Appunti sulla Geologia dell’Area del Faedo-casaron

Un viaggio nelle ere geologiche

E DI PRIABONA (MONTE DI MALO, VICENZA) Per comprendere appieno il significato geologico e stratigrafico dell’area del Faedo-Casaron e di Priabona, è necessario ripercorrere le vicende geologiche che hanno interessato, a partire dall’inizio dell’era Cenozoica, l’area dei Monti Lessini, a cui geograficamente il nostro settore appartiene.

Inquadramento geologico dei Monti Lessini

Dal punto di vista paleogeografico e paleostrutturale i Monti Lessini ricadono entro la piattaforma carbonatica terziaria del Veneto e del Trentino, definita come “Lessini Shelf” (Bosellini 1989). Questa era limitata, verso nord, da una terra emersa e praticamente circondata, sugli altri lati, da ambienti marini più profondi. Questa struttura geologica insiste sulla precedente Piattaforma di Trento, un elemento fondamentale nell’evoluzione giurassico-cretacea di questo settore delle Alpi Meridionali o Sudalpino. All’inizio del Cenozoico, o Terziario secondo terminologie ormai poco usate, a partire dal Paleocene si sviluppa, nel settore centro-orientale dei Lessini e in quello occidentale dei vicini Monti Berici, una importante struttura vulcano-tettonica, nota come “Graben (Fossa) dell’Alpone-Chiampo” (Barbieri et al. 1982) e poi come “Semigraben Alpone-Agno” (Barbieri et al. 1991). Secondo l’interpretazione classica, tale depressione, attiva almeno dal Paleocene superiore, era limitata verso ovest dalla faglia di Castelvero (Barbieri 1972), che impediva l’espansione verso ovest, cioè nel veronese, delle vulcaniti basaltiche e dei prodotti del loro rimaneggiamento (vulcanoareniti) che avveniva, sostanzialmente, in ambiente subacqueo (Fabiani 1915; Piccoli 1966a, 1966b). Lungo tale faglia sarebbero intervenuti basculamenti del substrato, tali da determinare l’evoluzione della depressione secondo il modello del semigraben, cioè con la parte più subsidente (cioè con maggiore spessore dei prodotti vulcanogenici) a ridosso della faglia e la parte meno subsidente verso est. Questa interpretazione strutturale è stata messa in discussione dall’evidenza di deformazioni tettoniche sinsedimentarie “a domino” (Barbieri & Zampieri 1992), che indicano, al contrario, un generale approfondimento della struttura verso oriente. Per comprendere come agisce una struttura a “domino” pensiamo a un mazzo di carte da gioco, inclinate verso destra rispetto al giocatore. Integrando osservazioni di

