BARDONECCHIA. foglio della CARTA GEOLOGICA D ITALIA alla scala 1: NOTE ILLUSTRATIVE

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2 PRESIDENZA DEL CONSIGLIO DEI MINISTRI DIPARTIMENTO PER I SERVIZI TECNICI NAZIONALI SERVIZIO GEOLOGICO D ITALIA NOTE ILLUSTRATIVE della CARTA GEOLOGICA D ITALIA alla scala 1: foglio BARDONECCHIA A cura di F. Dela Pierre 1, R. Polino 1, A. Borghi 2 (per il basamento pre-quaternario) e di F. Carraro 3, G. Fioraso 1, M. Giardino 1* (per la copertura quaternaria) Con contributi di: G. Bellardone 4 (geologia applicata); A. Conti 1 (geochimica isotopica); M. Gattiglio 3, M. Malusà 5, P. Mosca 5 (basamento pre-quaternario) 1 CNR - Centro di studi sulla Geodinamica delle Catene Collisionali - Torino 2 Dipartimento di Scienze Mineralogiche e Petrologiche - Università di Torino 3 Dipartimento di Scienze della Terra - Università di Torino 4 Regione Piemonte - Direzione Servizi Tecnici di Prevenzione 5 Collaboratore esterno del Centro di studi sulla Geodinamica delle Catene Collisionali - Torino * Attualmente presso il Dipartimento di Scienze della Terra - Università di Torino Ente realizzatore Regione Piemonte Direzione Regionale Servizi Tecnici di Prevenzione

3 Direttore del Servizio Geologico d Italia: F. Petrone Responsabile del Progetto per la Regione Piemonte: V. Coccolo Comitato Geologico Nazionale (D.P.C.M ): F. Petrone (presidente), G. Arnone, G. Bonardi, L. Carmignani, V. Coccolo, S. Cresta, G.V. Dal Piaz, B. D Argenio, G. Ferrandino, F. Lentini, E. Martini, G. Pialli ( ), R. Pignone, R. Polino, A. Praturlon, L. Veronese. Allestimento cartografico: G. Fioraso, F. Lozar, R. Polino, F. Dela Pierre

4 INDICE I. - INTRODUZIONE II. - CARATTERI GEOGRAFICI E GEOMORFOLOGICI III. - INQUADRAMENTO GEOLOGICO 1. - LE ALPI OCCIDENTALI L ALPI OCCIDENTALI LE UNITÀ PIEMONTESI DI MARGINE CONTINENTALE LA FALDA DEL GRAN SAN BERNARDO Il basamento pre-mesozoico Le coperture meso-cenozoiche Il Massiccio d Ambin IV. - BASAMENTO PRE-QUATERNARIO 1. - UNITA DI MARGINE CONTINENTALE UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DELL AMBIN Basamento pre-triassico Micascisti dei Fourneaux Complesso di Clarea Complesso d Ambin Metadioriti a relitti magmatici Copertura mesozoica UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DEL VALLONETTO UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DI GAD UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DI VALFREDDA UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DELLO CHABERTON - GRAND HOCHE - GRAND ARGENTIER UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DEI RE MAGI 2. - UNITA OCEANICHE UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DELL ALBERGIAN UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DEL LAGO NERO 3. - UNITA OFIOLITICHE UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DI CEROGNE-CIANTIPLAGNA UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DEL VIN VERT UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DELLA ROCHE DE L AIGLE 4. - UNITA TETTONOSTRATIGRAFICA DI PUYS-VENAUS 5. - GESSI IN GROSSE MASSE 6. - BRECCE TETTONICHE V. - COPERTURA PLIOCENICO(?) - QUATERNARIA 1. - UNITA COMPLETAMENTE FORMATE NON DISTINTE IN BASE AL BACINO DI PERTINENZA 2. - UNITA COMPLETAMENTE FORMATE DISTINTE IN BASE AL BACINO DI PERTINENZA BACINO DEL CENISCHIA

5 Allogruppo del Moncenisio BACINO DELLA DORA RIPARIA Allogruppo di Clot Sesiàn Allogruppo di Salbertrand Allogruppo di S. Stefano BACINI TRIBUTARI 3. - UNITA IN FORMAZIONE NON DISTINTE IN BASE AL BACINO DI PERTINENZA VI. - EVOLUZIONE STRUTTURALE 1. - UNITA DELL AMBIN EVOLUZIONE PRE-ALPINA EVOLUZIONE DUTTILE ALPINA 2. - EVOLUZIONE FRAGILE ALPINA 3. - NEOTETTONICA 4. - DEFORMAZIONI GRAVITATIVE PROFONDE DI VERSANTE VII. - EVOLUZIONE METAMORFICA 1. - CICLO METAMORFICO PRE-ALPINO 2. - CICLO METAMORFICO ALPINO ASSOCIAZIONI DI ALTA PRESSIONE A LAWSONITE ASSOCIAZIONI DI ALTA PRESSIONE A EPIDOTO EVENTO DI BASSA PRESSIONE 3. - RICOSTRUZIONE DELLA TRAIETTORIA P-T ALPINA DEL MASSICCIO D AMBIN 4. - CARATTERIZZAZIONE ISOTOPICA DI METACARBONATI DELL ALTA VALLE DI SUSA VIII. - EVENTI ALLUVIONALI IX. - RISORSE MINERARIE ED ATTIVITA ESTRATTIVE X. - BIBLIOGRAFIA

6 I. - INTRODUZIONE Il Foglio Bardonecchia della Carta Geologica d Italia alla scala 1: è ubicato nelle Alpi Cozie, nella parte centrale dell arco alpino occidentale. Dal punto di vista amministrativo il foglio ricade nella Regione Piemonte, ed è compreso nella Provincia di Torino al confine con la Francia. La parte italiana del foglio copre una superficie di circa 480 kmq. Il foglio prende nome dal centro abitato di Bardonecchia, il maggiore dell alta Valle di Susa in quanto a numero di abitanti ed importanza economica, caratteristiche legate alla ricettività turistica e alla presenza dell imbocco dei trafori (autostradale e ferroviario) del Fréjus. Quest area è posta su uno dei più importanti assi viari europei ed è attraversata dall autostrada A32 Torino-Bardonecchia, che attraverso il traforo del Fréjus collega l Italia al Nord-Europa, dal collegamento ferroviario internazionale Torino-Chambery e dalla S.S. 24 del Monginevro, che permette il collegamento con il Sud della Francia. Le conoscenze geologiche relative a quest area sono relativamente scarse. Per quanto concerne le formazioni superficiali, sporadici contributi a carattere prevalentemente locale, vennero sintetizzati in maniera organica in occasione del rilevamento dei fogli 54 Oulx e 66 Cesana (CARTA GEOLOGICA D ITALIA, 1911a, b) e 55 Susa (CARTA GEOLOGICA D ITALIA, 1910) alla scala 1: In tali documenti venne evidenziato il ruolo esercitato dalla morfogenesi glaciale, senza tuttavia proporre alcuna suddivisione cronologica dei depositi, indicati nel complesso come würmiani, post-würmiani e recenti. Solo successivamente SACCO (1921, 1928, 1943, 1948) analizzò nel dettaglio i problemi legati al modellamento glaciale nei bacini segusino e del Chisone, riconoscendo e descrivendo una successione di forme e di depositi attribuiti a tre distinte fasi di ritiro dell ultima glaciazione. Negli anni 40 CAPELLO affrontò specifici aspetti inerenti l assetto geomorfologico della Valle di Susa, ed in relazione ai processi di sovralluvionamento che interessarono in epoca storica il fondovalle (CAPELLO, 1941a, b) ipotizzò l esistenza, nell attuale piana di Salbertrand, di un antico lago di sbarramento glaciale. Successivamente (CAPELLO, 1942) venne segnalata la particolarità morfologica dell area di Sauze d Oulx, attribuita all originario modellamento del ghiacciaio segusino ed al successivo rimodellamento erosionale operato dal reticolato idrografico. Lo stesso Autore (CAPELLO, 1937, 1938, 1939a, b) descrisse i fenomeni carsici che caratterizzano vari settori della valle, interpretando come tali (CAPELLO, 1955) anche le manifestazioni di collasso gravitativo visibili lungo lo spartiacque Susa-Chisone. I frequenti movimenti gravitativi distribuiti sui versanti della Valle di Susa sono stati analizzati a più riprese da vari Autori. I primi riferimenti si trovano nelle osservazioni effettuate da BARETTI (1881), SACCO (1898) e SEGRE (1920) in merito ai fenomeni di instabilità riscontrati lungo la linea ferroviaria Bussoleno-Modane. Un impulso decisivo nella comprensione della dinamica dei versanti è avvenuto in occasione degli studi condotti per la realizzazione del collegamento autostradale Torino-Bardonecchia (RAMASCO & SUSELLA, 1978): solo a partire da questo momento nella media ed alta Valle di Susa e nella contigua Val Chisone è stata rilevata e rappresentata la distribuzione dei fenomeni gravitativi superficiali e profondi (CARRARO et alii, 1979; MORTARA & SORZANA, 1987; PUMA et alii, 1984, 1989, 1990; AA.VV., 1996). Anche per le unità geologiche del substrato non esistono abbondanti contributi recenti. Esse sono state attribuite a due dei classici domini paleogeografico-strutturali della pila di falde pennidiche che affiorano nelle Alpi occidentali: il dominio Piemontese e il dominio Brianzonese. Al primo sono state riferite le successioni a prevalenti calcescisti e subordinate ofioliti ritenute la testimonianza della cicatrice crostale dovuta alla collisione continentale fra le placche europea ed insubrica. Al suo interno sono state riconosciute da tempo in varie parti dell arco alpino unità di margine continentale e successioni di copertura oceaniche associate ad ofioliti (ELTER, 1971; LEMOINE, 1971; DEVILLE et alii, 1992). Al secondo sono riferite le successioni di due porzioni distinte del foglio: la stretta fascia al margine nord-occidentale, in cui affiorano unità mesozoiche di copertura brianzonesi che formano una struttura di dimensioni chilometriche retroflessa sulle unità del dominio piemontese (cfr. ad es. CABY, 1964) ed il quadrante nord-orientale del foglio, occupato interamente dal Massiccio d Ambin e dalle sue coperture, interpretati di affinità brianzonese (ELLENBERGER, 1958; LORENZONI, 1965; GAY 1971; ALLENBACH, 1982). I contatti fra i vari tipi di unità sono complessi ed è stata messa in evidenza la giustapposizione di unità, provenienti da domini paleogeografici ben distinti all origine, che hanno seguito traiettorie

