istituto italiano di speleologia - pnab.it

Dipartimento di Scienze Biologiche, Geologiche e Ambientali Università di Bologna Istituto Italiano di Speleologia Via Zamboni 67 – 40126 Bologna (Italia)

Prof. Jo De Waele, Dipartimento di Scienze Biologiche, Geologiche e Ambientali - Università di Bologna

Via Zamboni 67 – 40126 BOLOGNA (Italy) Tel.: +39 051 2094543 - Fax: +39 051 2094522 - E-mail [email protected]

Determinazione di campioni di deposito provenienti dalla Grotta

Raponzolo (Dolomiti di Brenta) 1. PREMESSA La seguente relazione presenta i dati delle analisi petrografiche, mineralogiche e chimiche dei sedimenti granitici scoperti nella Grotta Raponzolo. Tuttavia, in seguito a una segnalazione del Gruppo Speleologico Trentino di una seconda cavità (Grottta B-02) nella zona dei Grostedi che presenta simili depositi, si è proceduto anche a una parziale analisi di questi per valutarne la somiglianza e una possibile comune origine. Sigla camp.

Grotta Sez. Sott.

Granulo- metria

XRD XRF Isotopi cosmogenici

Tracce di Fissione

U-Pb

R-1 Raponzolo ✔ ✔ ✔ ✔ ✔ ✔ ✔

B-02-01 B-02 ✔ ✔ ✔ ✔ N/D N/D N/D Tab.1. Analisi effettuate e in corso sui campioni delle grotte Raponzolo e B-02. 2. INQUADRAMENTO GEOGRAFICO Le grotte Raponzolo e B-02 La Grotta di Raponzolo costituisce il segmento di un’antichissima galleria paleo-freatica scoperta nel 2011 dagli speleologi del Gruppo Speleologico Trentino SAT Bindesi Villazzano, alla notevole altitudine di 2595 m slm, su una cengia rocciosa sul versante orientale di Cima Brenta. Morfologicamente consiste in un’unica condotta lunga circa 150 metri, in parte riempita da sedimenti consolidati. La presenza di tali depositi di sabbie e conglomerati ben cementati costituisce una caratteristica unica rispetto ad altre grotte dell'area. La composizione granitica di tali sabbie suggerisce una fonte del sedimento dall’area dell'Adamello/Presanella, separata dall'attuale massiccio del Brenta dalla linea Giudicarie su cui si è impostata la Val Rendena e il passo di Campo Carlo Magno. Tali sedimenti hanno importanti implicazioni sui tempi della speleogenesi di questi antichi livelli paleo-freatici e sulla connessione paleogeografica dei due massicci, in relazione anche all'evoluzione tettonica di quest'area delle Alpi. In seguito alla scoperta della Grotta Raponzolo e dei suoi sedimenti è stata individuata anche una seconda grotta di natura orizzontale, denominata con la sigla B-02, che presenta al proprio interno depositi arenitici simili. La grotta è posizionata a una quota leggermente più bassa (2308) rispetto a Raponzolo, circa 1.2 km a nord-est. Anche in questo caso si tratta di una galleria orizzontale, che copre tuttavia una lunghezza di soli 30 metri.




Figura 1. Localizzazione geografica delle grotte Raponzolo e B-02 nell’area dei Grostedi




Figura 2. Rilievo topografico della Grotta Raponzolo.

Figura 3. Rilievo topografico della Grotta B-02.




Figura 4. A) Ingresso della Grotta Raponzolo sul versante orientale di Cima Brenta; B) Galleria freatica con evidenti sedimenti residuali sul fondo, con filoni sedimentari (D) e crostoni sulle pareti (C); E-F) Diverse tipologie di sedimento

indicano una rielaborazione e rimobilizzazione delle sabbie granitiche all’interno della grotta (Foto Daniele Sighel).