campagna e dati geofisici è stato possibile proporre un modello alternativo per la struttura del graben, nel quale la faglia più importante si colloca a est, come antitetica della faglia di Castelvero (Zampieri 1995). Mentre nei Lessini occidentali – l’area cioè esterna al “graben” – si instaura una sedimentazione quasi esclusivamente carbonatica, nel “graben”, invece, prevalenti calcareniti nummulitiche (tradizionalmente chiamati “Calcari Nummulitici” o commercialmente “Marmi del Chiampo”) si intercalano in modo subordinato ai più potenti depositi vulcanici e vulcanoclastici basaltici. La quasi totalità dei famosi giacimenti fossiliferi paleogenici dei Lessini (come quelli di Bolca, Monte Spilecco, Monte Postale, Monte Pulli, l’orizzonte di San Giovanni Ilarione, ecc.) si collocano in questa caratteristica successione. Nella nostra area, i “Calcari Nummulitici”, affiorano nelle colline poste fra Malo e l’abitato di Maruffa, ovvero la zona della Gechellina sede, fin dal secolo scorso, di un’importante attività estrattiva, praticamente attiva ancor oggi (Mietto 1992, Beccaro et al. 2001). Nel corso dell’Eocene medio l’attività effusiva raggiunge il culmine, cosicché, anche se in maniera progressiva, la subsidenza pur elevata del “semigraben” viene superata dagli accumuli di vulcaniti basaltiche. Come conseguenza di questo fenomeno, vi è il rapido riempimento della depressione lessinica e la conseguente, successiva formazione di una dorsale emersa di natura vulcanica. Cosicché, dove prima c’era una depressione, alla fine dell’Eocene medio, ovvero nel Bartoniano, si forma una grande isola, costituita da materiali di origine vulcanica, caratterizzata da versanti mediamente ripidi che affondavano, sia verso est che verso ovest, nel mare adiacente. Evidenze di questa situazione sono molteplici, ma basti segnalare come tutta la porzione superiore di questo complesso basaltico (in gran parte, appunto, di età bartoniana) mostra di essere stata messa in posto in condizioni decisamente e indiscutibilmente subaeree. Localmente, tuttavia, come nella zona di Roncà, nel veronese sudorientale, si registra una rapida e breve trasgressione marina, di cui c’è inaspettatamente traccia anche nella nostra area, seguita subito da nuove condizioni di emersione. La dorsale vulcanica emersa, sottoposta a condizioni climatiche di tipo tropicale, viene erosa dopo che i basalti subaerei avevano subito profondi processi di alterazione e di trasformazione in prodotti argillosi. Nell’Eocene superiore cessa qualunque manifestazione vulcanica nell’area del graben cosicché, anche per la sola ripresa della subsidenza e forse in concomitanza a oscillazioni eustatiche positive (oscillazioni globali del livello degli oceani), la dorsale lessinica viene progressivamente re-invasa dal mare. I prodotti sedimentari di questa ingressione marina costituiscono la Formazione di Priabona che, nell’area

tipo, si presenta così trasgressiva sul substrato vulcanico medio eocenico. La Formazione di Priabona sarà, pertanto, sempre caratterizzata dall’inquinamento di fanghi e argille provenienti dal dilavamento della dorsale emersa (Less et al. 2001). Successivamente, a partire dall’inizio dell’Oligocene inferiore (Rupeliano), mentre il settore occidentale dei Monti Lessini, cioè il veronese, va sostanzialmente in emersione (questa situazione è espressa in particolare dalla sovrapposizione diretta di unità sedimentarie mioceniche sul substrato priaboniano), nel settore orientale e nei Monti Berici si instaura un nuovo ambiente deposizionale. Quest’ultimo è rappresentato dalle Calcareniti di Castelgomberto, che esprimono il deposito in una laguna interna ossigenata (shelf lagoon), che si realizza in questa stessa area a seguito dell’impianto e della crescita, lungo il margine sud-orientale dei Monti Berici, di biocostruzioni dovute, almeno in parte, a coralli ermatipici, ovvero coloniali (Frost 1981). Tale sistema deposizionale, estremamente peculiare, caratterizzerà quest’area per almeno tutto il tradizionale Rupeliano (Geister & Ungaro 1977). La grande caduta eustatica al limite Rupeliano-Cattiano determina infine l’emersione di questo sistema deposizionale (Gianolla et al. 1990) e una conseguente lacuna che comprende quasi tutto il Cattiano. Le Calcareniti di Castelgomberto, infatti, mostrano al tetto imponenti fenomeni paleocarsici (Mietto 1988, Dal Molin et al. 2001), e solo localmente sono ricoperte da basalti subaerei totalmente argillificati, che costituiscono l’ultima testimonianza di attività vulcanica che coinvolge questo settore delle Prealpi Vicentine. Durante la fase di emersione vi sono indizi della presenza di sistemi fluviali che hanno abbandonato, sia nei Lessini che nei Berici, sabbie silicee (“saldame”) e ghiaie costituite da materiali “esotici”, ovvero da litotipi non presenti nella successione stratigrafica di quest’area (Mietto & Sauro 1989, Mietto & Beschin 2020). In tutti i Monti Lessini e nei Berici, troviamo infine unità terrigene tardo cattiane e mioceniche (Aquitaniano) trasgressive su substrati molto diversi da area ad area, a testimoniare la complessa e diversificata evoluzione paleogenica di questo settore del Sudalpino (Bassi et al. 2008).

