della CARTA GEOLOGICA D'ITALIA alla scala 1:50.000

PRESIDENZA DEL CONSIGLIO DEI MINISTRI
DIPARTIMENTO PER I SERVIZI TECNICI NAZIONALI
SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA
NOTE ILLUSTRATIVE
della
CARTA GEOLOGICA D’ITALIA
alla scala 1:50.000
foglio 132-152-153
BARDONECCHIA
A cura di
F. Dela Pierre 1, R. Polino 1, A. Borghi 2 (per il basamento pre-quaternario)
e di F. Carraro 3, G. Fioraso 1, M. Giardino 1* (per la copertura quaternaria)
Con contributi di: G. Bellardone 4 (geologia applicata); A. Conti 1 (geochimica isotopica); M. Gattiglio 3, M.
Malusà 5, P. Mosca 5 (basamento pre-quaternario)
1 CNR - Centro di studi sulla Geodinamica delle Catene Collisionali - Torino
2 Dipartimento di Scienze Mineralogiche e Petrologiche - Università di Torino
3 Dipartimento di Scienze della Terra - Università di Torino
4 Regione Piemonte - Direzione Servizi Tecnici di Prevenzione
5 Collaboratore esterno del Centro di studi sulla Geodinamica delle Catene Collisionali - Torino
* Attualmente presso il Dipartimento di Scienze della Terra - Università di Torino
Ente realizzatore Regione Piemonte
Direzione Regionale Servizi Tecnici di Prevenzione

Direttore del Servizio Geologico d’Italia:
F. Petrone
Responsabile del Progetto per la Regione Piemonte:
V. Coccolo
Comitato Geologico Nazionale (D.P.C.M. 1-10-1993):
F. Petrone (presidente), G. Arnone, G. Bonardi, L. Carmignani, V. Coccolo,
S. Cresta, G.V. Dal Piaz, B. D’Argenio, G. Ferrandino, F. Lentini, E. Martini, G. Pialli (✝), R. Pignone,
R. Polino, A. Praturlon, L. Veronese.
Allestimento cartografico:
G. Fioraso, F. Lozar, R. Polino, F. Dela Pierre

I. - INTRODUZIONE
INDICE
II. - CARATTERI GEOGRAFICI E GEOMORFOLOGICI
III. - INQUADRAMENTO GEOLOGICO
1. - LE ALPI OCCIDENTALI
1.1. - L ALPI OCCIDENTALI
1.2. - LE UNITÀ PIEMONTESI DI MARGINE CONTINENTALE
1.3. - LA FALDA DEL GRAN SAN BERNARDO
1.3.1. - Il basamento pre-mesozoico
1.3.2. - Le coperture meso-cenozoiche
1.3.3. - Il Massiccio d’Ambin
IV. - BASAMENTO PRE-QUATERNARIO
1. - UNITA’ DI MARGINE CONTINENTALE
1.1. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DELL’AMBIN
1.1.1. - Basamento pre-triassico
1.1.1.1. - Micascisti dei Fourneaux
1.1.1.2. - Complesso di Clarea
1.1.1.3. - Complesso d’Ambin
1.1.1.4. - Metadioriti a relitti magmatici
1.1.2. - Copertura mesozoica
1.2. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DEL VALLONETTO
1.3. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DI GAD
1.4. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DI VALFREDDA
1.5. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DELLO CHABERTON - GRAND HOCHE - GRAND
ARGENTIER
1.6. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DEI RE MAGI
2. - UNITA’ OCEANICHE
2.1. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DELL’ALBERGIAN
2.2. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DEL LAGO NERO
3. - UNITA’ OFIOLITICHE
3.1. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DI CEROGNE-CIANTIPLAGNA
3.2. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DEL VIN VERT
3.3. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DELLA ROCHE DE L’AIGLE
4. - UNITA’ TETTONOSTRATIGRAFICA DI PUYS-VENAUS
5. - GESSI IN GROSSE MASSE
6. - BRECCE TETTONICHE
V. - COPERTURA PLIOCENICO(?) - QUATERNARIA
1. - UNITA’ COMPLETAMENTE FORMATE NON DISTINTE IN BASE AL BACINO DI
PERTINENZA
2. - UNITA’ COMPLETAMENTE FORMATE DISTINTE IN BASE AL BACINO DI
PERTINENZA
2.1. - BACINO DEL CENISCHIA

2.1.1. - Allogruppo del Moncenisio
2.2. - BACINO DELLA DORA RIPARIA
2.2.1. - Allogruppo di Clot Sesiàn
2.2.2. - Allogruppo di Salbertrand
2.2.3. - Allogruppo di S. Stefano
2.3. - BACINI TRIBUTARI
3. - UNITA’ IN FORMAZIONE NON DISTINTE IN BASE AL BACINO DI PERTINENZA
VI. - EVOLUZIONE STRUTTURALE
1. - UNITA’ DELL’AMBIN
1.1. - EVOLUZIONE PRE-ALPINA
1.2. - EVOLUZIONE DUTTILE ALPINA
2. - EVOLUZIONE FRAGILE ALPINA
3. - NEOTETTONICA
4. - DEFORMAZIONI GRAVITATIVE PROFONDE DI VERSANTE
VII. - EVOLUZIONE METAMORFICA
1. - CICLO METAMORFICO PRE-ALPINO
2. - CICLO METAMORFICO ALPINO
2.1. - ASSOCIAZIONI DI ALTA PRESSIONE A LAWSONITE
2.2. - ASSOCIAZIONI DI ALTA PRESSIONE A EPIDOTO
2.3. - EVENTO DI BASSA PRESSIONE
3. - RICOSTRUZIONE DELLA TRAIETTORIA P-T ALPINA DEL MASSICCIO D’AMBIN
4. - CARATTERIZZAZIONE ISOTOPICA DI METACARBONATI DELL’ALTA VALLE DI
SUSA
VIII. - EVENTI ALLUVIONALI
IX. - RISORSE MINERARIE ED ATTIVITA’ ESTRATTIVE
X. - BIBLIOGRAFIA

I. - INTRODUZIONE
Il Foglio 132-152-153 “Bardonecchia” della Carta Geologica d’Italia alla scala 1:50.000 è
ubicato nelle Alpi Cozie, nella parte centrale dell’arco alpino occidentale. Dal punto di vista
amministrativo il foglio ricade nella Regione Piemonte, ed è compreso nella Provincia di Torino al
confine con la Francia. La parte italiana del foglio copre una superficie di circa 480 kmq.
Il foglio prende nome dal centro abitato di Bardonecchia, il maggiore dell’alta Valle di Susa in
quanto a numero di abitanti ed importanza economica, caratteristiche legate alla ricettività turistica
e alla presenza dell’imbocco dei trafori (autostradale e ferroviario) del Fréjus.
Quest’area è posta su uno dei più importanti assi viari europei ed è attraversata dall’autostrada
A32 Torino-Bardonecchia, che attraverso il traforo del Fréjus collega l’Italia al Nord-Europa, dal
collegamento ferroviario internazionale Torino-Chambery e dalla S.S. 24 del Monginevro, che
permette il collegamento con il Sud della Francia.
Le conoscenze geologiche relative a quest’area sono relativamente scarse.
Per quanto concerne le formazioni superficiali, sporadici contributi a carattere prevalentemente
locale, vennero sintetizzati in maniera organica in occasione del rilevamento dei fogli 54 “Oulx” e
66 “Cesana” (CARTA GEOLOGICA D’ITALIA, 1911a, b) e 55 “Susa” (CARTA GEOLOGICA D’ITALIA,
1910) alla scala 1:100.000. In tali documenti venne evidenziato il ruolo esercitato dalla morfogenesi
glaciale, senza tuttavia proporre alcuna suddivisione cronologica dei depositi, indicati nel
complesso come “würmiani, post-würmiani e recenti”. Solo successivamente SACCO (1921, 1928,
1943, 1948) analizzò nel dettaglio i problemi legati al modellamento glaciale nei bacini segusino e
del Chisone, riconoscendo e descrivendo una successione di forme e di depositi attribuiti a tre
distinte fasi di ritiro dell’ultima glaciazione. Negli anni ‘40 CAPELLO affrontò specifici aspetti
inerenti l’assetto geomorfologico della Valle di Susa, ed in relazione ai processi di
sovralluvionamento che interessarono in epoca storica il fondovalle (CAPELLO, 1941a, b) ipotizzò
l’esistenza, nell’attuale piana di Salbertrand, di un antico lago di sbarramento glaciale.
Successivamente (CAPELLO, 1942) venne segnalata la particolarità morfologica dell’area di Sauze
d’Oulx, attribuita all’originario modellamento del ghiacciaio segusino ed al successivo
rimodellamento erosionale operato dal reticolato idrografico. Lo stesso Autore (CAPELLO, 1937,
1938, 1939a, b) descrisse i fenomeni carsici che caratterizzano vari settori della valle, interpretando
come tali (CAPELLO, 1955) anche le manifestazioni di collasso gravitativo visibili lungo lo
spartiacque Susa-Chisone.
I frequenti movimenti gravitativi distribuiti sui versanti della Valle di Susa sono stati analizzati a
più riprese da vari Autori. I primi riferimenti si trovano nelle osservazioni effettuate da BARETTI
(1881), SACCO (1898) e SEGRE’ (1920) in merito ai fenomeni di instabilità riscontrati lungo la linea
ferroviaria Bussoleno-Modane. Un impulso decisivo nella comprensione della dinamica dei versanti
è avvenuto in occasione degli studi condotti per la realizzazione del collegamento autostradale
Torino-Bardonecchia (RAMASCO & SUSELLA, 1978): solo a partire da questo momento nella media
ed alta Valle di Susa e nella contigua Val Chisone è stata rilevata e rappresentata la distribuzione
dei fenomeni gravitativi superficiali e profondi (CARRARO et alii, 1979; MORTARA & SORZANA,
1987; PUMA et alii, 1984, 1989, 1990; AA.VV., 1996).
Anche per le unità geologiche del substrato non esistono abbondanti contributi recenti. Esse sono
state attribuite a due dei classici domini paleogeografico-strutturali della pila di falde pennidiche
che affiorano nelle Alpi occidentali: il dominio Piemontese e il dominio Brianzonese.
Al primo sono state riferite le successioni a prevalenti calcescisti e subordinate ofioliti ritenute la
testimonianza della cicatrice crostale dovuta alla collisione continentale fra le placche europea ed
insubrica. Al suo interno sono state riconosciute da tempo in varie parti dell’arco alpino unità di
margine continentale e successioni di copertura oceaniche associate ad ofioliti (ELTER, 1971;
LEMOINE, 1971; DEVILLE et alii, 1992).
Al secondo sono riferite le successioni di due porzioni distinte del foglio: la stretta fascia al
margine nord-occidentale, in cui affiorano unità mesozoiche di copertura brianzonesi che formano
una struttura di dimensioni chilometriche retroflessa sulle unità del dominio piemontese (cfr. ad es.
CABY, 1964) ed il quadrante nord-orientale del foglio, occupato interamente dal Massiccio d’Ambin
e dalle sue coperture, interpretati di affinità brianzonese (ELLENBERGER, 1958; LORENZONI, 1965;
GAY 1971; ALLENBACH, 1982).
I contatti fra i vari tipi di unità sono complessi ed è stata messa in evidenza la giustapposizione
di unità, provenienti da domini paleogeografici ben distinti all’origine, che hanno seguito traiettorie

diverse durante le fasi compressionali e decompressionali alpine (CARON et alii, 1984; POLINO et
alii, 1990). Nel rilevamento e nella rappresentazione si è voluto privilegiare la rappresentazione del
dato analitico, riducendo al minimo l’interpretazione paleogeografica, riservata alle sintesi a più
piccola scala (cfr. Cap. 3).

II. - CARATTERI GEOGRAFICI E GEOMORFOLOGICI
Dal punto di vista geografico e geomorfologico l’elemento dominante è rappresentato dal bacino
della Dora Riparia (Valle di Susa s.l.), che nel suo complesso costituisce un sistema di drenaggio
vallivo molto articolato ed esteso. Il sistema della Valle di Susa è convenzionalmente suddiviso in
tre parti:
- l’alta valle, che comprende il settore altimetricamente più elevato del sistema vallivo,
dall’attuale spartiacque alpino (rilievi mediamente intorno ai 3.000 m) fino alla piana di Oulx-
Salbertrand (1.000 m); qui confluiscono la Dora di Cesana (da Sud), alimentata dai corsi d’acqua
tributari della Valle di Thuràs e della Valle Ripa, e la Dora di Bardonecchia (da Ovest), a sua volta
alimentata nel tratto iniziale dalla Valle Stretta e dalla Valle di Rochemolles;
- la media valle, dalla Piana di Oulx-Salbertrand, a valle della confluenza dei due rami della
Dora, fino alla soglia di Susa (500 m), prima della confluenza fra la Dora Riparia ed il Torrente
Cenischia;
- la bassa valle, dalla confluenza con la Val Cenischia (compresa) fino allo sbocco in pianura
della valle principale (300 m), dove si trovano le colline moreniche dell’Anfiteatro di Rivoli-
Avigliana.
L’area del Foglio “Bardonecchia” comprende il ramo nord-occidentale dell’alta Valle di Susa e
l’intero segmento della media Valle di Susa. Inoltre, ai margini SE e NE dell’area, il foglio si
estende, rispettivamente, per un breve tratto nell’adiacente alta Val Chisone e in parte sul versante
destro della Val Cenischia.
I rilievi maggiori si ritrovano lungo l’attuale spartiacque principale alpino: Rocca d’Ambin
(3.378 m), Rognosa d’Etiache (3.382 m), Punta Pierre Menue (3.508 m e massima elevazione
dell’area), Rocca Bernauda (3.226 m), Punta Charra (2.984 m), Punta Clotesse (2.872 m). Lo
spartiacque Susa-Chisone è caratterizzato da rilievi meno elevati: M. Genevris (2.583 m), Testa di
Mottas (2.647 m), Punta del Gran Serin (2.689 m), Cima delle Vallette (2.743 m). Nel breve tratto
di spartiacque Susa-Cenischia il rilievo principale è costituito dalla Punta Toasso Bianco (2.622 m).
Dal punto di vista orografico va anche ricordato che in questo settore alpino vi sono alcuni
importanti valichi, altimetricamente poco elevati e talora morfologicamente fra i più favorevoli per
attraversare la catena alpina. I più importanti sono il Colle del Moncenisio (2.083 m, che mette in
comunicazione la Valle dell’Arc e la Val Cenischia), il Colle della Scala (1.762 m, fra la Valle
Stretta e la Valle della Clarée) e il Colle del Monginevro (1.850 m). Tramite il Colle del Sestriere
(2.035 m) inoltre la Valle di Susa è messa in comunicazione con la Val Chisone.
L’orientazione più frequente e persistente degli elementi idrografici e orografici è la direzione
NE-SO (es. Val Chisone, media Valle di Susa, Vallone di Rochemolles). Nei settori orientale ed
occidentale del foglio sono invece prevalenti le direzioni NNW-SSE (es. Val Clarea) e NNE-SSW
(reticolato affluente della Dora di Bardonecchia). Anche la posizione dei principali valichi alpini
risulta interposta a segmenti del reticolato idrografico che seguono, sui due versanti adiacenti, le
suddette direzioni prevalenti. L’insieme di queste caratteristiche riflette il condizionamento alla
morfogenesi indotto tanto dall’assetto litostrutturale regionale e locale che dall’evoluzione tettonica
recente di questo settore della catena alpina (cfr. paragrafo “Neotettonica”).
L’elevato grado d’incisione di numerosi tratti delle valli Susa e Chisone testimonia il forte
approfondimento erosionale registratosi soprattutto lungo le direttrici NE-SW: questo fenomeno
esercita un importante controllo anche sull’andamento dell’attuale spartiacque principale alpino,
che proprio nel settore del Foglio “Bardonecchia” si incunea profondamente verso Ovest, cioè verso
l’esterno della catena. La Valle di Susa rappresenta, come le altre principali valli alpine del margine
padano, una direttrice di drenaggio persistente nella fase di progressiva migrazione dello
spartiacque alpino verso l’esterno, instauratasi sin dal Miocene. L’attuale testata della Valle di Susa
costituirebbe quindi un settore di bacino che originariamente drenava verso Ovest. L’evoluzione
geomorfologica di questo settore montuoso può essere dedotta dalle forme di modellamento del
rilievo e dalle formazioni superficiali (cfr. paragrafo “Copertura pliocenico-quaternaria”).
Chiarissime sono le tracce del modellamento glaciale pleistocenico, soprattutto quelle legate
all’ultima fase di massima espansione (Last Glacial Maximum, LGM), in cui il ghiacciaio
principale della Valle di Susa ha raggiunto (come del resto nelle precedenti fasi di massima
espansione) lo sbocco in pianura costruendo l’Anfiteatro Morenico di Rivoli-Avigliana. La scarsità
di testimonianze glaciali più antiche della fase LGM è imputabile all’importante azione erosiva
operata dal ghiacciaio nella sua ultima fase di espansione glaciale e al nuovo modellamento imposto
dal reticolato idrografico post-glaciale. A differenza delle valli Susa e Cenischia, nel tratto dell’alta
Val Chisone compreso entro il Foglio “Bardonecchia” non si rinvengono tracce di un ghiacciaio
principale che occupava l’intero sistema vallivo: sono invece riconoscibili forme e depositi legati ai
ghiacciai delle valli tributarie, che nelle fasi di massima espansione potevano anche raggiungere ed
occupare parte del fondovalle principale. Casi analoghi alle valli tributarie della Val Chisone si
registrano anche nella media Valle di Susa; in particolare la Val Clarea presenta al suo sbocco nella

valle principale un importante apparato morenico frontale: il fatto che quest’ultimo sia stato
preservato dimostra che il ghiacciaio della Val Clarea è sopravvissuto dopo il definitivo ritiro di
quello principale dal tratto inferiore della media Valle di Susa.
Per quanto riguarda le tracce di modellamento glaciale successive alla massima espansione, i
cordoni morenici tardoglaciali ed i più recenti, attribuibili alla Piccola Età Glaciale, sono
concentrati soprattutto presso le testate dei bacini tributari che si originano dai rilievi montuosi del
Massiccio d’Ambin. In quest’area si rinviene anche la più consistente massa glaciale sopravvissuta
entro l’area del Foglio “Bardonecchia”, il Ghiacciaio dell’Agnello, nel settore laterale destro della
testata della Val Clarea. Ampia diffusione in tutta la fascia altimetrica più elevata del foglio (al di
sopra di 2.000 m) hanno invece le forme di ambiente periglaciale, con significativi esemplari di
rock glacier sia sui rilievi dello spartiacque principale che lungo lo spartiacque Susa-Chisone.
L’evoluzione morfologica post-glaciale è caratterizzata, nei settori altimetricamente intermedi
(1.000-2.000 m) e meno elevati (al di sotto dei 1.000 m), da manifestazioni legate alla dinamica
fluviale e torrentizia, al dilavamento dei versanti e alla gravità.
Gli ampi settori pianeggianti di fondovalle (es. piana di Oulx-Salbertrand, conca di
Bardonecchia, nell’alta Valle di Susa; Pragelato, in Val Chisone) rappresentano i settori di
maggiore accumulo da parte dei corsi d’acqua principali, i cui depositi si interdigitano con quelli di
imponenti conoidi laterali (es. Valloni di Rochemolles e del Fréjus, nella conca di Bardonecchia).
Le più evidenti forme di erosione fluviale si rinvengono sul fianco sinistro della Valle di Susa dove
i corsi d’acqua tributari si sono notevolmente approfonditi dopo il ritiro delle masse glaciali, dando
origine a vere e proprie forre (es. Rio Segurét); un altro esempio a questo riguardo è offerto
dall’alveo epigenetico della Dora Riparia, che incide profondamente il fondovalle in corrispondenza
delle gorge di Susa.
La morfogenesi gravitativa si sovrappone ed in parte oblitera le tracce di modellamento del
glacialismo pleistocenico e talvolta anche quelle legate processi fluviali e torrentizi più recenti.
Frane e deformazioni gravitative profonde di versante coinvolgono estesi settori dei versanti,
modificando non solo l’assetto strutturale dell’ammasso roccioso ma anche l’originaria
distribuzione altimetrica dei depositi quaternari. L’evoluzione di alcuni fenomeni gravitativi ha in
alcuni casi persino portato al ripetuto sbarramento del fondovalle principale (es. Serre La Voûte,
media Valle di Susa; Pourrieres, Val Chisone).

1. - LE ALPI OCCIDENTALI
III. - INQUADRAMENTO GEOLOGICO
La catena alpina occidentale è il risultato di un complesso processo geodinamico che, attraverso una
prima fase di subduzione di litosfera oceanica ed una seconda fase di collisione continentale tra i
paleomargini europeo ed insubrico, ha portato alla formazione di una catena orogenetica in cui sono
conservate e riconoscibili unità di crosta continentale tettonicamente interposte ad unità ad affinità
oceanica.
Storicamente nella catena sono stati riconosciuti quattro domini strutturali principali, cui è stata
attribuita una forte connotazione paleogeografica, separati da superfici tettoniche principali. Ognuno di
questi domini è caratterizzato da una storia geologica omogenea, ma parzialmente indipendente da quella
dei domini adiacenti.
Dall’alto al basso geometrico e dall’interno verso l’avampaese europeo sono stati distinti: il dominio
Sudalpino, il dominio Austroalpino, il dominio Pennidico ed il dominio Elvetico-Ultraelvetico.
Il dominio Sudalpino è un sistema tettonico rappresentato nel suo settore più occidentale dalla Zona
del Canavese, dalla Zona Ivrea-Verbano e dalla Serie dei Laghi. Rappresenta quella porzione del margine
insubrico che non è stata interessata dalla tettogenesi collisionale, si differenzia dalla catena vera e propria
in quanto è privo della sovraimpronta metamorfica di età alpina. E’ separato dalla catena per mezzo della
linea insubrica ed è caratterizzato da una vergenza interna delle strutture principali. Le unità sudalpine si
accavallano sull’avampaese padano e il loro fronte, sepolto dai depositi della pianura padana, è prossimo
ad interferire con il fronte appenninico NE vergente.
Il dominio Austroalpino, è posto in posizione strutturalmente elevate dell’edificio alpino. Gli sono
attribuite unità di crosta continentale costituite da un basamento varisico intruso da granitoidi permiani e
ricoperto da modeste coperture mesozoiche. Questo dominio viene correlato al dominio sudalpino e gli
sono attribuiti, nelle Alpi occidentali, la Zona Sesia-Lanzo e quei numerosi lembi di ricoprimento
(klippen), indicati, in genere con il termine complessivo di Sistema della Dent Blanche s.l..
Il dominio Pennidico, sistema multifalda cui sono riferite tutte le unità che conservano traccia della
crosta oceanica mesozoica (Zona Piemontese s.l., Zona dei Calcescisti con pietre verdi, ecc.), e un
gruppo di falde di basamento in cui sono state distinte le Falde Pennidiche superiori (= Monte Rosa, Gran
Paradiso e Dora Maira), il Sistema Medio Pennidico (= Falda del Gran San Bernardo) e le Falde
Pennidiche inferiori (= Antigorio, Lebendum, Monte Leone). E’ in questo dominio, come anche in quello
precedente, che sono meglio conservate le tracce della evoluzione tettonometamorfica alpina.
Il dominio Elvetico, rappresenta quella porzione dell’avanpaese europeo coinvolto nella tettogenesi
alpina ed è l’elemento strutturale più esterno della catena, separato dai domini più interni dal Fronte
Pennidico. Questo dominio è costituito da un basamento cristallino e da successioni di copertura mesocenozoiche
più o meno scollate (Falde Elvetiche). Il basamento affiora in corrispondenza dei cosiddetti
Massicci Cristallini Esterni (Argentera, Pelvoux, Belledonne, Monte Bianco - Aiguille Rouge e Aar-
Gottardo). Poiché questo dominio è stato coinvolto nell’orogenesi alpina solo durante le sue fasi finali
(fase mesoalpina e fase neoalpina), in esso sono meglio conservati relitti metamorfico-strutturali
dell’orogenesi caledoniana ed in modo ubiquitario quelle dell’orogenesi ercinica (MÈNOT, 1987).
Le più recenti indagini sulla struttura profonda delle Alpi eseguite alla fine degli anni ‘80 (ROURE et
alii, 1990, 1996; PFIFFNER et alii, 1997) hanno messo in evidenza una strutturazione interna della catena
relativamente semplice a piccola scala e omogenea lungo tutto l’arco delle Alpi occidentali. Le Alpi
costituiscono infatti una catena a doppia vergenza, “europea” per il settore esterno e “insubrica” o
“apula” per quello interno, in cui si possono distinguere tre grandi domini strutturali che ricalcano in parte
le concezioni paleogeografiche dei modelli precedenti. Si distingue infatti (fig. 1):
- un dominio interno, appartenente alla placca superiore del sistema collisionale, che corrisponde al
dominio sudalpino dei vecchi Autori;
- un dominio esterno corrispondente all’avanpaese, o a quella sua parte che è coinvolta nella porzione
più esterna della catena, che corrisponde al dominio elvetico-delfinese dei vecchi Autori;
- una parte assiale, delimitata da due superfici di discontinuità maggiori alla scala crostale (Linea
Insubrica all’interno e Fronte pennidico all’esterno), nella quale sono comprese le unità oceaniche e le
falde pennidiche ed austroalpine della vecchia letteratura.

Fig. 1
Stereogramma delle Alpi occidentali. Il lato anteriore è all’incirca coincidente con il profilo sismico CROP/ECORS
tra il Giura francese e la Pianura padana nei pressi di Torino che ha attraversato la catena lungo le valli dell’Orco e
dell’Isère. Nelle zone esterne sono indicati con tratteggio orizzontale le coperture dell’avanpaese e con tratteggio
verticale le falde elvetiche. E’ stata lasciata in bianco la zona assiale della catena corrispondente alla catena
collisionale vera e propria ed alla parte riattivata del margine europeo.

