IL TERRITORIO e la GEOLOGIA

OUR VINEYARDS

Wine is a poetry in a bottle

(Robert Louis Stevenson)

We cultivate 3 hectares in Garda Trentino. The geology of the soils, the climate and the altitude of each vineyard allow us to create unique wines that share a mountain aromaticity.

VALLE DI LEDRO

In the vineyard overlooking the shores of Lake Ledro at Pur, we cultivate the resistant Solaris variety, with which we produce our sparkling wine Crun and the still wine Massangla.
In May 2023, we planted the other solaris vines in the vineyard in Tiarno di Sotto, we can’t wait to taste the fruits!

CURIOSITY: We are not the first!
In the pile dwelling village dating back to the Bronze Age, located on the lakeshore, grape seeds have been found, evidence that already 4000 years ago, our ancestors cultivated vines and produced fermented juice from them.

BOLOGNANO

In the village of Arco, known for its magnificent Castle, is located our vineyard where Cabernet and Merlot vines create our Rosé. In a couple of years, we will also be able to taste the red, which is now in barriques for affinement.

BESAGNO

In the pretty village of Besagno, on the slopes of Monte Baldo, (southern part of the municipality of Mori), we also cultivate the Souvigner Gris variety from which we produce our still wine Athol.

GEOLOGIE, DIESE UNBEKANNTE

Es gibt viele Faktoren, die einen Wein charakterisieren, sicherlich die Rebsorte, die Lage, das Klima, der Reifegrad, die Qualität der Trauben, das Können des Winzers, aber schließlich auch die geologische Beschaffenheit des Bodens, wenn auch in kleinem Maße. Dank der Zusammenarbeit mit dem Geologen Hans Wierer aus Haag und dem Naturforscher Norbert Strauss aus Holzkirchen freuen wir uns, eine schöne und kuriose Ausstellung von Steinen präsentieren zu können, die auf der einen Seite ungeschliffen und auf der anderen Seite geschliffen sind und die alle aus unseren Weinbergen stammen. Die Galerie kann während der Öffnungszeiten in unserem Weingut besichtigt werden. Wir sind sowohl den Steinen der Gletschermoräne als auch den Steinen ausgesetzt, aus denen das Ledrotal und die von uns bewirtschafteten Felder bestehen.

Beschreibung der ausgestellten Steine:

ortsfremde ortsfremde Geschiebe

Die nachfolgend beschriebenen Gesteine A und B kamen ursprünglich im Gardaseegebiet nicht vor. Sie wurden erst während der Eiszeit aus ihren weiter nördlich liegenden Ursprungsgebieten von den Gletschern als Geschiebe talabwärts transportiert und in den Moränen wieder abgelagert.

Magmatische Gesteine

Aus erstarrter Gesteinsschmelze (Magma) hervorgegangene Gesteine, gegliedert in Vulkanite (vulkanische Gesteine), die an der Erdoberfläche bei Vulkanausbrüchen abgelagert werden wie z.B. Rhyolith, Basalt, und Magmatite (Tiefengesteine), die im Untergrund aus langsam erstarrendem Magma kristallisieren, z. B. Granit, Tonalit.

Der Bozener Quarzporphyr wurde aktuell geologisch detailliert untersucht und in zahlreiche Untereinheiten aufgegliedert, die in ihrer Gesamtheit als Etschtaler Vulkanitgruppe bezeichnet werden. Es ist der größte Vulkanitkomplex Europas, mit einer Fläche von über 2000 km2 und Gesteinsmächtigkeiten bis zu 4 km In den älteren Abschnitten besteht er aus kieselsäureärmeren Daziten und Rhyodaziten, in den jüngeren Abfolgen dominieren kieselsäurereiche Rhyolithe. Die vulkanische Aktivität begann im Unterperm vor ca. 290 Mio. Jahren und erstreckte sich mit Unterbrechungen über etwa 15 Mio. Jahre. Im Verlauf der Magmenförderung entstanden wiederholt vulkanische Einbruchskessel, sogenannte Calderen, die von nachfolgenden vulkanischen Ablagerungen wieder verfüllt wurden.

