Stratigrafia del Permiano



PREMESSA

    Per potersi muovere sul territorio con cognizione di causa è necessario conoscere la successione stratigrafica locale (che viene descritta più avanti) oltre a saper riconoscere le litologie del substrato in modo da capire a quale formazione o altra unità formale appartengono tra quelle presenti nella colonna stratigrafica. La colonna stratigrafica riassume con buona approssimazione la successione reale e vi si possono leggere molte informazioni semplicemente interpretando i simboli grafici. Esistono modelli standard validi per tutta la regione dolomitica, che nel suo complesso è abbastanza uniforme, ma naturalmente ogni zona ha le sue specificità che vanno tenute in conto.

   Gli strati di roccia sono stati messi in posto uno sull'altro nel corso di milioni di anni di storia geologica, perciò ogni singolo affioramento roccioso può essere caratterizzato da una sua precisa posizione definita nello spazio e nel tempo. Il generico schema di colonna stratigrafica è disegnato sulla base della scala dei tempi, o scala geocronologica. Lo spessore di una formazione così come rappresentato nello schema non corrisponde perciò ad uno spessore fisico, come potrebbe sembrare a prima vista, bensì all'intervallo temporale nel quale tale unità è stata deposta. In ogni caso lo spessore reale può variare da luogo a luogo perché dipende dal tasso di sedimentazione, ovvero dalla quantità di sedimento deposto nell'unità di tempo. In pratica però si cerca un compromesso e la scala temporale di solito viene deformata nel tentativo di rendere almeno l'idea della potenza media relativa delle singole formazioni rappresentate.

   Nella colonna stratigrafica l'età assoluta e/o relativa delle unità litostratigrafiche sono indicate sull'asse verticale, dalla più antica alla più recente andando dal basso verso l'alto. Nella realtà, salendo di quota per esempio dalle valli dell'Isarco o dell'Adige, oppure dalla Valsugana, fino alle cime più alte della Val di Fassa a oltre 3000 m s.l.m., si può immaginare di risalire allo stesso tempo anche la scala geocronologica. Nel caso specifico questo intervallo temporale abbraccia circa 60 milioni di anni, dal Permiano al Triassico medio/superiore, ai quali se ne aggiungono altri 80 qualora si voglia arrivare fin sopra la piramide del Boè, nel gruppo del Sella, dove sono rappresentate le successioni condensate deposte nel Giurassico e in minima parte anche nel Cretacico.



LA BASE EROSIVA

    Alla base della sequenza stratigrafica troviamo le rocce più antiche, ovvero gli scisti cristallini su cui poggia la pila di rocce sedimentarie e magmatiche della successione dolomitica. Le rocce del basamento sono di tipo metamorfico e si possono incontrare solo giungendo da nord (Ponte Gardena) oppure da sud (Valsugana e Primiero). La struttura di fondazione che sorregge le Dolomiti infatti è incurvata e assume la forma di un'ampia sinclinale il cui asse si allunga in direzione est-ovest. I suoi margini settentrionale e meridionale sono perciò rialzati rispetto alla zona centrale e tutto il complesso è sollevato rispetto ai terreni circostanti.

   Il metamorfismo di queste rocce, che risalgono al Paleozoico antico, è dovuto alle forti pressioni subite nel corso di una precedente orogenesi nel periodo geologico chiamato Carbonifero, l'orogenesi ercinica o varisica; rocce non metamorfosate della stessa età si trovano più a est nella catena paleocarnica.

    Se potessimo asportare tutto ciò che ricopre la superficie erosiva del basamento metamorfico paleozoico, fatto di filladi, micascisti e gneiss, ci apparirebbe un paesaggio collinare o pedemontano, solcato da torrenti e fiumi che trasportavano verso un mare ancora lontano i prodotti di disfacimento di queste rocce. I detriti, arrotondati a causa del trasporto idraulico, sono ora cementati assieme a formare un litotipo particolare, assunto al rango di formazione con il nome di Conglomerato di Ponte Gardena, dal luogo in cui è stato osservato e descritto per la prima volta.


