Partenza prevista alle ore 9.00 dal Comune di Morcote (CH). Termine dell’escursione previsto nel Comune di Como alle ore 16.30.
Tempo complessivo: 7 h e 30’, suddivisi in 6 h 30’ di lavoro + 1 h di sosta ristoro.
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PRIMA PARTE

SOSTA 1 - Nella notte del tempo geologico (durata 20’)
Comune di Morcote (CH). Nessuno spostamento. Indicazioni per la sosta: posteggiare il pullman nel piazzale

Questa sosta consentirà di osservare le rocce più antiche dell’intero itinerario. Il basamento cristallino è costituito da rocce metamorfiche come gneiss e micascisti, e rocce magmatiche quali i graniti. La porzione in assoluto più antica di questo basamento ha un’età di oltre 2 miliardi di anni e contiene corpi magmatici acidi la cui età è stata calcolata con metodi radiometrici, in circa 500 milioni di anni.
Le rocce metamorfiche che osserviamo in questa sosta (Fig. 9) derivano dal metamorfismo di rocce sedimentarie dell’Era Paleozoica. La loro tessitura, osservabile in dettaglio, è caratterizzata dalla disposizione dei minerali in piani orientati e da pieghe anche di piccolissime dimensioni. Questi sono chiari indizi delle immani pressioni alle quali le rocce sedimentarie Paleozoiche furono soggette durante due successivi cicli di formazione di catene montuose: quello Caledoniano e quello Varisico (anche detto Ercinico).
Il Basamento che osserviamo è dunque ciò che resta di successioni rocciose deformate più volte nel corso della formazione di antiche catene montuose delle quali troviamo resti soprattutto in Europa, dalla Scandinavia alla Francia alla Russia. Queste rocce, dopo essere state deformate e sottoposte a metamorfismo, furono modellate, erose da fiumi e “piallate” da ghiacciai, fino a trasformarsi in una sorta di “tavolato”, sopra al quale si deposero le rocce che documentano il successivo scorrere del tempo geologico, da quelle vulcaniche del termine del Paleozoico fino a quelle sedimentarie del Mesozoico.
Ci troviamo ora nella difficoltà di segnare un orario di partenza nel nostro viaggio nel tempo geologico: l’imbarazzo deriva dal fatto che questo basamento contiene rocce antiche 2 miliardi di anni, oltre a frammenti di zirconi vecchi 2.5 miliardi di anni. Non essendo qui disponibili sufficienti dettagli per descrivere gli eventi precedenti a 500 milioni di anni, possiamo assumere l’età dei graniti, all’alba dell’Era Paleozoica, come punto di partenza del nostro viaggio nel tempo.


Fig. 9 - Il Basamento Cristallino, composto da rocce metamorfiche (micascisti). Il minerale più rappresentativo di queste rocce è la mica muscovite, che spicca per la particolare lucentezza

Nella stessa sosta possiamo osservare la successione che si è deposta direttamente sopra il basamento cristallino: si tratta di rioliti, rocce vulcaniche effusive (Fig. 10) derivanti dal raffreddamento di colate di lava a chimismo acido, molto viscose, che emesse da centri vulcanici ormai scomparsi, scorrevano sulle rocce del basamento fino a solidificare a diretto contatto con lo stesso. Oggi si presentano alla nostra attenzione sotto forma di rocce di colore chiaro, molto compatte, nelle quali spiccano grossi cristalli rosa (fenocristalli) di feldspato potassico.

Fig. 10 - Un particolare delle rocce vulcaniche effusive poste al di sopra del Basamento. In evidenza i fenocristalli di feldspato potassico, lunghi fino a 2 cm.