Viele der typischen Quarzporphyr Gerölle entstammen der Auer Formation, der jüngsten Einheit der Etschtaler Vulkanitgruppe. Sie besteht aus Rhyolithen, kieselsäurereichen Vulkangesteinen, die explosiv in Form von Glutwolken – pyroklastischen Strömen – ausgeworfen wurden und bei der Ablagerung zum festen Gestein verschweißten. Solche Glutwolkenablagerungen werden als Ignimbrite bezeichnet. In der feinkörnigen, beim raschen Erstarren des Gesteins an der Erdoberfläche entstandenen Grundmasse „schwimmen“ größere Einzelkristalle von Quarz und Feldspat, die bereits in der Tiefe, in der Magmakammer, auskristallisiert sind und beim Aufstieg der Schmelze mitgerissen wurden.

„Porphyr“ ist eine Bezeichnung für vulkanische Gesteine mit diesem speziellen Gefüge- große Einzelkristalle in feinkörniger Grundmasse. Beim Quarzporphyr finden sich Quarz- und Feldspatkristalle, beim kieselsäureärmeren Andesitporphyr nur Feldspat. Der explosive Auswurf der Ignimbrite der Auer-Formation ist mit dem Einbruch einer Caldera vor 274 Mio. Jahren verbunden.

Sie verfüllten die gesamte Caldera, die sich mit einem Durchmesser von ca. 40 km zwischen Bozen und dem Cembratal erstreckte, und erreichten dabei Mächtigkeiten von über 1000 m innerhalb der Caldera und bis 250 m im Caldera-Umland. Der Quarzporpyr der Auer Formation wird vielerorts als Werkstein gewonnen. Er zeichnet sich durch abwechslungsreiche Farbigkeit mit rötlichen, bräunlichen bis violetten Tönungen aus. (Besagno, Mori, Monte Baldo)

In den älteren Abschnitten besteht die Etschtaler Vulkanitgruppe aus kieselsäureärmeren Daziten und Rhyodaziten Im Unterschied zu den jüngeren, überwiegend rötlichen Rhyolithen zeigen die Dazite meist graue bis grünlichgraue Farben und vorwiegend Einsprenglinge von hellem Plagioklas und grünlichen bis schwarzen Hornblenden, Biotit und Augit. Quarzeinsprenglinge sind tendenziell seltener als im Rhyolith, Plagioklas dominiert gegenüber Alkalifeldspat.

(Besagno, Mori – Monte Baldo)

Dieses Geröll ist insgesamt feinkörniger als Nr.3 die Einsprenglinge liegen dichter gepackt. Die rostbraunen Schlieren und Bänder sind erst nach der Einbettung des Gerölls in einem wohl eiszeitlichen Schotterkörper durch Ausfällung von Eisenhydroxiden aus dem Grundwasser entstanden.

(Besagno, Mori – Monte Baldo)

Vulkanisches Gestein mit großen, angewittert milchig-weißen, im frischen Anschliff grau-glasigen, tafelförmigen Plagioklas-Einsprenglingen in dunkelgrauer bis schwarzer, dichter Grundmasse. Durch Fließbewegungen der zähen Schmelze sind die Feldspatkristalle eingeregelt, zeigen ein Fluidalgefüge. An dunklen Einsprenglingen, meist deutlich kleiner als die Plagioklaskristalle, treten Augit, Biotit und selten Olivin auf. Andesit-Porphyrit findet sich z.B. im Vulkangebiet Predazzo-Monzoni (mittlere Trias) und an der Königspitze im Ortlermassiv (Alttertiär). Hier können diese Gesteine einer Vulkankette zugerechnet werden, die sich vor rund 32 bis 29 Millionen Jahren südlich der heutigen Zentralalpen über mehrere hundert Kilometer hin erstreckt haben muss und heute nicht mehr vorhanden ist.

(Pur-Ledro)

Tonalit ist eine Varietät von Granodiorit und gehört zur Familie der Granite, also zur Gruppe der Plutonite. . Dem charakteristisch hellen Gestein (aus Quarz und Plagioklas) mit dunklen Flecken (Hornblende, Biotit) fehlt der dem Granit typische Anteil an Alkalifeldspat. Tonalit kommt in Südtirol und u.a. im Adamello-Gebiet und weiter nordöstlich im Rieserfernergebiet vor.

