IL TERRITORIO e la GEOLOGIA

I NOSTRI VIGNETI

Coltiviamo 3 ettari nel Garda Trentino.
La geologia dei terreni, il clima e l’altitudine di ciascun vigneto, ci permettono di creare vini unici, accomunati dall’aromaticità di montagna.

VALLE DI LEDRO

Nel vigneto che si affaccia sulle sponde del Lago di Ledro in località Pur viene coltivata la varietà resistente Solaris, con la quale produciamo il nostro vino Frizzante Crun e il fermo Massangla.
A maggio 2023 abbiamo piantato le barbatelle nel vigneto situato a Tiarno di Sotto, non vediamo l’ora di poter assaggiarne i frutti!

CURIOSITA’: Non siamo i primi!
Nel villaggio Palafitticolo risalente all’età del Bronzo, situato proprio sulle sponde lacustri,  sono stati trovati dei vinaccioli (semi d’uva), testimonianza che già 4000 anni fa, i nostri antenati coltivassero la vite e ne producessero una succo fermentato.

BOLOGNANO

Nel comune di Arco, conosciuto per il suo imponente Castello, si trova il nostro vigneto dove le vigne di Cabernet, Merlot danno vita al nostro Rosè. Tra un paio di anni potremo assaggiare anche il rosso che ora è in barrique ad affinare.

BESAGNO

Nella graziosa frazione di Besagno, alle pendici del Monte Baldo, (parte meridionale del comune di Mori), coltiviamo anche la varietà Souvigner Gris con la quale produciamo il nostro vino fermo Athol.

GEOLOGIA, QUESTA SCONOSCIUTA

 

 Molti sono i fattori che caratterizzano un vino, certo il vitigno, l’esposizione, il clima, la maturazione, la qualità dell’uva, la capacità del vignaiolo, ma infine anche la composizione geologica del terreno, seppur in minima parte. 

Grazie alla collaborazione con il geologo Hans Wierer di Haag e al naturalista Norbert Strauss di Holzkirchen, siamo felici di poter presentare una bella e curiosa esposizione di pietre, lasciate al naturale da un lato e levigate dall’altro, che provengono tutte dai nostri vigneti.

 La galleria è visitabile presso la nostra cantina negli orari di apertura. Ci sono esposti sia sassi di apporto morenico glaciale che pietre di cui è composta la Valle di Ledro e i campi che coltiviamo.

Descrizione delle pietre esposte:

Pietre di origine non locale

Le rocce raccolte nella nostra galleria sotto le lettere A e B non si trovavano originariamente nella zona del Lago di Garda. Fu durante l’era glaciale che il ghiaccio le trasportò dalle loro aree di origine situate più a nord lungo la valle e le depose nelle morene.

Rocce ignee

Formate da roccia fusa solidificata, vengono divise in vulcaniti e e magmatiti. Le prime si depositarono sulla superficie terrestre durante le eruzioni vulcaniche, così la riolite e il basalto. Le magmatiti sono invece rocce profonde che cristallizzarono nel sottosuolo di magma lentamente solidificate, così per esempio il granito e la tonalite.

E’ stato oggetto di studi recenti e dettagliati e diviso in diverse subunità che vengono poi incluse ed indicate nel Gruppo Vulcanico della Valle dell’Adige. Si tratta del più grande complesso vulcanico d’Europa di oltre 2000 km² di superficie e spessore fino a 4 km. Le sezioni più vecchie sono daciti e riodaciti con meno contenuto di silice, mentre le sequenze più giovani sono ricche di silice e formano le riolite. L’attività vulcanica iniziò nel Permiano inferiore, circa 290 milioni di anni fa, e si estese ad intermittenza per circa 15 milioni di anni.  Nel corso dell’estrazione del magma si formarono ripetutamente calderoni vulcanici, le caldere, che furono riempite dai successivi depositi vulcanici.

Molti dei tipici massi di porfido quarzifero provengono dalla Formazione „Auer“, l’unità più giovane del gruppo vulcanico della Valle dell’Adige. E’ costituito da rioliti, rocce vulcaniche ricche di silice che sono state espulse in modo esplosivo sotto forma di nubi incandescenti (flussi piroclastici) e saldate in roccia solida durante la deposizione. Questi depositi di nubi incandescenti vengono chiamati ignimbriti.