Spunti didattici

Nel Permiano medio-superiore (circa 270 milioni di anni fa), nell’area oggi occupata dall’edificio Sudalpino, iniziò una fase di estensione tettonica che favorì la formazione di faglie normali lungo le quali poterono risalire grandi volumi di magma. Questi sistemi di faglia rappresentano la CAUSA all’origine dell’emissione di lave e flussi piroclastici che formano estesi depositi disseminati da Ovest ad Est nell’edificio delle Alpi Meridionali fra l’Alto Adige e il varesotto. Il MOVENTE fu rappresentato dalle prime “avvisaglie” della fatturazione del Pangea ad opera della dinamica tettonica a scala globale. Il Pangea era ai tempi l’unico mega-continente che, circondato da un immenso unico oceano, si era lentamente assemblato durante l’Era Paleozoica. La sua progressiva frammentazione, che si affermerà nella successiva Era Mesozoica, avrà effetti fondamentali sull’evoluzione geologica di questo settore delle Alpi Meridionali, come si vedrà durante la seconda parte dell’itinerario.
Prima di lasciare la sosta del Basamento, è utile ricordare ai partecipanti che questo “tavolato” racchiude in sé come un libro, la storia di quasi tutta l’Era Paleozoica, dal Periodo Ordoviciano al Periodo Permiano - da 500 milioni di anni fa a circa 270 milioni di anni fa. Esso sintetizza la FORMAZIONE di antichissime rocce - sedimentarie e magmatiche - la loro DEFORMAZIONE (e relativo metamorfismo) nel corso di due orogenesi, ed il successivo MODELLAMENTO ed erosione.

(durata: 30’, in pullman)

SOSTE 2 - 11. Parco della Breggia
( Durata 5 h 40’, inclusa la proiezione di una serie di slide power point in aula (30’) e la pausa pranzo (1 h))

Arrivo del pullman a Morbio Superiore (CH). Indicazioni per la sosta: parcheggio temporaneo del mezzo presso la fermata dell’Autopostale, davanti alla Chiesa di S. Anna. I partecipanti scendono e il mezzo prosegue fino al posteggio del Mulino del Ghitello (15’).
Si entra nel Parco dall’entrata di Morbio Superiore (CH). Da qui ci si dirige verso la Sosta 2. Durata: 10’ a piedi.
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Fig. 11 - Carta geologico-geoturistica del Parco delle Gole della Breggia, con indicazione delle soste, numerate da 2 a 11

SOSTA 2 - Le rocce sedimentarie più antiche
(durata: 20’)

Il settore geologicamente più antico del Parco è rappresentato dal Calcare di Moltrasio, anche detto Calcare Selcifero Lombardo. Questa formazione rocciosa compone praticamente tutto il Monte Generoso per uno spessore totale intorno ai 4000 m. La sua origine è legata all’apertura del bacino marino omonimo, dovuta ai processi di lacerazione della crosta terrestre che, già iniziati nel precedente periodo Triassico, portarono alla progressiva apertura ed al graduale approfondimento dell’oceano Tetide. Nel Parco è osservabile solo la porzione superiore, e dunque più giovane, di quest’impressionante catasta di strati calcarei: sono gli ultimi 100 m, corrispondenti a 195 milioni d’anni fa (Giurassico inferiore).

Fig. 12 - Calcare di Moltrasio. Gli strati del Calcare di Moltrasio. In evidente contrasto con la loro planarità, si osserva un grosso masso erratico (a destra, sulla riva del torrente).

E’ composto da strati calcarei, regolari, di color grigio chiaro e aventi spessore di alcuni decimetri; tra essi s’intercalano sottili strati marnosi. La silice tanto abbondante in questo calcare deriva dai minuscoli aghetti, detti spicole, che costituiscono lo scheletro delle spugne silicee. Essi sono fatti di opale (silice non cristallina). Probabilmente le spugne silicee colonizzavano la scarpata del bacino e venivano trascinate sul fondale, a 1000 o più metri di profondità sotto forma di correnti di torbida, il cui accumulo è oggi rappresentato dagli strati di calcare grigio.
La marna è invece una roccia che risulta dalla miscela di calcare e argilla in parti più o meno uguali. Deriva dalla trasformazione in roccia di un fango finissimo che ricopriva il fondale nei periodi non distubati dalle correnti di torbida. La marna è molto più tenera del calcare tanto che si può scalfire con l’unghia. Sugli strati di calcare riposa un grosso blocco la cui tipologia e composizione sono del tutto diverse da quella delle rocce del parco. Siamo dunque in presenza di un masso erratico, abbandonato da un antico ghiacciaio che, dopo la sua massima avanzata (avvenuta circa 15.000 anni fa), stava progressivamente arretrando verso le cime montuose.

