Cenni sulla storia geologica
delle Alpi Carniche

 di Claudia Spalletta
Dipartimento di Scienze della Terra dell'Università di Bologna

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Le rocce che compongono le montagne della Carnia sono tra le più antiche presenti in Italia. Si sono depositate lungo un arco di tempo che comprende quasi totalmente una delle ere in cui in cui si divide la storia della Terra, il Paleozoico, e il primo periodo dell’era successiva, il Mesozoico. Questo intervallo di tempo, lungo complessivamente quasi 250 milioni di anni, si estende infatti dall’Ordoviciano Superiore fino alla fine del Triassico. Un tempo inimmaginabilmente lungo in termini umani e incredibilmente lontano nel passato, giacché l’inizio dell’Ordoviciano Superiore è posto a circa 455 milioni di anni fa. Si fa notare che la geologia è l’unica scienza a condividere con l’astronomia e l’astrofisica il concetto di un tempo tanto lungo da venire definito tempo profondo.
In quei 250 milioni di anni e nei successivi 203 milioni di anni, che separano la fine del Triassico da oggi, la Terra è notevolmente cambiata. Non solo sono mutati i suoi abitanti, in seguito a processi evolutivi che nell’ultimo pugno di milioni di anni hanno portato anche alla comparsa dell’uomo, ma il paesaggio è cambiato innumerevoli volte e quello che noi oggi vediamo è il risultato finale di lenti incessanti mutamenti, intervallati di quando in quando da variazioni improvvise. Il paesaggio terrestre non è sempre stato come noi oggi lo vediamo in quanto la Terra nel suo insieme, come pianeta, non è un sistema statico, ma dinamico. Dall’iniziale formazione 4 miliardi e mezzo di anni fa, contemporanea a quelle degli altri pianeti del sistema solare, la superficie del nostro pianeta ha cambiato molte volte aspetto, anche se noi non riusciamo a renderci conto che essa muta, in quanto i processi geologici che portano ai cambiamenti più grandi sono estremamente lenti. Non possiamo renderci conto direttamente della loro azione, così come non ci rendiamo conto del movimento di rotazione della Terra, se non dall’apparente movimento da est ad ovest del sole durante il giorno. Gli indizi che i processi geologici endogeni che agiscono in lunghi tempi esistono sono purtroppo, però, sotto i nostri occhi, e sono i terremoti e le eruzioni vulcaniche. Altri processi geologici che portano a variazioni dell’aspetto della superficie terrestre avvengono in tempi brevi, o relativamente brevi, come i movimenti franosi o il modellamento delle coste ad opera dell’azione di apporto di sedimenti da parte dei fiumi e/o di rielaborazione dei sedimenti, o erosione degli stessi, da parte del moto ondoso. Di questi ultimi cambiamenti possiamo facilmente renderci conto durante il corso della nostra vita.


I continenti stessi, che ci sembrano inamovibili, non hanno sempre avuto la disposizione geografica odierna, non stanno fermi, si muovono, sia pure lentissimamente, e il loro spostamento porta alla formazione delle catene montuose dove essi si scontrano e all’apertura degli oceani dove si allontanano gli uni dagli altri. Il motore di tale movimento continuo è dovuto al fatto che sotto il sottile strato roccioso solido, che i geologi chiamano crosta terrestre e che si potrebbe paragonare alla buccia di un frutto, esiste un altro strato del pianeta molto più spesso, che potremmo con lo stesso esempio paragonare alla polpa del frutto, il mantello, costituito da materiale allo stato fluido, in parte magma incandescente in cui il calore forma celle di movimenti convettivi, cioè movimenti ad andamento circolare che sono diretti dal basso verso l’alto, simili a quelli presenti nell’acqua che bolle. Nel caso dell’acqua questi movimenti sono testimoniati dalle bolle che salgono in superficie.
I moti convettivi del mantello fluido coinvolgono la sovrastante crosta rigida e fragile, spezzandola in alcuni punti, da cui in seguito il magma risale dal mantello sotto forma di lava, formando depressioni dove poi si instaureranno gli oceani, e trascinando secondo il loro movimento i lembi spezzati che, scontrandosi e scivolando uno sull’altro in lunghi tempi, formano infine le catene montuose.