Inquadramento geologico dell’area di Priabona e del Faedo-Casaron

L’area di cui ci stiamo occupando, ovvero il massiccio costituito dalle elevazioni del Monte Casaron e del Monte Faedo e il connesso altopiano relitto, poggia praticamente sul complesso vulcanico basaltico medio eocenico. Anzi, più precisamente, qui affiora la porzione più elevata del complesso vulcanico, quella di età bartoniana, data da basalti ossidati e argillificati. Localmente, ad esempio nei pressi del campo sportivo di Monte di Malo, si registra anche qui l’effetto della rapida trasgressione marina bartoniana di cui si è accennato prima, con la comparsa, entro il complesso vulcanico, di un orizzonte conglomeratico contenente molluschi marini (gasteropodi e bivalvi), correlabili con la classica fauna di Roncà (Mietto 2001). Altrove, come ad esempio nella Val Matta a nord-ovest di Monte di Malo, questo livello è sostituito da argille fluviali contenenti molluschi terrestri e resti di piante, fra cui un frammento ligneo attribuito a Ficus (Bernabei et al. 2010). Questi due livelli, entrambi segnalati dal compianto maestro Renato Gasparella, sono piuttosto importanti, non solo perché costituiscono gli affioramenti più settentrionali dell’Orizzonte di Roncà ma anche per il loro significato intrinseco. Il livello conglomeratico bartoniano più vicino a quello di Monte di Malo si trova infatti a Rivagra (Valdagno) ai piedi del Monte Mucchione, sul fianco sinistro della Valle dell’Agno. Questo livello fossilifero è stato segnalato da Dal Lago (1900) e successivamente studiato da Mietto (1975). La presenza di un conglomerato fossilifero marino di età bartoniana entro la compagine vulcanica nell’area di Priabona pone un altro problema, non marginale. Finora, infatti, tutti i conglomerati fossiliferi di questo tipo erano considerati tout court equivalenti al più recente Conglomerato del Boro, di età priaboniana. Ora sappiamo che non è così e pertanto i vari conglomerati affiorati nell’area, senza una precisa e indiscutibile collocazione stratigrafica, come ad esempio i conglomerati affioranti sul rio Pizzolone, dovrebbero essere rivisti, sia sul piano stratigrafico che paleontologico. Il livello della Val Matta, invece, può essere correlato con i vari affioramenti di ligniti e scisti bituminosi localizzati fra Cornedo Vicentino e Novale in sinistra Agno, con il giacimento lignitifero del Monte Pulli a Valdagno e soprattutto con i vari livelli argillosi e carboniosi localizzati fra Quargnenta e Trissino in destra Agno; da questi livelli proviene una fauna a molluschi terricoli e dulcicoli, studiata già da Dal Lago (1901) e poi da Oppenheim (1890), confrontabile con quella della Val Matta. Da un punto divista stratigrafico tutti questi affioramenti, seppur discontinui, vanno connessi con la trasgressione bartoniana che ha il suo massimo sviluppo proprio a Roncà. Dopo questo episodio riprende l’attività vulcanica subaerea, come dimostrano i terreni sovrastanti Monte di Malo. Come si è già detto, con il successivo Priaboniano cessa qualunque manifestazione vulcanica mentre riprende la subsidenza dell’antico graben. Quest’ultimo fenomeno, sommato a una globale risalita del livello dei mari (oscillazione eustatica positiva) determina la progressiva riconquista da parte del mare della dorsale vulcanica, estesa grossomodo fra Schio e i Berici occidentali. Durante questa fase trasgressiva si depone la Formazione di Priabona che si è, quindi, sedimentata in un ambiente marino poco profondo e sempre fortemente inquinato da materiali argillosi e fangosi provenienti dalla terraferma. Ma soprattutto, contrariamente a quanto appare dal foglio Verona della Carta Geologica d’Italia, questa unità stratigrafica non ha uno spessore omogeneo ma va via via diminuendo andando da est verso ovest, seguendo quindi il profilo dell’antica dorsale vulcanica, fino ad azzerarsi alla sua sommità dove, a essere trasgressivo sul substrato vulcanico, saranno direttamente i calcari oligocenici (Barbieri et al. 1980, Mietto 1992, 2001, Trevisani 1997). Nell’area in esame, quindi, la Formazione di Priabona assume la forma di un cuneo sedimentario che si adatta alla morfologia del substrato vulcanico bartoniano (Mietto 2001), poggiandovi in discordanza (onlap). La lacuna stratigrafica che sta alla base di questo cuneo ha pertanto un’ ampiezza cronologica variabile, che ha il suo massimo all’altezza del Monte Stommita, dove comprende almeno parte del Bartoniano e l’intero Priaboniano. Lo spessore maggiore della Formazione di Priabona, che si aggira sui 90 metri, si ha evidentemente a est,