Spunti didattici

Oggi gli strati del Calcare di Moltrasio appaiono con un profilo caratteristico, con strati più spessi alternati a strati più sottili, questi ultimi rientranti rispetto ai primi. Quali sono gli eventi ed i processi che hanno prodotto questa alternanza e questo profilo “dentellato”? Possiamo schematizzare 4 fasi, come espresso in Fig.13.
1. Deposizione di una “pioggia” di particelle finissime.
2. Accumulo delle particelle stesse fino a formare lo di fango strato più scuro.
3. Correnti di torbida che scorrono sullo strato scuro.
4. Accumulo delle particelle (grossolane alla base, via via più fini verso il tetto) fino a formare gli strati più spessi di colore grigio chiaro.
Una volta che questa ritmica alternanza di strati di diverso spessore e con differente consistenza è emersa a seguito del sollevamento delle Alpi, sono intervenuti processi di erosione selettiva fluviale e alterazione superficiale (cicli di gelo-disgelo, acque piovane, ruscellamento, etc).
La diversa resistenza all’erosione dei due tipi di rocce ha fatto “sporgere” gli strati di calcare e “rientrare” quelli di marna, formando un tipico “profilo dentellato. Questi processi sono tuttora in atto.

Fig. 13 - Le fasi che hanno prodotto l’alternanza fra strati spessi, calcarei, e strati sottili, marnosi. A sinistra, gli strati calcarei e quelli marnosi, questi ultimi evidenziati con la lettera “m” (in rosso). A destra, schema delle fasi descritte nel testo.

(durata: 20)

Fig. 21 - Escursione FR1. Sosta 5.

Il Rosso Ammonitico Lombardo ha, nel Parco delle Gole della Breggia, uno spessore complessivo di 15 m. L’aggettivo “Lombardo” distingue questo Rosso Ammonitico da altre formazioni di età e/o località differenti tra le quali il Rosso Ammonitico Veronese, molto usato quale pietra ornamentale. In soli 2 metri di roccia di Rosso Ammonitico è racchiuso un milione d’anni: la velocità alla quale questa roccia si deponeva sul fondale era dunque 1/10 rispetto al Calcare di Moltrasio. Nell’insieme, l’affioramento di Rosso Ammonitico Lombardo racchiude circa 7.5 milioni d’anni di storia della Terra. Consideriamo questa evidenza come EFFETTO, rappresentato da un crollo delle velocità di sedimentazione da valori dell’ordine dei decimetri per migliaio d’anni (Calcare di Moltrasio) a quelli dei millimetri per migliaio d’anni. La CAUSA deve essere fatta risalite allo sprofondamento degli “alti strutturali” la cui erosione progressiva aveva alimentato con grandi quantità di sedimenti le zone più profonde, come testimoniato dagli strati del Calcare di Moltrasio. Il MOVENTE fu il motore della tettonica a zolle che, attraverso il continuo processo di lacerazione crostale, portò l’intero Bacino Lombardo, compresi quindi gli alti sino allora esistenti, a sprofondare e rendere così possibile il prevalere di condizioni di mare aperto. Questo scarso volume di sedimenti ha avuto però come conseguenza una maggiore concentrazione di fossili: si tratta in particolare di ammoniti, dalle quali deriva il nome della formazione rocciosa; il “rosso” deriva invece dagli ossidi di ferro. La parte basale dell’affioramento è data da marne rosse a noduli biancastri. Il numero di ammoniti racchiuse nella roccia è molto alto; queste appaiono però parzialmente disciolte e corrose.

Fig. 14 - Marne nodulari con ammoniti
Grande concentrazione di ammoniti, in maggioranza disciolte.

Spunti didattici
Esistono diverse interpretazioni sui fenomeni che hanno portato a generare l’aspetto nodulare di queste rocce, che possiamo considerare un EFFETTO, la cui CAUSA è da ricercare nella composizione chimica delle conchiglie delle ammoniti: esse erano fatte di un minerale carbonatico particolarmente instabile e solubile, l’aragonite. I gusci venivano sciolti dopo essere stati sepolti, a causa della pressione esercitata dai sedimenti sovrastanti. Questo processo metteva in circolazione il calcare biancastro che in seguito poteva accumularsi a costituire i noduli. Un altro aspetto molto evidente di queste rocce è la regolarità dell’alternanza fra strati calcarei e quelli marnosi, che può essere attribuita a variazioni cicliche del clima. A ciascuna condizione climatica corrispondono infatti precise condizioni ambientali (ad esempio, la diffusione di alcuni organismi piuttosto che altri; un diverso tasso di erosione delle terre emerse; un differente regime delle correnti) che producono poi sedimenti diversi sui fondali marini. I sedimenti sono quindi lo specchio del clima e gli strati di roccia in cui i sedimenti si sono trasformati ne rappresentano l’archivio.