Metamorphe Gesteine (Umwandlungsgesteine)

Magmatische Gesteine und Sedimentgesteine werden durch die Einwirkung hohen Drucks und hoher Temperaturen in ihrem Mineralbestand und Gefüge verändert. Diese Umwandlung (Gesteinsmetamorphose) geschieht bei Gebirgsbildungsvorgängen wie Überschiebungen und Faltungen, bei denen Gesteine gerichtetem Druck ausgesetzt sind, in größere Tiefe versenkt und aufgeheizt werden, oder auch am Kontakt von Gesteinen zu eindringendem heißem Magma. Dabei kann ein metamorphes Gestein wie Gneis sowohl aus magmatischem Ausgangsgestein wie Granit als auch aus sandig-tonigen Sedimentgesteinen gebildet werden.

Der Gesteinsname leitet sich vom lateinischen serpens – die Schlange – ab und bezieht sich auf den Reptilienhaut-artigen Glanz der Gesteinsoberfläche, die eine große Vielfalt an Grüntönen und Zeichnungen zeigen kann. Serpentinit enthält neben den Serpentinmineralien auch Magnetit, Amphibole, Pyroxene und Magnesit. Ausgangsgestein ist Peridotit, ein Olivin-reiches Gestein aus den tiefsten Partien der Ozeanbodenkruste, das bei der Alpenfaltung in das Gebirge eingebaut und in Serpentinit umgewandelt wurde. Wegen seiner Zähigkeit war Serpentinit in der Jungsteinzeit beliebter Rohstoff für Steinbeile. Alter: Ausgangsgestein Peridotit kreidezeitlich, ca. 120 Mio. J., Metamorphose alpidisch (Oberkreide-Tertiär, ca. 80-20 Mio. J.)
 Aus den Ursprungsgebieten im Penninikum (Engadiner Fenster, Tauernfenster schob der eiszeitliche Etschgletscher vor 20 000 Jahren Serpentinitgerölle ins Umland des Gardasees.

(Besagno, Mori – Monte Baldo)

Das intensiv verfaltete Gestein besteht
hauptsächlich aus dunkelgrauen bis schwarzen,
  stängeligen Hornblenden (Amphibole), daneben enthält es hellere Partien aus Plagioklas
(Feldspat) und vereinzelt eingesprengte kleine, rotbraune Granatkristalle,
die bereits weitgehend korrodiert sind und im Gestein bräunliche
„Rostflecken“ bilden. Der Amphibolit ist während der variszischen
oder der alpidischen Gebirgsbildung durch Gesteinsmetamorphose
aus älteren Basalten oder Mergeln hervorgegangen und findet sich vielerorts in den metamorphen Serien des zentralalpinen Kristallins Alter:  Ausgangsgestein paläozoisch, Metamorphose variszisch,
ca. 300-280 Mio. J. und/oder alpidisch, ca. 80-20 Mio. J. 

(Besagno, Mori – Monte Baldo)

In einer feinkörnigen, geschieferten bis feingefältelten Grundmasse aus Quarz, Feldspat und Glimmer (Muskovit, Biotit) liegen beim Augengneis größere, rundliche „Augen“ aus hellem bis rosa Feldspat, teils mit Quarzanteilen. Das wellig-flaserige Gefüge der Gneise entsteht durch die lagige Einregelung der Glimmerplättchen, bedingt durch gerichteten Druck bei der Gesteinsmetamorphose, und den Wechsel zwischen hellen, quarz- und feldspatreichen Lagen und dunklen Bändern, die vermehrt Biotit, teils auch Hornblenden enthalten. Gneise sind während der variszischen und/oder der alpidischen Gebirgsbildung durch Gesteinsmetamorphose aus älteren Graniten (Orthogneis) oder kalkig-tonigen Sedimentgesteinen (Paragneis) hervorgegangen und finden sich vielerorts in den metamorphen Serien des zentralalpinen Kristallins.

Alter: Ausgangsgestein paläozoisch, Metamorphose variszisch, ca. 300-280 Mio. J. und/oder alpidisch, ca. 80-20 Mio. J.