fra il Colle della Granella e Priabona. Almeno altre due oscillazioni eustatiche modificano la successione dal punto di vista litologico e stratigrafico, mettendo in evidenza tre sequenze regressivo-trasgressive (Sequenze Deposizionali). Al Colle della Granella affiora bene soprattutto la prima di queste sequenze, quella più antica. Qui si può anche osservare il contatto stratigrafico fra il substrato vulcanico bartoniano, dato da basalti alterati, e la soprastante Formazione di Priabona. Quest’ultima poggia sulla superficie erosiva che tronca i basalti attraverso un conglomerato marino, costituito da clasti basaltici strappati dal substrato e arrotondati, immersi in un sabbione giallastro sempre di origine vulcanica; frammisti a questi materiali clastici si trovano molti fossili: gusci integri o frammentati di bivalvi e gasteropodi, frammenti di echinoidi e di crostacei, frustuli carboniosi. Dalla località situata ai piedi del colle, questo deposito prende il nome di Conglomerato del Boro e rappresenta, anche visivamente, il momento in cui il mare comincia ad avanzare sulla terraferma. La successione alla Granella continua poi con calcari arenacei e quindi con calcari marnosi ricchi di foraminiferi bentonici; questa graduale diminuzione verso l’alto della granulometria del contenuto terrigeno indica che, man mano che si sale nella serie, ovvero che il mare procede la sua trasgressione verso ovest, la profondità, nel punto di osservazione, sta gradualmente aumentando. La stessa successione si osserva anche salendo verso Priabona e partendo da Case Beppazzi, nei pressi della Fonte degli Abi; anche qui affiora il Conglomerato del Boro, ma meno fossilifero rispetto a quello della Granella. La successione poi affiora risalendo il versante ma è mascherata dalla vegetazione e dalla copertura detritica. Al Passo di Priabona, al margine del muraglione che si colloca sotto la chiesa parrocchiale, entro un tombino a lato della strada che porta a Monte di Malo, affiora la base della seconda sequenza. Qui infatti si trova un pacco di argille sterili, che Barbin (1986) e Barbin & Bignot (1986) indicano con l’efficace termine di Blue Calystone (Argille azzurre). Questo pacco di argille sta infatti a dimostrare che sono marcatamente ripresi i processi erosivi a spese della terraferma, a causa di un abbassamento globale del livello del mare. Anche questa seconda sequenza mostra una progressiva diminuzione verso l’alto della granulometria degli apporti terrigeni (Calcari nodulari o Nodular Limestone in Barbin 1986). La facies che segue è la più caratteristica e diffusa, anche al di fuori dell’area tipica della Formazione di Priabona. Si tratta di un complesso di marne grigiastre a stratificazione irregolare, talora molto fossilifere, che affiorano estesamente lungo la ex pista di motocross (Asterocyclina Beds in Barbin 1986). Come si può ammirare nel vicino Museo del Priaboniano, i fossili sono qui numerosi, rappresentati da macro-foraminiferi appartenenti a diversi generi (Nummulites, Discocyclina, Asterocyclina, Aktinocyclina, ecc.), bivalvi, gasteropodi, echinoidi, crostacei decapodi, chele di paguri, qualche raro corallo individuale, briozoi, rarissimi resti di pesci (Gayet & Barbin, 1985), Nella parte alta dell’ex pista, un