Le montagne che oggi vediamo in Carnia sono il risultato di due successivi lunghi processi di questo tipo, detti orogenesi: l’orogenesi ercinica, avvenuta durante la parte media del periodo Carbonifero, nell’era Paleozoica, e l’orogenesi alpina, iniziata qui nell’Eocene Superiore, nell’era Cenozoica, e tuttora in atto, come testimoniato dai recenti terremoti, come quello del 1976.
Quando la storia geologica delle Alpi Carniche ebbe inizio, nel lontano Ordoviciano Superiore, i continenti avevano posizioni e dimensioni completamente diverse da quelle odierne e così anche gli oceani. L’ Europa, il Mare Mediterraneo, l’Italia non esistevano. Gran parte dei territori oggi occupati da queste entità geografiche erano totalmente differenti. Se andassimo indietro nel tempo non troveremmo nella Terra di allora nulla che ci sia del tutto familiare. Ci sembrerebbe di essere su di un altro pianeta. Un pianeta dove le terre emerse, isole e continenti, erano completamente deserti e spogli, non perché il clima fosse arido, semplicemente perché le piante terrestri quali noi oggi le conosciamo non si erano ancora evolute e quindi non esistevano. L’Ordoviciano Superiore è il periodo in cui le piante terrestri primitive uscirono dalle basse acque costiere; ci vorranno però ancora molti milioni di anni, bisognerà arrivare al Carbonifero, circa 100 milioni di anni dopo, per trovare vere e proprie foreste. Anche l’atmosfera era diversa, carente in ossigeno; non avremmo potuto respirarla, perché la concentrazione di ossigeno che attualmente caratterizza la nostra atmosfera è stata raggiunta solo nel Carbonifero, con la grande diffusione delle piante terrestri. Le piante producono ossigeno come sottoprodotto della funzione clorofilliana necessaria al loro sostentamento e solo alla loro azione si deve la presenza di ossigeno libero nella nostra atmosfera in concentrazione pari quasi al 21% del totale di gas presenti. La super produzione di ossigeno, unitamente al seppellimento di grandi quantità di sostanza organica contenente carbonio, permetterà solo a partire dal Carbonifero, circa 350 milioni di anni fa, di arrivare al 21% di ossigeno libero, non chimicamente ricombinato al carbonio, nell’atmosfera. Per inciso aggiungeremo che il periodo Carbonifero deve il suo nome agli ingenti depositi di carbone che caratterizzano le rocce depositatesi in quel tempo. Il carbone testimonia il seppellimento di sostanza organica. Un altro modo di sottrarre sostanza organica, e quindi carbonio, dall’atmosfera, lasciando libero l’ossigeno, è la formazione del petrolio.
Durante l’Ordoviciano Superiore non c’era quindi vegetazione, la Terra non era ancora diventata un pianeta verde e non esistevano neppure animali terrestri. La vita era confinata al mare e alle aree costiere soggette alle maree.
Come sappiamo tutto questo? Lo sappiamo dalle rocce che troviamo oggi. Lo studio delle rocce, del loro contenuto fossile, mineralogico, di tutte le loro caratteristiche chimico-fisiche, ci consente di leggere la storia del passato della Terra come in un grande libro. Lo studio dei fossili ci permette di attribuire un’età relativa, seppure non in milioni di anni, alle rocce che li contengono, perché l’evoluzione dei viventi è un processo avvenuto secondo la direzione del tempo. Le età in milioni di anni sono ricavate dalla analisi isotopica di alcuni dei minerali contenuti nelle rocce. Vari minerali contengono elementi dotati di radioattività naturale che, con il passare del tempo, si trasformano in altri elementi. Si tratta in genere di tempi molto lunghi, e quindi questi elementi possono venire usati come orologi per misurare il tempo geologico. Lo studio dei rapporti fra le quantità degli elementi di partenza e quelli finali consente di misurare una età in milioni di anni per le rocce che li contengono.