UN VULCANO DIFFUSO, DAL LAGO MAGGIORE AL TRENTINO ORIENTALE

    La tranquillità che regnava all'inizio del Permiano, l'ultimo periodo dell Era Paleozoica, fu interrotta circa 280 - 290 milioni di anni fa dalle prime manifestazioni di eventi vulcanici ripetuti e discontinui, in gran parte a carattere esplosivo, che perdurarono per più di 10 Ma e furono accompagnati da un intensa attività tettonica responsabile dello sprofondamento di vaste aree e della formazione di grandi depressioni o caldere nelle quali contestualmente si accumulavano i materiali eruttati. Si ebbe così la messa in posto nell'area delle Dolomiti occidentali del Gruppo o Complesso vulcanico atesino, lo 'zoccolo' rigido alla base della successione. Le rocce che lo compongono sono chiamate Vulcaniti atesine. Questi sono i termini scientificamente corretti, ma nei testi un po' datati si può ancora trovare il vecchio termine, forse più conosciuto e certamente più efficace, di Piastrone porfirico, insieme a quello di porfido quarzifero per il tipo di roccia, nota per essere spesso utilizzata per realizzare pavimentazioni stradali e che viene estratta e lavorata in forma di lastre e cubetti in molte cave della zona.

    Il Complesso atesino si colloca a cavallo tra le province di Trento e Bolzano e le vulcaniti deposte nella Caldera di Bolzano, riconoscibili da lontano per il colore rossastro, appaiono per esempio sul versante orientale della valle dell'Adige, in sinistra orografica da Egna a Merano e nella dorsale al centro della vallata (Monte di Mezzo). Qui il loro spessore, considerando sia la parte emergente che quella sepolta, raggiunge anche 2000 m. Sul versante opposto invece esse immergono sotto le formazioni sedimentarie e si riducono man mano di spessore fino a scomparire oltre la linea immaginaria che collega Trento con Cles. La caldera, delimitata tutto intorno da faglie normali ad alto angolo, si estende in direzione nord verso l'altopiano di Renon, la Valle Isarco e la Val Gardena, a sud fino a Pergine Valsugana e a est fino alla Marmolada.

    Una parte consistente del complesso è costituita da ignimbriti di composizione riolitica e riodacitica alternate a livelli tufacei, mentre alla base predominano lave e tufi a composizione latit-andesitica e dacitica. Le ignimbriti sono prodotte dal fenomeno delle colate piroclastiche, dette anche nubi ardenti, eruzioni esplosive seguite dalla ricaduta di una sospensione rarefatta di cristalli e ceneri incandescenti, una specie di nuvola che in genere tende ad espandersi a grande velocità su una vasta area prima di esaurire la sua energia di movimento. I materiali solidi così deposti danno poi origine ad una roccia di elevata resistenza meccanica, costituita da grandi fenocristalli visibili ad occhio nudo, saldati a una pasta di fondo prevalentemente vetrosa. Questa tessitura è caratteristica, anche in altri contesti, di molte rocce vulcaniche derivate da una rapido raffreddamento del magma fuso e prende il nome di tessitura porfirica, da cui proviene il termine informale di porfido.




   