Nella massa di terreno a grana fine che si è formata durante la rapida solidificazione della roccia sulla superficie terrestre „galleggiano“ singoli cristalli più grandi di quarzo e feldspato che si sono cristallizzati in precedenza nelle profondità della camera magmatica e sono stati portati via durante l’ascesa della fusione. „Porfido“ è un termine per rocce vulcaniche con queste speciali microstrutture – grandi cristalli individuali in una massa di terra a grana fine. I cristalli di quarzo e feldspato si trovano nel porfido quarzifero, mentre nell’andesite, che ha un contenuto di silice inferiore, si trova solo feldspato.

L’espulsione esplosiva dell’ignimbrite della Formazione Auer è associata al collasso di una caldera 274 milioni di anni fa. Hanno riempito l’intera caldera, che si estendeva per circa 40 km tra Bolzano e la Valle di Cembra, raggiungendo spessori di oltre 1000 metri all’interno della caldera e fino a 250 metri nella zona del bordo. Il porfido quarzifero della formazione Auer viene estratto in molti luoghi come pietra per pavimentazione etc.  E’ caratterizzato da colori che vanno dal rossastro, bruno e viola. (Besagno, Mori, Monte Baldo)

Nelle sezioni più antiche questo gruppo vulcanico è costituito da dacite e riodacide con meno silice. A differenza delle riolite più giovani, prevalentemente rossastre, i daciti di solito mostrano colori dal grigio al grigio-verde e sono intervallati da plagioclasio chiaro e orneblende di colore da verdastro a nero, biotite e augite. I frammenti di quarzo sono più rari che nella riolite, il plagioclasio domina sul feldspato alcalino.

(Besagno, Mori – Monte Baldo)

Questa è a grana più fine del nr. A3, le intrusioni sono più densamente compattate. Le strisce e le bande marrone-ruggine si sono formate solo dopo che il ghiaione è stato incorporato in una massa di ghiaia che probabilmente proveniva dall’era glaciale dalla precipitazione di idrossidi di ferro dalla acque sotterranee.

(Besagno, Mori – Monte Baldo)

 Roccia vulcanica con grandi intrusioni plagioclasio tabulare bianco-latteo al naturale, grigio-vetroso se levigato, in massa di base densa da grigio scuro a nero. I cristalli di feldspato sono stati lavorati dallo scorrimento fuso viscoso e mostrano una struttura fluida. Sui frammenti scuri, di solito molto più piccoli dei  cristalli di plagioclasio, si trovano augite, biotite e raramente olivina. La porfirite andesite si trova ad esempio nell’area vulcanica di Predazzo-Monzoni (Triassico medio) e nel Koenigspitze nel Massiccio dell’Ortles.  Qui queste rocce possono essere attribuite ad una catena di vulcani che deve essersi estesa per diverse centinaia di chilometri a sud delle odierne Alpi centrali circa 32-29 milioni di anni fa e che oggi non esiste più.

(Pur-Ledro)

è una varietà di granodiorite e appartiene alla famiglia dei franiti, cioè al gruppo delle plutoniti. La caratteristica roccia leggera (di quarzo e plagioclasio) con macchie scure (orneblenda, biotite) manca del contenuto alcalino tipico del granito. La tonalite si trova in Alto Adige e nella zona dell’Adamello e più a nord-est, nella zona delle Vedrette di Ries.  

Rocce metamorfiche

Le rocce ignee e le rocce sedimentarie sono alterate nella loro composizione e struttura minerale dall’azione dell’alta pressione e delle alte temperature. Questa trasformazione si verifica durante i processi di formazione delle montagne come spinte e pieghe, in cui le rocce sono esposte a pressione diretta, sono affondate a profondità maggiori, sono sottoposte a sfregamento, o al contatto delle rocce con magma caldo penetrante. Una roccia metamorfica come lo gneiss può essere formata da roccia madre ignea come il granito come pure da rocce sedimentarie sabbioso-argillose.

Il nome deriva dal latino „serpens“ e si riferisce alla lucentezza simile alla pelle di rettile della superficie rocciosa, che può mostrare un’ampia varietà di sfumature di verde e disegni. Oltre ai minerali serpentini, la serpentinite contiene magnetite, anfiboli, pirosseni e magnesite. La roccia madre è la periodotite, una roccia ricca di olivina proveniente dagli strati più profondi della crosta del fondo oceanico, che è stata spinta nelle montagne durante la piegatura delle Alpi e convertita in serpentinite. Per la sua durezza è una materia prima popolare per le asce di pietra del Neolitico.
 Età: la roccia madre periodotite Createco, circa 120 milioni di anni fa, metamorfismo alpidico (Cretaceo superiore-Terziario, circa 80-20 milioni di anni fa. Circa 20 mila anni fa il ghiacciaio dell’Adige dalle aree di orgine nel periodo pienninico (finestra engadinese, finestra dei Tauri) ha spinto i massi serpentinici nell’area introno al Lago di Garda