Le rocce di età ordoviciana che troviamo oggi in Carnia sono di modesta entità, sia come spessore che come estensione areale. Si trovano solo in alcune località, tra cui principalmente lungo la valle del rio Uqua, nei pressi del Rifugio Nordio, a nord di Ugovizza, nell’area attorno al Lago di Volaia e lungo la strada che partendo da Paularo arriva a Pontebba, nel tratto tra Casera Meledis Bassa e il Passo del Cason di Lanza. Sono state datate all’Ordoviciano Superiore in base al loro contenuto fossile. Sono oggi prevalentemente delle arenarie con intercalazioni di conglomerati e calcareniti che si depositarono sotto forma di sabbie e ghiaie in aree costiere, lungo spiagge del cui retroterra oggi non conosciamo testimonianze. Si trattava forse di isole disperse in un vasto mare poco profondo, perché le masse continentali di allora si trovavano più a sud e a nord. Le sabbie e le ghiaie depositatesi nella zona sommersa di una spiaggia dell’Ordoviciano si sono trasformate nelle odierne rocce della Carnia nel corso del tempo, in seguito a lenti processi di seppellimento sotto altri sedimenti, costipamento e cementazione. Questi processi, che complessivamente in geologia sono noti sotto il nome di diagenesi, sono quelli che trasformano tutti i sedimenti in rocce.
Nella parte finale dell’Ordoviciano Superiore, in aree di mare un poco più profonde, si depositarono anche calcari nodulari ricchi di fossili, tra cui brachiopodi, cistoidi e trilobiti. Le caratteristiche delle faune presenti testimoniano che la deposizione dei sedimenti, oggi rocce, che le contengono dovette avvenire in acque piuttosto fredde. In quel tempo infatti il polo sud si trovava in un’area che ora è in nord Africa, quindi le aree geografiche dove ora è la Carnia erano nell’emisfero sud della Terra, vicine forse al 45° parallelo.
Il periodo successivo all’Ordoviciano è il Siluriano, datato tra 435 e 410 milioni di anni fa circa. Le rocce siluriane oggi presenti in Alpi Carniche testimoniano un approfondimento del mare, forse connesso allo scioglimento della calotta polare nord africana. Si tratta di rocce prevalentemente calcaree ricche di fossili, tra cui trilobiti, brachiopodi, lamellibranchi, crinoidi, ortoceratidi, depositatesi in un mare da poco profondo a mediamente profondo, forse fino a poche centinaia di metri di profondità. Nelle aree più profonde, oltre ai fanghi calcarei, si depositavano anche fanghi argillosi, oggi trasformati in argilliti nere, che ci indicano come l’ambiente in cui le argille si deposero fosse carente in ossigeno. Si tratta di un tipo di rocce che oggi compare in gran parte dell’Europa e in nord Africa. La presenza di una grande quantità di argilliti nere siluriane in queste aree ci indica che esse erano a quel tempo occupate da un mare. Le argilliti nere sono ricche di un tipo particolare di fossili, i graptoliti, organismi coloniali oggi estinti, che galleggiavano sull’acqua in mare aperto.
Gli spostamenti della crosta terrestre stavano intanto portando le aree che nell’Ordoviciano, come quelle di cui troviamo testimonianza oggi nelle rocce della Carnia, si trovavano vicine al polo sud, verso latitudini più basse e quindi verso le aree equatoriali. Anche in questo caso le caratteristiche dei fossili trovati nelle rocce ci aiutano a capire come il clima fosse più caldo, mentre la mancanza di rocce derivate dall’erosione di aree emerse ci indica che la zona marina dove si depositavano le rocce siluriane oggi presenti in Carnia era lontana da coste di isole e continenti.
Le rocce siluriane, seppure di spessore ridotto, si trovano oggi disperse lungo l’intera catena carnica. Affioramenti importanti sono situati nell’area del Volaia, del Coglians, del Collinetta e del Monte Cocco.