L’aspetto più stimolante di questa interpretazione della catena è che la parte assiale, che costituisce la
catena collisionale vera e propria, appare completamente svincolata dalle zone più esterne ed interne. In
essa sono contenute tutte le unità che hanno subito una o più degli eventi metamorfici legati alla
subduzione ed alla collisione, e la loro distribuzione all’interno della zona assiale non è il frutto di una
evoluzione cilindrica dei domini paleogeografici, ma sembra essere rimessa continuamente in gioco dalle
cinematiche locali. Ne consegue che ogni elemento strutturale della catena, definito come unità
tettonostratigrafica (sensu DELA PIERRE et alii, 1997) o unità tettonometamorfica (sensu SPALLA et alii,
1998) può avere una storia tettonometamorfica autonoma rispetto alle unità vicine, e che prima di
effettuare qualsiasi tipo di ricostruzione si dovrà conoscere in modo preciso quale è la storia collisionale
Una ulteriore complicazione dell’assetto geometrico della collisione viene introdotto dalla complessa
interazione delle cinematiche alpina ed appenninica che avvengono a partire dal Neogene. Il risultato
conferisce alla catena la caratteristica forma arcuata del suo settore occidentale che simula una rotazione
antioraria della zona di collisione tra la placca europea e quella apula.
La letteratura alpina risente ovviamente di questa complessa evoluzione delle conoscenze ed
interpretazioni, da cui sorge un grave problema di nomenclatura. Questa infatti, ereditata da modelli
passati, non viene ridefinita nelle interpretazioni più recenti. Ne consegue che termini abitualmente
presenti nella bibliografia sono impiegati con significato diverso a seconda degli Autori oppure cambiano
significato col tempo. A questo si aggiunge le naturale inerzia della comunità scientifica ad accettare
nuove interpretazioni che mettono in discussione modelli che sembravano consolidati qualche lustro
prima, e soprattutto la nomenclatura che ne consegue.
Un esempio classico è costituito dalle successioni a ofioliti che segnano la sutura oceanica nella catena.
Dalla primitiva definizione di “Zona delle pietre verdi”, introdotto nella nomenclatura alpina nella metà del
secolo scorso, si è avuto un proliferare di etichette (Zona piemontese dei calcescisti con pietre verdi,
Schistes Lustrés, Ophiolit decke, Ensemble Ligure, Complesso dei calcescisti con pietre verdi, Zona del
Combin, ...) con significato via via paleogeografico, geografico, litostratigrafico, tettonico, metamorfico,
con valenza regionale o locale, che non hanno certo contribuito a semplificare la comprensione al lettore
non specialista.
Nell’area del foglio affiorano estesamente unità appartenenti, nelle interpretazioni classiche, ai “domini
paleogeografici” piemontese e brianzonese. Sembra opportuno quindi fornire qui di seguito un breve
inquadramento regionale delle unità affioranti nell’area, in cui si illustrano anche le scelte effettuate per
1.1. - LE UNITÀ OCEANICHE E OFIOLITICHE DELLE ALPI OCCIDENTALI
Un insieme di successioni che rappresentano la testimonianza del bacino oceanico mesozoico
interposto alle placche europea ed insubrica e definito in letteratura come Bacino Oceanico Ligure
Piemontese (ELTER, 1971; LEMOINE, 1971; DAL PIAZ, 1974a, b) affiora in maniera continua lungo tutto
l’arco alpino occidentale nel settore compreso tra la linea Sestri - Voltaggio ed i ricoprimenti pennidici
inferiori dell’Ossola - Ticino. Altri affioramenti di successioni litologicamente equivalenti si trovano nelle
due finestre tettoniche dell’Engadina e degli Alti Tauri (Alpi orientali), in Corsica nord-orientale e
Negli ultimi decenni queste successioni sono state studiate considerando talora gli aspetti stratigrafici,
talaltra quelli metamorfici o strutturali. Ne è risultato un quadro fortemente innovativo rispetto alle
conoscenze che si avevano all’inizio degli anni settanta, ma anche una oggettiva difficoltà nel configurare
schemi e correlazioni a valenza regionale. Ne risulta infatti un quadro di unità tettoniche differenti
caratterizzate da successioni litostratigrafiche proprie e/o da evoluzioni tettonometamorfiche
indipendenti. Queste unità sono separate da suture di età varia (eoalpine, mesoalpine e neoalpine) che
registrano condizioni metamorfiche proprie di ambienti crostali diversi della catena collisionale (CARON et
alii, 1984).
Nelle Alpi Cozie settentrionali fra le unità ritenute deposte nel bacino interposto tra le placche europea
ed insubrica prima della collisione continentale, si riconoscono prevalentemente tre tipi di unità:
- unità che mostrano una sicura affinità oceanica, cioè che mostrano o un substrato oceanico o una
copertura sedimentaria che sicuramente si è deposta su un substrato oceanico;

- unità definite ofiolitiche, cioè che contengono ofioliti ma che non mostrano forti affinità oceaniche;
incertae sedis, in cui sono raggruppate quelle successioni di metasedimenti (calcescisti s.l.) che
non mostrano di avere vincoli stratigrafici e cronologici.
Le unità oceaniche sono caratterizzate da un substrato costituito da porzioni di litosfera oceanica che
mostra una natura composita (ELTER, 1971; STEEN et alii, 1977; LEMOINE, 1980; AUZENDE et alii,
1983; TRICART et alii, 1985; LAGABRIELLE, 1987; DEVILLE et alii, 1992) conseguente ad una fase di
strutturazione precoce, precedente alla deposizione dei primi sedimenti. La successione sedimentaria
poggia infatti indifferentemente su peridotiti ± serpentinizzate, gabbri, brecce ofiolitiche e basalti. In
alcuni casi è stato anche dimostrato che le colate basaltiche si sono messe in posto su un substrato
oceanico già strutturato, che conserva tracce di un evento metamorfico assente nelle colate (LOMBARDO
& POGNANTE, 1982). A loro volta i gabbri mostrano una pervasiva foliazione di origine tettonica tagliata
in discordanza dai filoni basaltici (MEVEL et alii, 1978). In nessun caso si ritrova comunque la sequenza
ofiolitica prevista nei classici modelli di litosfera oceanica, costituita da ultramafiti tettonizzate, gabbri
cumulitici, complesso filoniano e colate basaltiche.
La copertura spesso mostra forti affinità con le successioni sopraofiolitiche dell’Appennino (da cui il
nome di successioni “liguri”) ed è caratterizzata da livelli silicei basali (radiolariti dell’Oxfordiano-
Kimmeridgiano, DE WEVER & CABY, 1981; o del Calloviano medio-superiore, DE WEVER et alii, 1987),
marmi chiari attribuiti al Titoniano-Neocomiano (= Calcari a Calpionella), alternanze di marmi e filladi di
età cretacea medio-inferiore definite come Formazione della Replatte nella regione di Briançon
(LEMOINE, 1971) e simili agli Scisti a Palombini dell’Appennino, ed una successione di scisti calcarei
(Scisti di Lavagna).
Carattere peculiare di queste successioni è la presenza di materiale detritico prevalentemente ofiolitico
a differenti livelli della successione (LEMOINE et alii, 1970; LEMOINE & TRICART, 1979; LAGABRIELLE
et alii, 1982; LAGABRIELLE et alii, 1984; LEMOINE, 1984; LEMOINE & TRICART, 1986). Sono anche
conosciute unità in cui nella successione di copertura ofiolitica sono presenti livelli detritici provenienti dal
POLINO & LEMOINE, 1984).
Le unità ofiolitiche sono state differenziate in quanto non mostrano un substrato ofiolitico evidente né
affinità con le successioni liguri. Contengono tuttavia nella successione sedimentaria elementi ofiolitici e
possono quindi essere interpretate come porzioni del bacino oceanico in cui la crosta oceanica è
completamente scomparsa durante le fasi di subduzione, oppure come successioni deposte nella fossa
convergente ma che non mostrano rapporti stratigrafici diretti con il substrato ofiolitico.
Infine si sono distinti volumi rocciosi costituiti da metasedimenti prevalentemente carbonatici
(calcescisti s.l.) e terrigeni che al momento attuale non sono facilmente correlabili con elementi delle altre
due unità. Successioni analoghe sono già state descritte in altre parti delle Alpi Cozie (LEMOINE &
TRICART, 1986). L’assenza di chiari vincoli stratigrafici e cronologici, ne rende problematica ogni
interpretazione. Si ritiene tuttavia che queste successioni, a causa dell’elevata componente terrigena, si
possano interpretare come deposte nella fossa convergente tra le due placche durante la fase di
subduzione/collisione, così come su uno dei due margini prospicienti.
1.2. - LE UNITÀ PIEMONTESI DI MARGINE CONTINENTALE
Nell’area del foglio affiorano due unità di sedimenti mesozoici attribuite alternativamente al margine
LEMOINE, 1971) o insubrico (“ultrapiemontesi”: POLINO et alii, 1983 con rif.
bibliografici). La successione di litofacies sottolinea l’evoluzione distensiva della crosta che porterà,
attraverso ad una fase di rifting continentale ben sviluppata, alla oceanizzazione del bacino piemontese.
Gli eventi più caratteristici sono il passaggio dalla piattaforma carbonatica tardo-triassica alle successioni
liassiche, l’orizzonte siliceo a radiolari interpretato come un repere litologico utilizzabile in tutto il bacino
piemontese ed il livello a black shales che sottolinea l’instaurarsi di condizioni pelagiche in tutto il bacino
(BOURBON et alii, 1979).
Anche all’interno di queste successioni di margine continentale sono presenti orizzonti detritici a
testimonianza di attività tettonica sin-sedimentaria (DUMONT et alii, 1984).
1.3. - LA FALDA DEL GRAN SAN BERNARDO

Il sistema multifalda del Gran San Bernardo occupa una posizione strutturale intermedia all’interno del
Dominio Pennidico e si estende, con relativa continuità, lungo tutta la parte esterna dell’arco alpino
occidentale partendo dal Vallese fino a Briançon dove viene coperta da terreni meso-cenozoici
sovrascorsi; esso torna poi ad affiorare più a sud nei pressi di Acceglio, fino alle coste liguri.
La Falda del Gran San Bernardo è costituita da un basamento pre-Triassico, una successione di
parascisti talora carboniosi associati a prodotti vulcanici (Permo-Carbonifero), una successione di
carbonati triassici simili a quelli appartenenti al dominio Austroalpino, una successione di sedimenti
pelagici di età Giurassico-Cretaceo. Nell’arco alpino occidentale, il basamento della Falda del Gran San
Bernardo affiora in corrispondenza della Zona di Acceglio, del Massiccio d’Ambin, della Zona di Sapey,
della Vanoise meridionale o Massiccio di Chasseforêt, della Vanoise settentrionale o Massiccio del M.
Pourri-Bellecôte e, più estersamente, dalla Val d’Aosta (Massiccio del Ruitor) al Vallese.
1.3.1. - Il basamento pre-mesozoico
Il basamento pre-mesozoico viene suddiviso in due complessi, uno polimetamorfico ed uno
monometamorfico (BOCQUET, 1974). Il primo è costituito da una sequenza di parascisti, presumibilmente
pre-cambriani, associati a rocce magmatiche sia acide che basiche. Vi si distinguono tre principali eventi
metamorfici prealpini ad un primo evento in facies eclogitica (THÉLIN et alii, 1990) seguono due eventi di
medio grado, uno di più alta pressione, con blastesi di cianite (BAUDIN, 1987) e l’altro di bassa pressione
osservato sia nel basamento del Ruitor (BOCQUET, 1974) sia nel basamento brianzonese ligure
(CORTESOGNO, 1984). Il basamento monometamorfico è costituito da successioni che poggiano sullo
zoccolo polimetamorfico e considerate di età compresa tra il Carbonifero superiore ed il Permiano
superiore (Zona Houillère). In base alle osservazioni fatte nella Vanoise settentrionale (GUILLOT &
RAOULT, 1984) e nel Massiccio d’Ambin (GAY, 1970a, b) il contatto tra il basamento monometamorfico
e quello polimetamorfico sembra essere primario.
1.3.2. - Le coperture meso-cenozoiche
Le successioni sedimentarie meso-cenozoiche della Falda del Gran San Bernardo (Zona Brianzonese
della letteratura francese) testimoniano l’evoluzione di un bacino subsidente interessato da un regime
tettonico regionale a carattere distensivo (STAMPFLI & MARTHALER, 1990)
La successione stratigrafica mostra una sorprendente omogeneità lungo tutto l’arco alpino, dalle Alpi
liguri ai Grigioni, tanto che la definizione di Brianzonese deriva principalmente dalla peculiarità delle
sequenze mesozoiche più che dalle caratteristiche del basamento.
La successione è caratterizzata da quarziti basali di età triassica inferiore, che testimoniano
l’ingressione marina sul continente. Esse sono seguite da una successione di piattaforma carbonatica che
si sviluppa attraverso tre cicli principali: il primo (Anisico) è caratterizzato dalla deposizione di calcari, il
secondo (Anisico-Ladinico) dalla deposizione di dolomie chiare e dolomie scure ed il terzo (Ladinico
superiore) è costituito da dolomie subtidali. Nel Trias superiore la subsidenza subisce un temporaneo
arresto, come testimoniato da depositi lagunari ed evaporitici e da una lacuna stratigrafica,
corrispondente a gran parte del Liassico, talvolta testimoniata da depositi residuali indicanti l’emersione
della piattaforma triassica o di parte di essa. Lo sprofondamento definitivo della piattaforma carbonatica
avviene tra il Dogger ed il Malm, periodo in cui incomincia la deposizione a carattere pelagico (sequenze
calcaree e siliceo-marnose). Le pelagiti del Cretaceo superiore-Paleocene contengono notevoli volumi di
brecce a testimonianza di un’intensa attività tettonica sin-sedimentaria. L’evoluzione sedimentaria
continua fino all’Eocene con la deposizione dei calcari nummulitici e delle sequenze torbiditiche del
Priaboniano che segnano la fine della sedimentazione.
1.3.3. - Il Massiccio d’Ambin
Il Massiccio d’Ambin affiora come una larga antiforme nelle Alpi Cozie a cavallo del confine tra Italia
e Francia. Esso emerge in corrispondenza di una grande culminazione assiale al di sotto di vari elementi
tettonici appartenenti alla Falda Piemontese. ARGAND (1911) e HERMANN (1938) associarono il

Massiccio d’Ambin con la Falda pennidica superiore del Dora Maira sulla base delle loro affinità
litologiche, mentre STAUB (1942) ed ELLENBERGER (1958) lo attribuirono alla Zona Brianzonese s.l.,
sulla base delle caratteristiche della sua copertura mesozoica. Sulla base di affinità lito-stratigrafiche il
Massiccio d’Ambin viene correlato con la Falda di Pontis (THÉLIN et alii, 1990) e con il Massiccio dello
Chasseforet (DESMONS, 1992). Vengono distinti due unità litostratigrafiche pre-mesozoiche conosciute in
letteratura con i termini di “Serie di Clarea” e “Serie di Ambin” (MICHEL, 1956, 1957; LORENZONI,
1965; GAY, 1970a, b; CALLEGARI et alii, 1980). Al di sopra si trova un ulteriore elemento di copertura
di probabile età permiana superiore che costituisce la “Serie di Etache” (GAY, 1970a, b). Sono inoltre
preservati sporadici lembi di copertura carbonatica mesozoica autoctoni e/o parautoctoni (CARON &
GAY, 1977; DELA PIERRE et alii, 1997).
Il complesso inferiore viene ritenuto di età pre-namuriana da alcuni Autori (MICHEL, 1956; GAY,
1970a, b; BOCQUET, 1974; BOCQUET et alii, 1974; CALLEGARI et alii, 1980) in base alla presenza di
relitti mineralogici (granato, mica bianca e biotite) e/o microstrutturali (cerniere di piega sradicate) prealpini,
mentre il complesso superiore costituirebbe la sua copertura di età permiana, anche se alcuni
DESMONS & FABRE, 1988). Datazioni recenti eseguite da
BERTRAND et alii (in preparazione) rimettono in discussione le attribuzioni cronologiche dei basamenti
alpini, grazie al rinvenimento di età pre-erciniche nelle successioni ritenute permiane della Vanoise e del

IV. - BASAMENTO PREQUATERNARIO
Nella “Guida al rilevamento” della Carta Geologica d’Italia alla scala 1:50.000 (AA.VV., 1992), viene
suggerito di seguire i criteri previsti dall’International Stratigraphic Guide (ISG) (ISSC, 1994), che
prevedono di utilizzare il criterio litostratigrafico in qualsiasi contesto geologico. Le rocce metamorfiche
intensamente deformate dovrebbero quindi, in accordo con la ISG, essere cartografate come formazione,
gruppo ecc. (= unità litostratigrafiche convenzionali) ove i caratteri pre-metamorfici siano ancora ben
riconoscibili, o come complesso quando questi siano sconosciuti o quando i corpi rocciosi siano costituiti
da più tipi litologici con rapporti geometrici complicati.
Volendo seguire questo approccio, ci si è resi conto che l’applicazione rigida della litostratigrafia in
aree di catena metamorfica caratterizzate da successioni metasedimentarie, si scontra con sostanziali
problemi di rappresentazione e comporta problemi sia di tipo formale che sostanziale. L’applicazione
rigida di queste regole non consente infatti di rappresentare al meglio la complessa evoluzione postdeposizionale
dei volumi rocciosi e comporta il rischio di cartografare in una sola unità litostratigrafica
successioni di metasedimenti litologicamente simili ma di età diversa, o di distinta provenienza
paleogeografica o che hanno seguito traiettorie significativamente differenti durante l’evoluzione
tettonometamorfica della catena. Questo problema si presenta in modo particolare per le monotone
successioni a prevalenti calcescisti che affiorano estesamente nell’area. Una analisi approfondita di queste
DELA PIERRE et alii, (1997).
Nel tentativo di rappresentare in carta il maggior numero di informazioni possibili sulla storia
geologica dei corpi rocciosi si sono utilizzate le unità tettonostratigrafiche, definite come “volumi
rocciosi delimitati da contatti tettonici e contraddistinti da una successione stratigrafica e/o una
sovraimpronta metamorfica e/o un assetto strutturale significativamente diversi da quelli dei volumi
rocciosi adiacenti” (DELA PIERRE et alii, 1997). Qui di seguito vengono descritti i criteri fondamentali e
la filosofia che hanno condotto al rilevamento ed alla stesura di una legenda con una impostazione
tettonostratigrafica.
In fase di rilevamento si è privilegiato il riconoscimento di quei caratteri stratigrafici primari
(litostratigrafici) che hanno permesso di definire successioni litostratigrafiche coerenti. Ad esempio nel
caso delle unità a prevalenti calcescisti che affiorano su una buona parte del foglio, si è cercato di mettere
in evidenza successioni litostratigrafiche ad affinità oceanica o continentale sulla base della presenza di
ofioliti, della loro posizione nella successione litostratigrafica e sulla organizzazione spaziale delle diverse
litofacies. Contemporaneamente si sono messe in evidenza quelle superfici meccaniche di estensione
regionale che potevano rappresentare limiti significativi tra volumi rocciosi ad evoluzione orogenica
indipendente (cfr. ad es. CARON et alii, 1984).
Sono state così riconosciute un certo numero di unità geometriche con caratteristiche interne
omogenee. L’analisi della storia post-deposizionale delle singole unità geometriche ha permesso quindi di
ricostruire la loro evoluzione tettonometamorfica, utilizzando indagini petrografiche, strutturali,
petrologiche e geochimiche.
In fase di sintesi sono state poi definite le unità tettonostratigrafiche descritte in legenda, raggruppando
quelle unità geometriche che mostravano stratigrafia correlabile ed evoluzione orogenica confrontabile.
All’interno di ogni unità tettonostratigrafica, delimitata da superfici tettoniche duttili o fragili, le unità
litostratigrafiche (potenzialmente formalizzabili) ed i complessi sono state disposte secondo i normali
criteri stratigrafici (dal basso verso l’alto stratigrafico).
Poiché si ritiene che una carta al 1:50.000 possa ancora essere utilizzata come uno strumento analitico,
nella definizione della legenda si è evitato di fornire attribuzioni paleogeografiche, al fine di ridurre al
massimo l’interpretazione. Seguendo l’approccio tettonostratigrafico, la legenda è stata quindi
organizzata costituendo gruppi omogenei di unità in cui sono state inserite le unità di margine
continentale, le unità oceaniche, quelle ofiolitiche ed isolando infine quelle unità il cui ambiente
deposizionale era di difficile localizzazione. Nelle unità di margine continentale sono state comprese sia
le unità di basamento mono- e polimetamorfico, sia quelle di copertura mesozoica. Per quanto concerne le
unità a calcescisti prevalenti è stato distinto un gruppo di unità definite come oceaniche, in cui si è potuta
ricostruire una successione sedimentaria ad affinità ligure (cioè deposta su crosta oceanica), un gruppo di
ofiolitiche, cioè contenenti ofioliti ma che non mostrano successioni ad evidente affinità

ligure e per le quali la deposizione su crosta oceanica non è certa. Infine sono state separate quelle unità
di calcescisti senza ofioliti che, pur senza attribuzioni cronologiche, vengono tentativamente interpretate
come deposte nella fossa convergente a causa della forte componente terrigena.
1. - UNITA’ DI MARGINE CONTINENTALE
1.1. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DELL’AMBIN
E’ l’unità tettonostratigrafica strutturalmente più profonda e comprende un basamento cristallino
pretriassico su cui poggia una successione di metasedimenti mesozoici, di limitato spessore. Affiora sul
versante sinistro della Valle della Dora Riparia, tra Chiomonte e Oulx, ed è sovrascorsa da diverse unità
tettonostratigrafiche, costituite da successioni di margine continentale. Verso SE il Massiccio d’Ambin è
troncato da una zona di taglio subverticale, a direzione N60E circa, sottolineata da boudins
pluriettometrici di unità di copertura, e su cui si è impostata la Valle della Dora Riparia. Il basamento è
stato suddiviso in un complesso inferiore (complesso di Clarea), costituito da scisti polimetamorfici con
relitti di metamorfismo prealpino, ed in un complesso superiore (complesso d’Ambin) monometamorfico,
in cui prevalgono meta-vulcaniti acido-intermedie ritenute di età permiana. Rari affioramenti di micascisti
polimetamorfici presenti lungo zone di taglio sono stati distinti dal complesso di Clarea in base a
differenze mineralogiche ed indicati come micascisti dei Fourneaux.
I complessi d’Ambin e di Clarea sono separati da un orizzonte discontinuo (potente fino ad alcune
decine di metri) di metaconglomerati di età stefano-permiana a ciottoli di quarzo e rari litici, passanti a
quarziti metaconglomeratiche in parte carbonatiche, già descritti in questa posizione litostratigrafica da
GOGUEL (1958) e GAY (1970a, b). Il contatto tra i due complessi può venire considerato di origine
stratigrafica e il livello a metaconglomerati potrebbe rappresentare il relitto dell’originaria trasgressione
tardo-varisica discordante su di un basamento già metamorfico e strutturato. Questa interpretazione è
compatibile con l’evoluzione monometamorfica del complesso d’Ambin, dove la paragenesi magmatica
viene direttamente sostituita da fasi di alta pressione di presumibile età alpina (es. Ab = Jd + Qtz; simboli
dei minerali secondo KRETZ, 1983).
La copertura mesozoica del Massiccio d’Ambin è conservata in lembi limitati sul versante meridionale
del Massiccio. La successione di riferimento era classicamente ritenuta quella di Punta Bellecombe -
Roche Carlina, sul versante francese del Massiccio (ELLENBERGER, 1958; GOGUEL & ELLENBERGER,
1952; GOGUEL & LAFFITTE, 1952; CARON & GAY, 1977); studi recenti (SIDDANS & OUAZZANI, 1984) 1
hanno però dimostrato che questa successione è scollata dal basamento pretriassico.
La copertura mesozoica riposa in discordanza sul basamento pretriassico e inizia con quarziti biancoverdastre
attribuite al Werfeniano. Questi metasedimenti sono seguiti da una successione carbonatica di
spessore assai ridotto (max 20 m), caratterizzata dall’assenza di sedimenti carbonatici triassici e dalla
presenza di brecce e livelli detritici a vari livelli stratigrafici.
La struttura a grande scala è messa in evidenza dalla scistosità regionale alpina che nel settore rilevato
immerge mediamente verso SW, S e SE. A causa delle fasi deformative tardive, la scistosità mostra un
andamento suborizzontale nei settori centrali e più profondi del massiccio mentre è molto inclinata nelle
zone periferiche; ciò conferisce al Massiccio d’Ambin la tipica struttura a duomo.
1.1.1. - Basamento pretriassico
1.1.1.1. - Micascisti dei Fourneaux (fou)
Scaglie di basamento polimetamorfico in sporadici affioramenti lungo la zona di taglio che separa il
Massiccio d’Ambin dalle sovrastanti unità tettonostratigrafiche e non ancora menzionate in letteratura,
sono state cartografate come micascisti dei Fourneaux. Sono costituite principalmente da micascisti a
cloritoide, granato e glaucofane a cui sono associati subordinati calcescisti a granato. Formano livelli di
spessore metrico, per lo più lateralmente discontinui, ad eccezione del livello caratterizzato da buona
continuità laterale che dalla parete settentrionale di Punta Galambra giunge ai Passi dei Fourneaux. I
rapporti dei micascisti dei Fourneaux con gli altri litotipi del Massiccio d’Ambin sono tettonici e non è
pertanto possibile inquadrarli in una successione litostratigrafica coerente.
Queste rocce, di colore grigio e ad alterazione localmente grigio-nocciola, sono di composizione
essenzialmente cloritico-quarzosa. Presentano numerosi livelli millimetrici di fillosilicati che definiscono

una scistosità fortemente crenulata. La composizione del granato (58 % almandino, 22 % grossularia, 10
% piropo e spessartina) è, ad esclusione della periferia, abbastanza omogenea. La posizione strutturale e
la composizione dei granati, che differisce notevolmente da quella dei granati del complesso di Clarea, ne
giustifica la distinzione (MALUSÀ, 1997; MOSCA, 1997; cfr. nota 1). I calcescisti marmorei a granato,
costituiti da carbonato e rara clorite e con sporadici livelli millimetrici a prevalente mica chiara,
costituiscono un livello di spessore metrico a quota 3160 m sulla parete settentrionale della Punta
Galambra.
1.1.1.2. - Complesso di Clarea
Il complesso di Clarea rappresenta l’elemento geometricamente più profondo del basamento
metamorfico del Massiccio d’Ambin. Gli affioramenti più estesi si trovano in Val Clarea, nel Vallone di
Tiraculo, nel Gran Boursey, nella conca del Rio Ponté e nella conca del Rio Geronda. Sul versante
sinistro della Valle di Susa gli affioramenti del complesso di Clarea sono ubicati in corrispondenza di
strutture plicative antiformi associate sia alle fasi deformative sin-scistogene, sia a quelle tardive. Lo
spessore massimo affiorante si aggira intorno ai 700-800 metri.
E’ costituito prevalentemente da metasedimenti pelitico-arenacei rappresentati da micascisti in facies
scisti blu ± retrocessi e trasformati in micascisti filladici e in gneiss minuti albitizzati. Alla mesoscala sono
ancora riconoscibili alternanze composizionali decimetrico-metriche di micascisti quarzosi e micascisti
ricchi in mica bianca, anfibolo e cloritoide. Inoltre sono anche presenti masse di rocce originariamente
intrusive a chimismo acido-intermedio, di metabasiti e di sottili livelli di marmi impuri e scisti carbonatici
non cartografabili.
Nei livelli più profondi si riconoscono mega-relitti strutturali preservati dalla sovraimpronta
tettonometamorfica alpina. In questi relitti la foliazione principale, considerata di età prealpina, è definita
da minerali cresciuti in condizioni metamorfiche di facies anfibolitica di media-bassa pressione.
L’impronta tettonometamorfica di età alpina, più pervasiva man mano che ci sposta verso livelli strutturali
più elevati, ha cancellato ogni traccia dell’impronta metamorfica precedente.
La presenza di una foliazione prealpina, seppur in forma dubitativa ed incompleta, era già nota in
letteratura. Qui ne viene confermata l’esistenza e viene riconosciuta la sua diffusione pervasiva nei livelli
strutturali più profondi dove rappresenta la foliazione tettonica principale. Secondo alcuni Autori francesi
(DESMONS & FABRE, 1988; DESMONS, 1992) questa foliazione in facies anfibolitica, osservata anche in
altri settori del sistema multifalda del Gran San Bernardo, viene considerata cambriana o anche più
vecchia. Questa opinione si basa sulle età radiometriche tardo-cambriane ottenute per il protolito del
complesso monometamorfico del Mont Pourri (Massiccio della Vanoise). Secondo questa interpretazione
l’impronta metamorfica varisica risulterebbe assente all’interno del basamento brianzonese in quanto
quest’ultimo durante l’orogenesi ercinica si sarebbe mantenuto a livelli strutturali superficiali, evitando
ogni tipo di ricristallizzazione metamorfica (DESMONS, 1992). Tuttavia, prendendo in considerazione le
età radiometriche Ar/Ar (340-350 Ma) prodotte da MONIE’ (1990) su miche del complesso di Clarea
affioranti sul versante francese del Massiccio, si preferisce considerare varisica l’età della foliazione
regionale prealpina osservata nel complesso di Clarea e, pertanto, permocarbonifera l’età del sovrastante
Il complesso di Clarea è stato suddiviso nelle seguenti subunità litostratigrafiche informali:
Micascisti e gneiss minuti albitizzati riequilibrati in facies scisti blu di età alpina (cl)
Sono caratterizzati da una paragenesi generalizzata di alta pressione e bassa temperatura,
verosimilmente di età alpina, e da locali riequilibrazioni in facies scisti verdi che hanno obliterato quella
prealpina. Affiorano nei livelli strutturali più elevati del complesso di Clarea in prossimità del contatto con
il complesso d’Ambin. Il passaggio tra i micascisti a prevalente paragenesi prealpina ed i micascisti
glaucofanici a prevalente paragenesi alpina è estremamente graduale e non costituisce un limite
cartografabile con esattezza, perché avviene nell’intervallo di almeno un centinaio di metri.
Sono prevalentemente costituiti da quarzo, albite, miche bianche (fengite e paragonite), clorite,
anfibolo sodico, cloritoide ± biotite ± granato. In quantità accessorie sono presenti rutilo, zoisite, ilmenite,
titanite. Mostrano una evidente scistosità di natura traspositiva sviluppata in condizioni di HP e LT e
definita dalla orientazione preferenziale di mica bianca, clorite, cloritoide e glaucofane. Sono presenti
numerosi rods di quarzo parallelizzati alla scistosità principale alpina. Talvolta i nastri di quarzo disegnano

cerniere isoclinali sradicate che, nelle zone maggiormente riequilibrate in condizioni metamorfiche alpine,
sono appiattite e quasi completamente obliterate. Queste rocce sono generalmente di colore blu intenso
per la presenza abbondante di anfibolo sodico. L’affioramento più rappresentativo si trova a Grange della
Valle.
Localmente questa scistosità viene parzialmente obliterata dalla crescita di peciloblasti albitici avvenuta
a spese di mica bianca e glaucofane durante l’evento decompressionale di bassa pressione e bassa
temperatura. Questo evento trasforma i micascisti in gneiss minuti albitizzati a causa della sostituzione di
mica bianca da parte di albite. In questi gneiss è presente un granato euedrale di piccole dimensioni
cresciuto in equilibrio con biotite o incluso in peciloblasti a losanga di albite. A sua volta la biotite ha
sostituito la clorite. In questi litotipi sono anche presenti aggregati al losanga a quarzo + clorite + albite
cresciuti su originario anfibolo sodico.
Micascisti a paragenesi prealpina preservata (cl a)
Rappresentano il litotipo più diffuso del settore strutturalmente più profondo del complesso di Clarea.
I principali affioramenti si trovano in Val Clarea, nella conca del Rio Ponté e nella conca del Rio
Geronda. In Val Clarea questi litotipi costituiscono una fascia potente circa 400 m. Sono generalmente
molto quarzosi, massicci e contengono numerosi rods di quarzo di dimensioni pluridecimetriche.
Nei litotipi in cui la mica bianca è abbondante, il colore è più chiaro e la scistosità è naturalmente più
pervasiva. Queste diverse varietà litologiche sono intercalate tra loro e non sono delimitate da contatti
Al microscopio si osservano quarzo, muscovite, plagioclasio, biotite, clorite, granato e pseudomorfosi
sericitiche. In quantità accessorie sono presenti rutilo, ilmenite, titanite ed epidoto. I micascisti mostrano
una foliazione tettonica caratterizzata da un layering composizionale centimetrico definito dall’alternanza
di livelli a muscovite + biotite con domini quarzoso-feldspatici. Sono anche presenti porfiroblasti
plurimillimetrici di granato. In generale, la roccia mostra un’aspetto microstrutturale prealpino ben
preservato, anche se le principali fasi mineralogiche, ad eccezione del granato e della muscovite, sono
state pervasivamente sostituite, in condizioni statiche, da strutture coronitiche e pseudomorfosi
sviluppatesi durante l’evento metamorfico alpino di alta pressione. Una foliazione relitta, caratterizzata
dalle stesse fasi che definiscono la foliazione prealpina principale, è talvolta preservata in microlitoni.
Sono anche frequenti pseudomorfosi prismatiche sericitico-cloritiche su probabile cianite. In altri casi si
sono osservati aggregati sericitici di forma romboidale all’interno dei quali è cresciuto abbondante
cloritoide alpino in cristalli prismatici allungati privi di orientazione preferenziale dimensionale. Queste
ultime pseudomorfosi sono state ragionevolmente interpretate come relitti di porfiroblasti di staurolite
prealpina. Anche l’originario plagioclasio prealpino si è destabilizzato in aggregati saussuritici, mentre la
biotite è stata sostituita da fengite ricca in inclusioni di rutilo.
Metabasiti a relitti prealpini (cl b)
Si tratta di metabasiti ad albite ed epidoto a struttura listata e di colore verde scuro. Spesso si
riconosce un layering metamorfico che sottolinea la scistosità principale, definito dall’alternanza di
domini anfibolici, di spessore centimetrico, e di domini ad albite ed epidoto, potenti qualche millimetro.
Sulle superfici di scistosità è possibile osservare una lineazione d’estensione definita dall’isorientazione
dell’anfibolo calcico. Costituiscono corpi lenticolari, il cui spessore varia da dimensioni metriche a
decametriche.
Nella conca del Rio Geronda sono state osservate limitate porzioni, non distinguibili
cartograficamente, nelle quali sono presenti relitti di granato. Questo si presenta in porfiroclasti di
dimensioni plurimillimetriche che possono raggiungere anche il centimetro, con un orlo di reazione
bianco, composto da albite ed epidoto, che testimonia in modo chiaro il suo disequilibrio con la
paragenesi prealpina sviluppatasi in facies anfibolitica.
Al microscopio la foliazione prealpina risulta definita da una paragenesi ad anfibolo calcico, albite,
epidoto, titanite in assenza di clorite. Generalmente l’orneblenda prealpina viene parzialmente sostituita
da glaucofane alpino cresciuto in corone. Saltuariamente, in corrispondenza di vene estensionali
sviluppatesi verosimilmente durante l’evento metamorfico di alta pressione, è cresciuto anfibolo sodico
che ha pseudomorfosato il precedente anfibolo calcico. Le metabasiti riequilibrate in condizioni di alta
pressione di età alpina si trovano in corrispondenza dei domini più riequilibrati in condizioni metamorfiche
alpine, all’interno delle masse di anfiboliti ad albite ed epidoto, ma spesso costituiscono corpi lenticolari
di estensione decametrica, associati ai micascisti glaucofanici a prevalente paragenesi alpina. In esse si
osserva una parziale o totale obliterazione della paragenesi di medio grado metamorfico. Le metabasiti
completamente riequilibrate in condizioni di alta pressione mostrano una paragenesi a granato-