Fig. 15 - Alternanza regolare calcari-marne. Alternanza ritmica tra calcari marnosi nodulari (evidenziati dalle due estremità della matita) e marne (dietro la matita, livello rosa scuro, rientrante in quanto maggiormente eroso).

Spunti didattici
Quali sono le cause di questi cicli climatici? Prima di tutto occorre valutare il loro ordine di grandezza in termini di tempo (anni? Secoli? Migliaia di anni? Milioni di anni?). La risposta è scritta negli strati. Se consideriamo la Fig.14 e teniamo a mente che 2 metri di Rosso Ammonitico corrispondono ad un milione di anni, la figura fotografa un totale di oltre 200.000 anni di storia della Terra: ogni strato può rappresentare pertanto da 10.000 a 50.000 anni. Variazioni del clima su periodi così lunghi possono essere dovute a cause astronomiche, che producono fluttuazioni della temperatura, dell’insolazione e della lunghezza delle stagioni sul nostro pianeta. La forma (più o meno ellittica) dell’orbita terrestre varia con un periodo intorno a 100.000 anni, durante il quale varia la differenza fra la distanza minima e massima della Terra dal Sole. Anche l’inclinazione dell’asse di rotazione varia progressivamente con periodicità di circa 40.000 anni. Infine, la Terra si muove come una trottola; il punto della sfera celeste al quale punta l’asse di rotazione (oggi la Stella Polare) cambia seguendo una traiettoria circolare con periodicità di 26.000 anni. Questi moti, detti “millenari” esercitano una chiara influenza sul clima della Terra: è immediato constatare, ad esempio, che farebbe più caldo qualora ci si trovasse più vicini al Sole o i raggi giungessero sulla superficie del Pianeta meno inclinati e dunque più vicini alla perpendicolare. Come si è visto, queste variazioni astronomiche hanno luogo con tempi diversi. A scadenze regolari, tuttavia, i loro effetti si sommano e si amplificano, modificando il clima. Si tratta di variazioni cicliche che sono destinate a ripresentarsi, seppure lungo un lasso di tempo più lungo di quello “umano”.

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(durata: 20)

Fig. 16 - Calcari e marne a lamellibranchi pelagici. Base della serie di strati, poco sopra il Rosso Ammonitico.

Le ammoniti sono molto diffuse, accompagnate da altri cefalopodi, quali rari nautiloidi e belemniti. Il nome della formazione si riferisce però ad organismi diversi, che in questi strati sono presenti in enorme concentrazione. Essi sono visibili già con la lente di ingrandimento, ma si possono esaminare in dettaglio solo al microscopio: si tratta di sottili gusci di bivalvi (lamellibranchi) lunghi appena 2-3 mm; a dispetto delle dimensioni irrisorie, il loro numero è tanto elevato che essi compongono spesso l’intera roccia.

Fig. 17 - Piccoli, ma innumerevoli. Sottili gusci di bivalvi di dimensioni minuscole compongono quasi interamente una sezione di roccia vista al microscopio.

Dal Prato delle Streghe, guardando in direzione dell’alveo incassato si può notare una delle strutture più spettacolari del Parco. Si tratta di un intervallo roccioso, dello spessore di circa 9 metri, composto da strati contorti e talora fratturati, compresi “a sandwich” tra strati regolari e continui, come evidente in particolare a tetto dell’affioramento. Si tratta di un fenomeno noto come scivolamento sottomarino (slumping, “piega gravitativa”).

(durata: 20’ )

Questo tratto di sentiero è munito di passerelle in legno che consentono di attraversare il versante instabile. E’ necessario prestare dunque la massima attenzione. Il sentiero percorre le gole in sponda destra, attraversando un tratto particolarmente incassato e aprendo la vista su rocce appartenenti al gruppo delle Radiolariti.


Fig. 19 - Le Radiolariti. Il sentiero del Parco a contatto con le Radiolariti ben stratificate (dettaglio con matita).