nuovo impulso di terrigeno segnala una nuova caduta eustatica e il re-innesco di vistosi processi erosivi sulla vicina area ancora emersa. Compare infatti in questo momento un pacco, almeno metrico, di argille grigio verdastre che, per il loro contenuto paleontologico, viene indicato con il termine di “Strati a briozoi” o Bryozoan Marls nello schema di Barbin (1986). Anche qui, salendo nella serie si registra la diminuzione progressiva degli apporti terrigeni, dapprima con i Calcari a Briozoi (Briozoan Limestone) e infine con gli Strati a piccole nummuliti (Small Nummulites beds). Con quest’ultima facies si esaurisce la Formazione di Priabona e con essa gli apporti terrigeni dalla terraferma. In questo momento, infatti, la precedente area emersa vulcanica, al passaggio Priaboniano-Rupeliano, ovvero Eocene-Oligocene, viene completamente sommersa dal mare, eliminando quindi la possibilità che ulteriore fango giunga a inquinare il nuovo bacino sedimentario delle Calcareniti di Castelgomberto. Quest’ultima formazione, data da calcari e calcareniti grossolanamente stratificate costituiscono l’ossatura dell’Altopiano del Faedo-Casaron e, grazie alla loro acclività, marcano il profilo dei nostri monti con una serie di pareti verticali che si estendono da Monte di Malo fino al Monte Stommita. Alla sommità della ex pista da motocross, il passaggio fra la Formazione di Priabona (Eocene, Priaboniano) e le soprastanti pareti costituite dalle Calcareniti di Castelgomberto (Oligocene, Rupeliano) è netto, marcato da un livello centimetrico di calcite microcristallina (Micritic bed), seguito da un pacco di strati calcarei ad alghe calcaree (Nullipore Limestone) e infine da calcareniti a grana fine con molti frammenti di calcite spatica di origine organogena (frammenti di esoscheletri di echinoidi) e con foraminiferi (Porcellanaceous foraminifera Limestone). La presenza delle Calcareniti di Castelgomberto, che raggiungono uno spessore di 250-300 metri, è marcata dall’evidente aumento della pendenza dei versanti, ove spesso dà origine a vere e proprie pareti rocciose verticali (vedi ad esempio il Monte Verlaldo, sopra Cornedo Vicentino). Come vedremo più avanti, è in questa unità stratigrafica che si concentrano i fenomeni carsici che hanno contribuito non poco a rendere famosa questa area. Com’è giusto aspettarsi, da Priabona, andando verso il Buso della Rana, si registra la progressiva diminuzione dello spessore della Formazione di Priabona. Presso Case Brunelli si localizza una vecchia cava di pietrisco che ha messo in luce un’interessante parete rocciosa che si vedeva poggiare, al momento delle escavazioni, direttamente sul substrato vulcanico medio eocenico, che era stato esposto all’altezza dell’attuale strada. La parete della cava mostra di essere costituita nella parte bassa dalla Formazione di Priabona, nella quale manca per lacuna l’intera sequenza della Granella (Mietto 1992). L’evidente incavo in alto nella parete denuncia, infatti, la presenza degli “strati a briozoi” a cui, subito dopo, segue la parete subverticale data dai calcari compatti dell’Oligocene. La Formazione di Priabona diminuisce ulteriormente il suo spessore nei pressi del Buso della Rana, Il parcheggio che precede l’accesso alla grotta e che è