Cartografía Lagos de Cornisello

En el mapa hemos querido ejemplificar la transición entre los sistemas tradicionales de prospección del Cuaternario y los innovadores del proyecto CARG, imprimiendo las dos versiones, ambas utilizando el criterio "litomorfogenético" y distinguiendo "unidades estratigráficas informales", para su posterior fusión en Unidades B.S.U. o Aloestratigráficas.

La utilización de una leyenda derivada de una simplificación de la geomorfológica permitió la elaboración del primer mapa (mapa litomorfogenético), que, asociado a la información necesaria para describir un afloramiento de formaciones superficiales (naturaleza y tipo de superficie límite, alteración, suelos, condiciones del afloramiento, litología del cuerpo sedimentario, granulometría, textura, elementos directos e indirectos para la datación, relaciones entre unidades infrayacentes y suprayacentes, datación numérica, etc.), condujo a la elaboración del segundo mapa (mapa litomorfogenético).), condujo a la redacción del segundo documento, conforme a los requisitos del Proyecto CARG.

Los depósitos cuaternarios se dividieron en ocho unidades (resaltadas con varios colores) pertenecientes a diferentes cuencas (identificadas con números arábigos). A la vista de la cartografía a escala 1:50.000, sin duda tendrán que ser "degradados" a subunidades o miembros dentro de unidades de rango superior, o incluso fusionados entre superficies de discontinuidad de mucha mayor importancia.

Desde este punto de vista, sólo se han distinguido dos unidades: la "Unidad Postglaciar" (Holoceno) y la unidad que comprende los depósitos de la última gran expansión glaciar y las fases glaciares tardías, propuesta como "Unidad del Adigio" (Castiglioni, comunicación oral).

Dado el carácter experimental de la sección "Lagos de Cornisello", todos estos pasajes se han mantenido deliberadamente separados para demostrar elprocedimiento lógico utilizado en las distintas fases de redacción de los trabajos.

Marco geográfico y geomorfológico (por A. Carton y C. Baroni)

La sección nº 042130 del Mapa Topográfico General de la Provincia Autónoma de Trento a escala 1:10.000, "Lagos de Cornisello", incluye las cabeceras (o partes de ellas) de Val Stavel, Val Piana (cabecera de Val di Bon y Val Caldura), Val Nambrone y Val Nardis. La mayor parte de la zona está ocupada por la amplia cuenca de Amola y Cornisello, que se insertan a la derecha hidrográfica en el centro de Val Nambrone a altitudes comprendidas entre 1500 y 3500 m. La línea de crestas Cima d'Amola, Cima Scarpacò, Cima di Bon, Cima Giner, Monte Caldura, traza la divisoria de aguas entre las cuencas del Adigio (Noce) y del Po (Sarca - Mincio).

En la zona hay numerosos glaciares, o partes de ellos, algunos de los cuales siguen siendo bastante grandes. Su presencia ha influido necesariamente en las características morfológicas de la zona y ha condicionado la sedimentación de los depósitos cuaternarios (Baroni & Carton, 1991 b, 1992, 1996; Penk & Brueckner, 1909). Los más importantes son: Glaciar Presanella, Glaciar Nardis Occidental, Glaciar Amola y Glaciar Cornisello Meridional. Como se sabe por la bibliografía, la máxima expansión del Holoceno se produjo en la Pequeña Edad de Hielo (siglos XVI-XIX d.C.). Actualmente puede reconstruirse sobre el terreno gracias a una serie de diques característicos, casi siempre bien expresados, y está documentada por numerosos testimonios históricos. En el siglo XX, prescindiendo de breves periodos de avance, todos los glaciares sufrieron un fuerte retroceso (Nardis -890 m, en el periodo 1905-1984; Cornisello -790 m, en el periodo 1921-1985; Presanella -810 m, en el periodo 1920-1987; Amola -580 m, en el periodo 1948-1987). Las breves pulsaciones positivas, situadas en el retroceso general, a las que a menudo se asocia la sedimentación de nuevos depósitos glaciares, no se registraron al mismo tiempo en todos los glaciares, sino que se distribuyeron en periodos diferentes: 1927-1928, 1976-1979, 1983-1986 para el glaciar Nardis occidental; 1934-1937 para el glaciar Cornisello meridional; 1976-1986 para el glaciar Presanella. Desde los años 50 se observa una evidente ralentización del retroceso general.