(Besagno, Mori – Monte Baldo)

La roccia è intensamente piegata e consiste di
orneblende (anfiboli) simili a steli da grigio scuro a nero, ma contiene anche aree  più chiare di plagioclasio (feldspato) e qualche piccolo sparso cristallo di granato bruno-rossastro, che sono in gran parte corrosi e sembrano macchie di ruggine brunastre nella roccia. L’anfibolite è stata formata dal metamorfismo di basalti o marne più antiche durante l’orogenesi varisca o alpidica e si trova in molti luoghi della serie metamorfica cristallina delle Alpi centrali. Età: Roccia  madre Paleozoica, metamorfismo varisco circa 200-280 milioni di anni fa o alpidico 80-20 milioni di anni fa.  
(Besagno, Mori – Monte Baldo)

In una massa a grana fine di ardesia e quarzo finemente pieghettato, feldspato e mica (muscovite, biotite) ci sono „occhi“ più grandi e tondeggianti di feldspato chiaro o rosa, in parte con componenti di quarzo. La struttura ondulata-vetrosa dello gneiss è data dalla stratificazione in sfoglia delle piastrine di mica, causata dalla pressione diretta durante in metamorfismo della roccia e dall’alternanza tra strati chiari, ricchi di quarzo  feldspato e bande scure che contengono più biotite e a volte anche orneblende. Durante l’orogenesi varisca o alpidica si sono formati per metamorfismo roccioso da graniti più antichi (ortogenesi) o rocce sedimentarie calcareo-argillose (paragneiss) e si trovano in molti punti della serie metamorfica cristallina dell’arco alpino centrale.

Età: Roccia madre Paleozoica, metamorfismo varisco circa 300-280 milioni di anni fa e/o alpidico circa 80,20 milioni di anni fa.

(Bolognano, Arco, ma presente anche sul Lago di Ledro)

I massi di quarzo da bianco latte a marrone ruggine sono comuni in molte ghiaie dell’era glaciale. Il quarzo proviene da otturazioni di vene e fratture di rocce cristalline e metamorfiti dell’arco alpino centrale e da noduli di quarzo bande in micascisti e filliti. A causa della sua resistenza viene trattenuto a lungo durante il trasporto in acqua corrente, mentre la roccia incorporata più morbida viene strofinata. Più lungo è il percorso di trasporto, più quarzo si arricchisce nella ghiaia.

Età: a seconda dell’origine tra i 450 e 10 milioni di anni fa

(Besagno, Mori – Monte Baldo)

Pietre di origine locale

Le rocce delle colonne C e D nella nostra galleria costituiscono il substrato roccioso dei siti che noi coltiviamo e le montagne nelle loro immediate vicinanze. Sono tutte sedimentarie della sequenza di strati delle Alpi meridionali. 

o Ceppo, nome popolare per la ghiaia conglomerata, prevalentemente glaciale. La calce proveniente dalle acque sotterranee, che precipita gradualmente sui singoli massi delle ghiaie finisce per incollarli insieme fino a formare una roccia solida che ricorda il cemento. A differenza della breccia, che è fatta di componenti spigolosi e irregolari, le pietre raccolte nel conglomerato sono più o meno arrotondate. Nel pezzo esposto i massi mostrano solo un moderato arrotondamento, lo spettro dei ghiaioni presenti si limita alle rocce locali. Questo significa una contenuta distanza di trasporto del materiale e un basso grado di selezione con un alto contenuto di grana fine. I massi dolomitici sono spesso disciolti nel nucleo e calcifizzati nella zona più esterna.  Da un lato l’acqua sotterranea espelle la calce, dall’altra gli ioni di magnesio vanno in soluzione.  Il conglomerato è una pietra da costruzione e decorativa molto utilizzata anche per il rivestimento delle facciate. Rinomate cave si trovano sul Lago d’Iseo, da dove il conglomerato viene commercializzato come Ceppo di Gre. Una roccia paragonabile la si trova sul lato settentrionale delle Alpi con il nome di Brannenburger Nagelfluh tratto dalle cave sul Biber nella valle dell’Inn.