la risistemazione di una vecchia cava di pietrisco, costituisce uno dei punti più rilevanti per la geologia del Priaboniano, che merita senz’altro una maggiore valorizzazione (Mietto 1992). Qui infatti si osserva, in maniera spettacolare, il passaggio stratigrafico fra i basalti alterati bartoniani e la Formazione di Priabona. Su una superficie erosiva irregolare poggia infatti un grossolano conglomerato marino molto ricco di fossili, fra cui crostacei (Beschin et al. 2006). Come messo in evidenza da Mietto (2001), tale conglomerato è equivalente al Conglomerato del Boro solo dal punto di vista litostratigrafico e non anche cronologico, come appare in Trevisani (1997). Il conglomerato basale della Formazione di Priabona, infatti, marca la trasgressione marina sul substrato vulcanico e poiché tale unità ha la forma di un cuneo che poggia sul substrato, man mano che si sale verso l’apice del cuneo sedimentario la sua base (Conglomerato del Boro) sarà necessariamente, in termini cronologici, sempre più recente. In molti punti all’interno del Buso della Rana si osserva che questo conglomerato fossilifero trasgressivo è direttamente interposto fra il substrato vulcanico e le Calcareniti di Castelgomberto (Zampieri 1980, Gleria 1982), proprio come avviene ai piedi del Monte Stommita in valle dell’Agno. È questo il momento in cui l’antica isola vulcanica bartoniana cessa di esistere, perché ormai totalmente sommersa dal mare oligocenico. Le Calcareniti di Castelgomberto, di età oligocenica inferiore, costituiscono l’ossatura dei nostri monti e affiorano in vari punti, creando spesso pendii molto acclivi se non delle vere e proprie pareti rocciose. Questa potente formazione è stata ed è tuttora l’elemento fondamentale per lo sviluppo del carsismo in quest’area. Oltre alle numerose cavità ospitate al suo interno, ricordiamo il maestoso complesso Buso della Rana-Pisatela e la Grotta della Poscola. Entrambe le cavità vengono a giorno nella parte più alta e meno marnosa della Formazione di Priabona per poi svilupparsi, dapprima al contatto con le soprastanti Calcareniti di Castelgomberto e poi in quest’ultima unità. Come si è detto prima, dove manca per motivi stratigrafici la Formazione di Priabona, il livello di base è dato dai basalti del tardo Eocene medio (Bartoniano). Mentre nell’Oligocene superiore o Cattiano tutta l’area va in emersione, riprende localmente il vulcanesimo basaltico, che però si svilupperà soprattutto a est del vecchio graben, cioè nel Marosticano. Testimonianza di questo evento si ha anche nella nostra area con la messa in posto di camini vulcanici, denominati neck, che perforano tutta la successione stratigrafica per affiorare localmente, come nei pressi del Monte Stommita. Malgrado questi locali fenomeni, la superficie dell’Altopiano del Faedo-Casaron, anche se gli affioramenti rocciosi sono diffusi ma localizzati, è interamente scolpita nei calcari oligocenici, come dimostrano le grandi doline e le altre forme carsiche che modellano questo paesaggio e lo rendono unico (Gleria 1982, Mietto 2011). Nell’ultimo capitolo di questa nota vedremo come questo paesaggio rappresenti non solo la situazione attuale, ma sia anche frutto dell’eredità di fenomeni geologici e geomorfologici lontani del tempo.