Come si è visto in altre rocce precedentemente considerate, anche queste sono fatte di fossili. Il loro nome deriva infatti dai radiolari, organismi unicellulari ancora oggi diffusi nel plancton marino. I loro gusci microscopici sono composti di silice, come il vetro, e proprio come quest’ultimo sono trasparenti e fragili; inoltre, sono talmente diffusi da comporre la roccia intera. Molto particolare il fatto che sono del tutto assenti i fossili a guscio calcareo. Con le loro forme armoniose i radiolari sono testimoni di un mare profondo, divenuto vero oceano. Siamo nel Giurassico medio-superiore, circa 160 milioni d’anni fa .

(durata: 30’ )

All’estremità nord della vecchia cava di Maiolica (“Biancone”) si giunge al brusco passaggio tra due rocce ben diverse tra loro: il Rosso ad Aptici e la Maiolica Lombarda. Il contatto fra le due litologie rappresenta la transizione tra i periodi Giurassico e Cretacico, 145 milioni di anni fa. Entrambe le rocce testimoniano grandi novità negli organismi che popolavano l’oceano. Al termine della lunga serie silicea delle Radiolariti si assiste qui al rinnovato predominio dei calcari.

Il Rosso ad Aptici, calcare ricco di silice e argilla, costituisce la parte terminale e dunque più giovane del gruppo delle Radiolariti. Qual è l’origine del nome di questa roccia? Se il termine “Rosso” è facilmente comprensibile, “ad Aptici” non lo è altrettanto. In realtà il termine “aptici” rimanda a quello che è stato un vero e proprio enigma per i paleontologi di tutto il mondo.

Fig. 22 - Fossili misteriosi. Un aptico (Lamellaptychus) sulla superficie della roccia e la sua ricostruzione, effettuata aggiungendo la metà mancante.

Fig. 23 - Funzioni alternative. Possibile posizione originaria degli aptici nel guscio delle ammoniti. Sono illustrate sia la possibile funzione di opercolo (“coperchio”, a sinistra) che quella di mandibola (o mascella inferiore, a destra).

Fig. 24 - Catastrofe sottomarina
In evidenza l’aspetto caotico delle rocce alla base della Maiolica.

Fig. 25 - Ricostruzione dell’evento di frana sottomarina. Visione frontale e sezione laterale.

(durata: 30’ )

Sono passati 20 milioni d’anni (racchiusi in 130 m di roccia) dalla sosta 6, presso la quale abbiamo osservato la base della Maiolica. Questa roccia è stata in passato oggetto di un’intensa attività estrattiva, che si è protratta fino agli anni ’70, prima a cielo aperto e in seguito in galleria. In questa sosta possiamo apprezzare una particolarità che caratterizza gli ultimi 20 m circa della Maiolica, risalenti a 125 milioni d’anni fa. Tra gli strati regolari e fortemente inclinati di calcare osserviamo livelli di argilliti scure, facilmente sfaldabili in lastrine e schegge. Il loro spessore, che può arrivare sino a 20 cm circa, ed il loro colore in netto contrasto con quello del calcare, contribuiscono a renderli ben visibili.

Fig. 26 -di argillite nera racchiusa tra gli strati biancastri della Maiolica.

Fig. 27 - Il contatto Maiolica-Scaglia Variegata
In evidenza l’aspetto meno compatto degli ultimi metri di Maiolica, con gli strati di calcare maggiormente separati l’uno dall’altro. Più a sinistra, la Scaglia Variegata (sv), in gran parte ricoperta dalla vegetazione.

(durata: 30’)

Fig. 28 - Strati apparentemente orizzontali nella Scaglia Bianca

Fig. 29 - Una questione di…..punti di vista

Fig. 30 - Minuscoli orologi del tempo geologico. Esempi di foraminiferi planctonici della Scaglia Bianca.
In alto. A sinistra, esemplari estratti dalla roccia e pronti per lo studio. A destra, disegno di Ticinella Roberti.
Al centro. A sinistra, sezione di roccia con Schackoina, un foraminifero dotato di lunghe spine tubulari. A destra, sua ricostruzione. A causa dell’evidente fragilità della struttura, gli esemplari estratti sono, infatti, frammentati ed incompleti.
In basso. Sezioni di roccia con Rotalipora ticinensis (sinistra), Rotalipora brotzeni (centro) e Praeglobotruncana stephani (destra).
Per tutti gli esemplari, le dimensioni sono comprese tra 0.3 e 0.5 mm.