glaucofane-clorite che definisce una foliazione tettonica riferibile all’evento alpino di alta pressione,
mentre quelle riequilibrate in condizioni di bassa pressione sono caratterizzate dalla associazione anfibolo
calcico - clorite - clinozoisite - albite.
Ortogneiss polimetamorfici (cl c)
Gli ortogneiss polimetamorfici affiorano in masse ettometriche nei pressi dei Laghi delle Monache,
nella località Clot delle Selle ed in corrispondenza della parete nord del Monte Chabrière, e in corpi
decametrici lungo il Rio Clapier, sul versante destro della Val Clarea, sul versante destro del Gran
Bourseg e sul versante sinistro del Rio Geronda. Quando la paragenesi prealpina è ancora preservata si
osservano rocce leucocrate a grana medio-fine a quarzo, grosse lamelle di mica bianca e feldspato.
Benché questa roccia abbia subito un’intensa ricostruzione metamorfica, spesso mostra un aspetto
fabric magmatico è stato parzialmente preservato, come ad esempio
si osserva a quota 2500 m nella conca del Rio Geronda. L’assenza di feldspato alcalino fa presupporre
che l’originario protolite magmatico di queste rocce fosse rappresentato da rocce intrusive a
composizione tonalitica. L’originario contatto intrusivo è stato trasposto e parallelizzato alla foliazione
prealpina principale, testimoniando un’età di intrusione chiaramente precedente alla deformazione. Solo in
pochi casi è stato possibile osservare la presenza di piccole apofisi, di dimensioni decimetriche, intercalate
negli scisti incassanti.
Gli ortogneiss mostrano una foliazione tettonica concordante con la scistosità prealpina degli scisti
incassanti, definita da muscovite e biotite, ora sostituita da aggregati di età alpina a fengite + glaucofane +
clorite. Piccoli cristalli idioblasti di granato zonato sono molto abbondanti. Nei differenziati più basici
l’originario plagioclasio calcico viene sostituito da un aggregato dactilitico ad albite + epidoto.
Un’età più vecchia della foliazione prealpina deve quindi venir ipotizzata per la messa in posto di
queste rocce di natura magmatica. Ortoderivati pre-varisici di composizione acida ed intermedia sono ben
conosciuti e descritti in altre unità polimetamorfiche delle falde di Pontis e Siviez-Mischabel (THÉLIN,
1989; THÉLIN et alii, 1993), ma per la prima volta vengono segnalati ortogneiss pre-ercinici nel
complesso di Clarea.
1.1.1.3. - Complesso d’Ambin
Il complesso d’Ambin è prevalentemente costituito da gneiss occhiadini albitico-cloritici che mostrano
una grande omogeneità composizionale e tessiturale e da gneiss leucocrati a giadeite già segnalati in
letteratura (GAY, 1970a, b, 1972a; CALLEGARI et alii, 1980). Queste rocce sono ritenute di origine
magmatica, vulcanica e/o vulcanoclastica e appartenenti allo stesso complesso magmatico.
Intercalate con le rocce di derivazione magmatica, si rinvengono metapeliti costituite da quarzomicascisti
a clorite con rari boudins di scisti glaucofanici e, in quantità subordinate, da micascisti quarzosi
con rari livelli di metaconglomerati, quarziti e livelli carbonatici. Orto e paraderivati non presentano
continuità laterale e mostrano potenze estremamente variabili probabilmente già dovute a originari
rapporti di eteropia.
La caratterizzazione petrografica delle metapeliti mostra che queste ultime derivano dallo
smantellamento delle rocce magmatiche. In questo quadro gli ortogneiss albitico-cloritici e gli ortogneiss
leucocrati rappresenterebbero il prodotto metamorfico di corpi magmatici effusivi o sub-intrusivi portati
rapidamente in erosione.
L’età degli ortoderivati è sconosciuta, ma vengono considerati di probabile età tardo-varisica, in
accordo con le abbondanti sequenze vulcaniche e vulcano-clastiche di età permo-carbonifera descritte
all’interno del sistema multifalda del Gran San Bernardo (e.g. ESCHER, 1988). Il complesso d’Ambin
mostra inoltre notevoli affinità litostratigrafiche anche con il tegumento permo-carbonifero descritto nel
brianzonese ligure, in Vanoise e nelle falde di Pontis e Siviez-Mischabel (DESMONS & MERCIER, 1993;
THÉLIN et alii, 1993). Nel complesso d’Ambin sono state riconosciute le seguenti unità:
Metaconglomerati e quarziti conglomeratiche (ama)
Costituiscono un orizzonte discontinuo potente fino ad alcune decine di metri alla base del complesso
d’Ambin. Sono caratterizzati dalla presenza di clasti da millimetrici a centimetrici di quarzo biancastro e
da rari litici gneissico-micascistosi isorientati parallelamente alla scistosità regionale e immersi in una
matrice quarzosa con subordinata mica bianca, che conferisce alla roccia una caratteristica colorazione
bianco-lattea.

I metaconglomerati presentano passaggi laterali graduali a quarziti conglomeratiche. In entrambi i
litotipi sono presenti diffuse cariature di colore marrone dovute all’alterazione di carbonati ferriferi spesso
concentrati in livelli millimetrico-centimetrici.
Micascisti quarzosi, quarziti, marmi (amb)
Affiorano estesamente a basse quote lungo il versante sinistro della Dora Riparia tra Chiomonte e
Salbertrand e nei pressi del Rifugio Vaccarone. Si tratta di un insieme di paraderivati in cui si riconoscono
micascisti quarzosi passanti lateralmente a quarziti che costituiscono bancate decimetrico-metriche,
alternate a livelli di potenza analoga di micascisti a glaucofane, mica chiara, clorite e carbonati. Talvolta il
contenuto in carbonati (generalmente ankerite) è decisamente importante e conferisce alla roccia il tipico
aspetto di calcemicascisto caratterizzato, sulle superfici alterate, da diffuse cariature contenenti ossidi e
idrossidi di ferro derivanti dall’alterazione dei carbonati ferriferi. Nella zona tra Ruinas e Maison,
all’interno dei micascisti, si osservano alcuni livelli decimetrici di marmi micacei con colore di alterazione
rossastro.
Nella zona del Rifugio Vaccarone i micascisti a glaucofane, mica chiara e clorite sono più abbondanti.
Sono inoltre presenti discontinui livelli metrici di metaconglomerati a elementi di quarzo di dimensioni
centimetriche e rari litici, in matrice micascistosa.
Gneiss leucocrati a giadeite (amc)
Gneiss molto compatti a grana fine di colore biancastro con caratteristica colorazione rosso ruggine,
affiorano diffusamente allo sbocco della Val Clarea e sul versante sinistro della Dora Riparia fino ad
Exilles.
Sono rocce molto omogenee costituite da quarzo, albite, mica bianca e, in quantità accessoria, opachi.
Raramente si rinvengono porfiroclasti di K-feldspato al cui interno è presente giadeite relitta già segnalata
da GAY (1972a). La giadeite, pseudomorfa su originaria albite magmatica, si presenta in aggregati
sericitici a grana molto fine associata a quarzo. Talvolta viene sostituita da mica bianca. Sono anche
presenti porfiroclasti magmatici plurimillimetrici di plagioclasio parzialmente sericitizzato. La roccia
presenta inoltre tessitura debolmente scistosa definita dall’isorientazione delle miche.
Interpretati come metatufiti riolitiche (GAY, 1970a, b, 1972a) o come metagranofiri (CALLEGARI et
alii, 1980), mostrano una composizione di tipo alcali-granitico (POGNANTE et alii, 1984). Non sono state
osservate evidenze di terreno che permettano di attribuire a questi corpi magmatici un’origine intrusiva o
effusiva.
Gneiss occhiadini ad albite e clorite (amd)
Gneiss di colore verde chiaro costituiti prevalentemente da quarzo, albite, mica bianca, clorite con
subordinati cloritoide relitto, biotite tardiva e carbonati, costituiscono il litotipo prevalente del complesso
di Ambin. La roccia presenta una foliazione tettonica ben sviluppata definita da mica bianca e clorite ed è
caratterizzata da una tessitura occhiadina definita da aggregati granoblastici plurimillimetrici ad albite,
quarzo, clorite e magnetite cresciuti su pirosseno giadeitico e aggregati a quarzo, clorite e albite cresciuti
su anfibolo sodico. La clorite si presenta in grosse lamelle isolate probabilmente cresciute su originaria
biotite magmatica.
Sono inoltre molto abbondanti i minerali accessori, alcuni dei quali tipici di rocce magmatiche a
chimismo intermedio: opachi (ilmenite e magnetite), rutilo trasformato in titanite, tormalina, zircone,
apatite ed epidoto.
Considerati come il prodotto metamorfico di grovacche (DESMONS & MERCIER, 1993), vengono
interpretati come rocce di origine magmatica vulcanica e/o vulcanoclastica in base alle caratteristiche
petrografiche e alla omogeneità composizionale e tessiturale su tutta l’area.
Micascisti quarzosi a clorite (ame)
Micascisti e quarzomicascisti leucocrati a grana media di colore bianco e con foliazione ben sviluppata,
affiorano principalmente nell’alto Vallone Galambra, nella zona di Punta Sommeiller e nella zona Rifugio
Vaccarone - Gros Muttet - Col Clapier. Sono rocce molto omogenee costituite da quarzo, mica bianca,
clorite, cloritoide e carbonati. Localmente passano a quarzomicascisti e quarziti micacee in cui le quantità
di clorite e cloritoide diminuiscono sensibilmente.
Sono stati indicati con un sovrassegno rari boudins di scisti glaucofanici (ame*).
1.1.1.4. - Metadioriti a relitti magmatici (drt)

Nel complesso di Clarea e più diffusamente in quello di Ambin sono presenti corpi tabulari e ammassi
di metadioriti e metagabbri con ancora parzialmente preservata l’originaria tessitura magmatica. Già
segnalati da POGNANTE et alii (1984) sulle pendici del versante sinistro della Val Clarea, affiorano anche
nella parte bassa del versante sinistro della Valle di Susa tra Exilles e La Ramat. Si tratta di rocce
massicce di colore verde scuro a grana medio-fine con debole sviluppo di foliazione, nelle quali sono
macroscopicamente riconoscibili i siti degli originari femici magmatici (probabile orneblenda e biotite),
mentre in sezione sottile si riconosce il sito dell’originario plagioclasio.
Presentano una paragenesi costituita da anfibolo calcico, clorite, epidoto, albite, carbonato e quarzo, in
quantità minori sono presenti mica bianca e granato e tra gli accessori rutilo, titanite, zircone e opachi.
La debole foliazione tettonica è definita dalla isorientazione di anfibolo, clorite e titanite.
In base ai rapporti con le rocce incassanti queste rocce sono interpretate come originari corpi filoniani.
1.1.2. - Copertura mesozoica
Quarziti d’Etache (qet)
Affiorano in corrispondenza del massiccio della Rognosa d’Etiache, ai piedi della parete sudorientale
del M. Segurét e alla base del versante sinistro della Val di Susa, tra Pont Ventoux ed il Rio Segurét.
Sono costituite da un’alternanza di scisti sericitici e quarziti conglomeratiche poggianti sui diversi
Gli scisti sericitici, di colore grigio-verdastro, costituiscono livelli di spessore da centimetrico a
decametrico e sono formati prevalentemente da mica chiara e quarzo, con tormalina e zircone di chiara
origine detritica in quantità accessorie; caratteristica distintiva è una scistosità pervasiva che registra le fasi
deformative tardive come un clivaggio di crenulazione che localmente evolve in una nuova scistosità di
piano assiale. Il passaggio con i sottostanti gneiss del complesso d’Ambin è graduale e viene interpretato
come stratigrafico.
Le quarziti massicce conglomeratiche, di colore verde pallido e ad alterazione grigio-nocciola,
costituiscono bancate di spessore da centimetrico a decametrico. Sono costituite prevalentemente da
quarzo, con subordinata mica chiara, rari individui millimetrici di feldspato alcalino e sporadica albite; tra
i minerali accessori è da segnalare l’abbondanza di zircone. Sono inoltre presenti, in quantità variabili,
clasti subangolosi di quarzo rosa a lucentezza vitrea le cui dimensioni, solitamente millimetriche, possono
essere occasionalmente centimetriche.
La locale presenza di bancate ad alterazione rugginosa intercalate alle normali bancate di colore verde
pallido può conferire al litotipo un aspetto a bande. Quest’ultima varietà affiora alla base della parete
settentrionale di Punta Galambra.
Questi metasedimenti, sebbene ampiamente citati in letteratura, sino agli inizi degli anni ‘70, non erano
stati distinti dai restanti termini della copertura. Solo GAY (1970a, b; 1972a, b) ha definito questa
successione come “Groupe d’Etache”.
Sulla base della loro posizione stratigrafica, sono attribuite al Permiano sup. (?) - Triassico inferiore.
Quarziti del Rio Segurét (qse)
Affiorano estesamente nel settore della Rognosa di Etiache e in destra orografica della Dora Riparia
tra Beaume e C.na Portetta. Altri affioramenti sono stati rinvenuti sul versante orientale del Monte
Segurét e del Monte Pramand, lungo la cresta di confine con la Francia, tra il Colle dell’Agnello e la
Rocca d’Ambin e nei pressi di Exilles. Si rinvengono inoltre in scaglie tettoniche lungo contatti maggiori
al Colle di Etache e lungo la cresta Toasso Bianco - Grange Marzo.
Le quarziti del Rio Segurét, di colore bianco e ad alterazione bianco-giallastra, presentano un fabric
massiccio ed una composizione prevalentemente quarzosa con sporadica mica chiara. Costituiscono
bancate molto regolari, di spessore da decimetrico a metrico. La grana della roccia è fine ed omogenea: la
mica chiara si concentra soprattutto lungo i piani delimitanti le bancate. Il passaggio con le sottostanti
quarziti d’Etache è stratigrafico e avviene in modo graduale.
Lo spessore di questi metasedimenti è estremamente variabile: le potenze maggiori si riscontrano in
corrispondenza del Massiccio della Rognosa d’Etiache (circa 250 metri) e nei pressi di Beaume, mentre
altrove questi metasedimenti sono potenti solo alcuni metri. Inoltre, in alcune località (ponte sulla Dora
tra Exilles e Chiomonte, Val Clarea) essi sono assenti e la parte restante della successione mesozoica
poggia direttamente sul basamento pretriassico. Localmente (Colle del Sommeiller) sono presenti quarzomicascisti
a cloritoide (qse a)

Le quarziti del Rio Segurét costituiscono il prodotto metamorfico di sedimenti quarzoarenitici deposti
in ambiente littorale (LORENZONI, 1965) e vengono attribuite al Triassico inferiore (Werfeniano) per
analogia litologica con le successioni brianzonesi (ELLENBERGER, 1958; LORENZONI, 1965; ALLENBACH
& CARON, 1986).
Marmi di Exilles (mex)
Poggiano con un contatto netto sulle quarziti del Rio Segurét (Beaume, versante meridionale del
Segurét e del Pramand) o direttamente sul basamento pretriassico (Exilles, ponte sulla Dora tra Exilles e
Chiomonte). Sono metasedimenti prevalentemente carbonatici, potenti pochi metri e costituiti da:
a) scisti carbonatici scuri, con ciottoli arrotondati di dolomie rosate e di quarziti (M. Segurét) e
talvolta livelli lenticolari di marmi dolomitici (M. Pramand). Localmente la successione inizia con quarziti
micacee e micascisti, facilmente confondibili con il basamento pretriassico. L’attribuzione di questi livelli
alle coperture mesozoiche si basa sulla presenza di livelli di marmi nocciola e calcescisti intercalati alle
quarziti. Queste ultime possono essere interpretate come livelli detritici mentre i marmi ed i calcescisti
come il sedimento pelagico.
b) marmi nocciola a patina chiara in livelli di potenza metrica contenenti localmente livelli di quarziti
micacee (M. Pramand, C.na Portetta) o ciottoli decimetrici di dolomie rosate (M. Segurét). Al ponte sulla
Dora e a Exilles, si osservano brecce ad elementi quarzitici e carbonatici, con matrice costituita da marmi
scuri spesso di aspetto fluidale. I clasti carbonatici sono rappresentati sia da dolomie e calcari dolomitici
sia da marmi cristallini a grana grossa interpretabili come encriniti.
Calcescisti della Beaume (cbe)
Sono costituiti da calcescisti albitici a rara mica bianca e quarzo a patina di alterazione marroncina
contenenti clasti e livelli discontinui di quarziti micacee ricche in carbonato ed orizzonti di brecce a clasti
centimetrici di marmi, dolomie e micascisti. Gli affioramenti più significativi sono localizzati nel settore di
Beaume, al ponte sulla Dora (Exilles) e alla Rocca d’Ambin. Altri affioramenti sono stati rinvenuti nei
pressi del Rifugio Vaccarone e allo sbocco della Val Clarea. In questa località, i calcescisti della Beaume
poggiano direttamente sul basamento pretriassico (complesso d’Ambin) e contengono clasti decimetrici
arrotondati di marmi mineralizzati nerastri (hard grounds ?).
Corrispondono all’ ensemble carbonaté superieur di ALLENBACH & CARON (1986) e sono da questi
autori attribuiti al Cretacico superiore.
Secondo ALLENBACH (1982) e ALLENBACH & CARON (1986) la successione rappresentata dai marmi
di Exilles e dai calcescisti della Beaume è fortemente lacunosa. Questi autori riferiscono i metasedimenti
carbonatici qui cartografati come marmi di Exilles al Giurassico medio-superiore (intervallo a,
corrispondente al loro “ensemble inferieur”) e al Malm (intervallo b, corrispondente al loro “ensemble
carbonaté inferieur”); i calcescisti della Beaume sono invece riferiti al Cretacico superiore - Paleocene
per analogia con i Marbres cloriteux delle successioni brianzonesi, che sono datati paleontologicamente.
L’assenza di datazioni rende tuttavia altamente speculativa ogni attribuzione cronologica. Gli unici
sedimenti facilmente correlabili con le successioni brianzonesi sono i “calcescisti della Beaume”
(Cretacico superiore - Paleocene). L’esigua potenza della successione, l’assenza di superfici di
discontinuità evidenti e l’elevata componente terrigena suggeriscono che tutta la successione si è deposta
in questo intervallo di tempo e che quindi anche i marmi di Exilles siano da riferire al Cretacico superiore.
1.2. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DEL VALLONETTO
Affiora estesamente tra l’alto vallone di Rochemolles e il Monte Pramand ed è interposta tra le unità
del Vin Vert, della Roche de l’Aigle e di Valfredda a tetto e l’unità dell’Ambin a letto. Il contatto
tettonico di base corrisponde ad un piano di sovrascorrimento a basso angolo, sottolineato da brecce
tettoniche. Costituisce inoltre klippen poggianti tramite piani a basso angolo sul Massiccio d’Ambin ed
affioranti al Monte Niblé, alla Rocca d’Ambin e lungo la cresta Monte Clopaca - Cima del Vallone - Cima
dei Quattro Denti. Altri affioramenti si rinvengono infine nei pressi del Rifugio Vaccarone. Scaglie
tettoniche di limitata estensione in sinistra orografica della Dora di Bardonecchia, tra Constans e Savoulx,
sono tettonicamente imballate nei gessi.
I metasedimenti sono caratterizzati da una foliazione di natura traspositiva sviluppatasi in condizioni
sincinematiche rispetto allo sviluppo delle paragenesi in facies scisti blu di alta T (mica bianca, clorite,
epidoto, glaucofane ± cloritoide e rutilo). Si osserva inoltre una riequilibrazione in facies scisti verdi
sviluppatasi in condizioni sostanzialmente statiche e caratterizzata dalla blastesi di albite peciloblastica a
spese di mica bianca e di biotite su clorite.

La successione stratigrafica, estremamente tettonizzata, può essere ricostruita in tutto il suo sviluppo
Dal basso all’alto stratigrafico essa è costituita da:
(dse)
Costituiscono le imponenti falesie della cresta Monte Segurét - Cima del Vallonetto - Truc Peyron;
altri affioramenti si rinvengono al Monte Pramand, nell’alto Vallone di Rochemolles e nella parte alta
della Valfredda (Roche Ronde). Sono costituite da dolomie grigio-rosate e da dolomie grigie a patina di
alterazione giallastra, in bancate massicce di potenza da decimetrica a metrica, cui si intercalano livelli di
calcari dolomitici nerastri fetidi. Localmente (alto vallone di Rochemolles) si rinvengono livelli di calcari
dolomitici con abbondanti gallerie di bioturbazione a sezione subcircolare, che possono essere confrontati
con i “Calcaires vermiculés” delle successioni mediotriassiche brianzonesi.
Interpretati come depositi caotici ad enormi blocchi (megabrecce), deposti al piede di scarpate di faglie
distensive di presunta età giurassica da ALLENBACH & CARON (1986), vengono qui considerati, in
accordo con LORENZONI (1965), come depositi di piattaforma carbonatica, cui viene attribuita un’età
mediotriassica per correlazione con le successioni brianzonesi.
Marmi de I Frati (mfr)
Affiorano nell’alto Vallone di Rochemolles (I Frati, cresta Passo di Valfredda - Passi dei Fourneaux), e
lungo la cresta settentrionale del Vallonetto. Si tratta di marmi grigio-biancastri dal tipico aspetto
laminato, rosa sulla superficie alterata e ricchi in mica bianca. Molto spesso questi metasedimenti sono
brecciati e cataclasati ed assumono l’aspetto di “carniole” (ad es. lungo la cresta Passo di Valfredda -
Passo dei Fourneaux).
Sulla base della posizione stratigrafica, i marmi de I Frati rappresentano l’equivalente, più metamorfico
Marbres de Guillestre” delle successioni brianzonesi. Sono ritenuti quindi di età
giurassica superiore (Malm).
Complesso del Vallonetto (cvl)
Affiora nell’alto vallone di Rochemolles, sui versanti meridionale e sudoccidentale della Cima del
Vallonetto, lungo la cresta Monte Clopaca - Cima del Vallone, e nel settore del Monte Niblé - Rifugio
Vaccarone, ove costituisce un klippe tettonicamente sovrapposto a termini diversi appartenenti all’unità
tettonostratigrafica del Massiccio d’Ambin.
E’ costituito da calcescisti e calcemicascisti bruni, caratterizzati dall’alternanza di livelli submillimetrici
di colore grigio-biancastro a composizione prevalentemente quarzosa e di livelli grigio scuri
prevalentemente fillosilicatici. Queste rocce, a patina di alterazione brunastra, sono caratterizzate da una
scistosità pervasiva irregolarmente crenulata.
Il klippe del M. Niblé è rappresentato nella cartografia precedente come di pertinenza “piemontese”
(CARTA GEOLOGICA D’ITALIA, 1911a, LORENZONI, 1965; FUDRAL et alii, 1994). Tuttavia l’esistenza di
calcescisti carbonatici massicci a patina di alterazione ocra simili ai “Marbres cloriteux “ delle successioni
brianzonesi e di livelli di scisti quarzoso-micacei (cvl b) analoghi a quelli del Vallone di Rochemolles,
l’assenza di ofioliti e la posizione geometrica suggeriscono di interpretare questo settore come
appartenente al complesso del Vallonetto.
Considerando la posizione stratigrafica e la somiglianza di alcuni livelli con i metasedimenti di età
cretacica delle successioni brianzonesi, il complesso del Vallonetto è riferito al Cretacico superiore.
Entro i calcescisti del complesso del Vallonetto sono assai diffuse le intercalazioni di livelli detritici.
Sono stati distinti:
- cvl a: brecce poligeniche a cemento carbonatico ad elementi quarzitici, dolomitici e carbonatici, e
quarziti bianco-verdastre contenenti clasti dolomitici e carbonatici. Sono ben esposte nell’alto vallone di
Rochemolles e lungo la cresta M. Segurét - Cima del Vallonetto. Sul versante meridionale della cresta
Punta Valfredda - Passi dei Fourneaux sono presenti, intercalati nei calcemicascisti bruni, corpi
decametrici di dolomie triassiche interpretate come olistoliti;
- cvl b: micasciti quarzoso-micacei e gneiss, contenenti clasti dolomitici rosati di dimensioni fino a
decimetriche (basamento ricostituito Auct.) Sono particolarmente diffusi lungo la cresta Segurét - Cima
del Vallonetto e al Monte Niblé, ove costituiscono livelli di potenza decametrica che sottolineano le
principali strutture plicative.
Infine sulla cresta M. Segurét - Cima del Vallonetto è stata indicata con questa sigla anche una scaglia
tettonica, imballata entro i metasedimenti del complesso del Vallonetto, costituita da scisti cloriticoanfibolici
completamente retrocessi in facies scisti verdi.