7 diverse durante le fasi compressionali e decompressionali alpine (CARON et alii, 1984; POLINO et alii, 1990). Nel rilevamento e nella rappresentazione si è voluto privilegiare la rappresentazione del dato analitico, riducendo al minimo l interpretazione paleogeografica, riservata alle sintesi a più piccola scala (cfr. Cap. 3).

8 II. - CARATTERI GEOGRAFICI E GEOMORFOLOGICI Dal punto di vista geografico e geomorfologico l elemento dominante è rappresentato dal bacino della Dora Riparia (Valle di Susa s.l.), che nel suo complesso costituisce un sistema di drenaggio vallivo molto articolato ed esteso. Il sistema della Valle di Susa è convenzionalmente suddiviso in tre parti: - l alta valle, che comprende il settore altimetricamente più elevato del sistema vallivo, dall attuale spartiacque alpino (rilievi mediamente intorno ai m) fino alla piana di Oulx- Salbertrand (1.000 m); qui confluiscono la Dora di Cesana (da Sud), alimentata dai corsi d acqua tributari della Valle di Thuràs e della Valle Ripa, e la Dora di Bardonecchia (da Ovest), a sua volta alimentata nel tratto iniziale dalla Valle Stretta e dalla Valle di Rochemolles; - la media valle, dalla Piana di Oulx-Salbertrand, a valle della confluenza dei due rami della Dora, fino alla soglia di Susa (500 m), prima della confluenza fra la Dora Riparia ed il Torrente Cenischia; - la bassa valle, dalla confluenza con la Val Cenischia (compresa) fino allo sbocco in pianura della valle principale (300 m), dove si trovano le colline moreniche dell Anfiteatro di Rivoli- Avigliana. L area del Foglio Bardonecchia comprende il ramo nord-occidentale dell alta Valle di Susa e l intero segmento della media Valle di Susa. Inoltre, ai margini SE e NE dell area, il foglio si estende, rispettivamente, per un breve tratto nell adiacente alta Val Chisone e in parte sul versante destro della Val Cenischia. I rilievi maggiori si ritrovano lungo l attuale spartiacque principale alpino: Rocca d Ambin (3.378 m), Rognosa d Etiache (3.382 m), Punta Pierre Menue (3.508 m e massima elevazione dell area), Rocca Bernauda (3.226 m), Punta Charra (2.984 m), Punta Clotesse (2.872 m). Lo spartiacque Susa-Chisone è caratterizzato da rilievi meno elevati: M. Genevris (2.583 m), Testa di Mottas (2.647 m), Punta del Gran Serin (2.689 m), Cima delle Vallette (2.743 m). Nel breve tratto di spartiacque Susa-Cenischia il rilievo principale è costituito dalla Punta Toasso Bianco (2.622 m). Dal punto di vista orografico va anche ricordato che in questo settore alpino vi sono alcuni importanti valichi, altimetricamente poco elevati e talora morfologicamente fra i più favorevoli per attraversare la catena alpina. I più importanti sono il Colle del Moncenisio (2.083 m, che mette in comunicazione la Valle dell Arc e la Val Cenischia), il Colle della Scala (1.762 m, fra la Valle Stretta e la Valle della Clarée) e il Colle del Monginevro (1.850 m). Tramite il Colle del Sestriere (2.035 m) inoltre la Valle di Susa è messa in comunicazione con la Val Chisone. L orientazione più frequente e persistente degli elementi idrografici e orografici è la direzione NE-SO (es. Val Chisone, media Valle di Susa, Vallone di Rochemolles). Nei settori orientale ed occidentale del foglio sono invece prevalenti le direzioni NNW-SSE (es. Val Clarea) e NNE-SSW (reticolato affluente della Dora di Bardonecchia). Anche la posizione dei principali valichi alpini risulta interposta a segmenti del reticolato idrografico che seguono, sui due versanti adiacenti, le suddette direzioni prevalenti. L insieme di queste caratteristiche riflette il condizionamento alla morfogenesi indotto tanto dall assetto litostrutturale regionale e locale che dall evoluzione tettonica recente di questo settore della catena alpina (cfr. paragrafo Neotettonica ). L elevato grado d incisione di numerosi tratti delle valli Susa e Chisone testimonia il forte approfondimento erosionale registratosi soprattutto lungo le direttrici NE-SW: questo fenomeno esercita un importante controllo anche sull andamento dell attuale spartiacque principale alpino, che proprio nel settore del Foglio Bardonecchia si incunea profondamente verso Ovest, cioè verso l esterno della catena. La Valle di Susa rappresenta, come le altre principali valli alpine del margine padano, una direttrice di drenaggio persistente nella fase di progressiva migrazione dello spartiacque alpino verso l esterno, instauratasi sin dal Miocene. L attuale testata della Valle di Susa costituirebbe quindi un settore di bacino che originariamente drenava verso Ovest. L evoluzione geomorfologica di questo settore montuoso può essere dedotta dalle forme di modellamento del rilievo e dalle formazioni superficiali (cfr. paragrafo Copertura pliocenico-quaternaria ). Chiarissime sono le tracce del modellamento glaciale pleistocenico, soprattutto quelle legate all ultima fase di massima espansione (Last Glacial Maximum, LGM), in cui il ghiacciaio principale della Valle di Susa ha raggiunto (come del resto nelle precedenti fasi di massima espansione) lo sbocco in pianura costruendo l Anfiteatro Morenico di Rivoli-Avigliana. La scarsità di testimonianze glaciali più antiche della fase LGM è imputabile all importante azione erosiva operata dal ghiacciaio nella sua ultima fase di espansione glaciale e al nuovo modellamento imposto dal reticolato idrografico post-glaciale. A differenza delle valli Susa e Cenischia, nel tratto dell alta Val Chisone compreso entro il Foglio Bardonecchia non si rinvengono tracce di un ghiacciaio principale che occupava l intero sistema vallivo: sono invece riconoscibili forme e depositi legati ai ghiacciai delle valli tributarie, che nelle fasi di massima espansione potevano anche raggiungere ed occupare parte del fondovalle principale. Casi analoghi alle valli tributarie della Val Chisone si registrano anche nella media Valle di Susa; in particolare la Val Clarea presenta al suo sbocco nella