(Bolognano, Arco, und Valle di Ledro)

Milchig weiße bis rostbraune Quarzgerölle sind ein häufiger Bestandteil vieler eiszeitlicher Schotter . Der Quarz stammt aus Gang- und Kluftfüllungen zentralalpiner Kristallingesteine und Metamorphite und aus Quarzknollen und Bändern in Glimmerschiefern und Phylliten. Wegen seiner Festigkeit bleibt er beim Transport im fließenden Wasser lange erhalten, während das weichere Einbettungsgestein aufgerieben wird. Je länger der Transportweg, umso mehr wird Quarz im Schotter angereichert.

Alter: je nach Herkunft zwischen 450 Mio. J. und wenigen 10er Mio. J.

(Besagno, Mori – Monte Baldo)

Lokale Gesteine

Die nachfolgend beschriebenen Gesteine C und D bilden den Gesteinsuntergrund der jeweiligen Fundstellen oder bauen das Gebirge in ihrer näheren Umgebung auf. Es handelt sich durchwegs um Sedimentgesteine der Südalpinen Schichtenfolge.

Ceppo ist in den Südalpen die volkstümliche Bezeichnung für konglomerierte vorwiegend eiszeitliche Schotter. In Bayern, Österreich und der Schweiz nennt man sie Nagelfluh. Kalk aus dem Grundwasser, der sich nach und nach auf den einzelnen Geröllen des Schotters niederschlägt, verklebt diese schließlich zu einem festen, an Beton erinnernden Gestein. Im Unterschied zur Brekzie aus eckigen Komponenten sind die Gerölle im Konglomerat mehr oder weniger gut gerundet. Beim vorliegenden Stück zeigen die Gerölle nur mäßige Rundung, das Geröllspektrum ist beschränkt auf die lokal vorkommenden Gesteine. Dies weist auf eine geringe Transportweite des Materials hin, wie auch der geringe Sortierungsgrad mit hohem Feinkornanteil. Dolomitische Gerölle sind oft im Kern aufgelöst und im Randbereich kalzitisiert. Einerseits scheidet das Grundwasser also Kalk aus, andererseits gehen Magnesiumionen in Lösung. Ceppo und Nagelfluh sind beliebte Bau- und Dekorsteine, die u. a. für Fassadenverkleidungen verwendet werden. Bekannte Steinbrüche liegen am Iseosee, von wo das Konglomerat als Ceppo di gre in den Handel kommt. Ein vergleichbares Gestein vom nördlichen Alpenrand ist die Brannenburger Nagelfluh aus den Steinbrüchen auf der Biber im Inntal.

(Pur, Ledro-Weinberg)

Dieser rötlichbraune, feinkörnige (mikritische) Kalkstein zeigt im Anschliff diffus wolkige Strukturen mit unscharfen dunkleren Streifen. Sie sind auf Bioturbation, die Wühltätigkeit von Würmern im noch unverfestigten Sediment zurückzuführen. Deutlicher begrenzte Grabgänge finden sich im hellen Kalkstein der Scaglia Variegata Alpina (C3). Die stumpf sandig erscheinende Verwitterungsfläche weist auf einen deutlichen Anteil unlöslicher Tonmineralien im Gestein hin. Die Füllung einzelner größerer Grabgänge ist erhaben herausgewittert.

Alter: Oberkreide bis Alttertiär, ca. 100 – 40 Mio. J.

(Lavan, Tiarno di Sotto)

Dieser hellbeige, feinkörnige (mikritische) Kalkstein zeigt im Anschliff zahlreiche blassgraue Flecken und Streifen. Dabei handelt es sich um „Chondrites“ genannte Grabgänge von Würmern, die den noch unverfestigten Kalkschlamm auf der Suche nach Nahrung durchwühlt haben. Dieser Vorgang wird als Bioturbation bezeichnet und verwischt jede Feinschichtung, die vielleicht ursprünglich im Sediment vorhanden war . Bioturbation ist ein charakteristisches Merkmal der Scaglia Variegata Alpina, weshalb das vorliegende Geröll dieser Gesteinseinheit zugeordnet wird. Die quer verlaufende, fein gezackte, dunkelgraue Linie, die an Fontanellen, die verzahnten Nahtlinien zwischen Schädelknochen erinnert, ist im festen Gestein während der Gebirgsbildung entstanden. Es ist ein Stylolith, hervorgerufen durch Drucklösung von Kalk entlang von Klüften.

Die Höhe der Zacken zeigt, wie viel Kalk weggelöst wurde. Alter: Unterkreide, Apt – Cenoman ca. 120 – 95 Mio. J.