   Le Vulcaniti atesine in Val d'Adige

La stratigrafia del Complesso vulcanico atesino è caratterizzata dalla sovrapposizione di espandimenti lavici e ignimbritici alternati a livelli sedimentari e vulcanoclastici, messi in posto in ambiente subaereo all'interno di una vasta struttura calderica tettonicamente attiva in concomitanza con le manifestazioni effusive e in espansione da sud verso nord. L'attività vulcanica sintettonica, intermittente, è in prevalenza di tipo fissurale con qualche raro apparato centrale.
L'età radiometrica delle prime manifestazioni effusive al di sopra del basamento metamorfico, determinata con il metodo U/Pb su zirconi nelle andesiti basaltiche della Val di Funes, è di 290 Ma (Visonà et al., 2007) mentre la datazione dei livelli più recenti al tetto delle ignimbriti riolitiche della Formazione di Ora indica un'età di circa 270 Ma (Marocchi et al. 2008).
La successione delle Vulcaniti atesine ha una potenza di oltre 2000 m nell'area centrale presso Bolzano e si riduce notevolmente verso i margini. Il chimismo delle rocce, di chiara affinità calcalcalina, vede la contemporanea presenza di termini a diversa composizione, da andesitica a riolitica.
La suddivisione del gruppo in unità litostratigrafiche di rango inferiore è quella riportata nelle note illustrative del foglio 'Trento' della Carta Geologica d'Italia 1:50.000 (Avanzini et al. 2010) che si basa sulla genesi e la geometria dei corpi deposizionali oltre che sulle caratteristiche petrografiche. La classificazione è valida per il settore meridionale del Complesso atesino; le unità inferiori affiorano nell'altopiano di Pinè e nella valle del Fersina e sono: la Formazione di Buss (lave andesitiche), la Formazione del Castelliere (ignimbriti andesitiche e riodacitiche), la Formazione di Pinè (lave dacitiche). Tra le unità affioranti nelle valli dell'Avisio figurano: la Formazione di Cembra (lave andesitiche), la Formazione di Lona (lave dacitiche e riodacitiche), la Formazione di Gargazzone (ignimbriti riodacitiche), la Formazione di Bosco (lave riolitiche e riodacitiche), la Formazione di Regnana (lave dacitiche e riodacitiche), la Formazione di Gries (ignimbriti riolitiche) e la Formazione di Ora (ignimbriti riolitiche).
La suddivisione composizionale operata da Trener (1904; 1933), riconosceva invece tre unità: il porfido di Calamento, il porfido Violetto e il porfido di Lagorai, mentre Vardabasso (1930) propose una distinzione più articolata. Essa fu poi rielaborata da numerosi autori (Andreatta,1950, 1959; Mittempergher,1958; Pichler,1959; Leonardi e Rossi,1959) che distinsero sostanzialmente un gruppo inferiore, eterogeneo, ed uno superiore in cui domina la presenza delle ignimbriti riolitiche, i cosiddetti 'porfidi quarziferi'.
Il Gruppo delle Vulcaniti atesine è presente solo nel settore occidentale delle Dolomiti, a ovest dell'allineamento geografico tra i massicci della Gardenaccia, del Sella, della Marmolada e delle Pale di San Martino.



INQUADRAMENTO TETTONICO-STRUTTURALE DEL COMPLESSO VUCANICO ATESINO E DELLE FORMAZIONI SOVRASTANTI

    Sul lato che guarda verso la Val d'Adige, la parte meridionale del Complesso atesino (Val di Cembra, Altopiano di Pinè, Lagorai) è collegata a quella settentrionale da una struttura tettonica chiamata Linea di Trodena. Un sistema di faglie porta in alto le rocce paleozoiche a sud della linea le quali nel tratto tra Egna e San Michele vengono a trovarsi sullo stesso piano delle rocce più recenti di età mesozoica. Anche sul lato meridionale vi è un inarcamento che determina l'innalzamento del substrato in corrispondenza della Linea della Valsugana, un altro sistema di faglie che va da Trento fino al Cadore seguendo l'allineamento: Caldonazzo, Borgo, Fiera di Primiero, Agordo. In profondità la Linea della valsugana si configura come la rampa inclinata che nel Neogene ha permesso lo scorrimento in direzione sud, oltre che verso l'alto, di tutto il comprensorio dolomitico.

    Se tutta la struttura non fosse deformata, la Val di Fassa verrebbe a trovarsi al di sopra del 'Piastrone porfirico', ma una piega secondaria il cui asse corre tra il Passo San Pellegrino e il Passo Valles in direzione est-ovest, l'anticlinale di Cima Bocche, solleva e porta ad affiorare il complesso dei porfidi o Vulcaniti atesine al Passo S. Pellegrino e nell'area tra Moena e il passo di Costalunga. La piega è una conseguenza dell'inarcamento del basamento che accorcia e deforma la parte superiore della successione. Gli strati che si trovano in posizione più elevata rispetto alla base della struttura vengono compressi come quando si piega un libro premendo le due estremità per impedire alle pagine di scorrere le une sulle altre. Dovendosi conservare il volume nonostante lo spazio a disposizione si riduca, le rocce si deformano, talvolta si fratturano, a volte gli strati scorrono gli uni sugli altri lungo i giunti di strato o gli uni rispetto gli altri lungo i piani di faglia, spesso si piegano come nel caso in questione.