9 valle principale un importante apparato morenico frontale: il fatto che quest ultimo sia stato preservato dimostra che il ghiacciaio della Val Clarea è sopravvissuto dopo il definitivo ritiro di quello principale dal tratto inferiore della media Valle di Susa. Per quanto riguarda le tracce di modellamento glaciale successive alla massima espansione, i cordoni morenici tardoglaciali ed i più recenti, attribuibili alla Piccola Età Glaciale, sono concentrati soprattutto presso le testate dei bacini tributari che si originano dai rilievi montuosi del Massiccio d Ambin. In quest area si rinviene anche la più consistente massa glaciale sopravvissuta entro l area del Foglio Bardonecchia, il Ghiacciaio dell Agnello, nel settore laterale destro della testata della Val Clarea. Ampia diffusione in tutta la fascia altimetrica più elevata del foglio (al di sopra di m) hanno invece le forme di ambiente periglaciale, con significativi esemplari di rock glacier sia sui rilievi dello spartiacque principale che lungo lo spartiacque Susa-Chisone. L evoluzione morfologica post-glaciale è caratterizzata, nei settori altimetricamente intermedi ( m) e meno elevati (al di sotto dei m), da manifestazioni legate alla dinamica fluviale e torrentizia, al dilavamento dei versanti e alla gravità. Gli ampi settori pianeggianti di fondovalle (es. piana di Oulx-Salbertrand, conca di Bardonecchia, nell alta Valle di Susa; Pragelato, in Val Chisone) rappresentano i settori di maggiore accumulo da parte dei corsi d acqua principali, i cui depositi si interdigitano con quelli di imponenti conoidi laterali (es. Valloni di Rochemolles e del Fréjus, nella conca di Bardonecchia). Le più evidenti forme di erosione fluviale si rinvengono sul fianco sinistro della Valle di Susa dove i corsi d acqua tributari si sono notevolmente approfonditi dopo il ritiro delle masse glaciali, dando origine a vere e proprie forre (es. Rio Segurét); un altro esempio a questo riguardo è offerto dall alveo epigenetico della Dora Riparia, che incide profondamente il fondovalle in corrispondenza delle gorge di Susa. La morfogenesi gravitativa si sovrappone ed in parte oblitera le tracce di modellamento del glacialismo pleistocenico e talvolta anche quelle legate processi fluviali e torrentizi più recenti. Frane e deformazioni gravitative profonde di versante coinvolgono estesi settori dei versanti, modificando non solo l assetto strutturale dell ammasso roccioso ma anche l originaria distribuzione altimetrica dei depositi quaternari. L evoluzione di alcuni fenomeni gravitativi ha in alcuni casi persino portato al ripetuto sbarramento del fondovalle principale (es. Serre La Voûte, media Valle di Susa; Pourrieres, Val Chisone).

10 III. - INQUADRAMENTO GEOLOGICO 1. - LE ALPI OCCIDENTALI La catena alpina occidentale è il risultato di un complesso processo geodinamico che, attraverso una prima fase di subduzione di litosfera oceanica ed una seconda fase di collisione continentale tra i paleomargini europeo ed insubrico, ha portato alla formazione di una catena orogenetica in cui sono conservate e riconoscibili unità di crosta continentale tettonicamente interposte ad unità ad affinità oceanica. Storicamente nella catena sono stati riconosciuti quattro domini strutturali principali, cui è stata attribuita una forte connotazione paleogeografica, separati da superfici tettoniche principali. Ognuno di questi domini è caratterizzato da una storia geologica omogenea, ma parzialmente indipendente da quella dei domini adiacenti. Dall alto al basso geometrico e dall interno verso l avampaese europeo sono stati distinti: il dominio Sudalpino, il dominio Austroalpino, il dominio Pennidico ed il dominio Elvetico-Ultraelvetico. Il dominio Sudalpino è un sistema tettonico rappresentato nel suo settore più occidentale dalla Zona del Canavese, dalla Zona Ivrea-Verbano e dalla Serie dei Laghi. Rappresenta quella porzione del margine insubrico che non è stata interessata dalla tettogenesi collisionale, si differenzia dalla catena vera e propria in quanto è privo della sovraimpronta metamorfica di età alpina. E separato dalla catena per mezzo della linea insubrica ed è caratterizzato da una vergenza interna delle strutture principali. Le unità sudalpine si accavallano sull avampaese padano e il loro fronte, sepolto dai depositi della pianura padana, è prossimo ad interferire con il fronte appenninico NE vergente. Il dominio Austroalpino, è posto in posizione strutturalmente elevate dell edificio alpino. Gli sono attribuite unità di crosta continentale costituite da un basamento varisico intruso da granitoidi permiani e ricoperto da modeste coperture mesozoiche. Questo dominio viene correlato al dominio sudalpino e gli sono attribuiti, nelle Alpi occidentali, la Zona Sesia-Lanzo e quei numerosi lembi di ricoprimento (klippen), indicati, in genere con il termine complessivo di Sistema della Dent Blanche s.l.. Il dominio Pennidico, sistema multifalda cui sono riferite tutte le unità che conservano traccia della crosta oceanica mesozoica (Zona Piemontese s.l., Zona dei Calcescisti con pietre verdi, ecc.), e un gruppo di falde di basamento in cui sono state distinte le Falde Pennidiche superiori (= Monte Rosa, Gran Paradiso e Dora Maira), il Sistema Medio Pennidico (= Falda del Gran San Bernardo) e le Falde Pennidiche inferiori (= Antigorio, Lebendum, Monte Leone). E in questo dominio, come anche in quello precedente, che sono meglio conservate le tracce della evoluzione tettonometamorfica alpina. Il dominio Elvetico, rappresenta quella porzione dell avanpaese europeo coinvolto nella tettogenesi alpina ed è l elemento strutturale più esterno della catena, separato dai domini più interni dal Fronte Pennidico. Questo dominio è costituito da un basamento cristallino e da successioni di copertura mesocenozoiche più o meno scollate (Falde Elvetiche). Il basamento affiora in corrispondenza dei cosiddetti Massicci Cristallini Esterni (Argentera, Pelvoux, Belledonne, Monte Bianco - Aiguille Rouge e Aar- Gottardo). Poiché questo dominio è stato coinvolto nell orogenesi alpina solo durante le sue fasi finali (fase mesoalpina e fase neoalpina), in esso sono meglio conservati relitti metamorfico-strutturali dell orogenesi caledoniana ed in modo ubiquitario quelle dell orogenesi ercinica (MÈNOT, 1987). Le più recenti indagini sulla struttura profonda delle Alpi eseguite alla fine degli anni 80 (ROURE et alii, 1990, 1996; PFIFFNER et alii, 1997) hanno messo in evidenza una strutturazione interna della catena relativamente semplice a piccola scala e omogenea lungo tutto l arco delle Alpi occidentali. Le Alpi costituiscono infatti una catena a doppia vergenza, europea per il settore esterno e insubrica o apula per quello interno, in cui si possono distinguere tre grandi domini strutturali che ricalcano in parte le concezioni paleogeografiche dei modelli precedenti. Si distingue infatti (fig. 1): - un dominio interno, appartenente alla placca superiore del sistema collisionale, che corrisponde al dominio sudalpino dei vecchi Autori; - un dominio esterno corrispondente all avanpaese, o a quella sua parte che è coinvolta nella porzione più esterna della catena, che corrisponde al dominio elvetico-delfinese dei vecchi Autori; - una parte assiale, delimitata da due superfici di discontinuità maggiori alla scala crostale (Linea Insubrica all interno e Fronte pennidico all esterno), nella quale sono comprese le unità oceaniche e le falde pennidiche ed austroalpine della vecchia letteratura.