(Besagno, Mori – Monte Baldo)

Dieses jaspisartige Gestein wurde in mehr als 2500 m Meerestiefe abgelagert. Im kohlensäurereichen Tiefenwasser wird Kalk weitgehend aufgelöst, zur Gesteinsbildung bleiben nur die Reste kieselschaliger Planktonorganismen (Radiolarien = Strahlentierchen mit Gehäusen aus Skelettopal = Quarz) und Tonmineralien übrig. Färbende Substanz im meist braunroten bis roten Gestein ist Eisen, je nach dessen Oxidationszustand können im Radiolarit auch graugrünliche bis schwarze Partien auftreten. Aufgrund seiner Sprödigkeit und Härte ist das Gestein von vielen, mit weißem Kalkspat gefüllten Klüften durchzogen und als Geröll meist nur mäßig gerundet mit unebener, narbiger Oberfläche. Beim vorliegenden Stück ist eine Wechsellagerung von Radiolarit und kieseligem Kalkmergel erkennbar. Die spröden Radiolaritlagen sind deutlich stärker von Klüften durchzogen als die flexibleren Kalkmergel. Reduzierende Kluftlösungen haben hier zu beigen Entfärbungslinien im rot oxidierten Gestein geführt.

Alter: mittlerer bis oberer Jura, Oberbajocium – Untertitonium ca. 170 – 150 Mio. J.

Die Bildung von reinen Kieselschlämmen auf dem Meeresboden tritt auch heute in tiefen Meeresregionen mit einer Wassertiefe von ca. über 4000 Metern auf. Kalk kann ab einer gewissen Tiefe, der Kalzitkompensationstiefe, nicht mehr abgelagert werden, da die Auflösungsrate für Calciumcarbonat größer wird als die Ablagerungsrate.

(Lavan, Tiarno di sotto)

Hellbeiger, feinkörniger (mikritischer) Kalkstein mit kalzitgefüllten Klüften und Drucklösungsstrukturen (Stylolithen, vgl. C3). Das vorliegende Geröll wird auf Grund seines homogen feinkörnigen, porzellanartigen Erscheinungsbildes unter Vorbehalt der Maiolica zugeordnet. Allerdings treten vergleichbare merkmalsarme Mikrite auch in anderen Gesteinseinheiten des Gebietes wie der Scaglia auf, und eine sichere Zuordnung würde weitergehende, auch mikropaläontologische Untersuchungen erfordern.

Alter: Oberjura bis Unterkreide, Obertitonium – Apt, ca. 145 – 120 Mio. J.

(Bolognano – Arco)

Rote Knollenkalke bilden sich in tieferen Meeresbereichen bei geringen Sedimentationsraten. Unter diesen Bedingungen wird das Eisen in eisenreichen Tonmineralien, die zusammen mit den Kalkpartikeln abgelagert wurden, am Meeresboden oxidiert und führt zur Rotfärbung des Sediments. Die knollige Struktur ist auf Kalklösung parallel zur Kalksedimentation zurückzuführen. Mit zunehmender Tiefe wird das Meerwasser reicher an gelöstem CO2 und dadurch kalkaggressiver. Ein Teil des abgelagerten Kalks wird aufgelöst, übrig bleiben kalkreiche Knollen, umgeben von kalkarmen Hüllen aus unlöslichen Tonmineralien. Fossilien, vor allem Ammoniten und Stielglieder von Seelilien (Crinoiden), finden sich in den roten Knollenkalken in unterschiedlicher Häufigkeit, auf Grund der geringen Sedimentationsraten auch in manchen Lagen, so genannten Kondensationshorizonten, stark angereichert. Allerdings sind sie von den Kalklösungsvorgängen angegriffen und daher oft nur schlecht erhalten. Rosso Ammonitico Veronese ist als dekorativer Werkstein beliebt. Da die tektonische Belastung der Gesteine in den Südalpen häufig geringer war als in den Nördlichen Kalkalpen, ist der Rosso Ammonitico Veronese weniger klüftig als die Roten Knollenkalke der nördlichen Kalkalpen

Er kann daher wirtschaftlicher gewonnen werden als diese, und hat die früher an verschiedenen Orten der Nördlichen Kalkalpen (z. B. Ruhpoldinger Marmor) abgebauten Rotkalke weitgehend vom Markt verdrängt

Alter: mittlerer bis oberer Jura, Oberbajocium – Untertitonium ca. 170 – 150 Mio. J.