    In conseguenza del piegamento, tutto il settore a nord della dorsale di Cima Bocche viene quindi a trovarsi sul fianco di una anticlinale, (piega che presenta la convessità rivolta verso l'alto della successione). Le superfici di strato sono inclinate e man mano che ci si allontana dal piano assiale, da Cima Bocche verso la dorsale della Costabella, si incontrano via via i livelli stratigrafici superiori senza dover salire di quota. Tale inclinazione della stratigrafia non corrisponde necessariamente a quella della superficie topografica, anzi spesso le due superfici si intersecano perpendicolarmente, per cui è bene ricordarsi di tenere distinte le due geometrie. Nel caso in cui piani di strato e superficie topografica dovessero effettivamente coincidere si parlerà di pendio strutturale. Più in generale se la stratificazione immerge nella stessa direzione del pendio si dice che gli strati e il pendio stesso sono disposti a franapoggio, viceversa quando le direzioni sono opposte si parla di versante a reggipoggio. La catena della Costabella infine giace al nucleo di una sinclinale, cioè la piega inversa che rivolge invece la concavità verso l'alto della successione e condivide il fianco con l'anticlinale che la precede.

    Da qui fino al massiccio del Sella, nell'area Marmolada-Padon, continua l'alternarsi di anticlinali e sinclinali, ma l'assetto strutturale si complica ulteriormente a causa delle trasformazioni prodotte dai fenomeni magmatici del Trias medio e dalla tettonica neogenica sovrapposta a quella triassica. Invece sul lato opposto della valle dell'Avisio, tranne che per la flessura che ribassa l'area a sud di Moena e al Col Rodella dove le deformazioni tettoniche sono particolarmente evidenti, la situazione è quasi lineare, i gruppi montuosi del Latemar, Catinaccio/Rosengarten, Sassolungo e Sella, giacciono in posizione sub-orizzontale e in linea di massima mantengono anche tra loro i rapporti stratigrafici originari.