(Pur, Ledro vigneto)

Questo calcare bruno-rossastro, a grana fine (micritico) mostra nella parte levigata strutture nuvolose diffuse con strisce scure e sfocate. Sono dovuti alla bioturbazione, attività  scavatrice di vermi nel sedimento non ancora consolidato. Tombe più chiaramente definite si trovano nel calcare chiaro della Scaglia variegata alpina (C3). La superficie opaca degli agenti atmosferici sabbiosi indica una percentuale significativa di minerali argillosi insolubili presenti nella roccia. Il riempimento dei singoli passaggi tombali più grandi ha resistito in modo esemplare.

Età: dal tardo Cretaceo all’inizio del Terziario, circa 100 – 40 milioni di anni fa.

(Lavan, Tiarno di Sotto)

Questo calcare beige chiaro a grana fine (micritico) mostra tante macchie e strisce grigio chiaro. Si stratta di „condriti“, tane di vermi che hanno rovistato nel fango calcareo ancora non consolidato in cerca di cibo. Questo processo è chiamato bioturbazione e cancella le  stratificazioni fini che in origine erano presenti nel sedimento. La bioturbazione è un tratto caratteristico di questa scaglia, motivo per cui il presente sasso è assegnato a questa unità rocciosa. La linea trasversale, finemente seghettata, di colore grugio scuro che ricorda le fontanelle, le linee di sutura intrecciate tra le ossa del cranio, si è formata nella roccia solida durante la formazione della montagna. E’ una stilotite causata dalla soluzione di pressione della calce lungo le fessure. L’altezza delle punte indica quanta calce è stata sciolta.

Età: Cretaceo inferiore, Apt – Cenomaniano circa 120-95 milioni di anni

(Besagno, Mori – Monte Baldo)

Questa roccia simile al diasporo è stata depositata ad una profondità di oltre 2500 metri, nelle acque profonde ricche di anidride carbonica, la calce si è in gran parte disciolta lasciando solo i resti di organismi planctonici dal guscio siliceo (radiolari = animali radianti con conchiglie con scheletro opale  = quarzo) e minerali argillosi per la formazione rocciosa. Il colore della roccia, prevalentemente marrone-rosso, è dato dal ferro, a seconda dello stato di ossidazione, nella radiolarite possono essere presenti anche aree da grigio verdastre a nere. A causa della sua fragilità e durezza la roccia è attraversata da molte fessure piene di calcite bianca e di solito è solo moderatamente arrotondata in sassi con una superficie irregolare e come piena di cicatrici. Nel presente pezzo è riconoscibile uno strato alternato di radiolarite e marna calcarea silicea. Gli strati fragili di radiolarite sono molto più incrociati rispetto alle marne calcaree più flessibili. La riduzione delle soluzioni di frattura ha portato a linee di decolorazione beige nella roccia ossidata rossa. 

Età: Giurassico medio-superiore, Bajociano superiore – Basso Titoniano circa 170 – 150 milioni di anni fa.

La formazione di fanghi in silice pura sul fondo marino si verifica anche oggi in regioni marine profonde circa 4000 metri. La calce non può più essere depositata oltre una certa profondità, la profondità di compensazione della calcite, perché il tasso di dissoluzione per il carbonato di calcio diventa maggiore del tasso di deposizione.

(Lavan, Tiarno di sotto)

Calcare beige chiaro a grana fine, con fessure piene di calcite e strutture di soluzione a pressione (stiloliti, vedi C3). A causa del suo aspetto omogeneo a grana fine, simile alla porcellana, il sasso è assegnato alla Maiolica. Tuttavia micriti comparabili e senza grandi elementi caratterizzanti si possono ricondurre anche ad altre unità rocciose dell’area come la Scaglia. Per un’assegnazione affidabile servirebbero altre indagini micropaleontologiche.

Età: dal tardo Giurassico al Cretaceo inferiore, Alto Titoniano – Apt, circa 145-120 milioni di anni fa.

(Bolognano – Arco)

I calcari nodulari rossi si formano nelle zone marine più profonde a basso tasso di sedimentazione. In queste condizioni il ferro si ossida sul fondo marino in minerali argillosi ricchi di ferro depositati insieme alle particelle calcaree e porta alla caratteristica colorazione rossa del sedimento. La struttura a noduli è dovuta alla soluzione di calce che avviene in parallelo alla sua sedimentazione. Con l’aumentare della profondità, l’acqua di mare diventa più ricca di CO2 disciolta e quindi più aggressiva per la calce. Parte della calce depositata viene sciolta lasciando noduli calcarei circondati da gusci poveri di calce di minerali argillosi insolubili. I fossili, soprattutto ammoniti e organi a stelo dei gigli di mare (crinoidi), si trovano nei noduli rossi in frequenza variabile e, a causa dei bassi tassi di sedimentazione, anche in alcuni posti, nei cosiddetti orizzonti di condensazione, fortemente arricchiti. Tuttavia sono soggetti a processi di dissoluzione della calce e sono molto spesso mal conservati. 