1.3. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DI GAD
Affiora lungo la Valle della Dora Riparia, in scaglie tettoniche a forma di losanga che sottolineano la
zona di taglio ad alto angolo a direzione circa N60E, che separa il Massiccio d’Ambin dalle unità
ofiolitiche. Scaglie tettoniche di limitata estensione sono state inoltre rinvenute, nella stessa posizione
strutturale, in bassa Val Clarea. I metasedimenti mostrano una foliazione di natura tettonica definita da
mica bianca e clorite al cui interno sono preservate pseudomorfosi prismatiche di mica bianca, carbonati
ed opachi su originaria lawsonite.
Considerata di pertinenza piemontese esterna da CARON (1977), l’unità tettonostratigrafica di Gad
presenta una successione che può essere agevolmente confrontata con quelle del dominio brianzonese.
Tale successione può essere osservata in tutto il suo sviluppo solo tra Gad e Salbertrand, poiché nelle
altre località di affioramento è sempre troncata da contatti tettonici.
Dal basso all’alto sono stati distinti i seguenti termini:
Dolomie di Gad (dga)
Dolomie grigie a patina di alterazione chiara, in bancate dello spessore di 40/50 cm, senza evidenti
strutture sedimentarie preservate, cui si intercalano localmente livelli di brecce a clasti dolomitici spigolosi
(brecce intraformazionali) e di marmi biancastri a grana fine, a frattura concoide (Chiomonte). A Est di
Pra Piano, alle dolomie si intercalano inoltre livelli di potenza metrica di argilloscisti nerastri.
Le dolomie di Gad, potenti circa 200 m tra Gad e Salbertrand, rappresentano facies di piattaforma
carbonatica. In questi metasedimenti ZACCAGNA (1887) ha rinvenuto, nei pressi di Gad d’Oulx, alcuni
fossili successivamente determinati da PORTIS (1889) come appartenenti ai generi Natica, Myophoria e
Lima. Su queste basi le dolomie di Gad sono attribuite al Triassico medio (Anisico).
Brecce di Serre Blanche (bsb)
Brecce a matrice dolomitica con clasti sia dolomitici che quarzitici. Costituiscono un livello
discontinuo, potente alcuni metri, poggiante sulle sottostanti dolomie tramite una evidente superficie
erosionale. Seguono quarziti micacee biancastre che talvolta poggiano direttamente sulle dolomie
triassiche. Gli affioramenti più significativi di questa successione sono localizzati a Est di Gad.
Localmente (stazione ferroviaria di Exilles), questo intervallo detritico è rappresentato da micascisti
verdastri ricchi in clorite, direttamente sovrapposti alle dolomie.
L’età delle brecce di Serre Blanche è sconosciuta. Considerando la loro posizione stratigrafica,
vengono dubitativamente riferite al Giurassico.
Calcescisti di Monfol (cmo)
Calcescisti carbonatici massicci, a patina di alterazione ocra, costituiti da prevalente calcite cui si
associano mica bianca, quarzo e rara albite. Costituiscono bancate massicce di potenza metrica, affioranti
esclusivamente a NW di Monfol. Questi metasedimenti, interpretabili come depositi di tipo pelagico,
contengono frequenti intercalazioni da decimetriche a metriche di calcemicascisti ricchi in quarzo,
corrispondenti ad originari livelli detritici terrigeni e localmente (Cappella di S. Domenico) di quarziti
micacee massicce.
I calcescisti di Monfol sono confrontabili, sia come facies che come posizione stratigrafica, con i
“Marbres cloriteux” delle successioni brianzonesi e sono pertanto riferiti al Cretacico superiore.
1.4. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DI VALFREDDA
Affiora nell’alto vallone di Valfredda, ed è costituita da una potente successione di margine
CARON (1977) CARON & GAY (1977) e ALLENBACH & CARON (1986).
E’ giustapposta all’unità del Vin Vert per mezzo di una faglia subverticale a direzione NW-SE; a NW è
sovrascorsa dall’unità della Roche de l’Aigle. Il piano di sovrascorrimento a basso angolo è evidenziato
da un allineamento di sorgenti incrostanti. A NE è accavallata sull’unità del Vallonetto. Il piano di
sovrascorrimento è troncato da una faglia subverticale a direzione NW-SE.
Sono state distinte le seguenti unita litostratigrafiche:
Dolomie dello Chaberton (dch)

Dolomie stratificate grigie, a patina di alterazione biancastra, in bancate massicce di potenza metrica.
Al tetto degli strati si riconoscono frequentemente lamine ondulate di spessore millimetrico, di probabile
origine algale, e brecce da disseccamento a clasti piatti che testimoniano una deposizione avvenuta in
ambiente tidale. Potenti alcune decine di metri, sono stati attribuite al Norico per analogia litologica con
le successioni piemontesi di margine continentale, datate paleontologicamente (ad es. MEGARD GALLI,
1974; POLINO et alii, 1983) ed affioranti alla base della successione dell’unità dello Chaberton - Grand
Hoche - Grand Argentier.
Scisti di Côte Belle (ccb)
Costituiti da scisti filladici alternati a marmi grigi di aspetto “nodulare” e a livelli di dolomie a
lumachelle. Affiorano esclusivamente in destra orografica del Rio Segurét, a quota 2800 circa, ove
poggiano con contatto netto sulle sottostanti dolomie e sono potenti alcuni metri. Lateralmente, gli scisti
di Côte Belle mancano per erosione e le dolomie dello Chaberton sono seguite direttamente dai
metasedimenti carbonatici del complesso di Valfredda.
Nonostante il limitato spessore, gli scisti di Côte Belle sono confrontabili con i metasedimenti datati al
Retico - Hettangiano delle successioni del Pic de Roche Brune (DUMONT, 1983) e dello Chaberton -
Grand Hoche (POLINO et alii, 1983). Si tratta di originari sedimenti di piattaforma esterna, testimonianti
il progressivo annegamento della piattaforma carbonatica norica.
Complesso di Valfredda
Unità litostratigrafica costituita prevalentemente da calcescisti, in cui sono stati distinti:
- cva: alternanze di calcescisti a patina rugginosa a mica bianca, clorite, glaucofane e di marmi grigioscuri
in livelli di potenza decimetrica. A questi metasedimenti si intercalano potenti livelli di brecce a
cemento carbonatico (cva a) che localmente (Grange di Valfredda) poggiano direttamente sulle dolomie
noriche tramite un’evidente superficie erosionale. Le brecce sono costituite da clasti eterometrici di
dimensioni da centimetriche a metriche di rocce carbonatiche (dolomie, marmi scuri) e silicee (quarziti
micacee, micascisti). Questi ultimi sono decisamente preponderanti, raggiungono dimensioni cospicue e
sono spesso spigolosi ed allungati. La potenza delle brecce diminuisce verso il tetto della successione.
L’età dei metasedimenti sopra descritti non è conosciuta. Sulla base della loro posizione stratigrafica
essi vengono riferiti al Giurassico, in accordo con ALLENBACH & CARON (1986);
- cvb: scisti filladici nerastri, con rare intercalazioni carbonatiche. Questi metasedimenti, affiorano per
poche decine di metri lungo la cresta Vallonetto - Vin Vert e rappresentano facies di black shales riferibili
alla parte alta del Cretacico inferiore (DUMONT, 1983; POLINO et alii, 1983; ALLENBACH & CARON,
1986);
- cvc: calcescisti grigiastri a patina di alterazione rugginosa, fissili, dal tipico detrito in scaglie
decimetriche. Affiorano all’estremità sud-occidentale della cresta Vallonetto - Vin Vert, ove poggiano
con contatto netto sulle facies tipo black shale (cvb) e su entrambi i versanti della Valfredda, ove
riposano in discordanza sui metasedimenti riferiti al Giurassico (cva).
I calcescisti possono essere confrontati con i termini sommitali della successione dell’unità dello
Chaberton - Grand Hoche e vengono pertanto riferiti al Cretacico superiore (Aptiano? - Cenomaniano?
secondo ALLENBACH & CARON, 1986). Mostrano una foliazione tettonica definita da mica bianca, clorite
± rutilo e rara biotite tardiva.
1.5. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DELLO CHABERTON - GRAND HOCHE - GRAND ARGENTIER
Affiora estesamente nel settore SW del foglio, lungo la dorsale Punta Clotesse - Punta Charrà, a tetto
dell’unità oceanica del Lago Nero su cui riposa tramite un piano di sovrascorrimento a basso angolo. Altri
affioramenti, più limitati come estensione, si rinvengono a Ovest dell’abitato di Melezet sino alla cresta di
confine con la Francia, tra il Colle della Rho e la Punta Nera (Grand Argentier). Questi affioramenti sono
interpretabili come scaglie pizzicate nella zona di taglio che separa l’unità tettonostratigrafica dei Re Magi
dalle successioni a prevalenti calcescisti dell’unità del Lago Nero.
La successione stratigrafica, osservabile in tutto il suo sviluppo lungo la dorsale Grand Hoche - Punta
Charrà, è costituita da una potente successione di margine continentale, di grado metamorfico molto
MARINI et alii, 1983), che conserva ancora abbastanza chiaramente i caratteri
sedimentari originari nonostante la deformazione alpina. E’ l’unica unità tettonostratigrafica in cui sono
stati ritrovati fossili in buon stato di conservazione.
La successione è costituita da:

Dolomie dello Chaberton (dcb)
Successione ciclica di banchi di spessore da decimetrico a metrico di dolomie grigio scure alla base,
interpretabili come depositi da sub- a intertidali, e di dolomie chiare a strutture di disseccamento di
ambiente supratidale. Frequentemente i banchi sono separati da sottili interstrati pelitici grigi o neri. Nella
parte alta della successione questi possono formare livelli potenti alcuni centimetri e riempire anche
fratture da disseccamento formate al tetto dei banchi dolomitici. Sono presenti anche locali corpi di
brecce interpretate come riempimento di canali tidali. Sono potenti diverse centinaia di metri, ed hanno
età norica confermata da faune a gasteropodi (Wortenia contabulata), Lamellibranchi (Myophoria
inaequicostata, Gervilleia exilis, Avicula contorta, Megalodon sp.), foraminiferi (Glomospirella cfr.
parallela, Agathammina sp.?) ed alghe dasicladacee (Diplopora pauciforata, Gyroporella aequalis, G.
curvata) (MEGARD GALLI, 1974; POLINO et alii, 1983).
Calcari di Côte Belle (ccl)
Alternanza di argilloscisti più o meno carbonatici, calcari talora nodulari e dolomie a lumachelle. Lo
spessore di questa successione varia da pochi metri sino ad un massimo di 150 nel Massiccio di
Rochebrune dove è stata definita. Nell’area del foglio supera raramente le poche decine di metri. Questa
successione rappresenta la transizione tra i depositi di piattaforma carbonatica sottostanti e quelli pelagici
del complesso di Les Arbours e sottolinea l’inizio della distensione liassica del dominio piemontese. L’età
è compresa nell’intervallo Retico-Hettangiano, grazie al ritrovamento di coralli (Astreomorpha sp.,
Thamnasteria sp., Stylaphyllium sp., Oppelismilia sp., Thecosmilia sp.), brachiopodi (Terebratula
gregaria), lamellibranchi (Gryphaea arcuata, Rhaetavicula contorta, Dymiopsis intusstriata, Ostrea
heidingeriana, Lopha sp., Cardita austriaca, C. munita, Chlamis falgeri) e crinoidi (Isocrinus sp.)
(POLINO et alii, 1983).
Complesso di Les Arbours (car)
E’ costituito da un complesso di calcescisti, largamente affiorante sul versante NE della dorsale Grand
Hoche - Punta Charrà, che testimonia il progressivo annegamento della piattaforma carbonatica norica. Al
suo interno sono stati distinti:
- car a: alternanza di marmi e filladi, potenti circa 120 metri, che alla Grand Hoche hanno conservato
una fauna a belemniti ed ammoniti in genere indeterminabili, tra le quali è stato ritrovato un esemplare
incompleto di Echioceras sp. (POLINO et alii, 1983) indicante un’età sinemuriana sup.;
- car b: un intervallo di calcescisti con intercalazioni di livelli detritici grossolani che testimoniano
probabilmente le fasi distensive liassiche legate all’apertura della Neotetide;
- car c: un orizzonte siliceo costituito da quarziti micacee varicolori, interpretate come l’equivalente
degli orizzonti silicei, di età compresa tra l’Oxfordiano ed il Kimmeridgiano, associati alle ofioliti della
porzione oceanica del bacino;
- car d: brecce a cemento carbonatico a clasti calcareo-dolomitici e silicei (quarziti, micascisti), in corpi
lenticolari potenti 2-3 m (Ovest di Melezet).
Complesso della Grand Hoche (cgh)
E’ costituito da una potente successione carbonatico-terrigena, considerata di età cretacica per
inquadramento, al cui interno sono stati distinti:
- cgh a: calcescisti, passanti verso l’alto a marmi grigiastri con sottili livelli silicei (Titoniano-
Neocomiano?);
- cgh b: filladi grigio-nerastre interpretate come l’equivalente metamorfico delle argilliti nere di età
aptiano-cenomaniana diffuse in tutto il dominio della Tetide e dell’Atlantico settentrionale. Verso l’alto,
questi metasedimenti passano a calcescisti grigiastri, contenenti sottili intercalazioni arenacee, che
possono essere interpretati come un deposito di tipo flyscioide.
1.6. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DEI RE MAGI
E’ stata delimitata e cartografata all’estremità occidentale del foglio, lungo la cresta di confine con la
Francia, tra il Col des Acles ed il Colle della Rho. Riposa tramite una zona di taglio Est-vergente a basso
angolo, ripresa da faglie subverticali a direzione circa NS, sull’unità oceanica del Lago Nero o sulla
successione dello Chaberton - Grand Hoche - Grand Argentier. La zona di taglio è contrassegnata da un
grande sviluppo di brecce tettoniche (Punta delle Tre Croci) e da gessi (Rio Fosse).

Questa unità tettonostratigrafica è costituita al suo interno da tre unità geometriche sovrapposte da
piani di sovrascorrimento a basso angolo, questi ultimi contrassegnati da brecce tettoniche a spese di
dolomie. L’unità strutturale intermedia forma una grande piega coricata Est-vergente, ad asse NNE-SSW,
ben visibile sul versante orientale della catena dei Re Magi. Nel suo insieme, questa unità non mostra
evidenze di riequilibrazione metamorfica. E’ tuttavia presente una debole foliazione di natura tettonica,
definita dall’orientazione preferenziale dimensionale (OPD) della mica bianca, osservabile solo in rari
livelli arricchiti in silicati.
La successione stratigrafica è costituita da:
Micascisti (mcr)
Visibili in due affioramenti lungo il contatto tettonico alla base dell’unità (Comba della Gorgia e quota
2.545 ad Est di Pian dei Morti), sono costituiti da micascisti cloritico-albitici a grana fine di colore verdenerastro
± milonitici. Sono stati interpretati come scaglie di substrato pretriassico brianzonese implicate
nella zona di taglio basale.
Complesso dei Re Magi (crm)
Si tratta una potente successione calcareo dolomitica mediotriassica in facies di piattaforma
carbonatica, a chiara affinità brianzonese, descritta in dettaglio da CABY (1964). Lungo la cresta
meridionale della Punta delle Quattro Sorelle, sono state distinte le seguenti subunità litostratigrafiche:
- crm a: dolomie scure a patina di alterazione grigia e calcari bioturbati assimilabili ai “Calcaires
vermiculés” delle successioni brianzonesi (Anisico);
- crm b: calcari grigio-scuri, talvolta a patina di alterazione rossastra, con al tetto calcari bioturbati di
aspetto “tigrato” (Ladinico inferiore); dolomie e calcari dolomitici grigio-scuri, talvolta “fetidi”, con livelli
di brecce dolomitiche a clasti arrotondati, assimilabili alle “
brianzonesi (Ladinico sup.); dolomie biancastre e dolomicriti a patina di alterazione chiara, in strati sottili,
alternati a dolomie grigio-scure (Ladinico sommitale). In quest’ultima facies è stato rinvenuto, alla base
della cresta NE delle Quattro Sorelle, un livello di probabili cineriti triassiche.
Marmi rosati (mrm)
Marmi rosati laminati, intensamente ripiegati, correlabili con i “Marbres de Guillestre” delle
successioni brianzonesi e pertanto ritenuti di età giurassica superiore. Affiorano sporadicamente alla
testata della Comba della Gorgia.
Calcescisti carbonatici (ccm)
Calcescisti carbonatici massicci, a patina di alterazione di colore ocraceo, costituiti da prevalente
calcite cui si associano mica bianca, quarzo e rara albite. Affiorano sporadicamente alla testata della
Comba della Gorgia e sono correlati ai “Marbres cloriteux” delle successioni brianzonesi (Cretacico
sup.).
2. - UNITA’ OCEANICHE
2.1. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DELL’ALBERGIAN
Affiora per una limitata estensione in destra orografica del Torrente Chisone, al margine SE del foglio,
ed è separata dall’unità di Cerogne-Ciantiplagna da una fascia di deformazione subverticale a direzione
circa N60E. Questa struttura, di estensione regionale, si estende da Cervières (nella valle della Durance)
al Colle delle Finestre (v. schema tettonometamorfico). Nell’area del foglio controlla l’orografia dell’alta
Valle Chisone ed è visibile solo come strutture fragili minori nella parte alta dei versanti.
L’unità tettonostratigrafica dell’Albergian è interpretata come un’unità oceanica perché al margine
meridionale del foglio (Gran Muels) e più a Sud, nel Foglio “Cesana”, affiorano rocce basaltiche
corrispondenti ad un vero e proprio substrato oceanico ed una copertura ridotta che mostra affinità liguri.
Soprattutto le metabasiti mostrano spettacolari associazioni metamorfiche in facies scisti blu. La
successione stratigrafica è costituita da:
Metabasalti (met)

Sono rappresentati generalmente da prasiniti listate ricche in anfibolo sodico. Talora sono preservate
(Gran Muels) strutture brecciate primarie, corrispondenti in certi casi ad autoclastiti ed in altri a brecce
sedimentarie risedimentate. Sono inoltre presenti rari livelli di brecce ad elementi di gabbro.
Copertura ofiolitica indifferenziata (sco)
Una sottile successione metasedimentaria ad affinità ligure è talora associata alle ofioliti della Punta
Gran Muels e dell’Albergian. Si riconoscono quarziti (Radiolariti?), marmi chiari (Calcari a Calpionelle?),
alternanze di marmi e scisti non carbonatici (Fm. de la Replatte - Scisti a Palombini?) ed infine micascisti
nerastri (black shales?). Questa successione poggia con contatto netto sulle metabasiti e a causa del
limitato spessore è stata rappresentata in modo comprensivo.
Calcescisti (acs)
Successione monotona di scisti ± carbonatici indifferenziati e calcescisti marmorei a grana grossolana
che affiorano estesamente al di sotto delle ofioliti e relative coperture dell’Albergian e del Gran Muels.
Microscopicamente sono state osservate due foliazioni di natura tettonica. La prima è relitta ed è
conservata all’interno di porfiroblasti di lawsonite, ora pseudomorfosati in aggregati a mica bianca,
carbonati, opachi. La seconda foliazione mostra caratteri traspositivi ed è definita dalla OPD di mica
bianca e clorite.
Questi metasedimenti sono giustapposti per mezzo di una faglia subverticale a direzione N60E a:
Marmi (acc)
Calcescisti marmorei e marmi chiari, debolmente micacei, massicci. Affiorano estesamente nelle dorsali
costituenti il versante meridionale della Val Chisone.
2.2. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DEL LAGO NERO
E’ costituita da un basamento oceanico formato da serpentiniti e oficalciti, su cui poggia una
successione sedimentaria ad affinità ligure comprendente brecce di serpentiniti e di basalti, radiolariti
dell’Oxfordiano superiore - Kimmeridgiano medio (?), marmi a patina di alterazione chiara (Titoniano -
Neocomiano ?), filladi alternanti a scisti carbonatici con bordi silicizzati (F. della Replatte, Cretacico
inferiore?), filladi nere in facies di black shales (Cretacico inferiore?) ed infine scisti carbonatici
“arenacei” alternati a peliti carbonatiche (Cretacico superiore?). Caratteristica di questa unità è la
presenza di intercalazioni detritiche e di olistoliti di origine sia ofiolitica che continentale, diffuse a tutti i
livelli stratigrafici ma soprattutto nella porzione sommitale (cretacica) della successione.
L’area tipo di affioramento di questa unità tettonostratigrafica, descritta in dettaglio da POLINO (1984)
e POLINO & LEMOINE (1984), è localizzata immediatamente a Sud del Foglio “Bardonecchia”. In
quest’ultimo non affiora il basamento oceanico e solo localmente i termini più bassi della copertura
sedimentaria. Tuttavia i caratteri litostratigrafici, la posizione strutturale e soprattutto la continuità
geometrica permettono di delimitare questa unità anche nell’area del Foglio “Bardonecchia”.
I metasedimenti appartenenti a questa unità sono caratterizzati da una foliazione regionale mostrante
caratteri traspositivi, definita da un’associazione a mica bianca, clorite, cloritoide e relitti di lawsonite e
glaucofane. In condizioni statiche tardive è cristallizzata albite a spese di mica bianca e rara biotite. E’
inoltre presente una foliazione tettonica relitta, preservata all’interno di porfiroblasti di lawsonite.
- lungo la cresta spartiacque Valle di Susa - Val Chisone, tra il Colle dell’Assietta ed il Colle Bourget,
ove riposa sull’unità tettonostratigrafica di Cerogne-Ciantiplagna;
- in destra orografica della Dora di Bardonecchia, ove è compresa tettonicamente tra l’unità dello
Chaberton - Grand Hoche a tetto e l’unità a calcescisti di Puys-Venaus a letto (complesso del Puys);
- tra la Punta delle Tre Croci ed il Colle della Rho, ove è sovrascorsa dall’unità dei Re Magi e
localmente (Grand Argentier) da quella dello Chaberton - Grand Hoche - Grand Argentier;
- affiora inoltre estesamente nei valloni del Fréjus e di Rochemolles sino alla Cresta di San Michele ed
al M. Jafferau, ove riposa tettonicamente sull’unità della Roche de l’Aigle.
La successione stratigrafica che affiora nell’area del foglio è costituita da:
Quarziti (qln)

Si tratta di quarziti listate varicolori, correlabili con i sedimenti silicei (Radiolariti e diaspri) di età
giurassica superiore (Calloviano - Kimmeridgiano) delle successioni liguri non metamorfiche. Questi
metasedimenti sono stati riconosciuti in un solo sito, ubicato nell’alto Vallone del Fréjus, a sud della
Punta del Fréjus, lungo un piano di taglio interno all’unità e associati a ofioliti.
Marmi (mln)
Marmi massicci dalla tipica patina di alterazione biancastra, grigio-scuri in frattura fresca, in bancate
massicce potenti 40-60 cm. Questi metasedimenti sono ritenuti essere l’equivalente metamorfico dei
Calcari a Calpionelle delle successioni di copertura ofiolitica liguri e sono pertanto riferibili all’intervallo
Titoniano-Neocomiano. Gli affioramenti più significativi sono stati rinvenuti nei pressi del Lago
dell’Assietta, al Monte Genevris, al Monte di Mucrons e a Sud della Punta del Fréjus. In ques’ultima
località , i marmi sono associati a prasiniti e contengono lenti di scisti cloritici, interpretabili come livelli
detritici ofiolitici che testimoniano un’intensa attività tettonica sinsedimentaria durante il Giurassico
superiore (POLINO & LEMOINE, 1984).
Complesso del Lago Nero (cln)
Questa unità litostratigrafica comprende le successioni a prevalenti calcescisti, ritenute essere la
porzione di età cretacica della copertura ofiolitica. Essa è costituita da tre sub-unità litostratigrafiche
informali distinte in carta quando cartografabili:
- cln a: alternanze più o meno regolari di marmi a patina bruna, spesso a trame rossastre e con bordi
silicizzati e di filladi nerastre in livelli da centimetrici a decimetrici. Questi metasedimenti sono
confrontabili con la Formazione della Replatte, distinta da LEMOINE (1971) nell’area del Monginevro,
che rappresenta l’equivalente metamorfico degli Scisti a Palombini delle successioni di copertura ofiolitica
liguri e pertanto è riferibile al Cretacico inferiore. Gli affioramenti più estesi si rinvengono lungo lo
spartiacque Susa-Chisone (a Est del Colle Lauson e al Monte Genevris), nella zona del Colle della
Mulatera e lungo la cresta di confine con la Francia, negli alti valloni della Rho e del Fréjus;
- cln b: filladi nerastre, lucenti, con subordinate intercalazioni di calcescisti carbonatici e marmorei.
Questi metasedimenti sono generalmente interpretati come derivanti da sedimenti ricchi in sostanza
organica e vengono collegati all’episodio anossico, diffuso a scala tetidea al limite tra il Cretacico
inferiore ed il Cretacico superiore (Aptiano-Albiano). Essi sono stati riconosciuti in tutto l’areale di
affioramento dell’unità, dal Colle dell’Assietta alla cresta della Pierre Menue e costituiscono solitamente
degli intervalli di pochi metri di spessore che sottolineano piani di taglio interni all’unità. Affiorano anche
sul versante meridionale dello Jafferau, tra quota 2500 circa e quota 2600, dove formano una struttura
coricata vergente a Est di dimensioni ettometriche. Alla Testa del Ban e lungo la Costa del Becco
contengono localmente intercalazioni di scisti quarzosi grigio-verdastri in livelli decimetrici e di marmi
neri e ocra fittamente ripiegati;
- cln c: calcescisti carbonatici a patina di alterazione ocra, ricchi in ankerite, in bancate massicce di
spessore metrico. Questi metasedimenti, interpretabili come depositi detritici, sono stati riferiti al
Cretacico superiore per inquadramento stratigrafico e per confronto con analoghe facies presenti in tutta
la catena alpina (DEVILLE et alii, 1992). Essi sono diffusi in tutto l’areale di affioramento dell’unità, dal
Colle dell’Assietta alla Pierre Menue.
All’interno di questa successione a prevalenti calcescisti sono intercalate:
- cln d: quarziti micacee ± fuchsite e Na-anfibolo, che danno luogo a bancate con scarsa continuità
laterale dello spessore massimo di alcuni metri. Questi metasedimenti, interpretabili come livelli detritici di
origine “continentale” (POLINO, 1984; POLINO & LEMOINE, 1984) sono stati rinvenuti nei pressi del
Lago dell’Assietta e sul versante SW della Pierre Menue;
- cln e: metagabbri e metabasiti (prasiniti) costituenti corpi isolati decametrici che sono stati interpretati
come olistoliti. Al microscopio mostrano una paragenesi in facies scisti blu a lawsonite (glaucofane,
lawsonite, clorite, albite e titanite). Affiorano al Colle Bourget e sul versante meridionale della Punta del
Fréjus e della Punta Bagnà, ove sono associati ai marmi a patina chiara di presunta età titoniana;
- cln f: serpentiniti massicce e oficalci, costituenti olistoliti decametrici che affiorano a Sud del Colle di
Costa Piana, a Ovest del Colle Bourget e nel Vallone del Fréjus;
- cln g: brecce a matrice carbonatica a patina di alterazione chiara, contenenti clasti deformati di marmi
a patina grigiastra, di micascisti e quarziti. Formano livelli di spessore metrico ed estensione limitata
affioranti lungo la cresta M. Jafferau - Testa del Ban e nei pressi del Colle della Rho.

3. - UNITA’ OFIOLITICHE
3.1. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DI CEROGNE-CIANTIPLAGNA
E’ stata riconosciuta in destra orografica della valle di Susa, tra Oulx e Salbertrand, ed in sinistra
orografica della Val Chisone, tra Soucheres Basses e l’estremità orientale del foglio. Verso Est, l’unità
tettonostratigrafica di Cerogne-Ciantiplagna prosegue fino al Colle delle Finestre, ove è troncata da una
zona di taglio a direzione circa NS.
Geometricamente affiora al di sotto dell’unità del Lago Nero, da cui è separata da un piano a basso
angolo. E’ inoltre giustapposta all’unità dell’Albergian per mezzo di una zona di deformazione a direzione
circa N60E. Le relazioni geometriche con l’unità di Puys-Venaus (complesso di Venaus) non sono visibili
a causa della copertura quaternaria; in armonia con il quadro deformativo regionale e in base alla
posizione geometrica delle due unità si ipotizza una loro giustapposizione tramite una zona di
deformazione subverticale a direzione NW-SE.
La successione stratigrafica dell’unità di Cerogne-Ciantiplagna è confrontabile con i termini superiori,
cretacici, di una successione di copertura ofiolitica di tipo ligure. Benché il substrato ofiolitico di questa
successione non sia in affioramento, la sua pertinenza oceanica è suggerita dagli elementi detritici
ofiolitici (olistoliti serpentinitici e di metabasiti) e soprattutto dalle quarziti mineralizzate a Mn che
rappresentano presumibilmente il prodotto metamorfico di originarie radiolariti del Giurassico superiore.
Le associazioni metamorfiche che si sviluppano in questa unità (scisti blu ad epidoto) permettono di
differenziarla dalla sovrastante unità del Lago Nero, caratterizzata da associazioni in facies scisti blu a
lawsonite.
La successione stratigrafica è costituita da:
Complesso di Cerogne (lcs)
Potente successione costituita da prevalenti calcescisti in cui si possono distinguere le seguenti
subunità litostratigrafiche informali:
- lcs v: marmi massicci grigi con intercalazioni di filladi, affioranti estesamente sul versante orientale di
Rocca del Colle, a Sud delle Grange Faussimagna e a Est di Soucheres Basses, allo sbocco della Comba
del Pis (Santuario della Madonna delle Nevi). Questa successione è confrontabile con la Formazione della
Replatte dell’unità del Lago Nero ed è pertanto riferita al Cretacico inferiore;
- lcs u: micascisti e filladi non carbonatici, affioranti sporadicamente sul versante orientale di Rocca del
Colle e assimilabili ai black shales delle successioni liguri. Sono stati riferiti alla parte alta del Cretacico
inferiore;
- lcs t: calcescisti carbonatici massicci a patina ocra, con intercalazioni da centimetriche a millimetriche
di scisti micacei. Costituiscono il litotipo più diffuso ed affiorano estesamente a Est del Colle dell’Assietta
(dorsale Grand Serin - Grand Pelà - Cima delle Vallette) ed in destra orografica della Valle di Susa, a SE
di Salbertrand. In questi metasedimenti si osservano localmente mineralizzazioni a pirite cuprifera
(Grange d’Himbert), considerate come singenetiche da DEBENEDETTI (1964).
Nei metasedimenti del complesso di Cerogne, si intercalano livelli detritici ed elementi di provenienza
sia oceanica che continentale:
I primi sono rappresentati da :
- lcs s: serpentiniti e serpentinoscisti, in corpi decametrici interpretabili come olistoliti. Sono intercalati
sia nei marmi (lcs v) (sbocco della Comba del Pis), sia nei calcescisti carbonatici massicci (lcs t) (vallone a
Sud delle Grange di Faussimagna);
- lcs b: metabasiti listate; generalmente costituite da prasiniti ad albite, epidoto, Na-anfibolo, mostrano
talora (Rocca del Colle) relitti di tessiture che possono essere interpretate come brecce ofiolitiche
(elementi di dimensioni centimetriche, ricchi in Na anfibolo, immersi in una matrice a clorite e anfibolo).
Sono intercalati sia in metasedimenti riferibili al Cretacico inferiore (lcs v) (Rocca del Colle), che in
calcesicsti di presunta età cretacica superiore (lcs t) (Grange Faussimagna, Vallone dell’Assietta, Colle del
Gran Serin);
- lcs d: quarziti mineralizzate a Mn (Grange d’Himbert, versante Sud del Gran Serin, Faussimagna),
intercalate nei calcesicsti del Cretacico superiore e talvolta associate alle prasiniti (Faussimagna). Nelle
quarziti, associati alle mineralizzazioni a Mn, si sviluppano piccoli granati.
I livelli detritici di provenienza continentale sono invece rappresentati da:
- lcs f: quarziti micacee ad Na-anfibolo costituenti bancate di spessore metrico con scarsa continuità
laterale intercalate nei calcescisti (G. Berge, Cassas, Rocca del Colle, Madonna delle Nevi).