(Bolognano – Arco)

Roter feinkörniger, knolliger Schlammkalk mit Stielgliedern von Seelilien. Seelilien oder Crinoiden gehören zur Tiergruppe der Stachelhäuter, sind also verwandt mit Seesternen und Seeigeln. Die elastischen Stiele, mit denen die Crinoiden am Untergrund festhaften, sind aus zahlreichen Kalkscheibchen wie eine Münzenrolle zusammengesetzt. Nach dem Absterben zerfallen sie in kurze Stücke oder einzelne Stielglieder, die sich stellenweise in großen Mengen im Kalkstein finden. Je nach Schnittlage erscheinen sie als weiße Scheibchen mit dunklem Punkt in der Mitte oder als weiße Rechtecke.

Alter: mittlerer bis oberer Jura, Oberbajocium – Untertitonium ca. 170 – 150 Mio. J.

Pur, Ledro-Weinberg

Dieser schwarze, mergelige Kalk ist wohl dem Calcare di Zorzino, einer Ablagerung in Beckenbereichen, die in den Hauptdolomit eingesenkt wurden, zuzuordnen. Er ist feinkörnig (mikritisch) und zeigt eine feine Bänderung (Lamination). Eventuell verstärkt durch tektonische Belastung bricht er feinplattig-splittrig entlang der Laminationsflächen. Ein hoher Gehalt an organischem, bituminösem Material bedingt die dunkle Farbe des Gesteins und erzeugt beim Anschlagen mit dem Hammer einen deutlichen, schwefelig-teerigen Geruch. Der hohe Anteil von organischem Material weist auf eine Sedimentation im sauerstoffarmen bis -freien Milieu hin, wo organisches Material nicht vollständig zersetzt werden kann und zur Faulschlammbildung führt.

Alter: Obertrias, Nor, ca. 210 Mio. J.

Pur, Ledro-Weinberg

Der Hauptdolomit wurde in sehr flachen Meeresbereichen, teils im Gezeitenniveau, abgelagert, während der Untergrund langsam absank. Die Karbonatsedimentation hielt mit der Absenkung Schritt. So konnten die Flachwasserbildungen gebietsweise mehr als 1000 m Mächtigkeit erreichen. Das wohl ursprünglich kalkige Sediment (Kalziumkarbonat) wurde während der Diagenese, der Verfestigung zum Gestein, in Dolomit (Kalzium-Magnesium-Karbonat) umgewandelt . Der genaue Ablauf dieser Dolomitisierung ist bis heute nicht vollständig geklärt. Der Hauptdolomit zeigt vielfältige Färbungen von hellbeige über verschiedene Braun- und Grautöne bis hin zu schwarz, abhängig vom Gehalt an bituminöser organischer Substanz. Dunkle, bitumenreiche Dolomite riechen beim Anschlagen mit dem Hammer nach Teer („Stinkdolomit“). In den Südalpen ist der Hauptdolomit als Felsbildner weit verbreitet, so auch rund um den Lago di Ledro.

Alter: Obertrias, Nor-Rhät, ca. 210 – 200 Mio. J.,

Pur, Ledro-Weinberg

Dieser dunkle, bituminöse Hauptdolomit wurde tief im Untergrund durch tektonische Aktivitäten, Gesteinsbewegungen während der Alpenfaltung, zerbrochen und mit viel feinem Dolomitzerreibsel zwischen den größeren Splittern wieder zur Brekzie zementiert. Er stellt damit eine tektonische Brekzie dar, zusammengesetzt aus nur einer Gesteinsart (monomikte Brekzie). Sedimentäre, an der Erdoberfläche abgelagerte Brekzien vereinen dagegen häufig mehrere Gesteinsarten (polymikte Brekzie). In den Südalpen treten tektonische Brekzien in vielen Hauptdolomitvorkommen auf.

Alter: Obertrias, ca. 210 – 200 Mio. J., Brekziierung während der Alpenfaltung in den letzten 80 Mio. Jahren.

(Lavan, Tiarno di Sotto)

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