(durata: 20’)

Fig. 31 - La piega nella Scaglia Bianca. Pacco di strati di Scaglia Bianca incurvati verso l’alto a formare una piega anticlinalica

Fig. 32 - Le pieghe, convessità e concavità in un pacco di strati deformato. Una sequenza di strati originariamente orizzontali (in alto), sottoposta a compressione, può reagire in modo plastico, deformandosi in una serie di ondulazioni dette pieghe. Le pieghe con gli strati più antichi al nucleo (la parte più interna della piega) si dicono anticlinali, quelle con gli strati più recenti al nucleo si dicono sinclinali

(durata: 25’)

Fig. 33 - Meandro di Caslaccio. In sponda destra si possono ammirare gli strati quasi verticali della Scaglia Rossa

Fig. 34 - Transizione fra due litologie. Agli ultimi strati di Scaglia Rossa (a sinistra), fratturati, subentrano gli strati grigi e resistenti del flysch (a destra)

Fig. 35 - Arenite gradata. La roccia lucidata rivela la sua composizione interna, data da granelli di sabbia con dimensioni che decrescono verso l’alto. A destra, schema

I singoli granelli possono aiutarci a capire che cosa è successo. Utilizzando il microscopio, gli studiosi della disciplina nota come “petrografia del sedimentario” sono in grado di scoprire molte cose: innanzitutto ci sono frammenti di rocce appartenenti alla Maiolica e alle Radiolariti, ma anche frammenti di selci e di rocce più vecchie di quelle che affiorano nel Parco. E poi frammenti di organismi. Tra questi ci sono ancora i foraminiferi della Scaglia ed i radiolari, tutti animali microscopici di mare aperto. Si aggiungono però, anche organismi come brachiopodi, ricci di mare, grossi bivalvi ed alghe calcaree. Dove vivevano? Sono tipicamente organismi di mare basso. Le alghe calcaree, ad esempio, vivono bene a profondità di alcune decine di metri, poiché hanno bisogno della luce solare per la fotosintesi. Non potevano certo vivere alle profondità in cui si depositava la Scaglia, stimate in 1500 m o più. Si tratta di un enigma la cui soluzione viene svelata di seguito.

Fig. 36 -Il Flysch Lombardo, testimone della nascita delle Alpi. Gli strati del Flysch Lombardo sono composti dai detriti provenienti dalle giovani Alpi che iniziavano a crescere e ad essere soggette ad erosione

(durata: 1h, nella piazza antistante la Direzione del Parco.)

(durata: 30')

Proiezione, nel locale frantoio al Mulino del Ghitello (sede della Direzione del Parco) di un Supporto Divulgativo Multimediale espressamente prodotto per illustrare concetti fondamentali, utili a contestualizzare e consolidare quanto è stato osservato lungo le soste del Parco. Gli argomenti, esposti mediante innovative tecniche di divulgazione scientifica, affrontano temi quali la Tettonica a Zolle, la genesi e classificazione delle rocce, le successioni stratigrafiche, gli ambienti deposizionali.

(durata: 25’)

Fig. 37 - L’affioramento presso il Mulino del Ghitello

Fig. 38 - Indizi di climi del passato. Conglomerato di Pontegana (sinistra). Ciottolo di Calcare di Moltrasio, profondamente alterato e giallastro.

Fig. 39 -Generazione di una discordanza angolare
1. Deposito dei sedimenti sul fondale marino.
2. Copertura da parte di strati più giovani.
3. Cementazione e trasformazione in roccia (Scaglia).
4. Formazione delle Alpi, con inclinazione degli strati ed emersione.
5. Erosione da parte di antichi fiumi.
6. Deposito del Conglomerato di Pontegana (giallo), in strati orizzontali, e conseguente discordanza angolare (linea rossa che separa rocce con strati diversamente inclinati) a contatto con la Scaglia.