3.2. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DEL VIN VERT
E’ caratterizzate da una successione stratigrafica ofiolitica ad affinità ligure (ALLENBACH, 1982) e
dalla presenza di “pietre verdi” interpretate come blocchi risedimentati intercalati nella successione
sedimentaria.
Affiora in corrispondenza del M. Vin Vert. Due faglie subverticali a direzione NW-SE giustappongono
questa unità verso SW e verso NE rispettivamente all’unità della Roche de l’Aigle e a quella di Valfredda.
Il contatto inferiore con la sottostante unità del Vallonetto non è visibile.
Mostra un’associazione metamorfica in facies scisti blu di bassa T definita da mica bianca, clorite,
Queste evidenze petrografiche, oltre ai criteri geometrici e litostratigrafici, permettono di differenziare
questa unità dall’unità della Roche de l’Aigle; inoltre in questa unità non si osserva il substrato oceanico.
Complesso del Vin Vert (cvv)
Costituito prevalentemente da calcescisti, cui si intercalano orizzonti detritici di provenienza oceanica
e continentale. I calcescisti sono piuttosto carbonatici e sono caratterizzati da una scistosità pervasiva che
conferisce alla roccia una notevole fissilità. Si differenziano da quelli dell’unità tettonostratigrafica della
Roche de l’Aigle per la presenza di peciloblasti di albite.
Le intercalazioni detritiche, largamente affioranti sul versante orientale del Vin Vert, sono costituite
da: - cvva: quarziti micacee ricche in Na-anfibolo, che formano bancate metriche lateralmente discontinue,
interpretate come di provenienza continentale. La foliazione di natura tettonica è definita dalla
isorientazione di mica e Na-anfibolo;
- cvv b: elementi decametrici di serpentiniti e subordinate metabasiti;
- cvv c: sporadici livelli di marmi massicci chiari confrontabili con i marmi tardo-giurassici delle
successioni sopraofiolitiche (“Calcari a Calpionelle”).
3.3. - UNITÀ TETTONOSTRATIGRAFICA DELLA ROCHE DE L’AIGLE
Anche questa unità tettonostratigrafica è caratterizzata da una successione stratigrafica ofiolitica ad
ALLENBACH, 1982) e dalla presenza di “pietre verdi” che costituiscono sia il substrato
della successione sedimentaria sia blocchi risedimentati in essa intercalati.
Affiora a letto dell’unità del Lago Nero, dallo Jafferau sino alla Cresta di San Michele, da cui è
separata da un piano di sovrascorrimento a basso angolo.
E’ giustapposta all’unità del Vin Vert per mezzo di faglie subverticali a direzione NW-SE e
sovrascorre le unità di Valfredda e del Vallonetto.
Mostra un’impronta metamorfica prevalente in facies scisti blu a epidoto, con parziale riequilibrazione
di basso grado e di bassa pressione. In particolare i metasedimenti sono caratterizzati da una foliazione di
natura traspositiva sviluppatasi in condizioni scisti blu di alta T. E’ inoltre presente una foliazione
tettonica relitta definita da glaucofane, clorite, mica bianca e lawsonite (facies scisti blu di bassa T).
Infine, in condizioni statiche, si sviluppano peciloblasti di albite a spese di mica bianca e biotite che
sostituisce clorite.
La successione stratigrafica è costituita da:
Serpentiniti e oficalci (ser)
Costituiscono affioramenti di limitata estensione (alcuni metri) sul versante meridionale della Roche
dell’Aigle, a quota 2600 circa e sono stati interpretati come “substrato” oceanico a causa della posizione
stratigrafica. Non ci sono tuttavia elementi per escludere a priori una loro origine detritica. Per questo
motivo questa unità è stata interpretata come unità ofiolitica.
Complesso dell’Aigle (cai)
Potente complesso di metasedimenti, costituito prevalentemente da calcescisti, in cui sono state
distinte le seguenti subunità litostratigrafiche informali:
- cai a: quarziti micacee ad anfibolo blu in banchi di potenza metrica direttamente poggianti sulle
serpentiniti ed affioranti esclusivamente sul versante meridionale della Roche de l’Aigle. Sulla base della

loro posizone stratigrafica, questi metasedimenti sono stati interpretati come l’equivalente, più
metamorfico, delle radiolariti rosse a Mn descritte da POLINO (1984) nella successione dell’unità
tettonostratigrafica del Lago Nero; essi possono pertanto essere attribuiti all’intervallo Calloviano-
Oxfordiano;
- cai b: marmi grigiastri a patina di alterazione biancastra, in bancate massicce di spessore metrico.
Poggiano con contatto netto sulle sottostanti quarziti e sono correlabili con gli analoghi metasedimenti
dell’unità tettonostratigrafica del Lago Nero che rappresentano l’equivalente metamorfico dei “Calcari a
Calpionelle” delle successioni liguri non metamorfiche. Sono pertanto attribuiti al Titononiano-
Neocomiano;
- cai c: calcescisti filladici nerastri, talvolta con intercalazioni di marmi scuri a patina rugginosa,
correlabili con la Formazione della Replatte (Cretacico inf.) della successione del Lago Nero; localmente
sono presenti livelli estremamente tettonizzati di spessore decimetrico, non cartografabili, di scisti grafitici
neri lucenti, correlabili ai black shales del Cretacico inferiore;
- cai d: calcescisti carbonatici, di aspetto “arenaceo” a patina ocra, caratterizzati da una fissilità
piuttosto marcata. Sono costituiti prevalentemente da calcite, cui si associano mica bianca, quarzo,
clorite. Sono inoltre presenti scarse percentuali di opachi, albite e sericite. Sono il litotipo arealmente più
diffuso e vengono interpretati come depositi flyschioidi attribuiti, per posizione stratigrafica, al Cretacico
superiore;
- cai e: marmi dolomitici e marmi grigio-scuri, alternati a calcescisti. Questi metasedimenti affiorano
solo sulla strada Forte Pramand - Forte di Foens; contengono olistoliti decametici di dolomie chiare,
livelli di quarziti micacee verdastre e corpi di brecce a scarsa continuità laterale di spessore decametrico.
Le brecce sono caratterizzate da un cemento carbonatico e contengono clasti arrotondati decimetrici di
calcari scuri, dolomie e quarziti micacee. Sono inoltre presenti rari clasti di micascisti, interpretabili come
provenienti dallo smantellamento di un basamento continentale. Vista la loro posizione geometrica al
tetto della successione litostratigrafica, viene ipotizzata un’età Cretacico superiore - Paleocene (?).
In tutti i metasedimenti carbonatici sopra descritti, ma con maggiore frequenza nei calcescisti
carbonatici (cai d) sono diffusi elementi e livelli detritici di origine sia continentale che oceanica.
I primi sono rappresentati da:
- cai f: livelli discontinui di quarziti micaee biancastre, ricche in Na-anfibolo.
I secondi sono costituiti da:
- cai g: olistoliti di metagabbri e metabasiti, affioranti sulla vetta della Roche de l’Aigle e sul versante
settentrionale della Costa del Becco. I metagabbri mostrano una tessitura magmatica preservata, in cui è
ancora possibile riconoscere l’originario plagioclasio magmatico, ora completamente sostituito da zoisite,
e il pirosseno primario, trasformato in pirosseno sodico (egirin-augite) parzialmente destabilizzato in
glaucofane. Nelle porzioni di roccia più retrocesse, la paragenesi di alta pressione viene sostituita da
un’associazione di bassa pressione a clorite, attinoto, albite e clinozoisite;
- cai h: olistoliti di serpentiniti, affioranti sul versante meridionale della Testa del Coin e nei pressi del
Rifugio Valfredda.
4. - UNITA’ TETTONOSTRATIGRAFICA DI PUYS-VENAUS
Questa unità composita è geometricamente sottostante alle unità del Lago Nero e di Cerogne-
Ciantiplagna nella media e alta valle di Susa, mentre è sovrapposta all’unità d’Ambin in Val Cenischia.
Comprende un insieme di litofacies banali di metasedimenti carbonatici che non possono essere
univocamente attribuite alle unità oceaniche, ofiolitiche o di margine presenti nel foglio, meglio
caratterizzate dal punto di vista litostratigrafico e/o tettonometamorfico.
E’ stata suddivisa in due complessi, individuati su basi puramente geometriche, che non mostrano
rapporti reciproci.
Complesso di Chiomonte-Venaus (gcc)
Affiora sul versante destro della Dora Riparia, tra Salbertrand e Chiomonte, prosegue nel contiguo
Foglio “Susa” e riappare all’estremità orientale del foglio (versante destro della Valle Cenischia e settore
Colle del Monceniso - Passo delle Finestre).
E’ costituito da calcescisti ± filladici, solitamente con tessitura milonitica, da micascisti carbonatici di
colore plumbeo e da calcescisti carbonatici massicci. In questi metasedimenti si intercalano:
- gcc a: quarziti micaceo-cloritiche e gneiss albitici (Gneiss di Charbonnel Auct.). Molto sviluppati nel
contiguo Foglio “Susa” ed in Moriana, sono presenti in sporadici affioramenti al margine orientale del

foglio. Il modesto spessore di questi livelli ed i rapporti con i metasedimenti incassanti suggeriscono di
interpretarli come orizzonti detritici di origine continentale.
Localmente (Punta Mulatera, Passo delle Finestre), si osservano:
- gcc s: serpentiniti, in corpi di dimensioni decametriche entro i metasedimenti.
Complesso di Puys (cpu)
Affiora sul versante destro della Dora di Bardonecchia, tra Bardonecchia e Oulx. E’ costituito da una
successione di calcescisti di età sconosciuta in cui sono state distinte tre sub-unità litostratigrafiche:
- cpu a: alternanze di scisti quarzoso-micacei, quarziti, micascisti e filladi generalmente poveri e privi di
carbonato di calcio;
- cpu b: alternanze di scisti più o meno carbonatici e marmi a patina ocra; questa associazione, che può
essere interpretata come un flysch a dominante carbonatica, è ben esposta lungo la strada che da Oulx
sale a Puys;
- cpu c: scisti carbonatici e marmi grigio plumbei, in bancate massicce di spessore metrico, con
subordinata mica bianca, che costituiscono le scoscese pareti in sinistra orografica della Dora Riparia a
monte di Oulx.
5. - GESSI (ges)
Affioramenti di dimensioni pluriettometriche di rocce evaporitiche si osservano nella zona di Baumas
ed in quella del Rio Fosse, associati agli orizzonti di scollamento principali che separano le unità
oceaniche e ofiolitiche da quelle di margine continentale. Nella prima località, i gessi sottolineano la
megazona di taglio che sovrappone le unità ofiolitiche della Roche de l’Aigle e del Vin Vert sulle unità del
Vallonetto e d’Ambin. Nella seconda, i gessi sono pizzicati entro le strutture che giustappongono i
calcescisti dell’unità del Lago Nero alle unità di margine continentale dello Chaberton - Grand Hoche -
Grand Argentier e dei Re Magi.Nei gessi, che sono talvolta associati a carniole, si osservano localmente
(Rio Fosse) spettacolari strutture fluidali a “fungo” che testimoniano una loro risalita per fenomeni
diapirici.
6. - BRECCE TETTONICHE (bre)
Si tratta di brecce tettoniche a matrice carbonatica, contenenti clasti spigolosi, di dimensioni fino a
decimetriche, di rocce carbonatiche (marmi e dolomie) e subordinatamente di calcescisti, micascisti e
quarziti. Queste rocce sono associate ai principali contatti tettonici presenti nel foglio e derivano dalla
cataclasi di originarie rocce carbonatiche.

V. - COPERTURA PLIOCENICO(?) - QUATERNARIA
Le specificità delle problematiche stratigrafiche implicite nello studio delle formazioni superficiali in
aree di catena montuosa hanno indotto gli operatori del Progetto CARG a scegliere come unità di
riferimento le “unità allostratigrafiche”, definite “a mappable stratiform body of sedimentary rock that is
defined and identified on the basis of its bounding discontinuities” (NACSN, 1983), indicate nella
recente letteratura (NELSON et alii, 1984; AUTIN, 1992; BINI, 1994; OVIATT et alii, 1994; NELSON &
SHROBA, in stampa) come le più adeguate per effettuare l’analisi stratigrafica dei depositi continentali.
L’approccio allostratigrafico nel rilevamento delle formazioni superficiali in una vallata alpina impone
tuttavia alcune cautele nella correlazione stratigrafica, poiché corpi sedimentari contigui sono separati da
superfici limite raramente visibili sul terreno. La facies, la petrografia dei clasti e il grado di alterazione dei
sedimenti consentono di effettuare confronti e differenziazioni fra i diversi lembi di depositi, ma
l’individuazione delle principali discontinuità può avvenire solo se si analizza nel contempo l’assetto e
quindi l’evoluzione geomorfologica dell’area studiata. A questo proposito è indubbio che la complessa
morfologia di una valle glaciale è resa tale sia dalle infinite variazioni di volume, di posizione e, in ultima
analisi, dall’attività erosivo-deposizionale della massa glaciale (BOULTON, 1974; IVERSON, 1995), sia dai
frequenti e diffusi fenomeni gravitativi da sin- a post-glaciali che ne rimodellano i versanti (GORDON &
BIRNIE, 1986; MORTARA & SORZANA, 1987). Rispetto ad una valle fluviale a fondo piatto, una valle
glaciale presenta un profilo longitudinale articolato da una serie di irregolarità quali gradini e conche di
sovraescavazione, talora in contropendenza; le forme di accumulo sono invece conservate
prevalentemente ai lati dell’originaria massa glaciale e la loro distribuzione consente di ricostruire alcune
delle infinite e diverse configurazioni raggiunte di volta in volta dal ghiacciaio (ROSE & MENZIES, 1986;
GIBBONS et alii, 1984). Fra le rotture di pendenza che caratterizzano invece il profilo trasversale di una
valle, alcune sono il prodotto delle variazioni di volume della massa glaciale durante l’ultima fase di
massima espansione, altre sono il risultato dell’intersezione tra forme di erosione legate all’ultima
glaciazione e forme connesse a precedenti fasi evolutive del ghiacciaio (OWEN et alii, 1995; SMITH et
alii, 1997). Nella storia erosivo-deposizionale della valle queste intersezioni rappresentano delle
discontinuità la cui natura, e quindi l’utilizzabilità in senso allostratigrafico, dev’essere però confermata
dalla diversità nei caratteri dei depositi e dal diverso grado di conservazione delle forme conservate al di
sopra e al di sotto di esse (NELSON & SHROBA, in stampa).
Gli elementi necessari per una corretta suddivisione cronostratigrafica della successione di depositi
conservati in una vallata alpina sono pertanto molteplici:
- il sistematico allineamento longitudinale delle rotture di pendenza trasversali all’asse vallivo
principale, che possono corrispondere al luogo in cui le discontinuità stratigrafiche si manifestano
direttamente come superfici limite fra corpi sedimentari;
- la presenza di forme di accumulo che segnalano i limiti raggiunti nel tempo dal ghiacciaio nelle sue
varie configurazioni;
- la diversa espressione morfologica dei depositi glaciali ed il differente grado di rimodellamento delle
originarie forme di accumulo;
- infine le variazioni di facies, nella natura dei clasti e nel grado di alterazione dei depositi.
Con riferimento al Foglio “Bardonecchia”, il riconoscimento delle discontinuità e dei corpi sedimentari
ha comportato l’acquisizione ed il confronto di un elevato numero di informazioni; ciò è stato facilitato
dall’adozione della metodologia di raccolta ed organizzazione dei dati proposto da BAGGIO et alii
(1997). Per valutare la distribuzione ed i rapporti fra le forme di esarazione ed i depositi glaciali si è
invece rilevata utile la realizzazione di un profilo longitudinale passante per l’asse vallivo rettificato, sul
quale sono state proiettate le forme di modellamento glaciale, le superfici di discontinuità ed i lembi di
depositi ad esse correlati (cfr. GIARDINO & FIORASO, 1998). L’interpolazione dei lembi di superfici di
discontinuità e la correlazione dei lembi di depositi ha permesso di individuare una serie di fasce di
modellamento che scandiscono altimetricamente i versanti e/o articolano il sottosuolo del fondovalle. La
facies ed il grado di alterazione dei depositi, la natura ed il grado di rimodellamento delle forme hanno
fornito i criteri per la caratterizzazione delle singole unità allostratigrafiche (cfr. OWEN et alii, 1997).
Per quanto concerne la copertura pliocenico-quaternaria sono state distinte in modo informale unità di
diverso rango gerarchico: con “alloformazione” si è intesa una successione di sedimenti riferibile ad un
determinato evento erosivo-deposizionale, ben differenziabile da altri eventi per la presenza di
discontinuità significative alla scala del bacino e generalmente legate, in ambiente intravallivo, ad episodi
di approfondimento erosionale; il termine “allogruppo” è stato invece riferito ad un’associazione di

depositi attribuiti a più eventi erosivo-deposizionali, talvolta non suddivisibile in unità di rango inferiore
per mancanza di elementi.
Diverso è il caso di quei depositi prodotti da eventi a carattere locale (es. il distacco di una frana
oppure la formazione e l’interramento di un bacino lacustre), svincolati dalla combinazione dei fattori che
controllano l’evoluzione complessiva del bacino nel quale è invece in atto una generalizzata fase erosiva;
anche se le discontinuità che delimitano i corpi sedimentari sono evidenti, il carattere episodico e
circoscritto di questi eventi ha in tal caso suggerito di applicare il criterio litostratigrafico, cartografando i
depositi come “Unità non distinte in base al bacino di pertinenza”.
In legenda le unità relative alla copertura pliocenico-quaternaria sono state ordinate in base al
perdurare dei processi responsabili della messa in posto delle singole unità, ed in secondo luogo in base al
bacino di pertinenza. In quest’ottica sono state definite come “Unità completamente formate” le unità
deposizionali attualmente svincolate dall’agente fisico al quale sono geneticamente legate (es. un lembo di
depositi fluviali attualmente non più inondabile da parte del corso d’acqua che l’ha generato); queste
unità, quando non sepolte, sono soggette a rimodellamento. Le unità deposizionali generate da processi
fisici potenzialmente riattivabili sono invece raggruppate nelle “Unità in formazione”. Il fatto che un’unità
non sia più in rapporto con l’agente che l’ha generata non significa tuttavia che questa sia stabilizzata: ad
esempio un accumulo di frana non più in rapporto con la sua nicchia di distacco può essere rimobilizzato
dall’erosione al piede da parte di un corso d’acqua; oppure la superficie terrazzata di un deposito
alluvionale completamente formato, se non viene più invasa dalle acque del corso d’acqua al quale è
legata geneticamente, può essere inondata dal reticolato idrografico affluente.
L’approccio allostratigrafico richiede imprescindibilmente che nella carta geologica vengano distinte
tra loro unità, anche se in prima approssimazione coeve, appartenenti a bacini idrografici diversi.
L’evoluzione di un determinato settore della superficie terrestre è infatti controllata non solo da variabili
climatiche, come ritenuto in passato, ma anche di natura geodinamica, litologica e morfologica. La
combinazione di più fattori fa sì che ciascun bacino idrografico abbia una propria storia evolutiva e, in
ultima analisi, una successione di forme e depositi che non è mai direttamente correlabile con quella di un
altro. Ciò ha comportato il riconoscimento di successioni sedimentarie distinte per ciascuno dei tre bacini
maggiori in cui si articola l’area di studio: la Val Cenischia, la Valle di Susa e la Val Chisone. Ad ogni
unità corrisponde pertanto un colore che è stato graficamente diversificato mediante l’adozione di un
retino con orientazione diversa a seconda del bacino di appartenenza.
Nell’area del foglio sono tuttavia comprese solo la media ed alta Valle di Susa e settori marginali della
Val Cenischia e della Val Chisone. Per ricostruire le successioni complete di ciascun bacino si è quindi
fatto riferimento, oltre ai dati provenienti dal contiguo Foglio “Susa”, anche ai risultati di una serie di
studi condotti in aree limitrofe come tesi di laurea presso il Dipartimento di Scienze della Terra
dell’Università di Torino, applicando la stessa metodologia 2.
Non essendo attualmente disponibile per il Quaternario una scala cronologica di riferimento
formalmente accettata dalla comunità scientifica internazionale, si precisa che è stata qui adottata quella
proposta da Richmond (cfr. AIQUA, 1982), modificata, che si riporta di seguito. Tutte le datazioni
proposte sono state ricavate da dati pedostratigrafici, calibrati, provenienti da aree esterne al foglio.
OLOCENE
———————————————————-0.01 Ma
PLEISTOCENE SUPERIORE
———————————————————-0.13 Ma
PLEISTOCENE MEDIO
———————————————————-0.73 Ma.
PLEISTOCENE INFERIORE
==================================1.67 Ma
PLIOCENE
1. - UNITA’ COMPLETAMENTE FORMATE NON DISTINTE IN BASE AL BACINO DI
PERTINENZA
Unità del Segurét - La Riposa (slr) (Pliocene? - Pleistocene sup.)

Questa unità comprende buona parte dei depositi indicati nei precedenti documenti cartografici
(CARTA GEOLOGICA D’ITALIA, 1910; CARTA GEOLOGICA D’ITALIA, 1911a, b) come “carniole”,
termine col quale sono stati in passato raggruppati litotipi diversi, interpretati complessivamente come
evaporiti eo- o medio-triassiche, in prevalente giacitura secondaria sui principali piani di movimento
tettonico (“lubrificanti tettonici”). Gli studi effettuati negli ultimi tre decenni nell’arco alpino occidentale
hanno invece messo in evidenza che queste rocce, sia per la loro composizione (contengono clasti di
rocce che hanno sperimentato l’intera successione delle fasi metamorfiche e deformative duttili alpine ed
hanno una matrice arenacea, non foliata), sia per la loro giacitura (colmano spesso depressioni di
presumibile origine carsica completamente demolite o si estendono al piede di alte pareti), devono avere
un’età decisamente più recente.
Il rilevamento ha consentito di riconoscere entro a questo complesso molto eterogeneo di rocce tre
principali gruppi di litofacies: brecce residuali, brecce detritiche, calciruditi, calcareniti e calcilutiti.
Le brecce residuali sono formate da ammassi caotici di clasti e blocchi angolosi e da cospicue porzioni
di roccia carbonatica fratturata e disarticolata, cementati da una matrice calcarea micritica. Danno origine
a corpi di forma irregolare e di dimensioni variabili da decine a decine di migliaia di m 3, localizzati entro ai
complessi carbonatici del substrato (es. M. Segurét) o in prossimità dei principali contatti tettonici (es.
Comba della Gorgia e Tre Croci). Le discontinuità che separano le brecce dal substrato, quando non
corrispondono a superfici di corrosione, sono difficilmente individuabili per il loro carattere transizionale,
per l’andamento alquanto irregolare e per la diffusa presenza di incrostazioni secondarie superficiali. Dati
di sottosuolo attestano la presenza di brecce residuali anche in profondità, associate a fenomeni di
decementazione e di dissoluzione di corpi carbonatici o solfatici (marmi e gessi e/o anidriti), ubicati in
prevalenza sui maggiori piani di taglio. La formazione delle brecce risulta in ogni caso successiva
all’intera evoluzione strutturale in regime duttile.
Le brecce detritiche sono costituite da clasti centimetrico-decimetrici e da subordinati blocchi con
struttura partially open-work, immersi in una matrice calcarenitica e micritica. I clasti, angolosi e in alcuni
casi smussati, sono di natura calcareo-dolomitica oppure costituiti da brecce residuali, sebbene possano
essere presenti altri litotipi (calcescisti, quarziti, ecc.) in relazione alla tipologia del substrato in rapporto
con i corpi di brecce. Le brecce detritiche formano masse irregolari, talvolta tabulari, lenticolari o
prismatiche, di spessore metrico o decametrico ed in generale rapporto di sovrapposizione o appoggio
laterale con il substrato (es. Col des Acles); nei punti in cui non è mascherato da concrezioni secondarie,
il contatto mostra di corrispondere ad una superficie netta (es. versante sinistro della Comba della
Gorgia).
Entro alle brecce residuali e detritiche si osservano corpi di calciruditi, calcareniti e calcilutiti di
spessore centimetrico o decametrico (es. M. Segurét) con geometria tabulare, lenticolare o più
frequentemente irregolare; frequenti le laminazioni planari, incrociate e le strutture gradate legate
all’azione di correnti trattive. Si osservano inoltre deformazioni evidenziate dalla presenza di ondulazioni
La distribuzione dei depositi riferibili all’Unità del Segurét - La Riposa ed i loro rapporti con il
substrato sembrano inquadrabili nel modello evolutivo proposto da CARRARO & MARTINOTTI (1993) e
ripreso da GIARDINO (1995). La bassa temperatura ed il contenuto salino quasi nullo delle acque
subglaciali, congiuntamente all’aggressività (riconducibile alla dissoluzione di gessi e anidriti presenti nella
successione stratigrafica triassica) delle acque circolanti in profondità, sono due possibili cause in grado di
indurre imponenti fenomeni di carsificazione anche in rocce ordinariamente poco solubili. Il fenomeno si
sarebbe originato presumibilmente ben prima del Quaternario, non appena le acque di infiltrazione, venute
in rapporto con rocce solubili, formarono cavità ipogee soprattutto in prossimità del contatto con un
substrato impermeabile o non carsificabile. Il progressivo sollevamento delle masse carbonatiche ed il
conseguente modellamento della superficie topografica a livelli sempre più bassi avrebbe determinato il
collasso delle cavità ipogee con propagazione del fenomeno fino in superficie. Il procedere dell’erosione
avrebbe successivamente portato ad affiorare i prodotti residuali del processo carsico, dando luogo a
generalizzati fenomeni di inversione del rilievo. L’intensa fratturazione delle rocce in prossimità dei
contatti tettonici ha indubbiamente facilitato la circolazione delle acque e condizionato la distribuzione dei
prodotti di dissoluzione e di risedimentazione degli ammassi carbonatici. Questa circostanza è confermata
dalla distribuzione delle brecce che sottolinea, seppure in modo discontinuo, i principali contatti tettonici
tra unità di margine continentale e unità oceaniche da un lato (es. Comba della Gorgia, Col des Acles e
Tre Croci), e tra coperture mesozoiche e basamento cristallino del Massiccio d’Ambin dall’altro (es. M.
Nel modello interpretativo proposto, le brecce detritiche deriverebbero dalla rielaborazione superficiale
delle brecce da dissoluzione, come confermato dai rapporti geometrici che permettono di escluderne

l’origine per degradazione diretta, superficiale del substrato. Calciruditi, calcareniti e calcilutiti
costituirebbero invece il prodotto della sedimentazione detritica operata dalle acque circolanti in ambienti
di dimensioni e caratteristiche molto diverse (pozze d’acqua, piccoli bacini chiusi, alvei, ecc.).
Le diverse tappe del processo evolutivo vanno intese come momenti che si sono ripetuti e che si vanno
ripetendo tuttora indefinitamente nell’evoluzione geologica dell’area: se da un lato si può ipotizzare
un’origine remota del fenomeno (pliocenica o addirittura precedente?), dall’altro è immaginabile che un
processo con caratteristiche analoghe, ma con diversa intensità in relazione alle mutate condizioni
climatiche e geodinamiche, sia tuttora in atto. In superficie sono riconoscibili solo i prodotti degli stadi
finali delle fasi più antiche del fenomeno, in disequilibrio con il paesaggio recente (inversione del rilievo) e
con la circolazione delle acque sotterranee attuali. Il fatto che su alcuni corpi di brecce residuali poggino
depositi glaciali (es. M. Segurét), oppure che le brecce detritiche inglobino talora ciottoli arrotondati e
striati tipicamente glaciali, conferma quanto meno un’età pre-pleistocenica superiore delle brecce.
(uin) (Pleistocene sup. - Olocene)
Sono considerate come tali alcune unità litostratigrafiche individuate, nella successione stratigrafica, in
base ai soli caratteri interni: si tratta di corpi sedimentari che pur non essendo necessariamente delimitati
da discontinuità, hanno comunque una loro individualità ben definita.
Depositi detritici (uin a, uin b). La testata di alcuni bacini tributari è colmata da estesi campi di blocchi
con struttura open work o partially open work, articolati in una serie di rilievi allungati che configurano
dei lobi subparalleli ai margini degli accumuli; nella parte centrale di quest’ultimi si osservano
frequentemente depressioni chiuse di varia forma e dimensioni. I caratteri sedimentologici e morfologici
permettono di interpretare i depositi come il prodotto della rielaborazione di originari detriti di falda ad
opera di rock glacier, particolarmente diffusi nelle aree soggette ad intensa produzione di detrito quali
quelle localizzate in corrispondenza delle successioni carbonatiche di margine continentale (es. Col des
Acles e Passo della Mulattiera) o nei settori di affioramento dei litotipi gneissici e quarzitici del Massiccio
D’Ambin (es. versante nord-orientale del Toasso Bianco).
Accumuli gravitativi (uin c, uin d). Il Bacino della Dora Riparia è caratterizzato dalla notevole
diffusione degli accumuli gravitativi, alcuni dei quali con estensione superiore al chilometro quadrato e
potenza visibile conservata dell’ordine delle decine e in qualche caso del centinaio di metri. La
distribuzione degli accumuli riflette le differenti caratteristiche petrografiche, strutturali e di giacitura delle
rocce e la varia composizione e distribuzione delle coperture superficiali. I settori che presentano una
maggiore frequenza di fenomeni gravitativi corrispondono agli areali di affioramento delle successioni
metasedimentarie a prevalenti calcescisti, mentre sui versanti modellati nelle successioni carbonatiche di
margine continentale e nel substrato cristallino del Massiccio d’Ambin gli accumuli sono visibilmente
meno numerosi.
I caratteri sedimentologici degli accumuli sono determinati in parte dalla natura del substrato e delle
formazioni superficiali coinvolte, in parte dalla tipologia del movimento gravitativo. Diamicton massivi a
supporto di matrice contraddistinguono gli accumuli legati a fenomeni di fluidificazione della coltre
detritico-colluviale e di depositi glaciali, oppure a fenomeni di tipo complesso che hanno coinvolto
porzioni di substrato intensamente fratturate. Accumuli caotici di blocchi angolosi o subangolosi sono
invece riconducibili a meccanismi di ribaltamento e crollo oppure a fenomeni roto-traslativi; i blocchi
possono talvolta essere di dimensioni rilevanti (decine o centinaia di m 3) come nel caso degli accumuli di
Clos del Chardonnet, in Val Chisone, e di Bard, in Val Cenischia. Accumuli di grandi dimensioni
presentano invece caratteri di facies generalmente assai differenziati da punto a punto e costituiscono il
prodotto di fenomeni ripetuti nel tempo, che risulta però impossibile delimitare (es. Sauze d’Oulx). In
alcuni accumuli è inoltre possibile riconoscere porzioni anche molto estese di substrato rilasciato e
disarticolato ad opera di meccanismi di tipo rotazionale o traslativo (es. parte sommitale della frana del
Rif, in Val Chisone).
L’espressione morfologica degli accumuli varia in relazione all’entità del rimodellamento intercorso dal
momento della deposizione e quindi in prima approssimazione all’età dell’accumulo.
Particolarmente numerosi i fenomeni ubicati sia sul versante destro (accumuli della Testa del Mottas e
di Pietra Grossa) che quello sinistro (accumuli di Eclause e del Papillon) della media Valle di Susa. La
morfologia piuttosto articolata suggerisce in questi casi la natura complessa del meccanismo di messa in
posto, con evidenze di scivolamenti traslativi e/o rotazionali evolutisi in colata. I depositi, alquanto
eterogenei ed eterometrici, hanno struttura generalmente caotica ed un basso grado di addensamento; le
litofacies più rappresentate sono costituite da diamicton a matrice sabbioso-limosa e da ammassi caotici

di blocchi rocciosi fratturati; anche in questi casi, parziali e progressive rimobilizzazioni hanno localmente
modificato l’originaria configurazione della massa franosa. Per alcuni accumuli si può ragionevolmente
ipotizzare uno stretto legame genetico con le deformazioni gravitative profonde che interessano ampi
settori della Valle di Susa: significativo è il fenomeno di Eclause, ubicato a monte della stretta di Serre la
Voûte e indotto dai movimenti gravitativi profondi che coinvolgono l’intero versante sud-orientale delle
Casses Blanches.
Anche in Val Chisone è stata osservata un’ampia casistica di fenomeni gravitativi: frane di crollo con
accumuli caotici di blocchi; scorrimenti traslativi e rotazionali a spese di porzioni più o meno estese di
substrato dislocato in genere per brevi distanze; fenomeni complessi talora di grande estensione. Come
per la Valle di Susa, anche in Val Chisone, ed in particolare sul suo versante sinistro (es. M. Blegier e
Gran Serin), alcuni accumuli sono con ogni probabilità connessi all’evoluzione di settori già coinvolti da
fenomeni di deformazione gravitativa profonda.
Accumuli di origine mista (uin e). L’ambiente alpino è caratterizzato dall’azione di processi fisici
differenti che possono agire, seppure con modalità e in momenti diversi, nell’ambito di uno stesso ristretto
settore. In tal senso il termine “deposito misto” è stato utilizzato con l’accezione di sedimento avente
carattere poligenico, ora di origine gravitativa, ora di debris flow, ora torrentizio e ora di valanga. La
facies più comune è rappresentata da diamicton massivi a matrice sabbiosa o ghiaioso-sabbiosa; la
petrografia e la forma dei clasti e dei blocchi variano alquanto in funzione della natura degli originari
sedimenti a spese dei quali si sono formati i depositi misti. Conoidi piuttosto acclivi, originantisi allo
sbocco di ripidi e stretti canaloni, costituiscono l’espressione morfologica più tipica di questi depositi,
come quelli conservati nei pressi di Beaulard, Oulx e del Forte di Exilles; altri depositi si osservano nel
Vallone del Gran Bosco a circa 1.700 m di quota, nei pressi di Montagne Seu.
Depositi travertinosi (uin q). Nelle valli Susa e Chisone sono stati individuati numerosi lembi di
travertino fitoermale e stromatolitico (sensu D’ARGENIO & FERRERI, 1987) con episodici passaggi a
facies detritiche. Nel primo caso si tratta di concrezioni carbonatiche porose e vacuolari, incrostanti
vegetazione igrofila in posizione di crescita; i travertini stromatolitici sono costituiti da un aggregato
compatto di cristalli di calcite, organizzato in una successione più o meno regolare di lamine di colore
alternativamente chiaro e scuro; la presenza di facies detritiche è da ricondursi a processi di incrostazione
su resti vegetali talvolta di grandi dimensioni (tronchi, rami e altri frammenti vegetali), nonché su clasti
carbonatici provenienti dallo smantellamento di preesistenti corpi travertinosi. All’interno delle masse
carbonatiche sono inoltre stati rinvenuti sporadici livelli, di spessore centimetrico o decimetrico, di
travertino bibliolitico (sensu D’ARGENIO & FERRERI, 1987), costituito da incrostazioni su pacchetti di
foglie il più delle volte isoorientate e con disposizione embricata (es. Le Selle e Sauze d’Oulx). Pur
mancando tracce di sostanza organica, la presenza di impronte che riproducono anche nei minimi dettagli
le originarie strutture foliari permette di attribuire le stesse a latifoglie (Fagus, Corylus, Alnus, Ulmus) ed
a conifere (Larix, Pinus).
Le masse travertinose presentano talvolta un’evidente stratificazione, sottolineata da livelli
stromatolitici, che ricalca quasi sempre l’andamento della superficie di appoggio basale e
corrispondentemente quella locale del versante. Lo spessore dei lembi solitamente non supera qualche
metro, con la sola eccezione del travertino conservato nei pressi di Le Selle, che si sviluppa in altezza per
circa 10 m. Significativi anche i travertini localizzati in Valle di Susa nei pressi del Gad d’Oulx, a 1.350 m
di quota, e quelli distribuiti sul versante che sovrasta Chiomonte, a 1.050 m di quota. In Val Chisone
particolarmente esteso è il lembo di travertino stromatolitico conservato nei pressi del Gran Puy, a monte
di Pragelato, tra i 1.900 ed i 1.750 m di quota.
La distribuzione dei travertini è strettamente connessa alla presenza di un substrato carbonatico
pervasivamente fratturato, allentato e disarticolato che favorisce l’instaurarsi di intensi processi di
dissoluzione della frazione carbonatica e la sua successiva precipitazione in corrispondenza dei punti di
affioramento delle acque di percolazione. Tuttavia le originarie condizioni chimico-fisiche, morfologiche
ed idrologiche favorevoli al fenomeno di precipitazione sono in alcuni casi cessate per lasciare il posto ai
processi di rimodellamento che hanno talvolta profondamente modificato l’originaria espressione
morfologica dei depositi, dando luogo a fenomeni di inversione del rilievo (es. Grange Selle). Questa serie
di elementi consente di stabilire che l’origine di queste rocce non è particolarmente recente, seppure
travertini in formazione sono stati comunque rilevati nelle stesse aree di distribuzione dei precedenti.
2. - UNITA’ COMPLETAMENTE FORMATE DISTINTE IN BASE AL BACINO DI PERTINENZA