Figura 5. L’ingresso della Grotta B2. 2. METODI Le analisi si sono concentrate su due campioni provenienti rispettivamente da Raponzolo (R-1) e dalla grotta B-02 (B-02-1). Le analisi petrografiche al microscopio ottico sono state effettuate su entrambi i campioni, mentre le analisi di diffrattometria XRD, fluorescenza XRF e degli isotopi cosmogenici hanno interessato per ora solo il campione R-1. Microscopia e granulometria L’esame mineralogico-petrografico è stato effettuato tramite l’utilizzo di un Microscopio Stereomicroscopio “Leica” e un Microscopio Ottico in Luce Polarizzata Trasmessa (MOLP) OLYMPUS BX-41 equipaggiato con obiettivi 2x, 4x, 10x, 20x, 40x ed oculari 10x. Le immagini sono state acquisite con telecamera OLYMPUS COLOR VIEW II-SET e processate tramite il software OLYMPUS C-VIEW II-BUND-cell^B. La classificazione granulometrica è stata però effettuata tramite l’analisi delle sezioni sottili e la misurazione del diametro dei granuli attraverso i tool del software photoshop. In seguito (nei primi mesi del 2019) verranno fatte analisi granulometriche su campioni di roccia sottoposti a digestione acido (dissoluzione del cemento carbonatico), con l’utilizzo di setacci sulla frazione sabbiosa.




Fluorescenza XRF Analisi spettrometriche a fluorescenza a raggi X (XRF) sono state condotte per studiare le componenti chimiche principali (> 1 g / 100 g), minori (0,1-1,0 g / 100 g) e in traccia (<0,1 g / 100 g). Un'aliquota di circa 3 g di ciascun campione è stata macinata usando un mortaio e pressata su supporti di acido borico arrotondato (~ 5 cm di diametro, ~ 0,5 cm di altezza), che sono stati preparati secondo il metodo di correzione della matrice (Franzini et al., 1972; Leoni et al., 1982). Le analisi si sono concentrate sullo strato sottile basale delle pillole di polvere pressata ottenute, attraverso uno spettrometro XRF a lunghezza d'onda sequenziale (Axios-Panalytical), dotato di un tubo Rh da 4 kW e software SuperQ 3.0 operante presso il Dipartimento di Scienze Biologiche Geologiche ed Ambientali -Università di Bologna. Le impostazioni dello strumento, nonché gli standard utilizzati per calibrare i risultati grezzi, sono quelli forniti in Funari et al. (2015). I risultati finali sono stati calcolati applicando la stima di perdita all'ignizione (LOI), misurata dopo riscaldamento a 950 ° C di ulteriori 0,5 g di ciascun campione utilizzando un apparecchio a doppio forno Setaram Labsys e Al2O3 calcinato come sostanza di riferimento per il contenuto volatile. L'accuratezza finale è migliore del 5% per gli elementi con concentrazioni> 10 ppm e tra il 10% e il 15% per gli elementi <10 ppm. Difrattometria XRD Le fasi minerali sono state studiate con un diffrattometro a raggi X Philips PW3710 con anodo in Cobalto, come in (De Waele et al., 2017) (corrente: 20 mA, tensione: 40 kV, intervallo 2θ: 5-80 °, gradino: 0,02 ° 2θ, tempo per passo: 2 s) presso l'Università di Genova (Italia). L'acquisizione e l'elaborazione dei dati sono stati effettuati utilizzando il pacchetto software Philips High Score. Isotopi Cosmogenici Circa 1 kg di sedimento conglomeratico con ciottoli di quarzo del campione R-1 è stato analizzato attraverso il metodo dei nuclidi cosmogenici per determinare l'età del deposito. Questo metodo è basato sulla decomposizione radioattiva degli isotopi 26Al e 10Be che sono stati prodotti quando il campione era ancora in superficie e soggetto a radiazioni cosmiche. La produzione di nuclidi cosmogenici varia con latitudine, altitudine, copertura nevosa o copertura del suolo ecc. Tuttavia il rapporto tra 26Al e 10Be rimane sempre intorno a 7:1. Poiché l’isotopo 26Al ha un'emivita più breve di 10Be, questo rapporto diminuisce gradualmente nel tempo dal momento in cui il sedimento viene trasportato nel sottosuolo, schermato dalla radiazione cosmica. La misurazione di questi nuclidi fornisce quindi il tempo in cui il sedimento è stato trasportato sottoterra (burial age). Il sedimento è stato frantumato in pezzi più piccoli e decarbonato con HCl. Il quarzo estratto è stato setacciato e la frazione tra 250 e 710 µm è stata fisicamente concentrata (separazione per forma, separazione magnete e magnete inverso e liquido pesante) e quindi pulita con acido HF-HNO3 per rimuovere i feldspati e altri minerali per ottenere un concentrato di quarzo puro. Questo concentrato è stato quindi disciolto e pulito mediante dissoluzione, precipitazione e scambio ionico. Gli isotopi 26Al e 10Be sono stati separati, precipitati, ossidati e misurati attraverso un Atomic Mass Spectrometer (AMS, presso la Purdue University). Sono stati anche misurati degli standard per sottrarre errori di misura della strumentazione. L'AMS




