimento ad alto angolo/faglia inversa (accavallamento della Marmolada) che dal Vernel si dirige al Passo Ombretta e probabilmente prosegue sotto la parete sud della Marmolada. Esso 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, nel Triassico medio, come la scaglia del Colac che le sta di lato.
Le deformazioni che si verificano nella transfer zone, che collega il tratto settentrionale e quello meridionale di questo lineamento compressivo, in particolare all'intersezione tra i due sistemi tettonici trasversali, sono descritte in dettaglio nel prosieguo insieme alle strutture del Col Rodella.

A) fig. 1 - Il sovrascorrimento (overthrust) del Vernel (gruppo della Marmolada)

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

   Si può ora dare un'interpretazione per i sovrascorrimenti del Col Rodella, sui quali, nel tempo, sono state fatte diverse supposizioni. Si tratta per la verità di un unico sovrascorrimento (vedi sopra) dislocato da un altra struttura trasversale più recente, e non di più sovrascorimenti sovrapposti come potrebbe apparire a prima vista. Esso ricalca l'orientazione dell'anticlinale diapirica del Passo San Nicolò che lo precede nella direzione del trasporto tettonico (fig. 2). La piega di San Nicolò e il thrust del Col Rodella appartengono probabilmente allo stesso sistema tettonico e condividono in particolare i rapporti di intersezione con il sistema trasversale neogenico/paleogenico. L'asse dell'anticlinale parte dal Lagusel, percorre la Valle di San Nicolò e dopo il passo attraversa la Val Contrin per infilarsi sotto il sovrascorrimento del Vernel (fig. 3). Da alcuni autori questa piega 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, in corrispondenza del nucleo, pare sia stata innescata dal riscaldamento prodotto dai fenomeni vulcanici di età ladinca.
Gli assi dell'anticlinale e del thrust del Col Rodella, che verge a SSE, sono diretti OSO-ENE.
Comunque non esiste una prova certa, oltre agli indizi già accennati, che permetta di collegare la struttura del Col Rodella ad un evento compressivo o transpressivo triassico piuttosto che collocarla nel contesto orogenetico alpino, anche se, data l'orientazione, quest'ultima ipotesi pare meno probabile.

A) fig. 3

Nella ormai storica monografia di Piero Leonardi del 1968 'Le Dolomiti - Geologia dei monti tra Isarco e Piave' si trova questo riferimento: "Lungo il versante destro della Val di Fassa, tra Canazei e Mazzin, gli strati del Trias sottostanti alla serie eruttiva appaiono intensamente dislocati in tutte le direzioni. Poiché questi disturbi non interessano le formazioni superiori, sembra logico dedurre che si tratta di azioni tettoniche del Trias medio in rapporto con le eruzioni triassiche (P. Leonardi 1956)." Se questo è vero per i collassi gravitativi presenti sopratutto nell'area di Canazei, qualche dubbio sussiste per le strutture compressive (sovrascorrimenti) nel tratto fino a Campestrin che non inficiano comunque 'le formazioni superiori' in quanto gli spostamenti relativi sono confinati in un definito intervallo stratigrafico. Purtroppo non è chiaro se i blocchi collassati sul versante tra Canazei e la frazione di Gries coinvolgono la parte superiore del sovrascorrimento, perciò non è possibile datare con assoluta certezza i due eventi, quello compressivo e quello distensivo, l'uno rispetto all'altro.

    La configurazione del sovrascorrimento del Col Rodella nella sua totalità è piuttosto complessa, di difficile comprensione, e merita perciò una descrizione particolareggiata. Nel settore sud-occidentale affiora di rado, nel bosco, e spesso è riconoscibile solo dalla giacitura inclinata della stratificazione in corrispondenza della parte frontale del thrust (fault-bend fold). Nella parte centrale invece, allo sbocco della Val Duron, la struttura è ben definita, ma subito dopo, verso est, diviene estremamente difficile dare un senso a tutte le stranezze che si incontrano salendo verso la cima della montagna.
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, dove il Werfen, in giacitura normale, si trova sovrapposto alla Formazione di Contrin. Più in basso sul versante vi sono tracce di un corrugamento orientato allo stesso modo e cioè in direzione OSO-ENE.
La geometria del sovrascorrimento diviene più chiara avanzando in direzione est, nella zona di Crous e di Borest sul versante tra Fontanazzo e Campitello. Qui si può intravedere la porzione di rampa al tetto del thrust (hanging wall), con i piani di strato inclinati in avanti, sovrascorsa sulla parte inferiore in giacitura sub-orizzontale (ramp on flat), mentre più indietro la stratificazione immerge in senso opposto (flat on ramp) declinando lungo la rampa sul letto del thrust (foot wall). La serie che ricopre la superficie di scorrimento comprende in quest'ordine: brecce cacaclastiche alla base, Formazione di Werfen, Calcare di Morbiac, brecce della Formazione di Moena e Formazione di Contrin; le unità superiori sono presenti alla fronte e sul retro del thrust e risultano invece erose nella parte centrale. La base del sovrascorrimento è rappresentata dalla Formazione di Contrin e dalle unità sottostanti che nel tratto tra Fontanazzo e Campitello si trovano ad una quota inferiore rispetto a quella usuale e giacciono inclinate verso valle per immergersi sotto al gruppo del Buffaure