Nel capitolo che segue verranno descritti, in ordine cronologico, dal più antico al più recente, i diversi
termini delle successioni stratigrafiche riconosciute nel Bacino del Cenischia (considerato ramo principale
del bacino segusino), nel Bacino della Dora Riparia s.s. e nei bacini tributari.
2.1. - BACINO DEL CENISCHIA
I termini della successione stratigrafica quaternaria riconosciuta in questo bacino sono stati riuniti
nell’Allogruppo del Moncenisio, comprendente le Alloformazioni di Frassinere, di Magnoletto e di
Venaus. Queste sono state denominate sulla base di toponimi relativi a località presenti nel contiguo
Foglio “Susa”, le ultime due poste in particolare nella parte bassa del Bacino della Dora Riparia: questa
scelta è motivata dal fatto che il Bacino del Cenischia è stato il principale alimentatore del glacialismo
della bassa Valle di Susa, come testimonia la soglia di Gravere in cui le forme di modellamento del
ghiacciaio proveniente dalla media Valle di Susa sono dissecate da quelle più recenti del ghiacciaio della
Val Cenischia - bassa Valle di Susa. La successione, interpretata come espressione della massima
espansione dell’ultima glaciazione (Last Glacial Maximum Auct. ) e di due fasi di ritiro, è stata riferita al
Pleistocene superiore in base ai rapporti geometrici che presenta nei confronti della successione del
Bacino della Dora Riparia.
2.1.1. - Allogruppo del Moncenisio
Alloformazione di Frassinere (fra) (Pleistocene sup.)
E’ costituita da prevalenti diamicton a matrice ghiaioso-sabbiosa con ciottoli centimetrico-decimetrici
subangolosi ed arrotondati, talora levigati e striati, di gneiss e micascisti del Massiccio d’Ambin e
subordinatamente di quarziti e quarziti micacee (till di allogamento, fra m). Ai precedenti si associano
diamicton a matrice sabbioso-ghiaiosa caratterizzati in superficie dalla presenza di grossi blocchi di gneiss
e micascisti (till di ablazione, fra n). I lembi di depositi riferibili a questa unità, profondamente rimodellati,
sono distribuiti entro una fascia altimetrica compresa tra i 1.650 ed i 1.350 m di quota. La superficie di
appoggio basale dei depositi è ben conservata, come nel caso dei terrazzi in roccia visibili nei pressi delle
località Arcangel, Grangia Plan Suffì e Case Poisaton, sui quali la natura glaciale del modellamento è
documentata da evidenti tracce di levigatura e striatura.
Alloformazione di Magnoletto (mgl) (Pleistocene sup.)
Nell’ambito di questa unità sono stati distinti dei diamicton massivi a matrice limoso-sabbiosa con clasti
centimetrico-decimetrici, subarrotondati, levigati e talora striati, costituiti da gneiss e micascisti del
Massiccio d’Ambin e da calcescisti. Interpretati come till di allogamento (mgl m), i depositi sono
conservati in un unico lembo ad Est della località Arcangel, a valle della S.S. n° 25 del Moncenisio. Ad
essi si associano dei till di ablazione (mgl n), localizzati nei pressi del Lago Piccolo del Moncenisio,
costituiti da diamicton massivi poco addensati con matrice sabbioso-ghiaiosa nella quale sono immersi
clasti e blocchi subangolosi di gneiss e micascisti del Massiccio d’Ambin. I depositi riferibili a questa unità
poggiano su un’ampia superficie erosionale, attraversata dalla strada che collega la S.S. n° 25 all’abitato
di Moncenisio, sulla quale sono frequentemente conservate forme di modellamento glaciale quali
levigature e montonature.
Alloformazione di Venàus (ven) (Pleistocene sup.)
E’ costituita da diamicton a matrice sabbioso-limosa con blocchi e ciottoli, talvolta ben arrotondati, di
calcescisti, micascisti e brecce a cemento carbonatico (till di allogamento, ven m). I depositi, conservati in
un unico lembo nei pressi della Grangia S. Pancrazio, sono articolati in una serie di dorsali allineate per
alcune centinaia di metri in direzione EO, sulle quali sono distribuiti numerosi blocchi di brecce a cemento
carbonatico. Verso Sud i till di allogamento sono mascherati da un esteso e caotico accumulo, con
struttura di tipo open work, di blocchi tabulari metrici di calcescisti marmorei. In precedenza l’accumulo è
stato interpretato come il prodotto dell’attività esarativa del ghiacciaio della Val Cenischia (LEBLANC,
1841) e come corpo di frana recente (FUDRAL et alii, 1994): la singolarità del suo aspetto e soprattutto la
particolare posizione al centro del ripiano su cui sorge l’abitato di Moncenisio, suggeriscono invece una
sua interpretazione come “frana con trasporto glaciale” (sensu CASTIGLIONI, 1958) (till di ablazione,

ven n). La superficie di appoggio basale dell’unità è visibile lungo il margine meridionale dell’accumulo, in
corrispondenza dell’incisione posta a valle del Lago Piccolo di Moncenisio, e lungo la strada Moncenisio-
Novalesa.
2.2. - BACINO DELLA DORA RIPARIA
Il Bacino della Dora Riparia è stato geograficamente suddiviso in tre segmenti indicati rispettivamente
come bassa Valle di Susa (da Susa allo sbocco in pianura), media Valle di Susa (da Oulx a Susa) ed alta
Valle di Susa (a monte di Oulx); nell’ambito di quest’ultimo tratto sono stati individuati i rami della Dora
di Cesana e della Dora di Bardonecchia.
Nell’alta e nella media Valle di Susa, oltre ad una successione di depositi grossomodo correlabile con
l’Allogruppo del Moncenisio (dal quale peraltro differisce per numero e tipo di suddivisioni), sono state
rilevate le tracce di un’espansione glaciale più antica, conservate in una fascia altimetrica più alta ed
intensamente rimodellata (Allogruppo di Clot Sesiàn). In assenza di qualsiasi elemento diretto di
datazione quest’ultima unità è stata del tutto indicativamente riferita al Pleistocene medio.
2.2.1. - Allogruppo di Clot Sesiàn (cs) (Pleistocene medio?)
E’ costituito da diamicton a matrice limosa di colore 5-7,5 YR (Munsell Soil Color Charts), con
ciottoli e blocchi spesso molto alterati di metabasiti, quarziti e subordinatamente di micascisti, calcescisti
e dolomie. La provenienza di questi sedimenti, interpretati come till di allogamento (cs m), è quindi da
riferire soprattutto al Massiccio d’Ambin. Lungo il crinale che separa la Val Clarea dalla Val Cenischia,
nei pressi di Pra Piano a 1.500 m di quota, sono inoltre stati individuati alcuni lembi di depositi glaciali
interpretati come till indifferenziati (cs l) e di ablazione (cs n). L’entità e la durata dei processi di
rimodellamento che hanno operato nella fascia altimetrica di distribuzione di questa unità trova riscontro
nel ritrovamento, su alcune superfici rocciose levigate (es. dorsale di Cappella Bianca), di sparsi ed isolati
ciottoli arrotondati e levigati (“morenico scheletrico sparso” Auct.). I depositi glaciali risultano nel
complesso alterati in tutto lo spessore visibile in affioramento, generalmente non superiore ai 2 m. La
superficie di appoggio basale è modellata in roccia; quella sommitale, con andamento piuttosto irregolare,
è il frutto dell’intenso e talvolta estremo rimodellamento operato a spese dell’originario corpo
sedimentario. L’areale di distribuzione dei rari lembi in cui è conservata questa unità è compreso fra i
1.900 ed i 1.460 m di quota e corrisponde alla fascia altimetrica più elevata in cui sono stati trovati
depositi riferibili al glacialismo regionale. Verso il fondovalle la fascia di distribuzione è in molti tratti
delimitata dal ciglio superiore di una netta scarpata di erosione.
Il brusco cambiamento del grado di rimodellamento e di alterazione che si registra rispetto ai sedimenti
conservati nella fascia altimetrica immediatamente sottostante, permette di considerare i depositi
dell’Allogruppo di Clot Sesiàn come i più antichi di cui si è conservata traccia nell’area del foglio.
Depositi glaciali assimilabili per caratteristiche interne e posizione a quelli dell’Allogruppo di Clot
Sesiàn sono distribuiti nella bassa Valle di Susa; sebbene la frammentarietà del record sedimentario in
questa fascia altimetrica non consenta di effettuare correlazioni puntuali fra i singoli lembi di depositi
glaciali, tenuto conto del loro progressivo abbassamento verso valle, le quote delle loro superfici di
appoggio basale permettono di correlarli con la fascia altimetrica di distribuzione dell’Allogruppo di Clot
Sesiàn. Allo sbocco vallivo in pianura tali depositi possono inoltre essere stratigraficamente assimilati a
quelli della cerchia di Monsagnasco, riferibile alla penultima maggiore espansione glaciale (NICOLUSSI,
1993; cfr. nota 2) e datata al Pleistocene medio.
2.2.2. - Allogruppo di Salbertrand
Grazie alla correlabilità con le cerchie più alte e meglio conservate dell’Anfiteatro Morenico di Rivoli-
Avigliana, al grado di conservazione e alla parallelizzazione con quanto avviene nelle altre maggiori valli
dell’arco alpino occidentale, il complesso di depositi che nella media Valle di Susa può essere riferito
all’ultima glaciazione si presenta articolato in maniera diversa rispetto ai corrispondenti depositi del
Bacino del Cenischia (Fig. 2). All’interno di questo allogruppo è stato possibile riconoscere una
successione di unità di rango inferiore denominate informalmente come Alloformazioni di Frénèe, di

Fig. 2. Schema dei rapporti stratigrafici della copertura pliocenico-quaternaria.
Alloformazione di Frénèe (fre) (Pleistocene sup.)
E’ costituita da diamicton a matrice limosa, con clasti di metabasiti, quarziti, gneiss, micascisti, calcari
e dolomie (till di allogamento, fre m). I depositi, localmente alterati con matrice di colore 7,5-10 YR, sono
spesso impregnati da cemento carbonatico particolarmente sviluppato in spessore nel lembo di Auberge
Sup., sul versante sinistro dell’alta Valle di Susa.
Il tetto deposizionale è rappresentato da una superficie di accumulo rimodellata e in alcuni casi sepolta
da accumuli gravitativi. Le superfici di appoggio basale e laterale corrispondono a forme erosionali di
modellamento glaciale, con strie e solchi di esarazione e configurazione planare in grande. Sul versante
sinistro della Valle di Susa, nella porzione più elevata della fascia di distribuzione di questa unità,
l’andamento delle superfici basali è prevalentemente molto inclinato verso il fondovalle; sul versante
destro le superfici hanno invece giacitura suborizzontale e sono talvolta interrotte da piani di
scivolamento gravitativo.
La fascia di distribuzione dei depositi, compresa fra i 1.690 ed i 1.350 m di quota, è delimitata verso
l’alto dalla base di scarpate rocciose (es. versante sinistro ad Ovest di Eclause e versante destro nei pressi
di Case Berge), oppure dal brusco passaggio a ripiani modellati in roccia (es. versante destro sulla dorsale
di Serre Gountard). Al di sotto di tale limite, corrispondente al margine inferiore di distribuzione
dell’Allogruppo di Clot Sesiàn, il grado di alterazione e di rimodellamento dei lembi glaciali conservati si
riduce in modo brusco, lasciando supporre che l’insieme delle forme e dei depositi appartenenti
all’Alloformazione di Frénèe siano riferibili ad un episodio glaciale sensibilmente più recente rispetto a
Sul versante sinistro della valle, a NE della frana del M. Pramand, il limite inferiore della fascia di
distribuzione dei depositi è individuato da una ex-morena con nucleo in roccia sulla quale si rinvengono
rari ciottoli arrotondati. Sullo stesso versante si possono osservare alcuni lembi di superfici che
definiscono altrettante contropendenze in roccia levigate, striate e talora montonate, la cui posizione
altimetrica (quota minima 1.320 m nel settore ad Est di S. Colombano) si raccorda con il limite inferiore
della fascia di distribuzione dell’Alloformazione di Frénèe. Nell’insieme queste forme sono visibilmente
intersecate dalla superficie di appoggio laterale dell’Alloformazione di Fenìls.
Nel settore orientale del Foglio “Bardonecchia” e nel contiguo Foglio “Susa”, la superficie limite
superiore di distribuzione dell’Alloformazione di Frénèe si correla altimetricamente con la cresta di alcuni
argini morenici laterali che potrebbero testimoniare la quota più alta raggiunta dal ghiacciaio nel corso
dell’ultima glaciazione. La superficie di appoggio basale risulta invece correlabile con la soglia in roccia di

Gravere, determinata dell’intersezione del fondovalle unitario su cui si sono deposte le Alloformazioni di
Frénèe e Frassinere, rispettivamente nei bacini della media Valle di Susa e del Cenischia, con quello più
basso e più recente che si è venuto a modellare con l’approfondimento del solo ghiacciaio del Cenischia e
la connessa sedimentazione dell’Alloformazione di Frassinere; la media Valle di Susa si è venuta così a
configurare come una valle sospesa. Nell’Anfiteatro Morenico di Rivoli-Avigliana l’Alloformazione di
Frénèe mostra di correlarsi altimetricamente con i depositi della cerchia di Cresta Grande, attribuita alla
parte inferiore del Pleistocene sup. (NICOLUSSI, 1993; cfr. nota 2).
Alloformazione di Fenìls (fen) (Pleistocene sup.)
Diverse sono le facies che caratterizzano i depositi di questa unità: diamicton massivi, molto addensati,
a matrice limosa e ciottoli arrotondati, levigati e talvolta striati (till di allogamento, fen m); diamicton
scarsamente addensati a matrice sabbiosa e sabbioso-limosa (colore di alterazione 10 YR) e clasti poco
arrotondati (till indifferenziati, fen l); diamicton a scarsa matrice sabbioso-ghiaiosa e prevalenti ciottoli e
blocchi subangolosi (till di ablazione, fen n). Clasti e blocchi, da poco alterati ad alterati, sono costituiti da
metabasiti, quarziti e dolomie, secondariamente da gneiss, micascisti e calcescisti.
I depositi sono distribuiti tra i 1.450 ed i 970 m di quota; i lembi più estesi sono conservati sul versante
destro dell’alta Valle di Susa, fra Royeres (a monte di Beaulard) ed Oulx, e sul versante sinistro della
media Valle di Susa. A Beaulard i depositi sono distribuiti su una serie di ripiani posti a quote diverse e
talora separati da scarpate in roccia e da dossi montonati. Sul versante sinistro della media Valle di Susa,
poco a valle dell’accumulo di frana del M. Pramand, il limite superiore di distribuzione dei depositi è
rappresentato dalla cresta della ex-morena con nucleo in roccia che costituisce il moncone di un argine
profondamente rimodellato, mentre a valle di Salbertrand il limite corrisponde, su entrambi i versanti, alla
base di alcune scarpate in roccia molto inclinate; queste passano gradualmente verso l’alto ad una serie di
contropendenze di versante, con dossi montonati e superfici pianeggianti sulle quali si rinvengono i
depositi dell’Alloformazione di Frénèe. I rapporti intercorrenti tra l’appoggio basale dell’Alloformazione
di Frénèe e l’appoggio laterale dell’Alloformazione di Fenìls indicano che quest’ultima è incastrata nella
precedente.
Presso Fenìls, fra i 1.300 ed i 1.200 m di quota, è conservato un argine morenico arcuato, costituito
da till di ablazione poco addensati, la cui cresta è dislocata per alcune decine di metri in direzione NO-SE
dai movimenti differenziali del fenomeno gravitativo di Serre la Voûte; presso Devéis lo stesso tipo di
deposito è conservato in un piccolo lembo, poggiante su substrato roccioso levigato e striato,
superiormente in contatto, per mezzo di una superficie erosionale, con altri till di allogamento. Dati
ricavati da sondaggi accertano che la superficie su cui poggiano i depositi glaciali del lembo di Fenìls è
modellata in roccia fratturata e disarticolata ed è ubicata ad una quota compresa fra i 1.100 ed i 1.025 m.
I depositi dell’Alloformazione di Fenìls sono distribuiti, a monte di Oulx, anche sui versanti del Bacino
della Dora di Cesana; tuttavia l’evidente diversità nella tipologia del substrato affiorante in questo bacino
si riflette nella natura dei clasti, costituiti da calcescisti, rocce carbonatiche, pietre verdi e gabbri.
Alloformazione di Devéis (dev) (Pleistocene sup.)
E’ costituita da diamicton a matrice limosa con ciottoli centimetrico-decimetrici, arrotondati, levigati e
talvolta striati, di metabasiti, micascisti, calcescisti, dolomie, subordinatamente di marmi, quarziti e gneiss
(till di allogamento, dev m); i clasti sono per nulla o poco alterati, ad eccezione di quelli carbonatici che si
presentano profondamente corrosi. I depositi sono distribuiti prevalentemente ai margini della piana di
Salbertrand e nei pressi di Costans, ad Est di Beaulard; alcuni sondaggi hanno inoltre incontrato gli stessi
depositi al di sotto dei sedimenti alluvionali di fondovalle.
Depositi simili, ma con clasti più grossi, meno arrotondati ed una matrice meno addensata, sono stati
individuati a valle di Salbertrand (till di ablazione, dev n); in particolare quelli ubicati nei pressi di Serre la
Voûte hanno una struttura caotica ed un’espressione superficiale irregolarmente ondulata con dorsali e
depressioni. Nei pressi di Costans, oltre ai till di allogamento, affiorano depositi sabbioso-limosi
fittamente stratificati, interpretati come depositi glaciolacustri (dev p).
Nell’insieme i depositi di questa unità sono distribuiti prevalentemente sul versante sinistro della Valle
di Susa fino ad una quota massima di 1.200 m; in prossimità del limite superiore della loro fascia di
distribuzione essi poggiano lateralmente contro superfici di erosione subverticali modellate in roccia e
localmente nei depositi dell’Alloformazione di Fenìls (settore di Serre la Voûte), nella quale risultano
pertanto incastrati. L’appoggio basale non è quasi mai visibile poiché mascherato dai depositi
fluviolacustri della piana di Salbertrand. Solo a valle di Serre la Voûte la superficie affiora in due punti
posti a 950 m di quota: in un caso, nei pressi di Devéis, la superficie è impostata nei till di allogamento
dell’Alloformazione di Fenìls, nell’altro è modellata nel substrato roccioso. Il fatto che a valle di Exilles e

a quote via via meno elevate si rinvengano altri depositi riferibili all’Alloformazione di Devéis, senza
tuttavia poterne osservare l’appoggio basale, lascerebbe supporre che il limite altimetrico inferiore di
distribuzione di questa unità sia situato, almeno nel settore orientale, a meno di 850 m di quota.
Depositi riconducibili all’Alloformazione di Devéis sono stati individuati anche sui versanti della Dora
di Cesana (es. Amazas e S. Marco): si tratta di till di allogamento con ciottoli arrotondati, levigati e
talora striati di calcescisti, calcari, pietre verdi e gabbri, oltre a rari ma quanto mai significativi ciottoli di
radiolariti e arenarie.
I depositi delle Alloformazioni di Fenìls e di Devéis sono distribuiti a quote progressivamente minori
con areali di distribuzione via via più ridotti e più prossimi all’asse vallivo procedendo dal termine più
antico a quello più recente; nella media Valle di Susa la conservazione di argini morenici laterali e di
depositi fluvioglaciali in facies di ice-contact testimoniano la progressiva riduzione di ampiezza e di
volume della massa glaciale. Le Alloformazioni di Fenìls e di Devéis,differenza dell’Alloformazione di
Frénèe,non sono correlabili con le unità glaciali dell’anfiteatro pedemontano; le analogie nella posizione
altimetrica e nelle caratteristiche interne esistenti fra queste unità e quelle riconoscibili in altri settori della
Valle di Susa inducono ad interpretarle le prime come il prodotto di distinte pulsazioni glaciali intravallive
successive all’ultima espansione.
2.2.3. - Allogruppo di S. Stefano
Contemporaneamente al regresso delle masse glaciali hanno cominciato ad operare i processi di
rimodellamento legati alla dinamica torrentizia: l’Unità di Seigneur e l’Alloformazione di Chiomonte
esprimono in tal senso due episodi dell’evoluzione sedimentaria intravalliva post-glaciale. I depositi
dell’Unità di Chiomonte testimoniano in particolare le ultime fasi di approfondimento erosionale della
Dora Riparia seguite al ritiro del ghiacciaio segusino e a quello della Val Clarea.
Unità di Seigneur (sei) (Pleistocene sup.)
A valle di Chiomonte è stato individuato un complesso di depositi ghiaiosi e ghiaioso-sabbiosi con
struttura clast-supported, cementati o molto cementati, costituiti da ciottoli ben classati ed arrotondati
frammisti ad una scarsa matrice sabbiosa. I ciottoli sono costituiti da micascisti e gneiss, cui si
aggiungono subordinate quarziti, metabasiti, calcari e dolomie; significativa la presenza di serpentiniti e
radiolariti provenienti da specifici settori della media ed alta Valle di Susa. La facies dei depositi è tipica
di un ambiente fluviale intravallivo di energia relativamente bassa (sei f).
I depositi sono stratificati in banchi di spessore metrico o decimetrico separati da superfici erosionali
talora debolmente ondulate, talaltra molto irregolari e sottolineate da lag deposits. La stratificazione è
suborizzontale, con la sola eccezione del settore di confluenza del Rio Clarea nella Dora Riparia, ove si
osservano valori di inclinazione molto elevati (fino a 50° verso Est); questa evidenza, unitamente ad una
serie di faglie normali a rigetto metrico, con direzione N130 ed inclinazione di 50-70° verso SO, indica la
presenza di deformazioni compatibili, dal punto di vista cinematico, sia con il campo di sforzi legato
all’evoluzione geodinamica recente, sia con fenomeni di glaciotettonica connessi alle variazioni di volume
del ghiacciaio della Val Clarea successivamente alla messa in posto dell’unità. I depositi dell’Unità di
Seigneur sono distribuiti fra i 725 ed i 645 m di quota. La superficie di appoggio basale è sempre
modellata in roccia e mostra, nel tratto compreso tra lo sbocco della Val Clarea e Susa, un andamento
anomalo con giacitura in contropendenza rispetto al versante. L’originario tetto deposizionale non è
conservato poiché profondamente rimodellato oppure obliterato da superfici erosionali ad opera del
ghiacciaio della Val Clarea. Non è chiaro se i depositi dell’Unità di Seigneu siano direttamente
soggiacenti , ai depositi dell’Alloformazione di Devéis, ultimo episodio glaciale della media Valle di Susa,
e quindi contemporanei (potrebbero costituire il riempimento di una forra di escavazione subglaciale), o
se vi siano incastrati: in quest’ultimo caso sarebbero interpretabili come depositi fluviali successivi
all’ultimo ritiro locale del ghiacciaio segusino. In entrambe le ipotesi, le cause delle condizioni di energia
relativamente bassa che ne hanno controllato la sedimentazione vanno ricercate nell’ostacolo al deflusso
locale delle acque indotto, oltre il gradino di Gravere, dal ghiacciaio allora ancora presente nella Val
Cenischia e nella bassa Valle di Susa. La soggiacenza dell’Unità di Seigneur ai depositi legati all’episodio
glaciale più recente della Val Clarea concorre nell’attribuirne con certezza un’età pleistocenica superiore.
Lo sbarramento operato dal ghiacciaio della Val Cenischia - bassa Valle di Susa ha condizionato
l’intera evoluzione tardo-pleistocenica superiore della media Valle di Susa, come testimoniato dal

complesso di depositi lacustri distribuiti nel tratto terminale della stessa (CARTA GEOLOGICA D’ITALIA,
1999): i depositi fluviali di Seigneur potrebbero in tal caso rappresentare un corpo eteropico a questi, e
quindi essere solo coevo, oppure esservi incastrati dentro e rappresentare le ultime fasi di sopravvivenza
del bacino lacustre.
La distribuzione planimetrica dei depositi di questa unità ricalca l’andamento della Dora Riparia nel
tratto a monte de La Maddalena, ma se ne discosta nel tratto a valle seguendo un percorso nettamente
spostato verso Nord, passante per S. Giovanni, fino a raccordarsi nuovamente all’attuale direttrice a Sud
di S. Stefano. Tale deviazione è l’effetto prodotto dall’ultima avanzata del ghiacciaio della Val Clarea che
ha portato alla formazione della morena frontale de La Maddalena: l’alveo della Dora Riparia nel tratto
compreso fra La Maddalena e S. Stefano è quindi epigenetico.
Alloformazione di Chiomonte (chi) (Pleistocene sup.)
A valle del Ponte Nuovo di Exilles, lungo la scarpata che delimita la sponda destra della Dora Riparia,
sono stati individuati dei depositi ghiaiosi e ghiaioso-sabbiosi ben stratificati, con intercalazioni sabbiose
di spessore decimetrico e talvolta metrico, nei quali sono inglobati ciottoli e blocchi ben arrotondati
(depositi fluviali, chi f). I sedimenti, localmente ben cementati e poggianti lateralmente su una superficie
modellata in roccia, sono irregolarmente distribuiti lungo l’asse vallivo e sospesi a varie altezze (fino a
100 m nei pressi di Chiomonte) sull’alveo della Dora Riparia.
In posizione analoga e del tutto simili ai precedenti sono i depositi affioranti nei pressi del Ponte
Nuovo di Exilles, alcune decine di metri al di sopra dell’alveo della Dora Riparia. Si tratta di sedimenti
ghiaiosi e ghiaioso-sabbiosi, ben stratificati e cementati, presumibilmente di origine fluvioglaciale. Situati
in posizione laterale rispetto all’incisione della Dora Riparia ed in parte mascherati da un piccolo conoide
alluvionale che si innesta alla base del versante destro, i depositi poggiano lateralmente su una dorsale in
roccia interpretata come un’originaria soglia glaciale (OLIVERO, 1992; cfr. nota 2).
A valle di Serre la Voûte, tra Campbons e Chiomonte, sono stati individuati lembi di depositi ghiaiososabbiosi
e ghiaioso-ciottolosi, talvolta grossolanamente stratificati, inglobanti grossi blocchi. I caratteri
sedimentologici, l’espressione superficiale dei corpi sedimentari (in forma di conoidi alluvionali dissecati)
e la loro localizzazione in prossimità dei punti di confluenza hanno permesso di interpretare gli stessi
come il prodotto di processi di tipo torrentizio e di trasporto solido in massa (debris-mud flow)
sviluppatisi lungo il reticolato affluente. L’attuale espressione morfologica è il risultato di una variazione
nella configurazione del fondovalle principale, legata in particolar modo al suo graduale
approfondimento, che ha indotto i torrenti, ed in secondo luogo la Dora Riparia, ad incidere
profondamente i conoidi alluvionali precedentemente edificati dagli stessi.
2.3. - BACINI TRIBUTARI
Accanto alle forme e ai depositi connessi al glacialismo regionale, in particolare alla sua ultima
maggiore espansione (Last Glacial Maximum Auct .) ed alle sue oscillazioni di ritiro, all’interno dei bacini
tributari sono state individuate numerose tracce del glacialismo locale. Nell’impossibilità pratica di
stabilire una sequenza stratigrafica per ogni bacino (Fig. 3), come imporrebbero i canoni
dell’allostratigrafia, i diversi gruppi di depositi sono stati cartograficamente riuniti in un’unica
successione-tipo, indicata come “Complesso dei bacini tributari”, comprendente anche i sedimenti
distribuiti nell’alta Val Chisone, dove le tracce del glacialismo riconosciute sono attribuibili unicamente al
modellamento dei ghiacciai tributari.