Val Cornisello y Val d'Amola, dos valles colgados totalmente por encima de los 2000 m, conectan con el eje del valle principal del Sarca di Nambrone mediante dos escalones de salida, situados sucesivamente, y orientados N-S. Los depósitos glaciares holocenos y tardiglaciares, casi siempre modelados en bancos morrénicos laterales y frontales, descansan directamente sobre el sustrato rocoso. En los márgenes de los principales glaciares actuales se desarrollan complejos y característicos aparatos morrénicos. Los depósitos proglaciares se modelan en pequeñas llanuras aluviales y en algunos lugares en conoides, situados en las posiciones alcanzadas por los frentes glaciares. Algunos conoides están relacionados exclusivamente con la actividad de las aguas corrientes superficiales.

Gran parte de las laderas de los surcos de los valles están bandeadas por taludes de derrubios, también con grandes bloques, a menudo con forma de conos. Algunos de ellos se han generado no sólo por gravedad, sino también por escorrentía, avalanchas y flujo de detritos, dando lugar a esas características formas mixtas típicas del medio alpino, conocidas como murkegel. Los fenómenos de deslizamiento son raros y poco significativos, casi exclusivamente ligados a pequeños derrumbes de porciones de la pared rocosa. Cabe destacar la presencia de glaciares de roca, algunos de ellos aún activos.

En varios casos, la morfología de las laderas y de algunas crestas está influenciada por razones estructurales (fracturas prevalentes), que han dirigido y favorecido la erosión selectiva, generando valles rectilíneos, cárcavas y dentellones en los perfiles de las crestas.

El Grupo Presanella, al que pertenece la zona de la sección "Laghi di Cornisello", ha sido considerado por diversos autores en sus distintos aspectos. Sin embargo, no existen contribuciones específicas referidas a los depósitos cuaternarios y a la morfología de esta región, a excepción del trabajo de Castiglioni (1961), que analiza en particular los depósitos glaciares. Algunas obras o mapas de carácter estrictamente geológico aportan información fragmentaria sobre las cubiertas de derrubios, más o menos detallada en función de la sensibilidad del autor hacia los depósitos cuaternarios (Andreatta et al., 1953; Fenoglio, 1939; Salomon, 1908-1910).

La vasta bibliografía sobre glaciología Marson (1906, 1912), Laeng (1913), Merciai (1923;1928-1939), Monterin (1927), Morandini (1941-1950; 1954), Vanni (1948), Marchetti (1953-1977; 1978-1992), C.G.I. - CNR (1962) se centra exclusivamente en los cuerpos glaciares, registrando sus variaciones volumétricas, pero ignorando los depósitos glaciares. Los trabajos de Segre (1948) y Malaroda (1948), aunque referidos a zonas adyacentes a la de la sección "Laghi di Cornisello", consideran los depósitos glaciares, catalogándolos y datándolos; proponen también una sucesión de eventos que puede compararse con lo ocurrido en la zona descrita.

El único trabajo completo sobre los depósitos cuaternarios (Castiglioni, 1961) tiene en cuenta todos los depósitos pertenecientes a los "episodios" tardoglaciares y holocenos, cartografiados y datados a partir de la línea de nieve, y también intenta reconstruir la extensión de la cubierta glaciar dividida en las distintas etapas alpinas tradicionales.

Marco geológico estructural (por S. Martin)

La zona de la sección "Laghi di Cornisello" está situada en el sector oriental del batolito terciario de Adamello, en la porción centro-oriental de los Alpes meridionales. El batolito consiste en un sistema de plutones de edad variable entre el Eoceno y el Oligoceno superior intruidos en el basamento Varisco (Hercínico) y en las secuencias de sobrecarga Pérmicas y Triásicas, en la intersección del Lineamento Periadriático y la Línea Giudicarie. La estructuración actual de los Alpes meridionales se atribuye esencialmente a fases de deformación neogénicas (neoalpinas) que produjeron un acortamiento llamativo del orden de decenas de kilómetros (Schonborn, 1992, Picotti et al., 1995) y el desarrollo de una amplia cadena de pliegues y cabalgamientos con vergencia en el valle del Po.