misura il rapporto 10Be/9Be (9Be viene aggiunto artificialmente) e il rapporto 26Al/27Al, di cui 27Al è normalmente presente nel campione. Tracce di fissione su apatiti Dal sedimento R-1 sono stati isolati grani di apatiti attraverso tecniche di separazione magnetica e con liquidi pesanti. Per le analisi delle tracce di fissione, i grani sono stati lucidati e corrosi in 5,5 N HNO3 a 21° C per 20 secondi per rivelare tracce spontanee. I campioni sono stati quindi irradiati con neutroni termici nel reattore del Radiation Center della Oregon State University con un flusso nominale di 9*1015 n/ cm2. Un dosimetro CN-5 è stato usato per misurare il flusso dei neutroni. Dopo l'irradiazione, le tracce di fissione indotte nei rivelatori esterni (fogli di moscovite a U bassa) sono state esposte mediante attacco in 40% HF a 21 1 ° C per 45 minuti. Le tracce di fissione sono state contate in un totale di 100 grani di apatite. Le età di apatite FT sono state calcolate utilizzando il rivelatore esterno e i metodi di zeta-calibrazione (Hurford and Green, 1983) con standard IUGS (Durango e Fish Canyon) e un valore di 0,5 per il fattore di correzione della geometria 4p/ 2p. Le analisi sono state sottoposte al test w2 (Galbraith, 1981) per rilevare se i set di dati contenessero errori extra-poissoniani. Datazioni U-Pb degli Zirconi I rapporti degli isotopi U-Pb degli zirconi sono stati misurati mediante spettrometria di massa al plasma accoppiata con ablazione laser induttiva (LA-ICPMS) presso l'ETH di Zurigo. Gli spot di ablazione di 20 micron sono stati preselezionati attraverso catodoluminescenza per evitare difetti cristallini. Entrambi nuclei e bordi sono stati misurati in quei grani che mostravano zonazioni nelle immagine del catodoluminescenza. U e Pb sono stati analizzati utilizzando un sistema di ablazione laser 155 con una frequenza di ripetizione di 5 Hz e una densità di energia di 2 Jcm - 2 accoppiata a uno spettrometro Thermo Element XR - ICP - MS che misura 202Hg, 204Pb, 206Pb, 207Pb, 208Pb, 232Th, 235U e 238U (vedi Guillong et al., 2014 per ulteriori informazioni). GJ-1 (Jackson et al., 2004) è stato usato come materiale di riferimento primario (Z5, OD-3, Temora2 e 91500). Età e rapporti corretti per la deriva strumentale e frazionamento down-hole sono stati ottenuti usando i software Iolite 2.5 (Paton et al., 2010; Paton et al., 2011) e VizualAge (Petrus e Kamber, 2012). Non è stata applicata alcuna correzione Pb, poiché i segnali contaminati sono riconosciuti come età discordanti nei diagrammi Concordia prodotti con Isoplot 4.1 (Ludwig, 2001). Le ellissi di errore rappresentano errori analitici 2σ rispettivamente dei rapporti 207Pb / 235U e 206Pb / 238U. 3. RISULTATI Analisi granulometrica Sin dall’osservazione dei campioni a mano, è intuibile che la granulometria predominante dei clasti che costituiscono lo scheletro sia quella sabbiosa, ovvero compresa fra 2 e 0.06