Fig. 3. Limite massimo di distribuzione dei depositi dell’ultima glaciazione (LGM Auct.), con suddivisione in bacini idrografici dell’area del foglio.
Complesso dei bacini tributari (ugt) (Pleistocene sup. - Olocene)
I depositi riferibili a questa unità nel Bacino della Dora Riparia sono costituiti da diamicton massivi a
matrice sabbiosa e sabbioso-limosa, nella quale sono immersi ciottoli e blocchi di varia forma: arrotondati
o subarrotondati, talvolta levigati e striati, nel caso dei till di allogamento (ugt m); angolosi e subangolosi
nel caso dei till di ablazione (ugt n). Questi ultimi sono poco addensati e in qualche caso mostrano
superficialmente (es. Vallone di Galambra) tracce di lisciviazione ed ossidazione. Nella stessa località

sono stati individuati sedimenti limoso-sabbiosi stratificati, interpretati come depositi glaciolacustri (ugt p).
L’attribuzione di questi depositi alle ultime fasi di ritiro pleistoceniche superiori è giustificata dalla loro
distribuzione, dall’esclusiva natura locale dei clasti in essi contenuti e dai rapporti con sedimenti e forme
legati al glacialismo regionale.
In Valle di Susa i lembi più significativi sono conservati alla testata dei valloni della Rho, del Fréjus e
di Rochemolles, confluenti nella conca di Bardonecchia, e lungo le incisioni laterali (es. Rio Segurét, Rio
Secco, Rio Geronda, Rio Ponté, Vallone di Galambra e Val Clarea). Sul versante destro della media Valle
di Susa le tracce più significative del glacialismo locale sono conservate nei pressi di Case dell’Orsiera, di
Bergeria Soubeirand e del Fràis. L’espressione superficiale dei depositi è contraddistinta da argini
morenici laterali, allungati parallelamente ai fianchi dei valloni tributari, e da argini frontali (es. testata dei
valloni della Rho, di Rochemolles, del Segurét, di Galambra e del Rio Ponté in sinistra orografica; di
Bergeria Soubeirand e di Case dell’Orsiera in destra orografica), spesso accompagnati da spill-way
channel (es. Rio Ponté). In alcuni casi il rimodellamento intervenuto successivamente alla fase
cataglaciale ad opera soprattutto di processi torrentizi ha determinato l’approfondimento erosionale e
quindi la dissezione degli originari lembi glaciali (es. Rio Geronda e Rio Supire).
Le superfici di appoggio basale dei depositi, sempre di natura erosionale, sono impostate nel substrato
o, più raramente, sono incastrate nei depositi dell’Allogruppo di Salbertrand: l’analisi dei rapporti
geometrici fra depositi e forme legati al glacialismo regionale e locale lasciano infatti intendere che
quest’ultimo in alcuni casi è sopravvissuto a quello della valle principale dopo il ritiro del ghiacciaio
segusino. Significativo è l’esempio del Rio Ponté, tributario di sinistra della Dora Riparia, nel quale si
osserva chiaramente l’intersezione dei depositi legati al ghiacciaio locale con quelli delle Alloformazioni
di Frénèe (a quota 1.600 m circa), di Fenìls e di Devéis (nei pressi delle omonime località). Situazione
BERTONE et alii (1986).
Nel bacino del Rio Berta, tributario di destra del T. Cenischia, sono stati individuati lembi di depositi
glaciali costituiti da diamicton a matrice sabbiosa e sabbioso-limosa con ciottoli da subangolosi a
subarrotondati e rari blocchi. I clasti sono costituiti da micascisti e gneiss del Massiccio d’Ambin e da
quarziti. I depositi più significativi sono distribuiti sul versante settentrionale del Toasso Bianco e nei
pressi di Bar Cenisio; in questa ultima località i lembi sono articolati in una serie di dorsali allineate
Attribuibili esclusivamente al glacialismo locale in base alla posizione e alla petrografia dei clasti, i
depositi conservati in Val Chisone sono costituiti da diamicton massivi poco addensati ed alterati, con
matrice sabbioso-limosa con clasti centimetrico-decimetrici talora arrotondati. I lembi glaciali sono
conservati in prossimità dello spartiacque Susa-Chisone (es. Rio Pomerol, Rivo Roccia e Vallone
dell’Assietta) e alla testata di alcuni tributari di destra del T. Chisone (es. Vallone Gran Muels e Rio
Combe Turge). Nel complesso l’originaria espressione morfologica dei depositi è mal espressa, come
confermato dal limitato numero di forme di accumulo riconosciute (es. Rio Combe Turge). La natura dei
clasti rinvenuti nei depositi di fondovalle conferma il legame di quest’ultimi ad apparati glaciali locali
scesi, nella fase di massima espansione, fino ed oltre il punto di confluenza nella valle principale: si citano
ad esempio i ghiacciai della Val Troncea e del Vallone Gran Muels, le cui tracce (depositi e superfici di
modellamento) sono state individuate nei pressi di Souchères Hautes (Fig. 3).
3. - UNITA’ IN FORMAZIONE NON DISTINTE IN BASE AL BACINO DI PERTINENZA
Unità dei depositi glaciali recenti ed attuali
(uid) (Olocene - Attuale)
E’ costituita da accumuli caotici di blocchi, non lichenizzati, con struttura open-work o partially openwork
(till di ablazione, uid n), formanti le morene frontali e laterali conservate ai margini delle masse
glaciali attualmente in fase di arretramento. Meno frequentemente si rinvengono diamicton a matrice
sabbioso-limosa, per nulla o poco addensati, con ciottoli e blocchi da subangolosi a subarrotondati (till di
allogamento, uid m), e sporadici lembi di depositi sabbioso-limosi (depositi glaciolacustri, uid p).
Nell’insieme i depositi rappresentano da un lato le tracce della massima avanzata olocenica (“Piccola
Età del Ghiaccio”), dall’altro i prodotti del glacialismo attuale; quest’ultimi sono in diretto rapporto o
molto prossimi alle poche masse glaciali limitate ai settori più elevati del Massiccio d’Ambin (ghiacciai
dell’Agnello, del Galambra e del Muttet, confinati al di sopra dei 2.850 m di quota), e da quelle oggi
praticamente ridotte a semplici glacionevati (es. Ghiacciaio dei Fourneaux).

Unità ubiquitarie (uid) (Pleistocene sup. - Attuale)
In Valle di Susa buona parte dei settori di fondovalle è occupata da depositi legati alla dinamica
torrentizia. Sulla base della litofacies e dell’espressione morfologica dei sedimenti sono stati distinti
quattro contesti morfologici:
1) la piana alluvionale della Dora Riparia compresa tra Beaulard e Salbertrand, costituita in superficie
da depositi ghiaiosi e ghiaioso-sabbiosi stratificati, con ciottoli arrotondati a disposizione embricata e
subordinati blocchi (uid f); frequenti le intercalazioni sabbiose ed i livelli sabbioso-limosi (uid g) di spessore
metrico. Una campagna di sondaggi effettuata nel 1991 poco a monte di Serre la Voûte ha permesso di
accertare in profondità la presenza di depositi fluviolacustri originatisi in seguito allo sbarramento della
valle causato dai fenomeni gravitativi di Serre la Voûte e della Testa del Mottas, ubicati rispettivamente
sui versanti sinistro e destro della Valle di Susa (TROPEANO & OLIVE, 1993). Nell’ambito della
medesima campagna geognostica, due sondaggi effettuati in prossimità dell’imbocco di monte della
galleria ferroviaria “Exilles” hanno campionato alle quote 956 e 948 m s.l.m., all’interno del complesso
fluviolacustre, due campioni di legno subfossile, la cui età 14C è risultata rispettivamente di 9.525 ± 85 e
8.380 ± 95 anni BP (TROPEANO & OLIVE, 1993);
2) il settore a valle di Serre la Voûte, in cui l’areale di distribuzione dei depositi alluvionali si restringe
considerevolmente. L’accentuata pendenza del profilo longitudinale del corso d’acqua determina una
variazione della facies dei sedimenti, confermata dall’incremento della frazione ghiaioso-ciottolosa e dalla
percentuale di grossi blocchi in parte ereditati da originari depositi glaciali dilavati dai processi torrentizi;
3) i settori di confluenza dei bacini tributari nel fondovalle principale, ove i depositi della Dora Riparia
si interdigitano con quelli degli imponenti conoidi che vi si aprono. Quest’ultimi sono costituiti da ghiaieciottolose
grossolanamente stratificate, inglobanti grossi blocchi; le sporadiche intercalazioni di diamicton
massivi sono da ricollegarsi a fenomeni di debris flow. I coni alluvionali maggiormente estesi sono
alimentati dalla Valle della Rho, dalla Valle del Fréjus e dal T. Rochemolles, mentre quelli che si aprono
in Valle Stretta (es. Pian del Colle e Les Arnauds) sono ricorrentemente interessati da processi di debris
flow. A valle di Serre la Voûte l’estensione areale dei conoidi decresce, e corrispondentemente si registra
un incremento dell’acclività delle superfici di accumulo e della percentuale di blocchi inglobati nei
depositi. E’ infine da segnalare la presenza di una serie di conoidi, sospesi sull’alveo della Dora Riparia,
che modellano il piano di Chiomonte;
4) altri depositi, caratterizzati da estensione e spessori alquanto modesti, sono ubicati alla testata dei
bacini tributari (es. Val Clarea e Valle di Rochemolles) in settori pianeggianti talora corrispondenti a
conche di sovraescavazione glaciale.
In Val Cenischia i depositi alluvionali sono localizzati nei pressi di Bard e sono legati agli estesi e piatti
conoidi alimentati dai corsi d’acqua che drenano il versante nord-orientale del M. Giusalet.
Il fondo della Val Chisone è per lunghi tratti articolato da ripiani modellati in depositi fluviali di bassa
energia, costituiti da sabbie e sabbie ghiaiose, formatisi in seguito a fenomeni di sbarramento vallivo: si
citano ad esempio le superfici sulle quali sorgono gli abitati di Pragelato e Pourrières, poste
rispettivamente a monte dell’accumulo del Clos del Chardonnet (staccatosi dalle pendici nord-occidentali
del M. Albergian) e dell’imponente fenomeno gravitativo del Laux, ubicato nell’adiacente Foglio “Susa”.
Altri depositi alluvionali, costituiti da ghiaie ciottolose con intercalazioni ghiaioso-sabbiose e sabbiose,
sono il prodotto dell’attività torrentizia sviluppatasi lungo il reticolato affluente che alimenta i conoidi che
si aprono sul fondovalle principale, oppure colmano piccole depressioni originariamente modellate dai
ghiacciai tributari nei settori di testata (es. rii Assietta, Faussimagna e Gran Muels).
Depositi lacustri e di torbiera (uid i). I primi sono caratterizzati da una facies limosa con sporadiche
intercalazioni sabbiose; nelle torbe si osserva invece un elevato contenuto in sostanza organica frammista
ad una scarsa frazione limoso-sabbiosa. Questi depositi hanno sempre un’estensione areale piuttosto
limitata e sono localizzati alla testata dei bacini tributari, ove spesso mascherano l’originaria morfologia
glaciale colmando conche di sovraescavazione o depressioni sbarrate da archi morenici, in origine
occupate da specchi d’acqua. Sedimenti torbosi costituiscono inoltre il parziale riempimento del fondo di
alcune delle imponenti depressioni allungate (es. Col Blegier) che articolano lo spartiacque tra le valli di
Susa e Chisone.
Depositi di origine mista (uid e). La facies più tipica è rappresentata da diamicton a matrice sabbiosa
con blocchi subangolosi e con intercalazioni sabbioso-ghiaiose. I depositi formano conoidi, ubicati allo
sbocco di piccole incisioni, che talora si interdigitano alle falde detritiche poste alla base delle pareti
rocciose; in altri casi i depositi di origine mista si sovrappongono, mascherandoli, ai sedimenti glaciali e
alluvionali che costituivano il fondo dei valloni tributari. Il carattere poligenico è legato soprattutto alla

imobilizzazione del detrito per effetto di debris flow, nonché all’intercalazione di depositi legati al
periodico distacco di valanghe.
Detrito di falda (uid a, uid b). Si presenta come un sedimento con struttura open work e partially open
work, con ciottoli e blocchi di forma angolosa e sub-angolosa frammisti a scarsa matrice. Il detrito è
organizzato in conoidi o prismi di sedimenti comunemente clinostratificati, con pezzatura e forma
variabili a seconda dello stato di fratturazione del substrato da cui provengono. Imponenti falde e coni di
detrito contraddistinguono la base di pareti di roccia carbonatica (es. lungo le dorsali Punta Gran Bagna -
Punta delle Quattro Sorelle e Cima della Sueur - Punta Clotesse), oppure la base dei rilievi modellati nelle
rocce quarzitiche e gneissiche del Massiccio d’Ambin (es. Cima del Vallonetto, Vallone di Galambra, Val
Clarea). Per contro i depositi detritici ubicati alla base delle pareti di calcescisti hanno estensione e
spessori modesti (es. dorsale spartiacque Susa-Chisone); si tratta in genere di detrito con struttura
partially open-work nel quale la frazione sabbioso-limosa, quantitativamente significativa, è frammista a
piccoli blocchi; il detrito è distribuito in lembi più o meno estesi alla base delle pareti e solo dove i
calcescisti sono più ricchi nella frazione carbonatica esso ammanta estese porzioni di versante (es.
versanti occidentale e settentrionale del M. Albergiàn).
Depositi gravitativi (uid c, uid d). L’ampia casistica di fenomeni gravitativi riscontrata nell’area del
foglio e la presenza di caratteri morfologici e di facies ricorrenti nei vari accumuli, hanno consentito non
solo di individuare diverse tipologie di movimento e di messa in posto, ma anche di accertare una
correlazione tra il tipo di fenomeno e le caratteristiche litologiche e geomeccaniche delle rocce e delle
formazioni di copertura coinvolte.
La diffusione di calcescisti più o meno ricchi in frazione carbonatica e con parametri geomeccanici
nell’insieme piuttosto scadenti, trova riscontro nell’elevato numero di fenomeni gravitativi che si
originano a spese degli stessi. Si tratta in genere di fenomeni complessi, ai quali non è possibile associare
un’unica tipologia di movimento in relazione alla variabilità delle litofacies coinvolte ed al loro assetto
strutturale: questi si esprimono nell’estrema complessità delle forme riscontrabili in uno stesso accumulo.
I corpi di frana più imponenti, talvolta con una superficie superiore al chilometro quadrato, sono quelli
del Gran Bosco, del Cassas, di Grangia Ruine e di Grangia Jeunchatre, situati sul versante destro della
media Valle di Susa, di Millaures e di Rochas sul versante sud-occidentale del M. Jafferau. Altri accumuli
sono localizzati sul versante sinistro delle valli della Rho e del Fréjus.
In Val Chisone particolarmente significativi sono i fenomeni del Rif e di Comba Mendie, ubicati
rispettivamente sul versante sinistro e destro all’altezza dell’abitato di Souchères Hautes, e l’accumulo sul
Accumuli gravitativi di minori dimensioni sono distribuiti un po’ ovunque nell’area in esame.
Localmente possono verificarsi scorrimenti rotazionali e traslativi che dislocano considerevoli volumi di
roccia lungo superfici di movimento ben definite, come quello che coinvolge parte del versante nordoccidentale
del M. Albergiàn, impostato in corrispondenza di un sistema di fratture subverticali con
direzione N60. Frequenti anche i fenomeni di colamento, legati a saturazione e fluidificazione della coltre
detritico-colluviale e delle formazioni superficiali in generale. I fenomeni di crollo, arealmente meno estesi
dei precedenti, sono caratterizzati da accumuli a grossi blocchi localizzati prevalentemente nel Massiccio
d’Ambin. Sono infine da segnalare fenomeni di riattivazione di porzioni di versante già interessate da
precedenti fenomeni di instabilità: è il caso delle frane del Cassas (AA.VV., 1996) e del Rif (GIARDINO &
BAGGIO, 1998), ubicate rispettivamente in Valle di Susa e in Val Chisone.
Depositi travertinosi (uid q). Danno luogo a corpi lenticolari o domiformi, ad estesi crostoni e colate
subverticali, oppure a semplici incrostazioni su cuscinetti di muschio: si tratta di lembi, il più delle volte
non cartografabili, di spessore di qualche metro ed estensione areale non superiore ad alcune centinaia di
metri quadrati. Le principali masse sono state individuate a S. Domenico (a breve distanza dall’apice del
conoide su cui sorge l’abitato di Gad), ad una quota compresa tra i 1.700 ed i 1.500 m, e nei pressi del
Fràis (Vallone di Comba Scura), tra i 1.550 ed i 1.300 m di quota. I travertini in formazione sono sempre
associati a sorgenti a regime stagionale. Così come per i travertini completamente formati, la
precipitazione del carbonato di calcio è sistematicamente legata a settori di versante coinvolti da
deformazioni gravitative profonde impostate in rocce carbonatiche.
Coltre eluvio-colluviale e detritico-colluviale (b2) (Pleistocene sup. - Attuale)

Sotto questa dicitura sono stati riuniti i prodotti dell’alterazione in situ del substrato roccioso e delle
coperture superficiali ed i sedimenti provenienti dalla rielaborazione delle formazioni quaternarie
inalterate. Litofacies e potenza variano alquanto in funzione della natura delle aree sorgenti: sedimenti fini
massivi con spessori significativi, seppure non superiori a qualche metro, si osservano negli areali di
affioramento delle successioni metasedimentarie a prevalenti calcescisti, soprattutto nei settori più elevati
dei versanti interessati da diffusi e imponenti fenomeni di creeping superficiale. La distribuzione
pressoché ubiquitaria della coltre eluvio-colluviale in corrispondenza delle unità a calcescisti è determinata
dalla bassa resistenza e dall’elevata alterabilità di queste rocce e dalle pessime condizioni lito-strutturali in
cui versa l’ammasso roccioso per effetto dei ricorrenti fenomeni di deformazione gravitativa profonda.
La coltre detritico-colluviale, caratterizzata da una struttura massiva di tipo matrix supported, si
diversifica rispetto alla coltre eluvio-colluviale per la presenza di un’apprezzabile frazione detritica più o
meno residua, che rappresenta una componente di rilievo del sedimento; la coltre detritico-colluviale è
distribuita prevalentemente nelle aree di affioramento del basamento cristallino del Massiccio d’Ambin e
delle unità carbonatiche del dominio brianzonese.
La scelta di rappresentare in alcuni settori della carta la distribuzione della coltre eluvio-colluviale e
detritico-colluviale è legata all’impossibilità oggettiva di giungere ad un’interpolazione locale affidabile
del substrato pre-quaternario.

VI. - EVOLUZIONE STRUTTURALE
L’evoluzione strutturale delle unità dell’arco alpino occidentale mostra una storia deformativa
polifasica complessa. Ogni unità, come per l’evoluzione metamorfica (cfr. Cap. 7), mostra una evoluzione
precoce indipendente mentre, col procedere della storia deformativa, lo stile di deformazione diventa via
via comune per tutte le unità. Queste ultime conservano quindi solo al loro interno relitti di una
evoluzione strutturale duttile polifasica complessa.
Le ultime fasi deformative sono avvenute in ambiente crostale superficiale, e uno dei risultati
innovativi dell’analisi condotta è stata la distinzione di importanti strutture di tipo fragile, rappresentate
da piani di sovrascorrimento a basso angolo o da faglie subverticali. Queste strutture, generalmente
sottostimate in tutto l’arco alpino, si sviluppano durante le fasi tardive dell’evoluzione e corrispondono
abitualmente ai limiti tra le unità tettonostratigrafiche distinte sulla carta.
Il quadro strutturale duttile delle unità a calcescisti del dominio piemontese è stato analizzato con
grande dettaglio in lavori recenti (ALLENBACH, 1982; ALLENBACH & CARON, 1986) e non è stato quindi
ripreso in questo lavoro. Nuovi dati sono stati invece raccolti per il Massiccio d’Ambin, che hanno
permesso di definire un quadro deformativo duttile più dettagliato rispetto a quello proposto dagli Autori
precedenti.
1. - UNITA’ DELL’AMBIN
L’unità dell’Ambin ha una deformazione polifasica già nota da tempo (LORENZONI, 1965; GAY, 1971;
CALLEGARI et alii, 1980; ALLENBACH & CARON, 1986; BORGHI & GATTIGLIO, 1997) che può essere
sintetizzata nei seguenti eventi:
- evoluzione strutturale prealpina (presente solo nel complesso di Clarea);
- sviluppo delle prime due fasi deformative scistogene di età alpina ad assi trasversali (F1 + F2);
- traslazione delle falde alloctone al di sopra dei terreni autoctoni del Massiccio d’Ambin, associata
allo sviluppo della terza fase di deformazione alpina a vergenza orientale (F3);
- fasi tardive del sollevamento del massiccio caratterizzate da una generazione di pieghe a doppia
vergenza centrifuga, verso Nord e verso Sud (F4).
1.1. - EVOLUZIONE PREALPINA
Le evidenze strutturali riferibili a deformazioni di età prealpina sono state individuate sia a scala
mesoscopica, sia a scala microscopica.
Una prima foliazione è unicamente preservata alla scala microscopica ed è definita da relitti
microstrutturali quali cerniere intrafoliari, microlitoni e superfici tettoniche sigmoidali preservate
all’interno dei porfiroblasti di granato.
Una seconda fase deformativa con carattere fortemente traspositivo e definita da minerali sviluppatisi
in facies anfibolitica, è associata ad una foliazione di piano assiale e traspone una superficie metamorfica
preesistente, testimoniata dalla presenza di pieghe intrafoliali preservate solamente a scala microscopica.
Questa foliazione definisce la scistosità regionale nei livelli strutturali più profondi di questo complesso.
Negli ortogneiss questa foliazione è mal definita ed è sottolineata dalla orientazione preferenziale
dimensionale (OPD) delle pseudomorfosi su biotite e da grosse lamelle muscovitiche che mostrano chiari
segni di deformazione intracristallina. Nelle metabasiti la foliazione è definita dall’isorientazione dei
nematoblasti di orneblenda e talvolta anche da un layering metamorfico definito dall’alternanza di domini
anfibolici e di domini feldspatici.
1.2. - EVOLUZIONE DUTTILE ALPINA
La prima fase di deformazione alpina (F1) si è sviluppata in condizioni metamorfiche della facies scisti
blu s.l. Nel complesso di Clarea la sua intensità di espressione è variabile ed aumenta verso i livelli
strutturali più elevati. Nella parte più profonda la F1 deforma la scistosità prealpina realizzando pieghe
mesoscopiche da chiuse a serrate, con piani assiali suborizzontali senza evidente sviluppo di nuove
superfici metamorfiche, ed assi orientati circa N-S. Nei livelli strutturali più elevati la F1 sviluppa una

superficie di piano assiale che progressivamente traspone la precedente foliazione prealpina, conservata
come relitto all’interno di microlitoni o visibile come lineazione di intersezione. Nel complesso di Ambin,
la prima fase alpina (F1) è solo più riconoscibile in corrispondenza delle cerniere di piega mesoscopiche
della successiva fase traspositiva (F2).
La seconda fase alpina (F2) è responsabile della strutturazione meso- e megascopica e corrisponde
probabilmente alla fase ad assi trasversali precoci di GAY (1972b) e CALLEGARI et alii (1980). Realizza
pieghe di tipo isoclinale e sviluppa una lineazione di estensione E-W obliqua rispetto agli assi, che sono
debolmente inclinati ed orientati NE-SW. La foliazione di piano assiale mostra caratteri traspositivi
definiti da cerniere intrafoliari, microlitoni separati da superfici di clivaggio spaziate, fabric bimodale delle
miche. Essa coincide con la scistosità principale e si è sviluppata in condizioni scisti blu a lawsonite. Le
prime due fasi di deformazione alpine si sono quindi sviluppate in condizioni metamorfiche di alta
pressione e bassa temperatura.
La terza fase di deformazione alpina F3 (sviluppata in condizioni metamorfiche di facies scisti blu ad
epidoto), risulta spesso l’elemento planare maggiormente pervasivo nei livelli strutturali più elevati del
Massiccio d’Ambin ed è identificabile come una scistosità di piano assiale a marcati caratteri di slipcleavage.
Gli sforzi compressivi risultano diretti da W verso E sulla base delle asimmetrie tipo Z
guardando verso N disegnate dalle cerniere di piega F3, responsabili della vergenza orientale delle
strutture duttili. Le pieghe F3 hanno assi orientati circa N-S ed hanno il piano assiale immergente sempre
verso i quadranti occidentali, riorientato ovviamente dalla tettonica successiva, e con una caratteristica
inclinazione che tende a diminuire da W verso E.
La fase F3 sviluppa una scistosità di crenulazione (strain slip cleavage) il cui carattere fortemente
traspositivo tende ad aumentare verso i livelli strutturalmente superiori ed è ampiamente indicato da
cerniere intrafoliari e da microlitoni nei quali è conservata la precedente foliazione. Generalmente le due
scistosità (S2 e S3) sono disposte a basso angolo (

lineamento fragile a carattere trascorrente diretto da N120 a submeridiano nel settore di Susa-Condove e
la zona di deformazione della Valle di Susa diretta N60 che, sebbene scarsamente evidente come
struttura singola, mostra di essere molto pervasiva sia nel Massiccio d’Ambin che nelle unità ofiolitiche ed
oceaniche.
3. - NEOTETTONICA
Fra le diverse accezioni del termine, la “neotettonica” viene qui intesa come lo studio dell’evoluzione
geodinamica recente esteso ad un intervallo di tempo sufficiente per inquadrare correttamente la tettonica
in atto e permettere valutazioni sugli attuali tassi di deformazione crostale (VITA-FINZI, 1986). Poiché
l’area considerata si estende all’interno di una catena in cui la lunga e complessa storia deformativa è
ancora attiva, l’intervallo di tempo considerato non è strettamente limitato al Quaternario, ma comprende
anche gli episodi deformativi tardo-cenozoici che hanno determinato l’assetto recente della catena e ne
Il lavoro svolto è basato sull’analisi strutturale delle deformazioni tettoniche che interessano le
formazioni superficiali o che presentano indicatori cinematici a carattere superficiale, e sullo studio di
elementi geomorfologici che abbiano registrato eventi deformativi.
Le evidenze strutturali, stratigrafiche e morfologiche relative all’evoluzione tettonica recente
attualmente conosciute per quest’area sono concentrate lungo una fascia di ampiezza plurichilometrica a
direzione N60E che comprende settori delle valli Susa e Chisone e del relativo spartiacque. Entro questa
fascia sono presenti deformazioni superficiali variamente orientate e faglie subverticali a varia scala con
direzioni prevalenti N60E e N120E, subordinatamente N20E e N160E (Figg. 4A, 4B, 5); nel substrato
roccioso queste faglie tagliano tutte le altre discontinuità strutturali rilevabili, talvolta interessano le
formazioni superficiali ed in qualche caso mostrano di aver interagito con il modellamento erosionale. Gli
stessi sistemi di discontinuità fragili più frequenti definiscono le aree di maggior concentrazione dei
depositi quaternari e delimitano molti accumu- li gravitativi.
Le relazioni geometriche ed i dati sulla cinematica rilevati nella media Valle di Susa indicano che le più
recenti superfici di taglio del substrato roccioso sono prevalentemente dirette N60E (Fig. 4A): queste
costituiscono un sistema di faglie decametriche-ettometriche particolarmente evidente nel settore sinistro
della valle sui versanti del M. Clopaca - Quattro Denti, del M. Niblé e del Toasso Bianco, dove si
registrano movimenti sia normali che trascorrenti; la sovraimposizione di strie meccaniche e fibre di
calcite su strie in quarzo e clorite fa ritenere che i movimenti normali e sinistri postdatino le traslazioni a
componente destra. La frequenza dei piani di taglio a direzione N60E decresce sul versante destro della
media Valle di Susa dove prevalgono invece le faglie a direzione N20E e N160E con movimenti normali
e/o destri; tutti i tre sistemi sono rilevabili lungo lo spartiacque Susa-Chisone, dove imponenti fenomeni
di deformazione gravitativa profonda mettono in particolare evidenza i caratteri strutturali dei principali
sistemi disgiuntivi.
Nelle formazioni di copertura plio-quaternarie le più frequenti deformazioni tettoniche sono state
rilevate in corrispondenza dei depositi dell’Unità del Segurét - La Riposa affioranti presso l’omonimo
rilievo montuoso; si tratta di faglie subverticali metriche/decametriche a direzione N120E, N60E e N20E
che tagliano indistintamente anche il substrato roccioso (Fig. 4B); gli indicatori cinematici rilevati sono
costituiti da strie meccaniche e di calcite fibrosa e definiscono movimenti prevalentemente normali. Le
caratteristiche sedimentologiche dei lembi di brecce residuali dell’Unità del Segurét - La Riposa indicano
che in prossimità dei piani di faglia il cemento carbonatico di precipitazione chimica delle brecce può
essere legato a circolazione di fluidi lungo le superfici di taglio. L’espressione superficiale di queste
discontinuità fragili nel settore Segurét - Vallonetto corrisponde talvolta ai limiti di depressioni e settori
collassati evolutisi anche in relazione a fenomeni di dissoluzione o crollo legati a circuiti carsici.