Nel Devoniano, tra 410 e 355 milioni di anni fa circa, si depositarono in prevalenza calcari. A partire dal Devoniano Inferiore cominciarono a formarsi scogliere, che ebbero il loro massimo sviluppo ed espansione nel Devoniano Medio. Le scogliere sono formate dagli scheletri carbonatici dei cosiddetti organismi costruttori. Oggi le scogliere sono in prevalenza costituite da scheletri di coralli coloniali. Nel Devoniano erano opera soprattutto di stromatoporidi e tabulati, gruppi di organismi oggi estinti. Oltre a questi costruttori nelle rocce carbonatiche di scogliera devoniane si trovano anche fossili di brachiopodi, tetracoralli, lamellibranchi, gasteropodi, crinoidi, trilobiti e alghe. Oggi le rocce formatesi da quelle originarie scogliere costituiscono intere montagne, come il Monte Coglians, l’ossatura vera e propria delle Alpi Carniche.
Attualmente le scogliere si formano solo nelle aree calde intertropicali, la loro massiccia presenza nel Devoniano della Carnia indica che le aree corrispondenti si trovavano allora in vicinanza dell’equatore. Bisogna anche dire, però, che durante il Devoniano il clima era probabilmente molto più caldo di oggi a livello planetario, le scogliere erano infatti presenti e diffuse anche nelle aree delle alte latitudini. Il Devoniano è stato forse il periodo di tutta la storia della Terra con massima diffusione di scogliere.
Non dobbiamo comunque immaginare le scogliere devoniane come quelle attuali. Non solo gli organismi che le costruirono erano differenti dagli odierni, ma anche i pesci che popolavano le acque basse intorno alle scogliere erano diversi. Si trattava in prevalenza di pesci dotati di placche ossee che li ricoprivano, veri e propri pesci corazzati. Non esistevano ancora gli squali, che inizieranno ad evolversi solo dal Devoniano Superiore. Eventuali isole presenti nella barriera corallina erano spoglie e deserte. Pochissime, infatti, erano ancora le piante terrestri, così come pochi erano i primi animali terrestri, gli anfibi, che avevano appena lasciato le basse lagune per colonizzare le terre emerse.
Lateralmente alle scogliere, nelle aree oggi rappresentate da rocce presenti in Carnia, persistevano aree più profonde la cui esistenza è attestata da calcari pelagici e dalla presenza, fino al Devoniano Inferiore, di argilliti nere a graptoliti, spesso intercalate a rocce silicee derivate dalla deposizione di fanghi radiolaritici verosimilmente in acque piuttosto profonde, certo più profonde di quelle caratterizzate dalla deposizione di fanghi carbonatici.
Tra le aree occupate dalle scogliere e quelle più profonde si depositarono tutta una serie di sedimenti di transizione, lungo i bordi delle scogliere, oggi rappresentati da calcareniti e conglomerati calcarei.
Nel Devoniano Superiore le scogliere della Carnia scomparvero, così come quasi tutte le scogliere del mondo di allora, a causa di un grande episodio di estinzione che fece sparire dalla Terra tutti gli organismi costruttori e anche molti altri gruppi di animali marini. In Carnia la scomparsa delle scogliere è anche collegata a fenomeni di tettonica locale, per cui le aree precedentemente occupate dalle scogliere, a pelo del livello marino, sprofondarono in seguito a frammentazione dovuta a faglie.
Nel Devoniano Superiore, e fino a quasi tutto il Carbonifero Inferiore, la sedimentazione si uniformò e tutte le precedenti rocce carbonatiche di vari ambienti furono sostituite e ricoperte da sottili fanghi calcarei che oggi costituiscono rocce caratterizzate da stratificazione netta e presenza di fossili di mare aperto, come gli ammonoidi dalla conchiglia avvolta a spirale.
Le aree di Pramosio, il Pizzo di Timau sono in gran parte formate da queste rocce.
Nella parte alta del Carbonifero Inferiore, circa 330 milioni di anni fa, il mare si approfondì ancora e ai fanghi carbonatici si sostituirono fanghi silicei e infine fanghi, sabbie e ghiaie derivati dallo smantellamento precoce delle catene montuose erciniche in formazione nelle aree limitrofe e in parte dello stesso bacino carnico.