11 Fig. 1 Stereogramma delle Alpi occidentali. Il lato anteriore è all incirca coincidente con il profilo sismico CROP/ECORS tra il Giura francese e la Pianura padana nei pressi di Torino che ha attraversato la catena lungo le valli dell Orco e dell Isère. Nelle zone esterne sono indicati con tratteggio orizzontale le coperture dell avanpaese e con tratteggio verticale le falde elvetiche. E stata lasciata in bianco la zona assiale della catena corrispondente alla catena collisionale vera e propria ed alla parte riattivata del margine europeo.

12 L aspetto più stimolante di questa interpretazione della catena è che la parte assiale, che costituisce la catena collisionale vera e propria, appare completamente svincolata dalle zone più esterne ed interne. In essa sono contenute tutte le unità che hanno subito una o più degli eventi metamorfici legati alla subduzione ed alla collisione, e la loro distribuzione all interno della zona assiale non è il frutto di una evoluzione cilindrica dei domini paleogeografici, ma sembra essere rimessa continuamente in gioco dalle cinematiche locali. Ne consegue che ogni elemento strutturale della catena, definito come unità tettonostratigrafica (sensu DELA PIERRE et alii, 1997) o unità tettonometamorfica (sensu SPALLA et alii, 1998) può avere una storia tettonometamorfica autonoma rispetto alle unità vicine, e che prima di effettuare qualsiasi tipo di ricostruzione si dovrà conoscere in modo preciso quale è la storia collisionale Una ulteriore complicazione dell assetto geometrico della collisione viene introdotto dalla complessa interazione delle cinematiche alpina ed appenninica che avvengono a partire dal Neogene. Il risultato conferisce alla catena la caratteristica forma arcuata del suo settore occidentale che simula una rotazione antioraria della zona di collisione tra la placca europea e quella apula. La letteratura alpina risente ovviamente di questa complessa evoluzione delle conoscenze ed interpretazioni, da cui sorge un grave problema di nomenclatura. Questa infatti, ereditata da modelli passati, non viene ridefinita nelle interpretazioni più recenti. Ne consegue che termini abitualmente presenti nella bibliografia sono impiegati con significato diverso a seconda degli Autori oppure cambiano significato col tempo. A questo si aggiunge le naturale inerzia della comunità scientifica ad accettare nuove interpretazioni che mettono in discussione modelli che sembravano consolidati qualche lustro prima, e soprattutto la nomenclatura che ne consegue. Un esempio classico è costituito dalle successioni a ofioliti che segnano la sutura oceanica nella catena. Dalla primitiva definizione di Zona delle pietre verdi, introdotto nella nomenclatura alpina nella metà del secolo scorso, si è avuto un proliferare di etichette (Zona piemontese dei calcescisti con pietre verdi, Schistes Lustrés, Ophiolit decke, Ensemble Ligure, Complesso dei calcescisti con pietre verdi, Zona del Combin,...) con significato via via paleogeografico, geografico, litostratigrafico, tettonico, metamorfico, con valenza regionale o locale, che non hanno certo contribuito a semplificare la comprensione al lettore non specialista. Nell area del foglio affiorano estesamente unità appartenenti, nelle interpretazioni classiche, ai domini paleogeografici piemontese e brianzonese. Sembra opportuno quindi fornire qui di seguito un breve inquadramento regionale delle unità affioranti nell area, in cui si illustrano anche le scelte effettuate per LE UNITÀ OCEANICHE E OFIOLITICHE DELLE ALPI OCCIDENTALI Un insieme di successioni che rappresentano la testimonianza del bacino oceanico mesozoico interposto alle placche europea ed insubrica e definito in letteratura come Bacino Oceanico Ligure Piemontese (ELTER, 1971; LEMOINE, 1971; DAL PIAZ, 1974a, b) affiora in maniera continua lungo tutto l arco alpino occidentale nel settore compreso tra la linea Sestri - Voltaggio ed i ricoprimenti pennidici inferiori dell Ossola - Ticino. Altri affioramenti di successioni litologicamente equivalenti si trovano nelle due finestre tettoniche dell Engadina e degli Alti Tauri (Alpi orientali), in Corsica nord-orientale e Negli ultimi decenni queste successioni sono state studiate considerando talora gli aspetti stratigrafici, talaltra quelli metamorfici o strutturali. Ne è risultato un quadro fortemente innovativo rispetto alle conoscenze che si avevano all inizio degli anni settanta, ma anche una oggettiva difficoltà nel configurare schemi e correlazioni a valenza regionale. Ne risulta infatti un quadro di unità tettoniche differenti caratterizzate da successioni litostratigrafiche proprie e/o da evoluzioni tettonometamorfiche indipendenti. Queste unità sono separate da suture di età varia (eoalpine, mesoalpine e neoalpine) che registrano condizioni metamorfiche proprie di ambienti crostali diversi della catena collisionale (CARON et alii, 1984). Nelle Alpi Cozie settentrionali fra le unità ritenute deposte nel bacino interposto tra le placche europea ed insubrica prima della collisione continentale, si riconoscono prevalentemente tre tipi di unità: - unità che mostrano una sicura affinità oceanica, cioè che mostrano o un substrato oceanico o una copertura sedimentaria che sicuramente si è deposta su un substrato oceanico;

13 - unità definite ofiolitiche, cioè che contengono ofioliti ma che non mostrano forti affinità oceaniche; incertae sedis, in cui sono raggruppate quelle successioni di metasedimenti (calcescisti s.l.) che non mostrano di avere vincoli stratigrafici e cronologici. Le unità oceaniche sono caratterizzate da un substrato costituito da porzioni di litosfera oceanica che mostra una natura composita (ELTER, 1971; STEEN et alii, 1977; LEMOINE, 1980; AUZENDE et alii, 1983; TRICART et alii, 1985; LAGABRIELLE, 1987; DEVILLE et alii, 1992) conseguente ad una fase di strutturazione precoce, precedente alla deposizione dei primi sedimenti. La successione sedimentaria poggia infatti indifferentemente su peridotiti ± serpentinizzate, gabbri, brecce ofiolitiche e basalti. In alcuni casi è stato anche dimostrato che le colate basaltiche si sono messe in posto su un substrato oceanico già strutturato, che conserva tracce di un evento metamorfico assente nelle colate (LOMBARDO & POGNANTE, 1982). A loro volta i gabbri mostrano una pervasiva foliazione di origine tettonica tagliata in discordanza dai filoni basaltici (MEVEL et alii, 1978). In nessun caso si ritrova comunque la sequenza ofiolitica prevista nei classici modelli di litosfera oceanica, costituita da ultramafiti tettonizzate, gabbri cumulitici, complesso filoniano e colate basaltiche. La copertura spesso mostra forti affinità con le successioni sopraofiolitiche dell Appennino (da cui il nome di successioni liguri ) ed è caratterizzata da livelli silicei basali (radiolariti dell Oxfordiano- Kimmeridgiano, DE WEVER & CABY, 1981; o del Calloviano medio-superiore, DE WEVER et alii, 1987), marmi chiari attribuiti al Titoniano-Neocomiano (= Calcari a Calpionella), alternanze di marmi e filladi di età cretacea medio-inferiore definite come Formazione della Replatte nella regione di Briançon (LEMOINE, 1971) e simili agli Scisti a Palombini dell Appennino, ed una successione di scisti calcarei (Scisti di Lavagna). Carattere peculiare di queste successioni è la presenza di materiale detritico prevalentemente ofiolitico a differenti livelli della successione (LEMOINE et alii, 1970; LEMOINE & TRICART, 1979; LAGABRIELLE et alii, 1982; LAGABRIELLE et alii, 1984; LEMOINE, 1984; LEMOINE & TRICART, 1986). Sono anche conosciute unità in cui nella successione di copertura ofiolitica sono presenti livelli detritici provenienti dal POLINO & LEMOINE, 1984). Le unità ofiolitiche sono state differenziate in quanto non mostrano un substrato ofiolitico evidente né affinità con le successioni liguri. Contengono tuttavia nella successione sedimentaria elementi ofiolitici e possono quindi essere interpretate come porzioni del bacino oceanico in cui la crosta oceanica è completamente scomparsa durante le fasi di subduzione, oppure come successioni deposte nella fossa convergente ma che non mostrano rapporti stratigrafici diretti con il substrato ofiolitico. Infine si sono distinti volumi rocciosi costituiti da metasedimenti prevalentemente carbonatici (calcescisti s.l.) e terrigeni che al momento attuale non sono facilmente correlabili con elementi delle altre due unità. Successioni analoghe sono già state descritte in altre parti delle Alpi Cozie (LEMOINE & TRICART, 1986). L assenza di chiari vincoli stratigrafici e cronologici, ne rende problematica ogni interpretazione. Si ritiene tuttavia che queste successioni, a causa dell elevata componente terrigena, si possano interpretare come deposte nella fossa convergente tra le due placche durante la fase di subduzione/collisione, così come su uno dei due margini prospicienti LE UNITÀ PIEMONTESI DI MARGINE CONTINENTALE Nell area del foglio affiorano due unità di sedimenti mesozoici attribuite alternativamente al margine LEMOINE, 1971) o insubrico ( ultrapiemontesi : POLINO et alii, 1983 con rif. bibliografici). La successione di litofacies sottolinea l evoluzione distensiva della crosta che porterà, attraverso ad una fase di rifting continentale ben sviluppata, alla oceanizzazione del bacino piemontese. Gli eventi più caratteristici sono il passaggio dalla piattaforma carbonatica tardo-triassica alle successioni liassiche, l orizzonte siliceo a radiolari interpretato come un repere litologico utilizzabile in tutto il bacino piemontese ed il livello a black shales che sottolinea l instaurarsi di condizioni pelagiche in tutto il bacino (BOURBON et alii, 1979). Anche all interno di queste successioni di margine continentale sono presenti orizzonti detritici a testimonianza di attività tettonica sin-sedimentaria (DUMONT et alii, 1984) LA FALDA DEL GRAN SAN BERNARDO