    I lineamenti ereditati dalla tettonica transtensiva permiana

Il bancone porfirico che ad est dell'Adige si innalza fino alla quota di 1500 m circa in corrispondenza del dosso montuoso che separa la piana atesina dalla Val di Cembra, raggiunge e supera i 2500 m nella dorsale dei Lagorai e, per simmetria, nel versante settentrionale della Val Gardena. Il piastrone rigido, in apparenza continuo, è spezzato da una rete di faglie appartenenti a due sistemi tra loro perpendicolari che localmente appaiono leggermente ruotati rispetto al trend generale.
Il primo di essi è sub-parallelo alla direzione che la valle dell'Adige assume in quel tratto (NE-SO) e fa capo alla Linea di Trodena, la quale raccorda il sollevamento delle vulcaniti di età permiana, poste sulla sinistra orografica, con la giacitura delle formazioni carbonatiche mesozoiche che caratterizzano il versante occidentale della vallata atesina e che in parte proseguono oltre il fiume per terminare contro i porfidi permiani. A questo sistema strutturale si conformano gli assi delle tre valli scavate nella parte meridionale del Complesso atesino: la Val di Cembra, la Valle di Pinè e la Val dei Mocheni, percorsa dal Fersina, che sono disposti parallelamente alla Linea di Trodena. Alle ultime due incisioni vallive corrispondono le strutture tettoniche indicate nella cartografia geologica provinciale come Linea di Pinè e Linea del Fersina: queste dislocazioni risalgono al Permiano inferiore in quanto contribuiscono a delineare la profonda, complessa e articolata depressione che accoglie i prodotti del vulcanismo paleozoico, il cui spessore e tipologia subiscono l'influenza della tettonica sinsedimentaria. In origine si trattava di faglie normali ad alto angolo, ma in seguito sono state riattivate più volte con differenti cinematismi, sia durante il rifting mesozoico che nel corso dell'orogenesi alpina, finendo per assumere un carattere compressivo o transpressivo. L'orientazione spaziale si colloca tra i due principali sistemi strutturali del Trentino, quello Giudicariense, a direzione NNE-SSO, e quello Valsuganese diretto OSO-ENE (Castellarin, et al,, 1992; Picotti et al. 1995, 1997; Selli, 1998).
L'altro sistema che intacca l'integrità del complesso atesino e controlla la geometria delle valli laterali è trasversale rispetto al precedente (NO-SE), è si associa alle linee del Calisio e Trento-Cles, scorrimenti sub-verticali che bordano a sud ovest il Piastrone porfirico e si configurano anch'esse come strutture permiane riattivate. In generale si tratta di alcuni disturbi che replicano il modello 'en echelon' del sistema regionale Schio-Vicenza, una fascia di svincolo cinematico che ha il compito di accomodare la deformazione differenziale dei diversi settori che compongono questo tratto delle Alpi Meridionali o Sudalpino (Cantelli e Castellarin, 1994; Zampieri et al., 2003).
La porzione dell'arco alpino che si trova a sud del Lineamento Periadriatico o Insubrico viene sospinta verso sud dalla dinamica collisionale che è alla base dell'orogenesi alpina e costituisce una catena a falde di ricoprimento (fold and thrust belt) a vergenza adriatica, la cui geometria è complicata da movimenti trascorrenti lungo il Lineamento Periadriatico e dalla differente rigidità delle varie zone che risultano perciò più o meno deformate. L'evoluzione tettonica del settore orientale delle Alpi Meridionali è riassunta, con numerosi riferimenti bibliografici, in Doglioni e Carminati, 2008. Poco più a sud, sull'allineamento geografico: Becco di Filadonna, Borgo Valsugana, Canal San Bovo, Fiera di Primiero, Agordo, viene in superficie la struttura tettonica più importante della zona: la Linea della Valsugana. Essa costituisce il limite meridionale del sinclinorio dolomitico. Su questa rampa, nel Neogene, la falda su cui poggiano le Dolomiti è sovrascorsa in direzione sud, sollevandosi rispetto ai terreni adiacenti, e ha portato a contatto lateralmente le rocce del basamento metamorfico con la serie sedimentaria mesozoica. In questo contesto la Linea di Trodena descritta in precedenza si configura come un retroscorrimento o backthrust, mentre la Linea del Calisio rappresenta la rampa laterale del thrust sud-vergente. Il fianco meridionale della megasinclinale è particolarmente evidente nel pendio strutturale che, ricalcando il profilo della rampa, scende a guisa di piano inclinato dalla catena dei Lagorai verso la Val di Fiemme, per poi immergersi sotto la successione permo-triassica su cui è impostato il versante opposto della valle. Questa asimmetria strutturale è un elemento dominante del paesaggio di Fiemme. A est la catena dei Lagorai termina contro la faglia del Rolle, da dove l'alto strutturale mesozoico di Trento degrada verso il graben di Belluno. Anche questa sembra essere una paleolinea permiana che delimitava il Complesso atesino; riattivata in senso opposto nel Triassico e nel Giurassico inferiore (Lias), ora porta al tetto il gruppo montuoso delle Pale di san Martino. L'attività di questa faglia distensiva mesozoica trova conferma nei tassi di subsidenza registrati dalla successione sedimentaria, che sono maggiori nell'area veneta rispetto a quella trentina. Verso nord, da qui in avanti, l'assetto strutturale risulta caratterizzato da una serie di ondulazioni sub-parallele che hanno in linea di massima una direzione assiale E-O. Tutto lascia supporre che siano dovute all'inarcamento del basamento e al conseguente raccorciamento delle coperture sedimentarie poste al centro del sinclinorio, ma nella loro geometria influisce sicuramente anche il carico differenziale che gli edifici carbonatici esercitano sui livelli plastici sottostanti. Si hanno in sequenza: la sinclinale del Travignolo, l'Anticlinale di Cima Bocche, la sinclinale della Costabella e del Latemar, la flessura di Moena, l'anticlinale del Lagusel e di Contrin, la sinclinale della Fedaia, l'anticlinale del Padon e la sinclinale dello Sciliar, del Sassolungo e del Sella. Le pieghe talvolta evolvono in scollamenti e scorrimenti per flexural slip. Questa architettura apparentemente lineare è in realtà complicata dal fatto che le strutture di età neogenica si sovrappongono e interagiscono con quelle triassiche, ereditate dalla mutevole tettonica dell'Anisico, dalla vulcanotettonica del Ladinico, dal diapirismo coevo e da altri elementi di origine dibattuta. In particolare nell'alta Val di Fassa e in prossimità dei centri eruttivi di Predazzo e dei Monzoni, dove si hanno le maggiori deformazioni e la messa in posto di corpi intrusivi di dimensioni rilevanti associati a sciami di filoni, la situazione tettonica locale può risultare veramente molto complessa.