El basamento varisco de grado metamórfico medio-bajo (sudalpino) intruido por el Adamello está en contacto tectónico con unidades de basamento varisco de alto grado (austroalpino) que afloran al norte a lo largo de la Línea del Tonale. Esta última es una importante zona de cizalla dúctil-frágil subvertical de edad oligo-miocena que forma parte del sistema tectónico conocido como Lineamento Periadriático, que se extiende desde Val d'Aosta hasta Eslovenia.

Distribuidos en las proximidades del lineamento se encuentran los plutones de Biella, Traversella, Bregaglia, Jorio, Vedrette di Ries, Rensen y Karawanken, el batolito de Adamello, diversos sistemas de filones y coberturas volcánicas locales (Exner, 1976; Dal Piaz & Venturelli, 1985), es decir, las principales manifestaciones intrusivas y efusivas terciarias descritas desde los tiempos de Salomon (1897) bajo el término de "magmatismo periadriático". Se desarrollaron en una fase avanzada de la colisión continental alpina, poco después del pico térmico del metamorfismo regional lepontino descrito por Frey et al. (1974) y Trommsdorff & Nievergelt (1985).

Los márgenes septentrional y nororiental del Batolito Adamello y los márgenes meridionales de los plutones Bregaglia y Karawanken, así como otros cuerpos menores, fueron intensamente deformados por el Lineamento Periadriático, que ya estaba activo en el Oligoceno superior (alrededor de 30 Ma) y permaneció activo como un lineamiento de tendencia derecha hasta el Tortoniense medio superior (Castellarin et al, 1993), cuando la Falla de Giudicarie comenzó a actuar como rampa para los cabalgamientos vergentes SE y S del Mioceno y post-Mioceno.

El batolito Adamello está compuesto por una serie de intrusiones, cada una con su propia historia de diferenciación (Callegari & Dal Piaz G.B., 1973; Zattin et al., 1995). La heterogeneidad litológica, química e isotópica del complejo magmático sugería la existencia de procesos de fraccionamiento a distintos niveles estructurales, acompañados de diferentes grados de asimilación de la corteza (CALLEGARI, 1985). La batolita fue subdividida por Bianchi, Callegari y Jobstaibitzer (1970) en varios grupos magmáticos: Grupo Presanella, Adamello s.s., Corno Alto etc.. Cada grupo se subdividió a su vez sobre la base de los distintos litotipos, analizados y ordenados según una secuencia intrusiva precisa derivada del análisis de las relaciones de intrusión entre los distintos plutones y del estudio de los xenolitos (Callegari & Dal Piaz G.B., 1973). Los autores propusieron finalmente la siguiente secuencia de intrusión empezando por el complejo magmático más antiguo: el complejo gabro-granodiorítico de Re di Castello, la cuarzodiorita de biotita de la Vette Centrali, el complejo gabro-tonalítico del Adamello occidental, la cuarzodiorita micácea de Val d'Avio, la tonalita de Presanella central, la cuarzodiorita de Val di Genova inferior, la tonalita de Presanella central y la tonalita de Presanella nororiental. Esta secuencia fue confirmada posteriormente por dataciones radiométricas Rb/Sr realizadas en biotita y mica blanca (Del Moro et alii 1985; Martin et alii instampa).

Las intrusiones tempranas, representadas por los gabros, granodioritas, dioritas y trondhjemitas de Re di Castello de Sostino y Corno Alto, se alinean en dirección NNE-SSW en el sector centro-oriental del batolito; los cuerpos ultrabásicos se localizan exclusivamente en el margen meridional del complejo de Re di Castello (ULMER et al., 1985; MACERA et al., 1985; BLUNDY & SPARKS, 1992). Las intrusiones básicas y ultrabásicas fueron alimentadas por manantiales del manto contaminados por fluidos procedentes de antiguas zonas de subducción, mientras que los plutones dioríticos y trondhjemíticos por magmas contaminados por fundidos de la corteza inferior. Los plutones tonalíticos, intruidos posteriormente, derivaron de la fusión de cuerpos máficos profundos y de la corteza superior (Dal Piaz & Venturelli, 1985; Kagami et al., 1991; Macera et al., 1995).