14 Il sistema multifalda del Gran San Bernardo occupa una posizione strutturale intermedia all interno del Dominio Pennidico e si estende, con relativa continuità, lungo tutta la parte esterna dell arco alpino occidentale partendo dal Vallese fino a Briançon dove viene coperta da terreni meso-cenozoici sovrascorsi; esso torna poi ad affiorare più a sud nei pressi di Acceglio, fino alle coste liguri. La Falda del Gran San Bernardo è costituita da un basamento pre-triassico, una successione di parascisti talora carboniosi associati a prodotti vulcanici (Permo-Carbonifero), una successione di carbonati triassici simili a quelli appartenenti al dominio Austroalpino, una successione di sedimenti pelagici di età Giurassico-Cretaceo. Nell arco alpino occidentale, il basamento della Falda del Gran San Bernardo affiora in corrispondenza della Zona di Acceglio, del Massiccio d Ambin, della Zona di Sapey, della Vanoise meridionale o Massiccio di Chasseforêt, della Vanoise settentrionale o Massiccio del M. Pourri-Bellecôte e, più estersamente, dalla Val d Aosta (Massiccio del Ruitor) al Vallese Il basamento pre-mesozoico Il basamento pre-mesozoico viene suddiviso in due complessi, uno polimetamorfico ed uno monometamorfico (BOCQUET, 1974). Il primo è costituito da una sequenza di parascisti, presumibilmente pre-cambriani, associati a rocce magmatiche sia acide che basiche. Vi si distinguono tre principali eventi metamorfici prealpini ad un primo evento in facies eclogitica (THÉLIN et alii, 1990) seguono due eventi di medio grado, uno di più alta pressione, con blastesi di cianite (BAUDIN, 1987) e l altro di bassa pressione osservato sia nel basamento del Ruitor (BOCQUET, 1974) sia nel basamento brianzonese ligure (CORTESOGNO, 1984). Il basamento monometamorfico è costituito da successioni che poggiano sullo zoccolo polimetamorfico e considerate di età compresa tra il Carbonifero superiore ed il Permiano superiore (Zona Houillère). In base alle osservazioni fatte nella Vanoise settentrionale (GUILLOT & RAOULT, 1984) e nel Massiccio d Ambin (GAY, 1970a, b) il contatto tra il basamento monometamorfico e quello polimetamorfico sembra essere primario Le coperture meso-cenozoiche Le successioni sedimentarie meso-cenozoiche della Falda del Gran San Bernardo (Zona Brianzonese della letteratura francese) testimoniano l evoluzione di un bacino subsidente interessato da un regime tettonico regionale a carattere distensivo (STAMPFLI & MARTHALER, 1990) La successione stratigrafica mostra una sorprendente omogeneità lungo tutto l arco alpino, dalle Alpi liguri ai Grigioni, tanto che la definizione di Brianzonese deriva principalmente dalla peculiarità delle sequenze mesozoiche più che dalle caratteristiche del basamento. La successione è caratterizzata da quarziti basali di età triassica inferiore, che testimoniano l ingressione marina sul continente. Esse sono seguite da una successione di piattaforma carbonatica che si sviluppa attraverso tre cicli principali: il primo (Anisico) è caratterizzato dalla deposizione di calcari, il secondo (Anisico-Ladinico) dalla deposizione di dolomie chiare e dolomie scure ed il terzo (Ladinico superiore) è costituito da dolomie subtidali. Nel Trias superiore la subsidenza subisce un temporaneo arresto, come testimoniato da depositi lagunari ed evaporitici e da una lacuna stratigrafica, corrispondente a gran parte del Liassico, talvolta testimoniata da depositi residuali indicanti l emersione della piattaforma triassica o di parte di essa. Lo sprofondamento definitivo della piattaforma carbonatica avviene tra il Dogger ed il Malm, periodo in cui incomincia la deposizione a carattere pelagico (sequenze calcaree e siliceo-marnose). Le pelagiti del Cretaceo superiore-paleocene contengono notevoli volumi di brecce a testimonianza di un intensa attività tettonica sin-sedimentaria. L evoluzione sedimentaria continua fino all Eocene con la deposizione dei calcari nummulitici e delle sequenze torbiditiche del Priaboniano che segnano la fine della sedimentazione Il Massiccio d Ambin Il Massiccio d Ambin affiora come una larga antiforme nelle Alpi Cozie a cavallo del confine tra Italia e Francia. Esso emerge in corrispondenza di una grande culminazione assiale al di sotto di vari elementi tettonici appartenenti alla Falda Piemontese. ARGAND (1911) e HERMANN (1938) associarono il

15 Massiccio d Ambin con la Falda pennidica superiore del Dora Maira sulla base delle loro affinità litologiche, mentre STAUB (1942) ed ELLENBERGER (1958) lo attribuirono alla Zona Brianzonese s.l., sulla base delle caratteristiche della sua copertura mesozoica. Sulla base di affinità lito-stratigrafiche il Massiccio d Ambin viene correlato con la Falda di Pontis (THÉLIN et alii, 1990) e con il Massiccio dello Chasseforet (DESMONS, 1992). Vengono distinti due unità litostratigrafiche pre-mesozoiche conosciute in letteratura con i termini di Serie di Clarea e Serie di Ambin (MICHEL, 1956, 1957; LORENZONI, 1965; GAY, 1970a, b; CALLEGARI et alii, 1980). Al di sopra si trova un ulteriore elemento di copertura di probabile età permiana superiore che costituisce la Serie di Etache (GAY, 1970a, b). Sono inoltre preservati sporadici lembi di copertura carbonatica mesozoica autoctoni e/o parautoctoni (CARON & GAY, 1977; DELA PIERRE et alii, 1997). Il complesso inferiore viene ritenuto di età pre-namuriana da alcuni Autori (MICHEL, 1956; GAY, 1970a, b; BOCQUET, 1974; BOCQUET et alii, 1974; CALLEGARI et alii, 1980) in base alla presenza di relitti mineralogici (granato, mica bianca e biotite) e/o microstrutturali (cerniere di piega sradicate) prealpini, mentre il complesso superiore costituirebbe la sua copertura di età permiana, anche se alcuni DESMONS & FABRE, 1988). Datazioni recenti eseguite da BERTRAND et alii (in preparazione) rimettono in discussione le attribuzioni cronologiche dei basamenti alpini, grazie al rinvenimento di età pre-erciniche nelle successioni ritenute permiane della Vanoise e del