Si tratta di una pietra decorativa usata ampiamente in edilizia. Poiché il carico tettonico sulle rocce delle Alpi meridionali era spesso inferiore a quello delle Alpi settentrionali, è meno fessurato e può essere estratto in modo più economico di altro calcare rosso come il marmo di Ruhpoling.

Età: Giurassico medio-superiore, Bajociano superiore-Basso Titoniano, circa 17′-150 milioni di anni fa.

(Bolognano – Arco)

Calcare nodoso a grana fine rossa con steli di gigli di mare. Questi crinoidi appartengono al gruppo animale degli echinodermi, cioè sono legati alle stelle marine e ai ricci di mare. Gli steli elastici con cui i crinoidi aderiscono al substrato sono composti da numerose fette di calcare , come un rotolo di monete. Dopo  la morte si scompongono in corti pezzi o in singole parti di stelo, che in alcuni punti si accumulano in grandi quantità.  A seconda del punto di taglio appaiono come fette bianche con un punto scuro nel mezzo oppure come rettangoli bianchi.

Età: Giurassico medio-superiore, Bajociano superiore – Basso Titoniano, circa 170-150 milioni di anni fa.

(Pur, vigneto sul Lago di Ledro)

Questo calcare nero marnoso lo abbiamo assegnato alla formazione del Calcare di Zorzino, un deposito in aree di bacino che sono state affondate nella dolomia principale. E’ a grana fine (micritico) e mostra una fascia più fine (laminazione). Sottoposto a a stress tettonico si frantuma finemente Un alto contenuto di materiale organico e bituminoso rende il colore scuro della roccia e produce un odore caratteristico sulfureo-catramoso quando viene colpito con il martello. L’alta percentuale di materiale organico indica che la sedimentazione è avvenuta in un ambiente povero di ossigeno o privo di ossigeno, là dove il materiale organico non può essere completamente decomposto e porta alla formazione di fanghi sporchi.

Età: Triassico superiore, Nor, circa 210 milioni di anni fa.

(Pur, vigneto sul Lago di Ledro)

La dolomia principale si è depositata in zone marine molto basse, in parte a livello di marea, mentre il sottosuolo lentamente affondava. La sedimentazione carbonatica ha tenuto il passo con lo sprofondamento.  In questo modo le formazioni di acque basse hanno potuto raggiungere in alcune aree uno spessore di oltre 1000 metri. Il sedimento (carbonato di calcio), che probabilmente in origine era calcareo, è stato convertito in dolomia (carbonato di calcio-magnesio) durante la diagenesi, il processo di solidificazione in una roccia. L’esatta dinamica di questa dolomitizzazione non è ancora del tutto compresa. La dolomia principale presenta una varietà di colori che vanno dal beige chiaro a varie tonalità di marrone e dal grigio al nero, a seconda del contenuto di sostanza organica bituminosa. Le pietre in dolomia scura e ricche di bitume odorano di catrame („dolomia puzzolente“) quando vengono colpite da un martello. Nelle Alpi meridionali la dolomia principale è molto diffusa e forma pendii e pareti rocciose, così anche a Ledro.

Età: Triassico superiore, Nor-Rhaet, circa  210-200 milioni di anni fa.

(Pur, vigneto sul Lago di Ledro)

Questa dolomia principale scura e bituminosa è stata fratturata in profondità nel sottosuolo dall’attività tettonica e dai movimenti delle rocce durante la formazione e il ripiegamento delle Alpi e ri-cementata in una breccia con tanta dolomia fine triturata fra le schegge più grandi. Si tratta quindi di una breccia tettonica, composta da un solo tipo di roccia (breccia monomica). Le brecce sedimentarie depositate sulla superficie terrestre, d’altra parte, spesso combinano diversi tipi di roccia e formano quindi una breccia polimitica. Nelle Alpi meridionali brecce tettoniche si trovano in molti importanti depositi delle dolomiti. 

Età: Triassico superiore, circa 210-200 milioni di anni fa, brecciazione durante la formazione delle Alpi negli ultimi 80 milioni di anni.

(Lavan, Tiarno di Sotto)

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