Questi sedimenti venivano convogliati in mare lungo ripidi canyon sottomarini da correnti marine note in geologia come correnti di torbida, a causa dell’ingente quantità di materiali solidi che sono in grado di trascinare. Nelle arenarie formatesi per diagenesi delle sabbie si trovano talora resti di piante strappate dalle aree emerse dall’azione dei corsi d’acqua superficiali, come ruscelli e fiumi, e trascinate in mare dalle correnti. I movimenti tettonici in atto portarono alla rottura della crosta, dando luogo alla messa in posto di rocce laviche basaltiche provenienti dal sottostante mantello. Queste antiche lave si possono vedere oggi al Monte Crostis e al Monte Dimon, che ne è interamente costituito. Le pendici verdi che circondano le cime calcaree sono invece generalmente impostate sulle rocce derivate dai fanghi e sabbie precedentemente citati.
A metà del Carbonifero la sedimentazione si interruppe, a causa del sollevamento di una catena montuosa, la catena carnica ercinica, nello spazio prima occupato dal mare.
Dopo pochi milioni di anni, nel Carbonifero Superiore, la catena ercinica è in via di smantellamento e la deposizione riprende, testimoniata dalla presenza di rocce derivate da sedimenti depositati lungo il corso di fiumi e lungo le coste di alcuni piccoli bacini separati da zone ancora emerse. I depositi relativi ad uno di questi bacini, il più esteso, occupano ora l’area di Pramollo e costituiscono quasi completamente alcuni dei monti circostanti, come il Monte Auernig e il Monte Corona. I fiumi depositavano ghiaie e sabbie in basse piane costiere, su cui si trovavano foreste di felci e su cui camminavano piccoli rettili che hanno lasciato traccia dei loro passi, e infine scaricavano in mare i loro depositi in un sistema di delta costieri. Tra uno sbocco fluviale e l’altro, sia in senso geografico che lungo il tempo, si intercalavano depositi carbonatici prevalentemente costituiti da alghe. Il clima doveva essere relativamente caldo e umido. La presenza delle piante è testimoniata da ricchi depositi fossili come quelli del Monte Corona. Le foreste del Carbonifero erano simili alle attuali foreste tropicali, seppure completamente diverse. Non esistevano ancora piante con fiori, che compariranno solo nel Cretaceo, cioè ben 160 milioni di anni dopo la fine del Carbonifero; non c’erano quindi insetti impollinatori come le api, ma erano presenti grandi libellule dall’apertura alare che poteva arrivare a qualche metro. Gli alberi erano in prevalenza palme, conifere, piante simili alle odierne felci, e altre che, come gli equiseti, oggi sono piccoli abitanti del sottobosco. La tettonica ercinica era ancora in atto, ma si trattava prevalentemente di movimenti verticali. I bacini sopra citati si erano formati proprio in seguito all’azione tettonica e il loro approfondimento era legato alla presenza di faglie attive.


Nel Permiano, a partire da circa 295 milioni di anni fa, la sedimentazione di carbonati divenne di nuovo preponderante. Intere montagne, come la Creta di Aip, sono costituite da calcari di scogliera permiani, prevalentemente formati da resti di alghe.
Nel Permiano Medio la sedimentazione si interruppe nuovamente, a causa dei movimenti ercinici tardivi, per riprendere poi verso la fine di questo periodo di tempo, con ingenti depositi di materiali grossolani, come brecce e conglomerati di ambiente continentale.
Dal Permiano Medio in poi troviamo le stesse rocce sia in Carnia che in Dolomiti. Il paesaggio di allora in queste aree era il medesimo. Si trattava di una pianura alluvionale costiera di clima arido, percorsa da corsi d’acqua occasionali, come gli odierni uadi delle aree desertiche. I depositi caratteristici di questo ambiente sono rappresentati dalle arenarie rosse della Formazione di Val Gardena. In Carnia affioramenti di questa formazione sono presenti in varie località, alcuni si possono osservare lungo il corso del Torrente Chiarsò nei pressi di Paularo, altri si trovano lungo la valle del Torrente Gladegna, tra Cercivento e Ravascletto.