16 IV. - BASAMENTO PREQUATERNARIO Nella Guida al rilevamento della Carta Geologica d Italia alla scala 1: (AA.VV., 1992), viene suggerito di seguire i criteri previsti dall International Stratigraphic Guide(ISG) (ISSC, 1994), che prevedono di utilizzare il criterio litostratigrafico in qualsiasi contesto geologico. Le rocce metamorfiche intensamente deformate dovrebbero quindi, in accordo con la ISG, essere cartografate come formazione, gruppo ecc. (= unità litostratigrafiche convenzionali) ove i caratteri pre-metamorfici siano ancora ben riconoscibili, o come complesso quando questi siano sconosciuti o quando i corpi rocciosi siano costituiti da più tipi litologici con rapporti geometrici complicati. Volendo seguire questo approccio, ci si è resi conto che l applicazione rigida della litostratigrafia in aree di catena metamorfica caratterizzate da successioni metasedimentarie, si scontra con sostanziali problemi di rappresentazione e comporta problemi sia di tipo formale che sostanziale. L applicazione rigida di queste regole non consente infatti di rappresentare al meglio la complessa evoluzione postdeposizionale dei volumi rocciosi e comporta il rischio di cartografare in una sola unità litostratigrafica successioni di metasedimenti litologicamente simili ma di età diversa, o di distinta provenienza paleogeografica o che hanno seguito traiettorie significativamente differenti durante l evoluzione tettonometamorfica della catena. Questo problema si presenta in modo particolare per le monotone successioni a prevalenti calcescisti che affiorano estesamente nell area. Una analisi approfondita di queste DELA PIERRE et alii, (1997). Nel tentativo di rappresentare in carta il maggior numero di informazioni possibili sulla storia geologica dei corpi rocciosi si sono utilizzate le unità tettonostratigrafiche, definite come volumi rocciosi delimitati da contatti tettonici e contraddistinti da una successione stratigrafica e/o una sovraimpronta metamorfica e/o un assetto strutturale significativamente diversi da quelli dei volumi rocciosi adiacenti (DELA PIERRE et alii, 1997). Qui di seguito vengono descritti i criteri fondamentali e la filosofia che hanno condotto al rilevamento ed alla stesura di una legenda con una impostazione tettonostratigrafica. In fase di rilevamento si è privilegiato il riconoscimento di quei caratteri stratigrafici primari (litostratigrafici) che hanno permesso di definire successioni litostratigrafiche coerenti. Ad esempio nel caso delle unità a prevalenti calcescisti che affiorano su una buona parte del foglio, si è cercato di mettere in evidenza successioni litostratigrafiche ad affinità oceanica o continentale sulla base della presenza di ofioliti, della loro posizione nella successione litostratigrafica e sulla organizzazione spaziale delle diverse litofacies. Contemporaneamente si sono messe in evidenza quelle superfici meccaniche di estensione regionale che potevano rappresentare limiti significativi tra volumi rocciosi ad evoluzione orogenica indipendente (cfr. ad es. CARON et alii, 1984). Sono state così riconosciute un certo numero di unità geometriche con caratteristiche interne omogenee. L analisi della storia post-deposizionale delle singole unità geometriche ha permesso quindi di ricostruire la loro evoluzione tettonometamorfica, utilizzando indagini petrografiche, strutturali, petrologiche e geochimiche. In fase di sintesi sono state poi definite le unità tettonostratigrafiche descritte in legenda, raggruppando quelle unità geometriche che mostravano stratigrafia correlabile ed evoluzione orogenica confrontabile. All interno di ogni unità tettonostratigrafica, delimitata da superfici tettoniche duttili o fragili, le unità litostratigrafiche (potenzialmente formalizzabili) ed i complessi sono state disposte secondo i normali criteri stratigrafici (dal basso verso l alto stratigrafico). Poiché si ritiene che una carta al 1: possa ancora essere utilizzata come uno strumento analitico, nella definizione della legenda si è evitato di fornire attribuzioni paleogeografiche, al fine di ridurre al massimo l interpretazione. Seguendo l approccio tettonostratigrafico, la legenda è stata quindi organizzata costituendo gruppi omogenei di unità in cui sono state inserite le unità di margine continentale, le unità oceaniche, quelle ofiolitiche ed isolando infine quelle unità il cui ambiente deposizionale era di difficile localizzazione. Nelle unità di margine continentale sono state comprese sia le unità di basamento mono- e polimetamorfico, sia quelle di copertura mesozoica. Per quanto concerne le unità a calcescisti prevalenti è stato distinto un gruppo di unità definite come oceaniche, in cui si è potuta ricostruire una successione sedimentaria ad affinità ligure (cioè deposta su crosta oceanica), un gruppo di ofiolitiche, cioè contenenti ofioliti ma che non mostrano successioni ad evidente affinità

17 ligure e per le quali la deposizione su crosta oceanica non è certa. Infine sono state separate quelle unità di calcescisti senza ofioliti che, pur senza attribuzioni cronologiche, vengono tentativamente interpretate come deposte nella fossa convergente a causa della forte componente terrigena UNITA DI MARGINE CONTINENTALE UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DELL AMBIN E l unità tettonostratigrafica strutturalmente più profonda e comprende un basamento cristallino pretriassico su cui poggia una successione di metasedimenti mesozoici, di limitato spessore. Affiora sul versante sinistro della Valle della Dora Riparia, tra Chiomonte e Oulx, ed è sovrascorsa da diverse unità tettonostratigrafiche, costituite da successioni di margine continentale. Verso SE il Massiccio d Ambin è troncato da una zona di taglio subverticale, a direzione N60E circa, sottolineata da boudins pluriettometrici di unità di copertura, e su cui si è impostata la Valle della Dora Riparia. Il basamento è stato suddiviso in un complesso inferiore (complesso di Clarea), costituito da scisti polimetamorfici con relitti di metamorfismo prealpino, ed in un complesso superiore (complesso d Ambin) monometamorfico, in cui prevalgono meta-vulcaniti acido-intermedie ritenute di età permiana. Rari affioramenti di micascisti polimetamorfici presenti lungo zone di taglio sono stati distinti dal complesso di Clarea in base a differenze mineralogiche ed indicati come micascisti dei Fourneaux. I complessi d Ambin e di Clarea sono separati da un orizzonte discontinuo (potente fino ad alcune decine di metri) di metaconglomerati di età stefano-permiana a ciottoli di quarzo e rari litici, passanti a quarziti metaconglomeratiche in parte carbonatiche, già descritti in questa posizione litostratigrafica da GOGUEL (1958) e GAY (1970a, b). Il contatto tra i due complessi può venire considerato di origine stratigrafica e il livello a metaconglomerati potrebbe rappresentare il relitto dell originaria trasgressione tardo-varisica discordante su di un basamento già metamorfico e strutturato. Questa interpretazione è compatibile con l evoluzione monometamorfica del complesso d Ambin, dove la paragenesi magmatica viene direttamente sostituita da fasi di alta pressione di presumibile età alpina (es. Ab = Jd + Qtz; simboli dei minerali secondo KRETZ, 1983). La copertura mesozoica del Massiccio d Ambin è conservata in lembi limitati sul versante meridionale del Massiccio. La successione di riferimento era classicamente ritenuta quella di Punta Bellecombe - Roche Carlina, sul versante francese del Massiccio (ELLENBERGER, 1958; GOGUEL & ELLENBERGER, 1952; GOGUEL & LAFFITTE, 1952; CARON & GAY, 1977); studi recenti (SIDDANS & OUAZZANI, 1984) 1 hanno però dimostrato che questa successione è scollata dal basamento pretriassico. La copertura mesozoica riposa in discordanza sul basamento pretriassico e inizia con quarziti biancoverdastre attribuite al Werfeniano. Questi metasedimenti sono seguiti da una successione carbonatica di spessore assai ridotto (max 20 m), caratterizzata dall assenza di sedimenti carbonatici triassici e dalla presenza di brecce e livelli detritici a vari livelli stratigrafici. La struttura a grande scala è messa in evidenza dalla scistosità regionale alpina che nel settore rilevato immerge mediamente verso SW, S e SE. A causa delle fasi deformative tardive, la scistosità mostra un andamento suborizzontale nei settori centrali e più profondi del massiccio mentre è molto inclinata nelle zone periferiche; ciò conferisce al Massiccio d Ambin la tipica struttura a duomo Basamento pretriassico Micascisti dei Fourneaux (fou) Scaglie di basamento polimetamorfico in sporadici affioramenti lungo la zona di taglio che separa il Massiccio d Ambin dalle sovrastanti unità tettonostratigrafiche e non ancora menzionate in letteratura, sono state cartografate come micascisti dei Fourneaux. Sono costituite principalmente da micascisti a cloritoide, granato e glaucofane a cui sono associati subordinati calcescisti a granato. Formano livelli di spessore metrico, per lo più lateralmente discontinui, ad eccezione del livello caratterizzato da buona continuità laterale che dalla parete settentrionale di Punta Galambra giunge ai Passi dei Fourneaux. I rapporti dei micascisti dei Fourneaux con gli altri litotipi del Massiccio d Ambin sono tettonici e non è pertanto possibile inquadrarli in una successione litostratigrafica coerente. Queste rocce, di colore grigio e ad alterazione localmente grigio-nocciola, sono di composizione essenzialmente cloritico-quarzosa. Presentano numerosi livelli millimetrici di fillosilicati che definiscono