millimetri di diametro dei granuli. È stato possibile così verificare che in R-1 il diametro medio risulta 0.26 mm, con una deviazione standard (σ) di 0.13; il diametro medio è invece maggiore nel campione B-02-1 (0.43 mm), come pure σ (0.24) (Figura 5). Ne consegue che R-1 rientra prevalentemente nel campo della sabbia media e fine, mentre B-02-1 in quello della sabbia media e grossa. Da notare come entrambi in campioni presentino granuli di sabbia grossa e molto grossa, di solito costituiti da biotite dalla classica morfologia allungata (a bastoncino), come pure quarzo. La maggiore varianza e granulometria più grossolana di B-02-1 rispetto a R-1 suggeriscono che i fenomeni di flusso che hanno generato il trasporto del sedimento del primo campione sono stati più vigorosi e meno selettivi rispetto al secondo.

Figura 6. Distribuzione granulometrica dei campioni R-1 e B-02-1 Petrografia e composizione Sedimenti Grotta Raponzolo (campione R-1) Il campione R-1 è caratterizzato da frammenti di clasti sia monomineralici che polimineralici che sono tenuti insieme da una matrice finissima di carbonato di calcio. I frammenti monomineralici sono rappresentati da:

• biotite: si presenta sia in sezioni allungate con sfaldature parallelamente all’allungamento, sia sezioni poligonali senza sfaldature. Il pleocroismo è variabile da giallino a marrone scuro ed è presente talvolta alterazione lungo le sfaldature. Alcune sezioni presentano pseudomorfosi parziale con presenza di clorite su biotite. L’orientazione della biotite nel campione è casuale e non è associata a nessun altro




minerale presente nel campione. Dalla presenza di biotite ben conservata si deduce che il trasporto di quest’ultima è stato minimo (Figura 7 A e B).

• quarzo: il quarzo presenta forme variabili che vanno da arrotondate a subarrotondate a subangolose con prevalenza di forma da arrotondate a subarrotondate che indicano un trasporto lungo (Figura 7 C).

• plagioclasi: i plagioclasi presentano forme da arrotondate a subspigolose, sono presenti frammenti i cui è evidente una geminazione polisintetica ed altri in cui non è evidente (termini più albitici). I plagioclasi con forme arrotondate sono dominanti e indicano un trasporto lungo (Fig. 7 D e E).

• anfiboli tipo orneblenda verde: l’orneblenda è riconoscibile dalla presenza di alcune sezioni con sfaldature a 60/120 gradi, i frammenti sono dell’ordine del 5% in tutta la sezione, hanno dimensione piccola e sono distribuiti random (Fig. 7 F).

• epidoti: sono presenti alcuni frammenti di epidoto di colore verde acqua dovuto alla presenza di ferro bivalente. Molto raro.

• K-feldspato: presenza di k-feldspato con forme subangolose indicanti un trasporto medio.

• calcedonio in frammenti subarrotondati. Il calcedonio potrebbe essere causato da amorfizzazione di vene di quarzo in rocce durante i terremoti (tipo pseudo tachiliti dell’Adamello). (Fig. 7 G).

• zircone: presenza di zirconi molto fratturati che indicano che il trasporto è stato lungo (Fig. 7 H, I).

• granati: sono presenti rarissimi cristalli poligonali di granato (probabilmente derivanti dal micascisto a granato) incolori.