Nel Permiano Superiore il clima si fa ancora più arido e le pianure alluvionali vengono sommerse dal mare. In questo ambiente di basso mare costiero si depositano sali derivati dalla evaporazione dell’acqua marina; si tratta dei gessi della Formazione a Bellerophon che si possono osservare oggi, ad esempio, lungo la statale 52bis subito dopo Arta Terme e lungo la valle del Torrente Pontaiba nei pressi di Treppo Carnico. Il Permiano è l’ultimo periodo dell’era Paleozoica.
All’inizio dell’era successiva, nel Triassico Inferiore, circa 250 milioni di anni fa, il mare si approfondisce ancora, pur restando sempre piuttosto basso. Si depositano sabbie, ma anche carbonati, oggi rappresentati dalle intercalazioni di arenarie e calcari della Formazione di Werfen.
Il mondo all’inizio del Mesozoico cambia profondamente. Un’altra grande estinzione ha colpito la biosfera. Molti gruppi di esseri viventi, soprattutto marini, tipici del Paleozoico, come i trilobiti, si estinsero; molti altri lasciarono solo pochi discendenti, come i brachiopodi e gli ammonoidi. Gruppi come questi ultimi diedero inizio, durante il Triassico Inferiore, ad una nuova espansione evolutiva generando numerosi e diversificati discendenti. I brachiopodi però dovranno in molti ambienti lasciare il passo ad altri organismi pure dotati di conchiglia a due valve, i lamellibranchi che, seppur presenti fino dal Paleozoico, diventeranno molto più numerosi ed importanti durante il Mesozoico.
Le rocce del Triassico Medio presenti in Carnia e in Dolomiti testimoniano che la loro deposizione avvenne in una serie di bacini poco estesi, anche abbastanza profondi, separati da zone che arrivarono fino all’emersione. La presenza di questa serie di bacini e alti strutturali era regolata dall’azione di faglie. All’inizio del Triassico Medio i sedimenti erano tutti carbonatici, ma si distinguevano dolomie depositatesi in acque basse, come quelle della Formazione del Serla e calcari bacinali ricchi in ammonoidi, come la Formazione del Monte Bivera.
Nelle aree bacinali, nella parte superiore del Triassico Medio, si depositarono anche tufiti, lave, arenarie, peliti e marne. Le arenarie e peliti rappresentano il risultato dello smantellamento di rilievi, in prevalenza vulcanici, che si erano formati in seguito ad una intensa attività vulcanica effusiva nelle aree limitrofe (Dolomiti, Piattaforma porfirica Atesina) fin dal Permiano.
La deposizione di tutti i vari tipi di rocce già citati continuerà per tutto il Triassico Superiore in aree bacinali divise da aree poco profonde. La sedimentazione continuerà ad essere regolata dalla tettonica. L’associazione di differenti tipi di rocce nel tempo e nello spazio è documentata anche dalla grande quantità di formazioni (unità stratigrafiche) che sono state istituite per raggrupparle. Basterà qui ricordare che alla fine del Triassico anche in Carnia, come in Dolomiti, si ebbe la deposizione di una potente successione dolomitica di ambiente di marea, la Dolomia Principale.
Nelle Alpi Carniche propriamente dette non sono presenti depositi più recenti del Triassico Superiore, ad eccezione di poche testimonianze di sedimenti dell’ultimo periodo di storia della Terra, quello in cui anche noi viviamo, il Quaternario.
Depositi di età dal Giurassico al Neogene sono invece presenti nelle Prealpi Carniche.
L’orogenesi alpina, a partire dal Paleogene, periodo iniziato circa 65 milioni di anni fa, ha portato al sollevamento dell’attuale catena. L’aspetto più recente della Carnia è frutto del modellamento sia dei ghiacciai che, ad intervalli, ricoprirono gran parte dell’Europa e quindi anche tutte le Alpi, durante il Quaternario, fino a circa 10.000 anni fa, che dei corsi d’acqua che, al periodico scioglimento e scomparsa dei ghiacciai si riappropriavano del territorio.

 

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