ARENARIE DI VAL GARDENA

UNA PIANURA SEMIDESERTICA

    Una volta conclusasi l'attività effusiva permiana, gran parte dell'area che va dalla Lombardia al Friuli, corrispondente circa alle attuali Alpi meridionali, doveva essere punteggiata da rilievi costituiti da rocce porfiriche. Nel complesso la loro estensione era sicuramente maggiore rispetto alle vulcaniti oggi conservate all'interno delle caldere, tra le quali quella Atesina risulta essere la più estesa. Dall'erosione di questi rilievi e del sottostante basamento metamorfico derivano i detriti quarzoso-feldspatici, prevalentemente sabbiosi, ridistribuiti sulla superficie di una vasta pianura pedemontana leggermente inclinata e immergente verso est. I detriti trasportati dai corsi d'acqua presentano infatti una granulometria decrescente in questa direzione.

    A occidente le rocce che ne derivano sono formate da frammenti grossolani e prendono il nome di Verrucano Lombardo, verso oriente hanno una grana più fine e vengono denominate Arenarie di Val Gardena. Sono rocce poco consistenti che spesso hanno un colore rosso intenso dato dalla forte ossidazione in ambiente caldo e arido. La presenza sporadica dell'acqua in questo ambiente semidesertico è però confermata dall'occorrenza di strutture sedimentarie originate dal trasporto fluviale e dal frequente rinvenimento di resti carboniosi di origine vegetale, mal conservati, talvolta associati a orme di animali tetrapodi.

    In Val di Fassa i principali affioramenti si trovano nella zona Soraga-Tamion. Nei dintorni le Arenarie di Val Gardena affiorano estesamente nell'omonima valle, ma anche al Passo Rolle e nella classica sezione del Bletterbach.



   

    Le Arenarie di Val Gardena nei pressi di Soraga



MINERALI SEDIMENTARI
FORMAZIONE A BELLEROPHON
IL MARE SI ESPANDE NELLA REGIONE DELLE DOLOMITI

    Verso la fine del Permiano si verificò l'evento forse più importante nell'evoluzione del territorio dolomitico, del quale i fenomeni vulcanici e tettonici furono i precursori. Questi infatti sono connessi al movimento relativo delle placche tettoniche che all'inizio furono probabilmente di tipo trascorrente, con una componente distensiva o transtensiva, e in certi punti determinarono lo stiramento e l'assottigliamento della litosfera. La conseguenza più immediata fu la fusione parziale delle rocce del mantello e l'eruzione dei magmi attraverso le spaccature della crosta rigida. Il perdurare dei movimenti estensionali associati al raffreddamento e all'addensamento dei livelli profondi, si tradusse in seguito nel lento abbassamento della superficie, un processo chiamato subsidenza che dal Permiano si protrasse fino al Cretacico. Quando la quota della pianura raggiunse il livello marino, il golfo oceanico della Tetide, che si estendeva più oltre nell'area orientale, iniziò ad avanzare verso occidente.