Lo stratotipo del Priaboniano

Dopo vari studi e dibattiti, due studiosi d’oltralpe, Munier-Chalmas e De Lapparent, nel 1893, individuarono nell’area di Priabona le condizioni geologiche ideali per documentare fisicamente in Europa l’intervallo geologico equivalente all’Eocene superiore, ovvero l’intervallo cronologico intercorso fra 37,2 a 33,9 milioni di anni fa. Chiamarono questo intervallo con il termine di Priaboniano, inteso come l’ultimo piano geologico (il quarto), in cui viene suddiviso attualmente l’Eocene. Questo lavoro stimolò molte ulteriori ricerche di tipo geologico, stratigrafico, paleontologico (Oppenheim 1901; Fabiani 1915; Schweighauser 1953; Piccoli & Mocellin 1962 e molti altri) fino al 1964 in cui la Commissione Internazionale di Stratigrafia iniziò l’iter per formalizzare, secondo le regole del momento e solo dopo accesi dibattiti, la definizione del piano geologico del Priaboniano (Cita & Piccoli 1964; Hardenbold 1969; Schaub 1969; Cavelier & Pomerol 1983, 1986). È in questo intervallo di tempo che viene istituito lo stratotipo, ovvero una successione stratigrafica standard che possa essere di riferimento, per tutti gli studiosi e in modo universalmente accettato, per quel certo intervallo cronologico. Lo stratotipo ufficiale del Priaboniano si sviluppa attorno al Passo di Priabona, fra Case Beppazzi/Fontana degli Abi e le pareti calcaree che affiorano alla sommità della ex pista da motocross. Assieme a questa successione ne vennero scelte altre due di confronto, dette parastratotipi: una sviluppata sulla Collina della Granella, fra la località Boro e la sua sommità e una seconda sul Monte Pian nelle località Ghènderle-Val Bressana. L’istituzione dello stratotipo suscitò nuovo interesse in campo geologico-paleontologico, testimoniato da moltissimi lavori, fra i quali Braga 1963, Piccoli & Massari Degasperi 1969; Sirottti 1978; Setiawan 1983, Gayet & Barbin, 1985; Barbin 1986, Barbin & Bignot 1986, Brinkhuis 1994, Trevisani 1997, Mietto 2001 e molti altri. L’insieme di questi studi, molti pro ma altri contro la validità dello stratotipo del Priaboniano, cercava di portare un contributo a un problema di fondo che gravava fin dall’inizio sulla scelta dello stratotipo in questione. Le regole internazionali del tempo, infatti, stabilivano che per la validità di uno stratotipo, la sezione stratigrafica di riferimento doveva essere costituita da una successione di strati depositatisi in un ambiente di mare aperto e, soprattutto, doveva essere continua, cioè essere priva di interruzioni nella sedimentazione (lacune stratigrafiche). Nessuna di queste due condizioni è rispettata a Priabona: la successione esprime, infatti, ambienti sedimentari costieri e la base della successione, ovvero dello stratotipo, è marcata da una lacuna stratigrafica che corrisponde al contatto erosivo del Conglomerato del Boro sui sottostanti basalti di età bartoniana. Il conglomerato basale del Boro e l’intera successione priaboniana, infatti, corrispondono, come abbiamo visto, a una grande ingressione marina che invase una terra precedentemente emersa, costituita da rocce vulcaniche di composizione basaltica eruttate, in gran parte, in condizioni subaeree. In parole povere, la Formazione di Priabona, che contiene lo stratotipo, rappresenta la progressiva invasione e conquista da parte del mare di una grande isola vulcanica, estesa grossomodo fra l’area di Schio e gran parte del Monti Berici. Ciò malgrado, per l’abbondanza di fossili e per motivi storici, lo stratotipo del Priaboniano fu ritenuto valido e tale rimase, fintantoché le regole non furono cambiate. Verso la fine degli anni ’90 del secolo scorso, infatti, la Commissione Internazionale di Stratigrafia stabilì che la definizione dei piani geologici non andava più riferita al concetto di stratotipo ma a quello del GSSP (Global Stratigraphic Section and Point). In pratica questo nuovo protocollo permette di individuare, in maniera univoca, all’interno di successioni rigorosamente marine, intervalli cronostratigrafici e cronologici attraverso l’individuazione di uno strato in cui compare l’evento fisico (es. variazioni isotopiche, inversioni magnetiche, ecc.) o biologico (es. estinzioni di massa, comparsa o scomparsa di generi e/o specie, ecc.) che marca, per convenzione, la base di quel certo intervallo. Il Priaboniano, che pur resta pienamente valido come piano geologico, non si potrà più identificare con il suo stratotipo ma con il nuovo GSSP della sua base, quest’ultimo istituito nella sezione di Alano di Piave nel bellunese. Questa nuova e moderna prassi nella definizione della Scala del Tempo Geologico nulla toglie, tuttavia, all’importanza scientifica degli stratotipi storici, come è oggi e rimarrà per sempre, lo Stratotipo del Priaboniano.