18 una scistosità fortemente crenulata. La composizione del granato (58 % almandino, 22 % grossularia, 10 % piropo e spessartina) è, ad esclusione della periferia, abbastanza omogenea. La posizione strutturale e la composizione dei granati, che differisce notevolmente da quella dei granati del complesso di Clarea, ne giustifica la distinzione (MALUSÀ, 1997; MOSCA, 1997; cfr. nota 1). I calcescisti marmorei a granato, costituiti da carbonato e rara clorite e con sporadici livelli millimetrici a prevalente mica chiara, costituiscono un livello di spessore metrico a quota 3160 m sulla parete settentrionale della Punta Galambra Complesso di Clarea Il complesso di Clarea rappresenta l elemento geometricamente più profondo del basamento metamorfico del Massiccio d Ambin. Gli affioramenti più estesi si trovano in Val Clarea, nel Vallone di Tiraculo, nel Gran Boursey, nella conca del Rio Ponté e nella conca del Rio Geronda. Sul versante sinistro della Valle di Susa gli affioramenti del complesso di Clarea sono ubicati in corrispondenza di strutture plicative antiformi associate sia alle fasi deformative sin-scistogene, sia a quelle tardive. Lo spessore massimo affiorante si aggira intorno ai metri. E costituito prevalentemente da metasedimenti pelitico-arenacei rappresentati da micascisti in facies scisti blu ± retrocessi e trasformati in micascisti filladici e in gneiss minuti albitizzati. Alla mesoscala sono ancora riconoscibili alternanze composizionali decimetrico-metriche di micascisti quarzosi e micascisti ricchi in mica bianca, anfibolo e cloritoide. Inoltre sono anche presenti masse di rocce originariamente intrusive a chimismo acido-intermedio, di metabasiti e di sottili livelli di marmi impuri e scisti carbonatici non cartografabili. Nei livelli più profondi si riconoscono mega-relitti strutturali preservati dalla sovraimpronta tettonometamorfica alpina. In questi relitti la foliazione principale, considerata di età prealpina, è definita da minerali cresciuti in condizioni metamorfiche di facies anfibolitica di media-bassa pressione. L impronta tettonometamorfica di età alpina, più pervasiva man mano che ci sposta verso livelli strutturali più elevati, ha cancellato ogni traccia dell impronta metamorfica precedente. La presenza di una foliazione prealpina, seppur in forma dubitativa ed incompleta, era già nota in letteratura. Qui ne viene confermata l esistenza e viene riconosciuta la sua diffusione pervasiva nei livelli strutturali più profondi dove rappresenta la foliazione tettonica principale. Secondo alcuni Autori francesi (DESMONS & FABRE, 1988; DESMONS, 1992) questa foliazione in facies anfibolitica, osservata anche in altri settori del sistema multifalda del Gran San Bernardo, viene considerata cambriana o anche più vecchia. Questa opinione si basa sulle età radiometriche tardo-cambriane ottenute per il protolito del complesso monometamorfico del Mont Pourri (Massiccio della Vanoise). Secondo questa interpretazione l impronta metamorfica varisica risulterebbe assente all interno del basamento brianzonese in quanto quest ultimo durante l orogenesi ercinica si sarebbe mantenuto a livelli strutturali superficiali, evitando ogni tipo di ricristallizzazione metamorfica (DESMONS, 1992). Tuttavia, prendendo in considerazione le età radiometriche Ar/Ar ( Ma) prodotte da MONIE (1990) su miche del complesso di Clarea affioranti sul versante francese del Massiccio, si preferisce considerare varisica l età della foliazione regionale prealpina osservata nel complesso di Clarea e, pertanto, permocarbonifera l età del sovrastante Il complesso di Clarea è stato suddiviso nelle seguenti subunità litostratigrafiche informali: Micascisti e gneiss minuti albitizzati riequilibrati in facies scisti blu di età alpina (cl) Sono caratterizzati da una paragenesi generalizzata di alta pressione e bassa temperatura, verosimilmente di età alpina, e da locali riequilibrazioni in facies scisti verdi che hanno obliterato quella prealpina. Affiorano nei livelli strutturali più elevati del complesso di Clarea in prossimità del contatto con il complesso d Ambin. Il passaggio tra i micascisti a prevalente paragenesi prealpina ed i micascisti glaucofanici a prevalente paragenesi alpina è estremamente graduale e non costituisce un limite cartografabile con esattezza, perché avviene nell intervallo di almeno un centinaio di metri. Sono prevalentemente costituiti da quarzo, albite, miche bianche (fengite e paragonite), clorite, anfibolo sodico, cloritoide ± biotite ± granato. In quantità accessorie sono presenti rutilo, zoisite, ilmenite, titanite. Mostrano una evidente scistosità di natura traspositiva sviluppata in condizioni di HP e LT e definita dalla orientazione preferenziale di mica bianca, clorite, cloritoide e glaucofane. Sono presenti numerosi rods di quarzo parallelizzati alla scistosità principale alpina. Talvolta i nastri di quarzo disegnano