Spostamento Parco della Breggia-Como
( Durata 30’, pullman)

SOSTA 12 - L’erosione delle Alpi e il modellamento fluvio glaciale
(durata: 30’)

Si risale sul pullman e ci si sposta a Como attraversando il confine italo-svizzero. Da questo punto di Como (Via Nino Bixio ca. all'altezza del civico 10), situato sul versante NE del “Monte Olimpino”, è possibile osservare gli effetti della rapida erosione e del trasporto detritico che hanno caratterizzato le fasi finale dell’orogenesi alpina, attraverso l’osservazione di un affioramento di Gonfolite Lombarda. E’ anche possibile illustrare parte della storia evolutiva dei laghi prealpini, legata all’erosione ed al modellamento fluvio-glaciale, prodotti prima dalla crisi di salinità messiniana e poi dalle glaciazioni pleistoceniche.



Indicazioni per la sosta.
E’ possibile parcheggiare il pullman in Via Bixio, all’altezza del numero civico 10, presso una rientranza della sede stradale. Si prosegue a piedi risalendo Via Imbonati. Dopo 3 tornanti si giunge all’affiormanento di Gonfolite (Fig. 40) e si osserva il ramo occidentale del Lago di Como (Fig. 41).


La Gonfolite Lombarda
Prima di osservare questa formazione rocciosa è utile chiarire un concetto: mentre in occasione dell’ultima sosta nel Parco (sosta 11) avevamo compiuto un balzo nel tempo di ben 95 milioni di anni fino ad approdare alle soglie del Pliocene (5 milioni di anni fa), ora, alla stregua del gambero, siamo “saltati all’indietro” di qualche milione di anni rispetto alla sosta 11. Mentre infatti il Conglomerato di Pontegana è vecchio circa 5 milioni di anni, qui osserviamo una roccia appartenente all’intervallo temporale Oligocene superiore-Miocene medio (25-16 milioni di anni fa). Inoltre, mentre il Conglomerato si era formato in ambiente subaereo al termine dei movimenti tettonici responsabili della formazione delle Alpi, questa roccia si è formata in ambiente sottomarino in un intervallo del tempo geologico in cui le spinte di innalzamento dell’orogenesi erano bel lungi dall’essersi esaurite. Questo affioramento roccioso appartiene al Gruppo della Gonfolite Lombarda, deposito sedimentario clastico con spessore totale di 3600 m, ubicato al limite sud delle Alpi meridionali, fra la Brianza e il Lago Maggiore. L’intera sequenza costituisce il resto di un deposito di conoide sottomarino che si estende per circa 50 km in direzione E-W e 30 km in direzione N-S.

Fig. 40 - Un salto indietro nel tempo: l’affioramento della Gonfolite Lombarda. Si tratta di una roccia derivante dall’accumulo di detriti derivati dall’erosione delle Alpi in rapido sollevamento.

Parte della più vasta formazione denominata Molassa Subalpina (presente sia a Nord che a Sud dell’edificio alpino), la Gonfolite è una roccia sedimentaria clastica con granulometria variabile fra quella tipica di una siltite, di un’arenaria e di un conglomerato molto grossolano.
La formazione di questo esteso deposito detritico sottomarino ha avuto luogo nella depressione formatasi nelle ultime fasi dell’orogenesi alpina sul versante merionale delle Alpi in formazione.
La composizione dei clasti della Gonfolite ci fornisce preziose indicazioni circa le formazioni rocciose sottoposte a erosione/smantellamento: nell’area comasca si tratta soprattutto di clasti di rocce plutoniche e metamorfiche, che rappresentavano il cuore dell’edificio alpino in rapido sollevamento.

Spunti didattici

Anche in questo caso possiamo riallacciarci al paradigma concettuale formazione-deformazione-modellamento: ma in questo specifico caso il paradigma stesso può essere visualizzato al contrario: l’affioramento roccioso che abbiamo appena osservato, la Gonfolite, rappresenta la terza fase, quella dell’erosione e MODELLAMENTO delle Alpi, avvenuto in seguito alla DEFORMAZIONE, dislocazione e innalzamento di rocce la cui FORMAZIONE era avvenuta svariate decine di milioni di anni prima, ai margini e sul fondo di un antico oceano.
Non possiamo però ignorare il fatto che, in modo del tutto circolare, lo stesso deposito della Gonfolite è risultato di un processo di FORMAZIONE, alla quale è seguita la DEFORMAZIONE che l’ha portata ad emergere dalle acque. La successiva erosione ed il MODELLAMENTO le hanno conferito l’aspetto che osserviamo oggi in affioramento.

Fig. 41 - Il ramo comasco (o lariano) del Lago di Como.