• Kyanite: sono presenti grani di kyanite (Fig. 11). Non viene evidenziata la presenza di apatite ma non si esclude la possibilità della sua presenza nella sezione perché probabilmente dispersa nella matrice carbonatica. I frammenti polimineralici sono rappresentati da rocce di questa composizione:

• micascisti (Fig 7 L e N) • gneiss (Fig 7 M)

A B




C D

E F

G H




Figura 7. Immagini al microscopio ottico del campione R-1, consultare i testo per la descrizione delle immagini. Le analisi XRD confermano la composizione mineralogica osservata al microscopio, con prevalenza di quarzo, calcite, biotite e k-feldspato (ortoclasio). La composizione chimica del campione R1 è riportata in Tabella 1. L’alta percentuale di Ca (34%) è dovuta alla presenza del cemento carbonatico, mentre la presenza di silice (25%), alluminio (9.4%) e ferro (2.4%) è dovuta alla composizione granitica della sabbia con abbondante quarzo e biotite. Il rilevamento del fosforo (P2O5) potrebbe essere messo in relazione alla presenza di frammenti di apatiti. Per quanto riguarda gli elementi in traccia, l’abbondante zirconio è dovuta alla presenza di zirconi, come osservato al microscopio, mentre il bario è un elemento che tipicamente si concentra in rocce sedimentarie terrigene.

I

M

L

N




Figura 8. Diffrattometria XRD del campione R1

Al2O3 CaO Fe2O3 K2O MgO MnO Na2O P2O5 SiO2 TiO2 LOI

(wt%) (wt%) (wt%) (wt%) (wt%) (wt%) (wt%) (wt%) (wt%) (wt%) % 9.44 34.47 2.40 0.84 1.87 0.11 0.22 0.10 25.02 0.27 25.26 As Ba Ce Cl Co Cr Cu Ga La Mo Nb (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) 4 332 12 72 5 58 6 6 17 <0.1 6 Nd Ni Pb Rb S Sc Sn Sr Ta Th U (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) 23 4 14 39 37 4 11 76 2 6 2 V Y Zn Zr Hf Sm W (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) (ppm) 60 15 31 84 1 3 1

Tabella 2. Analisi XRF del campione R1.

Sedimenti Grotta B-02 (campione B-02-1) Il campione della Grotta B-02 presenta una composizione del tutto simile ai sedimenti della Grotta Raponzolo, ma con alcune importanti differenze petrografiche. Il quarzo ha una morfologia molto arrotondata e nettamente più quarzo che plagioclasio. Il plagioclasio è in misura del 5%, il K-feldspato è raro. Non sono stati osservati granati. Da tali osservazioni è probabile che tale sedimento abbia subito un trasporto più lungo: la biotite, a volte in pseudomorfosi di clorite, ha una forma che indica un trasporto medio; l’assenza di plagioclasi e K-feldspati indica un trasporto elevato, o un minor contributo da una sorgente granitoide. L’anfibolo (orneblenda) è associato al quarzo e ci indica una provenienza da anfiboliti o rocce metamorfiche mentre sono presenti clasti di quarzomicascisti o paragneiss




di forma arrotondata. L’epidoto, a volte alterato, di tipo pistacitico è presente nella misura del 5%. Sono presenti svariati frammenti subarrotondati di calcedonio e sono presenti zirconi molto fratturati. Interessante è la presenza di un fossile, probabilmente derivante da un clasto carbonatico. I frammenti monomineralici sono rappresentati da:

• biotite: presenta le stesse caratteristiche osservate nella sezione sottile di R-1 ma è fratturata e kinkata; questo potrebbe indicare un trasporto medio. (Fig. 10 A e B)

• quarzo: il quarzo si presenta prettamente arrotondate (Fig. 10 C) • plagioclasi: pochissimi plagioclasi • anfiboli tipo orneblenda verde: l’orneblenda è riconoscibile dalla presenza di

alcune sezioni con sfaldature a 60/120 gradi, i frammenti sono dell’ordine del 5% in tutta la sezione, hanno dimensione piccola e sono distribuiti random. È presente sia orneblenda singola che associata a quarzo (Fig. 10 D e E). È presente un frammento di probabile actinolite.

• epidoti: sono presenti frammenti di epidoto di colore verde acqua dovuto alla presenza di ferro bivalente. Tipo pistacitico (Fig. 10 F)

• K feldspato: rari frammenti di K-feldspato alterato • frammenti subarrotondati di calcedonio. (Fig. 10 G e H) • zircone: presenza di zirconi molto fratturati che indicano che il trasporto è stato

lungo (Fig.9 I ed L) • fossile: presenza di un fossile di forma tipo ammonite sembra costituito da una

parte centrale carbonatica e esterna calcedonio (Fig. 10 M ed N).