19 cerniere isoclinali sradicate che, nelle zone maggiormente riequilibrate in condizioni metamorfiche alpine, sono appiattite e quasi completamente obliterate. Queste rocce sono generalmente di colore blu intenso per la presenza abbondante di anfibolo sodico. L affioramento più rappresentativo si trova a Grange della Valle. Localmente questa scistosità viene parzialmente obliterata dalla crescita di peciloblasti albitici avvenuta a spese di mica bianca e glaucofane durante l evento decompressionale di bassa pressione e bassa temperatura. Questo evento trasforma i micascisti in gneiss minuti albitizzati a causa della sostituzione di mica bianca da parte di albite. In questi gneiss è presente un granato euedrale di piccole dimensioni cresciuto in equilibrio con biotite o incluso in peciloblasti a losanga di albite. A sua volta la biotite ha sostituito la clorite. In questi litotipi sono anche presenti aggregati al losanga a quarzo + clorite + albite cresciuti su originario anfibolo sodico. Micascisti a paragenesi prealpina preservata (cl a ) Rappresentano il litotipo più diffuso del settore strutturalmente più profondo del complesso di Clarea. I principali affioramenti si trovano in Val Clarea, nella conca del Rio Ponté e nella conca del Rio Geronda. In Val Clarea questi litotipi costituiscono una fascia potente circa 400 m. Sono generalmente molto quarzosi, massicci e contengono numerosi rods di quarzo di dimensioni pluridecimetriche. Nei litotipi in cui la mica bianca è abbondante, il colore è più chiaro e la scistosità è naturalmente più pervasiva. Queste diverse varietà litologiche sono intercalate tra loro e non sono delimitate da contatti Al microscopio si osservano quarzo, muscovite, plagioclasio, biotite, clorite, granato e pseudomorfosi sericitiche. In quantità accessorie sono presenti rutilo, ilmenite, titanite ed epidoto. I micascisti mostrano una foliazione tettonica caratterizzata da un layering composizionale centimetrico definito dall alternanza di livelli a muscovite + biotite con domini quarzoso-feldspatici. Sono anche presenti porfiroblasti plurimillimetrici di granato. In generale, la roccia mostra un aspetto microstrutturale prealpino ben preservato, anche se le principali fasi mineralogiche, ad eccezione del granato e della muscovite, sono state pervasivamente sostituite, in condizioni statiche, da strutture coronitiche e pseudomorfosi sviluppatesi durante l evento metamorfico alpino di alta pressione. Una foliazione relitta, caratterizzata dalle stesse fasi che definiscono la foliazione prealpina principale, è talvolta preservata in microlitoni. Sono anche frequenti pseudomorfosi prismatiche sericitico-cloritiche su probabile cianite. In altri casi si sono osservati aggregati sericitici di forma romboidale all interno dei quali è cresciuto abbondante cloritoide alpino in cristalli prismatici allungati privi di orientazione preferenziale dimensionale. Queste ultime pseudomorfosi sono state ragionevolmente interpretate come relitti di porfiroblasti di staurolite prealpina. Anche l originario plagioclasio prealpino si è destabilizzato in aggregati saussuritici, mentre la biotite è stata sostituita da fengite ricca in inclusioni di rutilo. Metabasiti a relitti prealpini (cl b ) Si tratta di metabasiti ad albite ed epidoto a struttura listata e di colore verde scuro. Spesso si riconosce un layering metamorfico che sottolinea la scistosità principale, definito dall alternanza di domini anfibolici, di spessore centimetrico, e di domini ad albite ed epidoto, potenti qualche millimetro. Sulle superfici di scistosità è possibile osservare una lineazione d estensione definita dall isorientazione dell anfibolo calcico. Costituiscono corpi lenticolari, il cui spessore varia da dimensioni metriche a decametriche. Nella conca del Rio Geronda sono state osservate limitate porzioni, non distinguibili cartograficamente, nelle quali sono presenti relitti di granato. Questo si presenta in porfiroclasti di dimensioni plurimillimetriche che possono raggiungere anche il centimetro, con un orlo di reazione bianco, composto da albite ed epidoto, che testimonia in modo chiaro il suo disequilibrio con la paragenesi prealpina sviluppatasi in facies anfibolitica. Al microscopio la foliazione prealpina risulta definita da una paragenesi ad anfibolo calcico, albite, epidoto, titanite in assenza di clorite. Generalmente l orneblenda prealpina viene parzialmente sostituita da glaucofane alpino cresciuto in corone. Saltuariamente, in corrispondenza di vene estensionali sviluppatesi verosimilmente durante l evento metamorfico di alta pressione, è cresciuto anfibolo sodico che ha pseudomorfosato il precedente anfibolo calcico. Le metabasiti riequilibrate in condizioni di alta pressione di età alpina si trovano in corrispondenza dei domini più riequilibrati in condizioni metamorfiche alpine, all interno delle masse di anfiboliti ad albite ed epidoto, ma spesso costituiscono corpi lenticolari di estensione decametrica, associati ai micascisti glaucofanici a prevalente paragenesi alpina. In esse si osserva una parziale o totale obliterazione della paragenesi di medio grado metamorfico. Le metabasiti completamente riequilibrate in condizioni di alta pressione mostrano una paragenesi a granato-

20 glaucofane-clorite che definisce una foliazione tettonica riferibile all evento alpino di alta pressione, mentre quelle riequilibrate in condizioni di bassa pressione sono caratterizzate dalla associazione anfibolo calcico - clorite - clinozoisite - albite. Ortogneiss polimetamorfici (cl c ) Gli ortogneiss polimetamorfici affiorano in masse ettometriche nei pressi dei Laghi delle Monache, nella località Clot delle Selle ed in corrispondenza della parete nord del Monte Chabrière, e in corpi decametrici lungo il Rio Clapier, sul versante destro della Val Clarea, sul versante destro del Gran Bourseg e sul versante sinistro del Rio Geronda. Quando la paragenesi prealpina è ancora preservata si osservano rocce leucocrate a grana medio-fine a quarzo, grosse lamelle di mica bianca e feldspato. Benché questa roccia abbia subito un intensa ricostruzione metamorfica, spesso mostra un aspetto fabric magmatico è stato parzialmente preservato, come ad esempio si osserva a quota 2500 m nella conca del Rio Geronda. L assenza di feldspato alcalino fa presupporre che l originario protolite magmatico di queste rocce fosse rappresentato da rocce intrusive a composizione tonalitica. L originario contatto intrusivo è stato trasposto e parallelizzato alla foliazione prealpina principale, testimoniando un età di intrusione chiaramente precedente alla deformazione. Solo in pochi casi è stato possibile osservare la presenza di piccole apofisi, di dimensioni decimetriche, intercalate negli scisti incassanti. Gli ortogneiss mostrano una foliazione tettonica concordante con la scistosità prealpina degli scisti incassanti, definita da muscovite e biotite, ora sostituita da aggregati di età alpina a fengite + glaucofane + clorite. Piccoli cristalli idioblasti di granato zonato sono molto abbondanti. Nei differenziati più basici l originario plagioclasio calcico viene sostituito da un aggregato dactilitico ad albite + epidoto. Un età più vecchia della foliazione prealpina deve quindi venir ipotizzata per la messa in posto di queste rocce di natura magmatica. Ortoderivati pre-varisici di composizione acida ed intermedia sono ben conosciuti e descritti in altre unità polimetamorfiche delle falde di Pontis e Siviez-Mischabel (THÉLIN, 1989; THÉLIN et alii, 1993), ma per la prima volta vengono segnalati ortogneiss pre-ercinici nel complesso di Clarea Complesso d Ambin Il complesso d Ambin è prevalentemente costituito da gneiss occhiadini albitico-cloritici che mostrano una grande omogeneità composizionale e tessiturale e da gneiss leucocrati a giadeite già segnalati in letteratura (GAY, 1970a, b, 1972a; CALLEGARI et alii, 1980). Queste rocce sono ritenute di origine magmatica, vulcanica e/o vulcanoclastica e appartenenti allo stesso complesso magmatico. Intercalate con le rocce di derivazione magmatica, si rinvengono metapeliti costituite da quarzomicascisti a clorite con rari boudins di scisti glaucofanici e, in quantità subordinate, da micascisti quarzosi con rari livelli di metaconglomerati, quarziti e livelli carbonatici. Orto e paraderivati non presentano continuità laterale e mostrano potenze estremamente variabili probabilmente già dovute a originari rapporti di eteropia. La caratterizzazione petrografica delle metapeliti mostra che queste ultime derivano dallo smantellamento delle rocce magmatiche. In questo quadro gli ortogneiss albitico-cloritici e gli ortogneiss leucocrati rappresenterebbero il prodotto metamorfico di corpi magmatici effusivi o sub-intrusivi portati rapidamente in erosione. L età degli ortoderivati è sconosciuta, ma vengono considerati di probabile età tardo-varisica, in accordo con le abbondanti sequenze vulcaniche e vulcano-clastiche di età permo-carbonifera descritte all interno del sistema multifalda del Gran San Bernardo (e.g. ESCHER, 1988). Il complesso d Ambin mostra inoltre notevoli affinità litostratigrafiche anche con il tegumento permo-carbonifero descritto nel brianzonese ligure, in Vanoise e nelle falde di Pontis e Siviez-Mischabel (DESMONS & MERCIER, 1993; THÉLIN et alii, 1993). Nel complesso d Ambin sono state riconosciute le seguenti unità: Metaconglomerati e quarziti conglomeratiche (ama) Costituiscono un orizzonte discontinuo potente fino ad alcune decine di metri alla base del complesso d Ambin. Sono caratterizzati dalla presenza di clasti da millimetrici a centimetrici di quarzo biancastro e da rari litici gneissico-micascistosi isorientati parallelamente alla scistosità regionale e immersi in una matrice quarzosa con subordinata mica bianca, che conferisce alla roccia una caratteristica colorazione bianco-lattea.

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