Sezione trasversale (NW-SE) del thrust a ovest del solco della Val Duron

   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 punti. Il tratto sovrascorso 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 notevolmente. 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 gli strati si piegano repentinamente verso l'alto e si dispongono verticalmente, come la vistosa scaglia In località Elbetina 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 i due spezzoni della stessa struttura, separati da uno scalino di circa 400 m, si inserisce forse una piega-faglia assimilabile ad una fault-propagation fold che sarebbe la causa principale di tutte le anomalie presenti in quest'ultimo tratto (fig. 4). Una spiegazione alternativa potrebbe essere una faglia diretta, che non trova però supporto nella dinamica e neppure nelle ondulazioni presenti lungo l'asse del trust.

B) fig. 4

   La linea che raccorda la faglia compressiva della Val Duron con i sovrascorrimenti del Vernel e della Marmolada, coincide con l'asse di questa piega-faglia che taglia trasversalmente le serie sovrapposte. Il sovrascorrimento del Col Rodella è la struttura rigida che interferisce con il precedente 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 sembra esere a geometria conica e va a chiudersi in località Gabia, a nordovest, mentre in direzione opposta è troncata lateralmente dal truogolo glaciale fassano in corrispondenza della Gran Elba, sopra la frazione di Pian, un rilievo determinato dal ripiegamento della Formazione di Contrin che qui appare parecchio disturbata, forse anche a causa di un collasso.
L'asse della struttura plicativa appena descritta e la linea di raccordo tra le due faglie ad essa trasversali, sembra si inseriscano 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 dalla posizione anomala della Formazione di Werfen che ricopre quella di Contrin, prosegue declinando verso nordest fino al Rio Antermont, dove scompare per immergersi sotto le Vulcaniti triassiche (Formazione del Fernazza) e il Conglomerato della Marmolada che le ricopre e che giace fortemente inclinato verso NE. Tra queste unità e le siltiti rosse del membro di Campill manca quasi 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 lacuna 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 asportta dall'erosione. Inoltre, come già accennato in precedenza, 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 e forse anche la zona frontale, duplicata, del sovrascorrimento. In tal caso la datazione della struttura a prima del Triassico medio sarebbe definitivamente confermata.

B) fig. 4

A) figg. 1 - 2 - 3

In nero gli elementi struturali pi recenti, in rosso quelli più antichi:
A) nell'area della Marmolada
B) in quella del Col Rodella.

ALTRE CONSIDERAZIONI

   Un'altra evidenza di movimenti trascorrenti, oltre al sistema di fratture en èchelon, si lega all'ipotesi di una trascorrenza sinistra contemporanea ai fenomeni magmatici medio-triassici sull'allineamento Linea di Stava-anticlinale di Cima Bocche (Doglioni, 1984) che ha generato la struttura a fiore (flower structure) costituita dai rilievi porfirici della Pala di Santa e del Monte Rocca, tra la Val di Stava e il passo di Lavazè, e permesso la messa in posto dei corpi intrusivi del complesso Predazzo-Monzoni. A differenza delle altre strutture descritte finora che si sviluppano principalmente nelle coperture sedimentarie (thin skinned tectonics), questa linea trascorrente sub-verticale e il sistema en èchelon si estendono in profondità all'interno del basamento (thick skinned tectonics).

Lungo l'allineamento Vaiolet-Ciampedie vi sono indizi di una faglia trascorrente, subverticale, (brecce di faglia, cataclasiti) sia sotto il blocco di roccia dove sorgono i rifugi Preuss e Vaiolet che sul pianoro del Ciampedie. La stella indica l'epicentro del terremoto del 10 novembre 2022, di magnitudo 2.8, a 11 km di profondità (dati INGV).