Figura 10. Immagini al microscopio ottico del campione B-02-1, consultare i testo per la descrizione delle immagini.




Risultati dell’analisi degli isotopi cosmogenici: Età dei sedimenti A causa di molti minerali accessori, da circa 700 g di campione è stato possibile estrarre e dissolvere solo 38.0062 g di quarzo puro. Pertanto, ne risulta un rapporto 10Be/9Be molto piccolo (7.8 x 10-15). Tuttavia, l'errore del 10% può essere considerato buono per valori così bassi. La misurazione di 26Al/27Al ha prodotto un valore (2,78 x 10-15) che è inferiore a quello nello standard (6,41 x 10-15). Pertanto, non c’è 26Al rilevabile nel campione. L'assenza di 26Al in presenza di 10Be ci informa che il sedimento era in effetti una volta in superficie, ma che il tempo trascorso sottoterra è stato così lungo che tutto l’isotopo 26Al è già decaduto a causa della sua vita radiometrica media più breve. Poiché non è presente alcun 26Al, l'età esatta del campione non può essere fissata, poiché non è possibile ricalcolare la concentrazione iniziale di isotopi prima del seppellimento in grotta. Il presunto tasso di produzione degli isotopi sopra l'area della grotta Raponzolo, ad un'altitudine media di 3000 m a.s.l., è di 43,5 atomi per 10Be e 295 atomi 26Al per grammo di quarzo. Se moltiplichiamo questo tasso di produzione con una vita media del sedimento alla superficie di 9300 anni (durata media della superficie per campioni alpini comparabili), possiamo calcolare il tempo di seppellimento necessario per ottenere il numero misurato di 10Be effettivamente presente nel campione. Questo tempo di seppellimento ammonterebbe a 7.6 Ma. Se riduciamo la durata della superficie al minimo mai misurato nelle Alpi (1300 anni), il campione sarebbe stato trasportato in grotta da 3.7 Ma. La provenienza dei sedimenti: apatiti e zirconi L’analisi delle tracce di fissione su 100 grani di apatite, mostra la presenza di due famiglie di grani con età di chiusura termica differenti: P1 a 17.6 Ma e P2 a 23.3 Ma. Non sono presenti grani di apatiti con età più giovani. Attualmente apatiti con età comparabili si trovano in graniti e tonaliti dell’Adamello situate a quote tra i 2200 e 3500 metri s.l.m. In particolare la popolazione P2 si incontra solo in aree oltre i 2500 m s.l.m. Questo dato indica che la fonte di sedimento della Grotta Raponzolo doveva essere un’area in erosione situata in tali aree altimetriche “relative” e che le tonaliti sottostanti non erano ancora soggette ad erosione e pertanto non ancora portate in esposizione dal sollevameto. Il sedimento della Grotta Raponzolo corrisponde quini a un episodio erosivo dell’Adamello nella sua fase iniziale di esumazione, pertanto supportando la datazione più antica calcolata con gli isotopi cosmogenici, intorno ai 7-8 milioni di anni, per l’evento di riempimento della

Figura 11. Cristalli di Kyanite e Apatite nel sedimento di Grotta Raponzolo. Nell’apatite sono visibili le tracce di fissione.