El complejo Presanella, al que pertenece la zona de Cornisello, es el más septentrional de los batolitos y comprende los plutones Presanella y Nambrone. El primero está formado por tonalitas de hornblenda y biotita de grano medio a grueso, con una estructura masiva en las partes internas, foliada a cataclástica en las zonas marginales; el plutón Nambrone está formado principalmente por leucotonalitas (BIANCHI et al., 1970), con una estructura de moderada a fuertemente orientada con efectos cataclásticos locales (Montresor & Rigatti, 1995). No existen límites claros entre los litotipos del complejo de Presanella, sino transiciones más o menos graduales. La intrusión de este complejo magmático se produjo antes de la edad de 33-28 Ma (Tabla 1), donde la edad más reciente obtenida en las tonalitas foliadas marginales sugiere un posible rejuvenecimiento por la actividad tectónica posterior a la intrusión (Del Moro et al., 1985). De hecho, las tonalitas de los márgenes septentrional (Val di Sole), meridional (Val di Genova) y oriental (Val Meledrio) se caracterizan por una intensa deformación dúctil-frágil concentrada en bandas de pocos km de anchura (Dal Piaz G.B., 1953). En el primer caso la foliación tiene una tendencia aproximadamente ENE-WSW y es paralela al borde de la línea de Plutón y del Tonale, en el segundo caso en cambio está orientada E-W y forma un ángulo de 30°-40° con la línea de Giudicarie.

Tab.1 - Edades radiométricas del batolito Adamello

* Datos interpretados como edades de enfriamiento rejuvenecidas por la intrusión de los plutones de Presanella; ** edades de enfriamiento de tonalitas foliadas.

Los plutones Adamello están intruidos dentro de varias unidades de basamento varicolores conocidas como Scisti di Rendena en Val Rendena y Val Meledrio (Salomon, 1910), Scisti di Edolo en Val di Sole y Val Camonica, Scisti delle Tre valli bresciane en Val Brembana y Val Trompia (Origoni-Giobbi & Gregnanin, 1985). Las intrusiones desarrollaron aureolas de contacto con asociaciones de andalucita, cordierita, biotita, granate, a veces feldespato K, sillimanita y espinela dependiendo de la profundidad de intrusión, actividad de fluidos y temperatura alcanzada durante la intrusión. Donde el basamento no está metamorfoseado por contacto de intrusiones terciarias, es posible reconocer una impronta metamórfica prealpina en facies de esquisto verde a anfibolita a estaurolita (Scisti di Rendena, Bianchi & Dal Piaz G.B., 1950), a veces con sillimanita fibrolítica (Scisti di Edolo) y una retrocesión metamórfica local en facies de esquisto verde. Los micaesquistos, probablemente derivados de sedimentos pelítico-areníticos, a veces carbonosos, de edad preordovícica (470-430 Ma, Boriani & Giobbi-Origoni, 1982) incluyen intercalaciones de metabasitas, porfiroides, metavulcanitas y ortogneises y muestran notables analogías con el basamento variclástico de grado medio-bajo de los Alpes orientales. Intruidos en el basamento se encuentran complejos granitoides, apófisis y filones de edad Pérmico inferior (por ejemplo, Granodiorita de Caderzone, complejo magmático Dos del Sabion) con el desarrollo de aureolas metamórficas de contacto; también hay mineralizaciones hidrotermales de Ag-Pb-Zn-F y fenómenos generalizados de retrometamorfismo y metasomatismo atribuidos a un evento térmico de edad Triásica (De Capitani et al.,1994).

La esquistosidad regional en el basamento cerca de los plutones oriental y meridional tiene una dirección predominante NNE-SSW, pero rota en la cuña del basamento entre la tonalita Re di Castello y la tonalita central Adamello asumiendo una dirección NNW-SSE. La tendencia regional de los ejes de los pliegues kilométricos alpinos anteriores a la intrusión Adamello (Brack, 1985) se sitúa en torno al NNE. Esto se atribuye a la rotación tardía (¿neogénica?) de los ejes, originalmente orientados NE-SW, en sentido contrario a las agujas del reloj.