    I materiali che formano le rocce nate in ambiente continentale, sulla terra ferma, provengono in genere dalla solidificazione dei magmi (rocce magmatiche) o dall'erosione di altre rocce (rocce sedimentarie detritiche). Il mare trasporta invece in soluzione molti sali: carbonati, solfati, cloruri, ecc.. Nell'ambiente semidesertico delle Arenarie di Val Gardena si formarono dapprima lagune costiere dove l'acqua marina evaporava e lasciava precipitare i carbonati sotto forma di calcari e dolomie e quindi i solfati, cioè gesso e anidrite, senza raggiungere però la saturazione per quanto riguarda i sali più solubili come i cloruri. I caratteri propri di queste rocce chimiche di origine marina le rendono molto diverse e perciò riconoscibilissime dalle precedenti.

    La trasgressione marina all'inizio fu un fenomeno intermittente e si hanno perciò, per un certo spessore che dipende da luogo a luogo, bianchi strati di gesso talvolta nodulari e dolomie grigie alternati a livelli arenacei rossastri. Il ripetersi degli strati gessosi e legato al prevalere della precipitazione chimica, gli strati arenitici al riempimento delle lagune con i detriti trasportati dai fiumi; nel frattempo la linea di costa oscillava avanti e indietro. Solo alla fine il mare avanzò decisamente per effetto della subsidenza e depositò quindi la prima parte della Formazione a Bellerophon, la cosiddetta facies fiemmazza fatta di rocce evaporitiche, costituite cioè da minerali precipitati in seguito al processo di evaporazione. Il passaggio dalle arenarie alle evaporiti non è perciò un limite netto caratterizzato da una base erosiva, ma un limite per alternanza.


   
  Le evaporiti della Formazione a Bellerophon


    Successivamente il mare si approfondì e il compito di mediare la precipitazione del calcare passò alle numerose specie di organismi viventi che popolavano quell'ambiente. La richiesta di ossigeno da parte delle comunità biologiche superava però la disponibilità, tant'è che il materiale organico, dopo la morte degli organismi, rimaneva parzialmente indecomposto, disperso nei fanghi carbonatici da cui derivano gli strati di calcari neri, compatti, della facies badiota.



   

  I calcari neri della Formazione a Bellerophon
Lo strato al centro della foto è attraversato da minuscoli canali interpretabili come tracce di fuga. Gli organismi sono probabilmente risaliti dalla base del sedimento che li aveva rapidamente ricoperti, fino alla superficie dove hanno ripreso a rovistare nel fango alla ricerca di cibo. La parte sommitale sembra infat ti amalgamata in seguito a quel processo che viene chiamato bioturbazione.

 

   I calcari stratificati della Formazione a Bellerophon affiorano in modo discontinuo su tutto il fondo valle da Soraga a Campestrin, ma hanno l'aspetto di rocce grigio chiaro in quanto ricoperte da una patina di alterazione. Sono nere quando si spezzano e se vengono percosse emanano odore di zolfo. Alcuni strati sono caratterizzati dalla presenza diffusa di cavità sub-sferiche di dimensioni variabili fino a qualche cm. Un disturbo tettonico porta queste rocce ad affiorare più in alto lungo la strada da Vigo di Fassa al Passo di Costalunga, in qualche tratto vengono a giorno anche i livelli gessosi. Gli affioramenti di evaporiti, con gli strati intensamente deformati, sono più comuni e a volte anche spettacolari al Passo San Pellegrino e al Passo Rolle. Quando si trovano al di sotto delle superfici prative sono evidenziati dalla presenza diffusa di doline carsiche. Il comportamento plastico di queste rocce del tutto particolari, in determinate condizioni di temperatura e pressione, è all'origine del fenomeno del diapirismo che le porta a perforare e attraversare le formazioni rocciose che le ricoprono; per questo a volte si rinvengono in posizione anomala come ad esempio al Passo San Nicolò. Inoltre la facies evaporitica della Formazione a Bellerophon è sempre un livello di scollamento preferenziale in caso di scorrimenti tettonici.

    Al tetto della Formazione a Bellerophon è posto convenzionalmente il limite Permiano-Triassico che coincide con il passaggio dall'Era paleozoica all'Era mesozoica, contrassegnato dalla più grande estinzione biologica di massa nella storia della Terra avvenuta circa 252 milioni di anni fa.