I depositi sedimentari del Buso della Rana

Oltre che per la sua importanza nel campo speleologico, il Buso della Rana è noto anche per la tipologia dei sedimenti dispersi lungo la grotta e, in particolare, nell’area atriale; all’interno di questi sedimenti, con una certa facilità, si possono trovare piccoli denti fossili isolati, appartenenti a vari tipi di pesci, compresi gli squali. Questo è tuttavia solo un aspetto che riguarda i materiali sciolti, trasportati ed elaborati del torrente che percorre la grotta e che vale la pena di analizzare meglio, in particolare per quanto riguarda la frazione ghiaiosa, ovvero la porzione più grossolana; vi possiamo rilevare vari componenti: a) Frammenti spigolosi di rocce calcaree di dimensioni variabili fino a qualche decina di centimetri di diametro. Si tratta di calcari più o meno marnosi, talora ricchi di fossili (soprattutto macroforaminiferi del genere Discocyclina) che provengono dalle rocce entro cui si sviluppa la cavità, ovvero la Formazione di Priabona e le soprastanti Calcareniti di Castelgomberto, erosi e trasportati dal corso d’acqua sotterraneo. Ci possono essere anche frammenti neri di basalto, più o meno alterato, che provengono o dal substrato vulcanico che affiora localmente all’interno della grotta o, più facilmente, dai camini vulcanici che attraversano tutta la successione rocciosa. Provengono sicuramente dai basalti di questi camini vulcanici i frammenti e le piccole geodi di calcedonio latteo o i frammenti di cristalli di quarzo che si trovano dispersi fra i sedimenti. Più raramente si possono rinvenire anche campioni di calcedonio zonato (agate), talora di interessante aspetto estetico. Questi minerali, che provengono dalle cavità contenute nei basalti, si possono trovare anche in superficie, sulla sommità dell’Altopiano del Faedo. b) I resti fossili isolati dalle rocce in cui si sviluppa la grotta sono piuttosto frequenti: si tratta di macro foraminiferi, frammenti di bivalvi e gasteropodi, frammenti di gusci di ricci di mare e altri, provenienti per lo più dalla Formazione di Priabona. Molto più interessanti sono invece i piccoli denti appartenenti a pesci sia ossei che cartilaginei, come squali e razze. Anche questi fossili sono il risultato dei processi erosivi che hanno interessato le rocce entro cui si sviluppa il complesso sotterraneo. Lo studio di questi denti, ben documentato nel Museo Paleontologico del Priaboniano “Renato Gasparella”, indica, come loro provenienza, i calcari dell’Oligocene inferiore, ovvero le Calcareniti di Castelgomberto. Tutti questi sedimenti costituiscono quindi il materiale recente eroso dalle rocce interessate allo sviluppo del complesso sotterraneo del Buso della Rana-Pisatela. Ma c’è dell’altro: c) Nella dimensione delle ghiaie si trovano molti ciottoli perfettamente arrotondati di rocce assolutamente estranee alla stratigrafia locale: dolomie, vulcaniti acide (ad esempio porfidi), quarzo metamorfico e altro. In particolare il quarzo si presenta in ciottoli perfettamente arrotondati, il ché indica un potente e lungo lavoro di trasporto ed elaborazione meccanica di questo resistente minerale, del tutto incompatibile con l’azione del corso d’acqua sotterraneo attuale. Ma allora da dove arrivano questi sedimenti “esotici”? Lo studio geologico e geomorfologico dell’Altopiano del Faedo-Stommita ha permesso di individuarvi sacche di sabbie e ghiaie, analoghe a quelle del Buso della Rana. Questi sedimenti sono conservati entro depressioni doliniformi non più attive che denunciano la presenza di una fase carsica del tutto precedente rispetto a quella attuale e quindi fossile. Si tratta cioè di fenomeni paleocarsici che si sono sviluppati in una situazione geomorfologica e geografica del tutto diversa dall’attuale. Queste ghiaie sono infatti la testimonianza di un fiume che scorreva sulla sommità dell’altopiano e che ha depositato tali ghiaie, fossilizzandole temporaneamente, entro sistemi di doline che appartenevano al primitivo ciclo carsico che, nel tempo, darà origine al complesso Rana-Pisatela. Sull’età di questo fenomeno poco si può dire con certezza, ma il tutto sembra concordare, come si è detto nei precedenti capitoli, con una serie di fenomeni osservati nei Monti Lessini e nei Berici, che sono stati connessi alla grande emersione dal mare delle Calcareniti di Castelgomberto, avvenuta 28 milioni di anni fa, nell’Oligocene superiore (Mietto 1988, Mietto & Sauro 1989, Mietto & Beschin 2020). d) Sono infine da ricordare i depositi argillosi che riempiono vani ormai fossilizzati localizzati nella parte iniziale del Buso della Rana, dai quali il compianto Renato Gasparella aveva raccolto i resti pleistocenici di orso delle caverne (Ursus spelaeus), oggi esposti nel Museo del Priaboniano, a Lui dedicato. Paolo Mietto

Bibliografia

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