grotta. Sia il sistema carsico che le aree di erosione si trovavano probabilmente circa 1500-2000 metri più in basso e hanno subito un sollevamento pressoché sincrono. Pertanto, tali dati suggeriscono che Brenta e Adamello siano stati soggetti a tassi di esumazione simili nel corso degli ultimi 7 milioni di anni. La presenza di Kyanite nel sedimento suggerisce che il bacino di origine comprendesse l’area del Tonale, in quanto tale minerale è presente solo in rocce metamorfiche provenienti da tale Unità. Questo significa che: 1) al tempo dell’evento erosivo e di sedimentazione l’Unità del Tonale era esposta; 2) il sistema fluviale che ha controllato il trasporto e riempimento nel sistema carsico attraversava quest’are e verso sud la zona settentrionale del batolite dell’Adamello. In questo contesto risultano di notevole interesse anche le datazioni U-Pb sugli zirconi. Tali datazioni indicano il tempo di formazione del cristallo zircone, differenti in diverse aree del batolite. Pertanto conoscendo le date degli zirconi presenti nel sedimento della Grotta Raponzolo possiamo tracciare l’area di bacino di tale sistema fluviale. Analizzando le datazioni di 500 zirconi emergono due gruppi distinti, uno relativo a cristalli relitti riciclati nel batolite o provenienti dal basamento con datazioni tra i 300 e i 600 Ma, e una seconda con un valore medio di 35 Ma (tra . Tali età sono presenti esclusivamente nella zona centro-settentrionale del batolite. Si nota in particolare la

Figura 12. Distribuzione delle età di chiusura termica calcolate con le tracce di fissione su 100 grani di apatite.

Figura 13. Datazioni U-Pb di 500 grani di zircone.




mancanza di zirconi con datazioni incentrate sui 40 milioni di anni, come avviene nella parte meridionale del batolite. Tale dato indica che il bacino di provenienza del sedimento si distribuisce tra la zona centro-settentrionale del batolite dell’Adamello fino all’Unità del Tonale. 4. IPOTESI GENETICHE La composizione petrografica dei due campioni indica una fonte del sedimento analoga, relativa all’erosione di rocce plutoniche o metamorfiche provenienti dall’area del Complesso intrusivo dell’Adamello-Presanella, da corpi granitoidi che attualmente si trovano esclusivamente sopra i 2300 m s.l.m. Inoltre sono presenti grani di Kyanite e frammenti di rocce metamorfiche provenienti dall’Unità del Tonale. Tali provenienze sono confermate dalle datazioni con le tracce di fissioni dei granuli di apatite, mentre per quanto riguarda il bacino nell’area dell’Adamello, le datazioni U-P degli zirconi suggeriscono una provenienza dalla zona centro-settentrionale del batolite. Per quanto riguarda la datazione dei sedimenti di Raponzolo, l’intervallo di tempo ottenuto per il seppellimento, e specialmente il suo limite più antico di 7.6 milioni di anni, potrebbe essere di notevole interesse per correlare la fase speleogenetica e il sedimento con un aumento significativo del sollevamento del batolite dell'Adamello e di una fase di erosione accelerata che è stata stimata tra 8.5 e 6.5 Ma da precedenti studi termocronologici. Le datazioni delle tracce di fissione su apatite confermano che tale fase erosiva doveva corrispondere al periodi iniziale di esumazione del batolite, in quanto non sono presenti apatiti provenienti da granitoidi a quote inferiori a 2300 m s.l.m. che al tempo non erano ancora esposti e soggetti ad erosione. È quindi altamente probabile che la datazione più antica fornita dai cosmogenici sia corretta. Inoltre, tali datazioni suggeriscono un instaurarsi della speleogenesi freatica nell’area delle Dolomiti di Brenta, già nelle fasi iniziali di sollevamento, quando la Val Rendena e l’incisione Madonna di Campiglio-Passo di Carlo Magno non erano ancora profondamente incise lungo il lineamento delle Giudicarie. La provenienza del sedimento e le quote relative indicano che l’Adamello e il Brenta sono stati caratterizzati da tassi di esumazione simili negli ultimi 7 milioni di anni. Dall’analisi petrografica e dalle datazioni ottenute è possibile ipotizzare un trasporto di tipo fluviale di tali sabbie granitiche nella fase più antica dall’area del Tonale attraverso l’Adamello-Presanella settentrionale e la Linea delle Giudicarie verso la zona dell’attuale massiccio del Brenta. I sedimenti sarebbero poi stati intrappolati nei condotti freatici antichi, per poi essere rimobilizzati in una fase successiva.

istituto italiano di speleologia - pnab.it

Documents