Fig. 4. A) Proiezione stereografica dei principali elementi deformativi nel settore della media Valle di Susa. 1: faglie normali; 2: faglie trascorrenti;
3: altre faglie; 4: principali sistemi di trincee di DGPV. B) Proiezione stereografica dei principali elementi deformativi nel settore Segurét-
Vallonetto. 1: faglie normali; 2: faglie trascorrenti; 3: altre faglie; 4: assi delle principali strutture di collasso.

Fig. 5. Schema neotettonico e principali unità lito-strutturali.
1: basamento pre-triassico e relativa copertura (unità del Massiccio d’Ambin, indifferenziate); 2: unità di calcescisti del dominio piemontese,
indifferenziate; 3: unità tettonostratigrafiche inferiori di copertura carbonatica; 4: unità tettonostratigrafiche superiori di copertura carbonatica; 5:
principali masse di gessi e anidriti; 6: maggiori accumuli di frana; 7: principali masse di depositi alluvionali; 8: deformazioni gravitative profonde di
versante (DGPV); 9: limiti stratigrafici; 10: sovrascorrimenti; 11: contatti tettonici e faglie (certi, presunti); 12: principali sistemi di faglie trascorrenti; 13:
settore in estensione della Susa-Chisone Shear Zone; 14: settori in forte subsidenza o sollevamento.
Altri indizi di deformazione superficiale sono distribuiti lungo la media Valle di Susa in una fascia
allungata in direzione NNE e sono collocabili dal punto di vista cronologico durante o subito dopo le fasi
di modellamento glaciale che hanno interessato l’area. Si tratta innanzitutto delle deformazioni di stile
disgiuntivo che attraversano i depositi ghiaiosi stratificati dell’Unità di Seigneur allo sbocco della Val
Clarea: faglie normali metriche/decametriche con direzioni N120E (inclinazione 70° -> SW) e N80E
(inclinazione 45° -> S) alle quali si associano vene di estensione disposte en echelon e faglie minori
decimetriche con eguale orientazione; il senso di movimento delle strutture maggiori è ricavabile

dall’uncinatura degli strati e dalla presenza di duplex estensionali, il rigetto massimo valutabile è di circa
un metro. Nella stessa area si rilevano giaciture molto inclinate nella stratificazione di questi depositi, fino
a valori di 50-60° -> E. Anche le superfici di modellamento glaciale del versante sinistro della media Valle
di Susa sono interessate da dislocazioni superficiali: nei pressi di Morliere la culminazione del dosso
montonato è spezzata in più tronconi per effetto di piani di taglio subverticali a direzione N50E. Lo
stesso accade per alcune superfici rocciose levigate e striate a NE del M. Niblè, sul cui versante
meridionale si rileva anche una scarpata di faglia decametrica a direzione N60E che interrompe la
continuità laterale di un argine morenico dislocandolo con un rigetto morfologico massimo di un metro.
Le evidenze morfostrutturali di deformazioni superficiali sono particolarmente frequenti lungo lo
spartiacque Susa-Chisone, dove si rinvengono imponenti sdoppiamenti della cresta, fratture beanti,
trincee ed anche vere e proprie valli sommitali; questi fenomeni dimostrano una stretta connessione
geometrica con i principali sistemi di deformazione recente del substrato: lungo il settore di spartiacque,
le deformazioni gravitative profonde di versante riutilizzano prevalentemente i sistemi a direzione N60E e
N160E e si sviluppano soprattutto in corrispondenza delle principali zone di taglio subverticali. Esiste
quindi una forte convergenza fra le forme e le strutture causate dalla tettonica gravitativa e le
manifestazioni geodinamiche di stile fragile. In altri settori del foglio l’intervento dinamico della tettonica
nell’evoluzione del rilievo sembra essere manifestato dalla presenza di forme “anomale” (sensu Carraro,
1976), soprattutto per quanto riguarda l’assetto del reticolato idrografico e la configurazione planoaltimetrica
dei solchi vallivi. Alcune segnalazioni si riferiscono al settore della conca di Bardonecchia, già
considerata “area ad idrografia centripeta” in cui confluiscono tratti d’alveo con andamento anomalo,
nonché sede di fenomeni di deviazione fluviale (indizi morfologici del Col des Acles e della stretta del
Bramafan) come indicato nella raccolta di elementi di neotettonica del territorio italiano (ENEL, 1981). Il
condizionamento sulla morfogenesi in questo settore potrebbe essere stato esercitato dall’evoluzione
tettonica esplicatasi lungo piani di taglio subverticali orientati secondo i sistemi N20-40E e N120-140E
rispettivamente, discontinuità strutturali che allo stato attuale delle indagini trovano però un riscontro sul
terreno solo dal punto di vista geometrico, limitatamente al substrato roccioso pre-quaternario. Un
gruppo più consistente di anomalie morfologiche si ritrova nel settore centro-orientale del foglio: a partire
dalla piana di Oulx-Salbertrand, il versante sinistro della media Valle di Susa presenta una serie di
elementi (orrido del Rio Segurét ed alvei molto incisi degli affluenti in sinistra; valli laterali talora
fortemente sospese; forme di erosione accelerata e uncinatura della direzione di deflusso nel tratto di
confluenza Clarea - Dora Riparia; asimmetria dei bacini idrografici affluenti, meno sviluppati su ciascun
fianco sinistro cui corrisponde un versante mediamente più acclive) che indicano con buona congruenza
reciproca un possibile sollevamento differenziale dell’area, con entità decrescente in senso longitudinale
da monte verso valle, ed una componente di trasferimento laterale sinistrorso parallelo all’asse vallivo
principale (CARRARO, 1976). A questi fenomeni sembrano associabili per collocazione ed orientazione
geometrica anche altre manifestazioni deformative superficiali a carattere locale diffuse nel tratto vallivo
Exilles-Chiomonte: si tratta delle già citate dislocazioni di superfici montonate di Morliere, degli
allineamenti di depressioni allungate e zone di collasso metriche/decametriche disperse nel fondovalle e
sul terrazzo di Chiomonte, nonché delle numerose contropendenze che articolano i versanti della
profonda incisione epigenetica della Dora Riparia (tratto iniziale delle gorge di Susa).
Tutte queste evidenze lasciano supporre che questo settore alpino abbia registrato episodi recenti di
deformazione. L’interpretazione e la discussione delle caratteristiche degli elementi strutturali che
mostrano un’evoluzione neotettonica verrà qui di seguito effettuata secondo lo schema concettuale
proposto per la realizzazione della “Carta Neotettonica d’Italia” alla scala 1:500.000 (AMBROSETTI et
alii, 1987), distinguendo gli elementi neotettonici “lineari” da quelli “areali”.
L’orientazione e la distribuzione delle deformazioni rilevate indicano in primo luogo l’esistenza di una
importante deformazione neotettonica “lineare” rappresentata da una fascia di deformazione di ampiezza
plurichilometrica con direzione N60E (Fig. 5) che comprende settori delle valli Susa e Chisone e del
relativo spartiacque. Le più recenti deformazioni rilevate lungo questa fascia sono di stile tipicamente
superficiale ed i dati di terreno indicano che esse si sono realizzate quantomeno in interazione dinamica
con la sedimentazione delle formazioni pliocenico(?) - quaternarie e con il modellamento glaciale nella
media Valle di Susa. I caratteri strutturali sono compatibili con un campo deformativo indotto da una
zona di taglio in transtensione orientata N60E, delimitata da faglie trascorrenti sinistre en echelon; i
fenomeni di estensione bilaterale delle creste e la concentrazione di frane e deformazioni gravitative
profonde che caratterizzano il settore Susa-Chisone potrebbero testimoniare che lo stesso campo di sforzi
interagisce con la morfogenesi attuale (GIARDINO & POLINO, 1997).

Anche le deformazioni concentrate nel settore di Bardonecchia, meno evidenti ed estese rispetto a
quelle della media Valle di Susa, sono tentativamente inquadrabili nell’ambito dell’evoluzione di elementi
neotettonici lineari; in questo caso i sistemi di discontinuità strutturali N20-40E e N120-140E avrebbero
accomodato un sollevamento relativo del quadrante nord-occidentale, come testimoniato dalla asimmetria
dei profili trasversali vallivi e dalla distribuzione di superfici terrazzate a varia quota al margine
settentrionale della conca di Bardonecchia.
4. - DEFORMAZIONI GRAVITATIVE PROFONDE DI VERSANTE
La media Valle di Susa è contraddistinta, oltre che da un elevato numero di accumuli di frana, talvolta
di dimensioni plurichilometriche, dalla presenza di imponenti fenomeni di deformazione gravitativa
profonda di versante (“DGPV”). Questi sono fenomeni di movimento in massa in cui i meccanismi di
deformazione sono tali che per la loro dinamica non necessitano di una superficie o zona di rottura
continua (SORRISO-VALVO, 1995). Non è inoltre necessario postulare una eventuale superficie di
scorrimento continua per rendere conto delle deformazioni osservate sia in superficie che in profondità, e
l’entità dello spostamento è piccola rispetto alle dimensioni del fenomeno che è paragonabile a quella del
versante interessato.
L’importanza del ruolo giocato da questi fenomeni di lenta e progressiva deformazione dell’ammasso
roccioso nella morfogenesi dei rilievi montuosi è stata sottolineata in numerosi lavori specifici
ZISCHINSKY, 1966, 1969; RADBRUCH-HALL et alii, 1978; SAVAGE & SWOLFS, 1986;
VARNES et alii, 1989). Nell’arco alpino occidentale ciò è stato confermato da studi a carattere regionale
(MORTARA & SORZANA, 1987; FORLATI et alii, 1995) e locale (PUMA et alii, 1989; FORLATI et alii,
1991; GIARDINO & POLINO, 1997).
Le DGPV coinvolgono nell’insieme il 25 % dell’area. Il riconoscimento di questi fenomeni è avvenuto
sulla base del sistematico rilievo di una serie di elementi morfologico-strutturali (FIORASO, 1994; cfr. nota
2) localizzati soprattutto nei settori di cresta e nella parte alta dei versanti:
- “trincee”: di dimensioni variabili da metrica a decametrica con il fondo spesso riempito di materiale
detritico, rappresentano l’espressione morfologica superficiale di fratture aperte in profondità sviluppate
longitudinalmente per decine o centinaia di metri;
- “depressioni chiuse di origine gravitativa”: avvallamenti subcircolari o subellittici, con asse di
allungamento maggiore di dimensioni metriche o decametriche e profondità non superiore ad alcune
decine di metri. Sono localizzate in aree caratterizzate da un elevato grado di allentamento del substrato
roccioso, quali quelle interessate da fenomeni di deformazione gravitativa profonda, e rappresentano
generalmente il prodotto dell’evoluzione di trincee;
- “gradini di scivolamento”: rotture di pendenza del versante, generalmente nette, corrispondenti a
ripidi gradini rocciosi, lungo le quali si è verificata la dislocazione del versante. A differenza del
movimento con sola componente orizzontale, normale alla direzione, che caratterizza l’evoluzione dalla
frattura alla trincea, nel gradino di scivolamento la componente di movimento relativo dei due blocchi di
roccia è prevalentemente verticale e giace sul piano stesso di scivolamento. Il gradino viene definito
“mascherato” nei casi in cui la superficie in roccia sia estesamente coperta da prodotti detritico-colluviali;
- “tracce di superfici di distacco gravitativo”: depressioni allungate aventi sviluppo longitudinale da
decametrico a ettometrico e trasversale da metrico a decametrico, determinate dall’intersezione di un
piano di scivolamento gravitativo con la superficie topografica. Questo elemento morfologico caratterizza
i settori di cresta, a valle dei quali si sviluppano fenomeni di deformazione gravitativa profonda, nonché i
margini laterali delle deformazioni stesse.
Le fenomenologie qui descritte sono distribuite su tutta l’area del foglio (Fig. 5): tuttavia le pessime
caratteristiche geomeccaniche che contraddistinguono in generale le successioni metasedimentarie a
prevalenti calcescisti, fanno si che le deformazioni gravitative profonde più imponenti si registrino in
particolare lungo la dorsale spartiacque che separa la Valle di Susa da quella del Chisone. Lo sviluppo di
questi fenomeni è inoltre condizionato dalla presenza di alcuni sistemi di fratture a carattere regionale,
localmente pervasivi, che ne controllano nell’insieme i caratteri cinematici ed evolutivi (GIARDINO &
POLINO, 1997).
La peculiarità dei fenomeni di DGPV risiede, oltre che nelle dimensioni, anche nei particolari
meccanismi di deformazione delle masse rocciose coinvolte: l’espressione superficiale dei fenomeni
individuati ha permesso di identificare porzioni di versante caratterizzati da stili e tipologie di
deformazione alquanto diversificati. Nei settori di cresta la deformazione di versante è morfologicamente
espressa dallo sviluppo di una serie di sdoppiamenti di cresta per effetto di trincee e di depressioni chiuse,

particolarmente estesi lungo la dorsale Susa-Chisone, con dislocazioni dei settori più elevati dei versanti
variabile dalle decine fino ad un centinaio di metri e sviluppo longitudinale chilometrico. Tali elementi
rappresentano l’emersione di superfici di scivolamento lungo le quali avviene la deformazione del
versante. Tale deformazione avviene a scapito dei sistemi di discontinuità esistenti, generalmente a
direzione N60E. Tali manifestazioni possono essere indicate come spandimenti laterali delle creste
(“lateral spread of ridges”) nelle quali prevale un comportamento “fragile” dell’ammasso roccioso. Altri
esempi a questo riguardo sono collocati nel settore delle Casses Blanches (sinistra orografica della media
Valle di Susa) e, poco a valle di questo, lungo la cresta M. Clopaca - Cima del Vallone - Quattro Denti.
Nei settori altimetricamente più bassi dei versanti i fenomeni di deformazione sono morfologicamente
espressi da rigonfiamenti e ondulazioni a grande scala, localmente sottolineati da depressioni chiuse (es.
Serre la Voûte, Val Fredda, settore di Sauze d’Oulx). Inoltre non si osserva, se non in rari casi, la
presenza di superfici o zone di rottura continue lungo il versante. Tali fenomenologie, riconducibili ai
“sakung” (dominati da deformazione di tipo “duttile”), rappresentano un diverso tipo di risposta alla
deformazione indotta dal movimento gravitativo profondo. I grandi rigetti osservabili lungo i settori di
cresta sono infatti la risultante dei movimenti che avvengono nella parte inferiore del versante, dove la
deformazione dell’ammasso roccioso non avviene lungo piani di deformazione preferenziali, ma per
mezzo di spostamenti differenziali che coinvolgono l’intero ammasso roccioso.

VII. - EVOLUZIONE METAMORFICA
L’analisi petrografica e microstrutturale ha evidenziato, analogamente agli altri settori delle Alpi
occidentali un’evoluzione metamorfica polifasica contraddistinta da due cicli metamorfici principali
caratterizzati da differenti gradienti geotermici:
1) un ciclo metamorfico prealpino, probabilmente di età varisica, caratterizzato da associazioni in
facies anfibolitica prevalente e relitti di un evento di alta pressione; le sue evidenze sono presenti solo
all’interno del complesso di Clarea del Massiccio d’Ambin e nelle scaglie di basamento alloctono
rappresentate dai micascisti dei Forneaux;
2) un ciclo metamorfico alpino, caratterizzato da un primo evento di alta pressione e bassa
temperatura e da un secondo evento di bassa pressione e basso grado. A sua volta nell’evento di alta
pressione sono state distinte associazioni in facies scisti blu a lawsonite e in facies scisti blu ad epidoto
(sensu EVANS, 1990).
1. - CICLO METAMORFICO PREALPINO
Gli originali rapporti tra le fasi metamorfiche prealpine sono ancora ben preservati nei livelli strutturali
più profondi del complesso di Clarea. Sulla base dei dati microstrutturali, le fasi osservate sono state
raggruppate in due paragenesi principali (Fig. 6). Le prima rappresenta un probabile evento metamorfico
prealpino di alta pressione, mentre la seconda è associata al successivo evento di medio grado
metamorfico.
L’evento metamorfico prealpino di alta pressione è testimoniato dalla presenza di rutilo al nucleo di
titanite e, all’interno delle metabasiti, da porfiroclasti di granato in parte sostituiti da strutture coronitiche
a epidoto + albite. L’assenza di pirosseno sodico o del prodotto della sua alterazione suggerisce un picco
barico di 9-12 kbar sulla base dei dati sperimentali di POLI (1993) e LIU et alii (1996). La temperatura
probabilmente non superò i 650°C in base all’assenza di evidenze di fusione parziale nelle metapeliti.
Questo evento metamorfico di alta pressione è seguito da una fase decompressionale sviluppatasi in
condizioni isotermiche.

Fig. 6. Schema della successione delle associazioni mineralogiche caratterizzanti l’evoluzione metamorfica prealpina.
Il secondo evento metamorfico prealpino si sviluppa in facies anfibolitica ed è definito dalla paragenesi
Ms-Bt-Grt-St-Al 2O 3 nelle metapeliti e Hbl-Pl-Ep-Ttn nelle metabasiti. La presenza di Ep-anfiboliti implica
una temperatura compresa tra la curva di destabilizzazione della clorite e quella della scomparsa
dell’epidoto. Questo intervallo di temperatura coincide con il campo di stabilità della staurolite.
Applicando il geotermometro Bt/Grt secondo varie calibrazioni (KLEEMANN & REINHARDT,1994;
PERCHUK & LAVRENT’EVA, 1983; FERRY & SPEAR, 1978; HODGES & SPEAR, 1982; INDARES &

MARTIGNOLE, 1985; BHATTACHARYA et alii, 1992) è stato ottenuto un intervallo di temperatura
compreso tra 570°-660°C, per una pressione di riferimento di 5 kbar. Le stime della pressione ottenute
MASSONNE & SCHREYER (1987), basato sul contenuto in fengite
delle miche bianche, indicano un intervallo compreso tra 4 e 6 kbar. Questo evento metamorfico si è
sviluppato in condizioni di medio grado e media-bassa pressione, consistenti con un regime di collisione
(THOMPSON & ENGLAND, 1984).
2. - CICLO METAMORFICO ALPINO
Il ciclo metamorfico alpino è caratterizzato da un primo evento di alta pressione che è stato registrato
da gran parte delle unità tettonostratigrafiche descritte ad eccezione delle Unità dello Chaberton - Grand
Hoche - Grand Argentier e dei Re Magi, che sono totalmente prive di evidenze metamorfiche di alta
pressione. Questo primo evento può raggiungere la facies scisti blu ad epidoto (unità di crosta
continentale dell’Ambin, unità ofiolitiche della Roche de l’Aigle, di Cerogne - Ciantiplagna e
dell’Albergian, unità di margine continentale del Vallonetto). Tutte le altre unità sono caratterizzate da un
evento in facies scisti blu a lawsonite.
Il secondo evento metamorfico, sviluppatosi in facies scisti verdi, risulta comune a tutte le unità, ad
eccezione delle unità dello Chaberton - Grand Hoche - Grand Argentier e dei Re Magi, che mostrano
Sulla base dell’evoluzione metamorfico-strutturale, le unità tettonostratigrafiche del Foglio
“Bardonecchia”, possono essere raggruppate in tre Complessi Tettono-Metamorfici (CTM) (Fig. 7),
costituiti da una o più unità, mostranti un’evoluzione metamorfica comune.
Questi CTM si succedono dal basso verso l’alto strutturale e dall’interno verso l’esterno della catena.
Il CTM più interno e contemporaneamente più profondo è caratterizzato da un primo evento
metamorfico di alta pressione in facies scisti blu ad epidoto e da un secondo evento metamorfico di bassa
pressione in facies scisti verdi. Esso comprende le unità dell’Ambin, del Vallonetto, della Roche de
l’Aigle, di Cerogne - Ciantiplagna e dell’Albergian. In posizione tettonicamente più elevata segue il
secondo CTM mostrante un primo evento in facies scisti blu a lawsonite ed un secondo evento di bassa P
in facies scisti verdi. Esso comprende le unità di Valfredda, del Vin Vert, del Lago Nero e di Puys -
Venaus. Infine il terzo CTM, ubicato nel settore più esterno e tettonicamente più elevato, è caratterizzato
da un evento di grado molto basso. A quest’ultimo CTM appartengono le unità tettonostratigrafiche dello
Chaberton - Grand Hoche - Grand Argentier e dei Re Magi.

Fig. 7. Distribuzione delle associazioni metamorfiche prevalenti riportata sullo schema strutturale della carta geologica. 1: Complesso tettonometamorfico
in facies anchimetamorfica (grado metamorfico molto basso); 2: Complesso tettonometamorfico in facies scisti blu a lawsonite, con parziale
riequilibrazione in facies scisti verdi; 3: Complesso tettonometamorfico in facies scisti blu a epidoto, con parziale riequilibrazione in facies scisti verdi; 4:
aree a prevalente metamorfismo prealpino in facies anfibolitica nel complesso polimetamorfico di Clarea; 5: gessi.
2.1. - ASSOCIAZIONI DI ALTA PRESSIONE A LAWSONITE
L’evento di alta pressione a lawsonite (Fig. 8) è caratterizzato dalla paragenesi Qtz-Ph-Pg-Chl-Lws-
Cld-Gln-Rt nelle metapeliti e dalla paragenesi Gln-Lws-Ab-Ttn nelle metabasiti. Le condizioni P/T sono
vincolate dalla associazione Lws-Gln-Ph-Pg in assenza di epidoto (Fig. 9). In particolare la stabilità della
lawsonite implica che il picco metamorfico non abbia mai superato la sua curva di destabilizzazione e che
pertanto la T sia sempre rimasta inferiore ai 400 °C. Inoltre la coesistenza di glaucofane e paragonite
indica pressioni comprese tra 11 e 13 kbar, in accordo con il contenuto in Si (3.4-3.5 atomi p.f.u.) nella

mica bianca (Fig. 9). La distribuzione delle paragenesi riferite a questo ambiente metamorfico non è
omogenea.
Fig. 8. Schema della successione delle associazioni mineralogiche caratterizzanti l’evoluzione metamorfica alpina
Nelle unità del secondo CTM questo stadio risulta sin-cinematico rispetto allo sviluppo della foliazione
tettonica regionale e rappresenta pertanto il picco metamorfico dell’evento alpino di alta pressione e bassa
temperatura. Viceversa, all’interno del primo CTM la facies scisti blu a lawsonite è associata a una
foliazione tettonica relitta preservata unicamente in microlitoni S1 all’interno della foliazione principale
S2 che si è sviluppata in facies scisti blu ad epidoto.
2.2. - ASSOCIAZIONI DI ALTA PRESSIONE AD EPIDOTO
Un evento di alta pressione caratterizzato dalla associazione Qtz-Ph-Pg-Chl-Gln-Cld-Rt-Zo nelle
metapeliti e dalla associazione Gln-Ph-Grt-Qtz-Rt-Zo nelle metabasiti (Fig. 9) è ben visibile nel primo
CTM, dove definisce la paragenesi sin-cinematica rispetto alla scistosità principale S2. L’assenza di
granato nelle metapeliti e dell’associazione granato - pirosseno sodico nelle metabasiti implica che la
transizione scisti blu-eclogiti (Gln + Ep = Omph + Grt + H 2O) non è mai stata raggiunta, anche se in
alcune rocce basiche dell’unità della Roche de l’Aigle è stato osservato clinopirosseno sodico relitto,
parzialmente trasformato in glaucofane. La presenza di epidoto in assenza di lawsonite implica T
superiori ai 400 °C (Fig. 9). Tuttavia, l’assenza di granato nelle metapeliti indica T al di sotto del suo
campo di stabilità che, per composizioni compatibili con il sistema pelitico, si colloca attorno ai 500 °C. In
Fig. 9 sono riportate le curve di equilibrio delle reazioni 8-9 e 12, che generano granato a spese di
glaucofane, cloritoide o di entrambi.

L’evento di alta pressione è seguito da una fase decompressionale comune a tutte le unità
metamorfiche. Durante questo stadio decompressionale le fasi sodiche di alta pressione vengono
sostituite da albite mediante l’attivazione della reazione decompressionale Gln + Pg + H 2O = Ab + Chl +
Qtz (curva 7 in Fig. 9), mentre la mica bianca si impoverisce in molecola celadonitica. Parte del
glaucofane si è probabilmente destabilizzato anche mediante l’attivazione della reazione Gln + Pg + Qtz =
Alm + Ab + H 2O (curva 9 in Fig. 9), come testimonia il frequente ritrovamento di piccoli cristalli di
granato euedrale (Alm 67-Pyr 7-Sps 5-Grs 21) inclusi in albite peciloblastica.
2.3. - EVENTO DI BASSA PRESSIONE
Successivamente si è sviluppato il secondo evento metamorfico che mostra condizioni di medio-basso
grado e bassa pressione (Fig. 8). Il suo picco è caratterizzato dalla associazione Ab-Grt-Bt nelle
metapeliti e Ab - Ca-anfibolo - Chl - Czo nelle metabasiti. Il granato di età alpina è stato attribuito a
questo evento poiché si è sviluppato in rocce che mostrano una forte sovraimpronta decompressionale
definita dalla destabilizzazione di glaucofane, cloritoide e mica bianca e dalla conseguente crescita di
albite. La crescita della coppia Grt-Bt nelle metapeliti può essere avvenuta anche a spese di Chl + Mb
(reazione 10 Fig. 9). A sua volta la mica bianca mostra un contenuto in silicio molto basso (3.10-3.15
atomi p.f.u.). Nelle metabasiti durante la fase decompressionale avviene il passaggio dalla facies scisti blu
alla facies scisti verdi, con la sostituzione del glaucofane da parte di anfibolo attinolitico (Gln + Czo +
Qtz + H 2O = Ab + Tr + Chl) (curva 11 di Fig. 8). La stabilità di Ca-anfibolo nelle metabasiti può indicare
che è stata superata anche la curva di transizione facies scisti verdi-facies anfibolitica. Stime
geotermometriche basate sulla coppia Bt/Grt secondo varie calibrazioni (KLEEMANN &
REINHARDT,1994; PERCHUK & LAVRENT’EVA, 1983; FERRY & SPEAR, 1978; HODGES & SPEAR, 1982;
INDARES & MARTIGNOLE, 1985; BHATTACHARYA et alii, 1992) hanno fornito T comprese tra i 500 e
540 °C. Per queste stime sono state utilizzate la composizione del nucleo del granato tardo-alpino, che
non è stata modificata dal processo di diffusione retrograda, e la composizione di biotite cresciuta nella
matrice foliata, in prossimità, ma non a contatto con il granato. In questo modo, le stime termometriche
prodotte possono effettivamente rispecchiare le condizioni di picco metamorfico.
Le stime di pressione per l’evento meso-alpino sono state determinate applicando il metodo di BROWN
(1977), basato sulla composizione dell’anfibolo calcico nelle metabasiti. Sono state ottenute P comprese
tra 3 e 5 kbar.
Fig.9. Griglia petrogenetica e stima delle condizioni metamorfiche per il primo (puntinato) ed il secondo (tratteggio orizzontale) evento alpino. 1: Campo di
stabilità per la facies scisti blu a lawsonite (LBS) ed a epidoto (EBS) secondo EVANS (1990), 2: HOLLAND (1980), 3: HEINRICH & ALTHAUS (1980), 4: curve
kD per il geotermometro Grt/Ph secondo la calibrazione di GREEN & HELLMANN (1982), 5: isoplete del tenore in Si nella mica fengitica (MASSONNE &
SCHREYER , 1987), 6 - 7: GUIRAUD et alii, (1990), 8 - 9 - 10: POWELL & HOLLAND (1990), 11: transizione scisti blu/scisti verdi (MARUYAMA et alii, 1986),
12: curve kD per il geotermometro Grt/Bt 13: NITSCH (1971), 14: transizione Act/Hbl nel sistema basico (ERNST , 1979), 15: RAO & JOHANNES (1979). Le
frecce indicano la traiettoria di esumazione seguita tra il primo ed il secondo evento metamorfico alpino.

3. - RICOSTRUZIONE DELLA TRAIETTORIA P-T ALPINA DEL MASSICCIO D’AMBIN
La traiettoria di esumazione alpina proposta per il Massiccio d’Ambin è caratterizzata da due eventi
metamorfici, separati da un tratto decompressionale durante il quale si è avuto un leggero aumento della
temperatura. Il picco termico del secondo evento si è infatti sviluppato a basse P ma a T leggermente
superiori a quelle del primo evento, con un forte aumento del gradiente termico. L’evoluzione del
Massiccio d’Ambin può pertanto venir suddivisa in un primo stadio caratterizzato da un gradiente termico
molto basso (ca. 10°C/km) che è compatibile con un regime di subduzione di litosfera (THOMPSON &
ENGLAND, 1984), seguito da un secondo stadio caratterizzato da un progressivo aumento del gradiente
fino a raggiungere valori attorno a 45°C/km in corrispondenza del picco termico, caratteristici di un
regime di collisione continentale che ha portato ad un forte ispessimento crostale ed all’interruzione della
subduzione. Il carattere quasi isotermo del tratto decompressionale può venir messo in relazione a
velocità di esumazione alte, giustificabili con i dati litostratigrafici e geocronologici di letteratura.
All’evento in facies scisti blu, caratteristico delle unità pennidiche più esterne delle Alpi occidentali, viene
infatti generalmente attribuita un’età radiometrica attorno a 60 Ma (per una discussione generale vedi
HUNZIKER et alii, 1992 e relativa bibliografia), compatibile con l’età Paleocenica delle coperture
sedimentarie della Zona Brianzonese, mentre un’età di circa 40 Ma è riportata per la sovraimpronta
termica mesoalpina (BOCQUET et alii, 1974; MONIE’, 1990). L’intervallo di tempo tra i due picchi
metamorfici è pertanto ridotto (circa 20 Ma). Per giustificare una risalita di circa 25-30 km durante
questo intervallo di tempo è quindi necessario assumere una velocità media di esumazione di circa 1,5
mm/anno, che porta ad una traiettoria decompressionale adiabatica.
4. - CARATTERIZZAZIONE ISOTOPICA DI METACARBONATI DELL’ALTA VALLE DI SUSA
Le variazioni dei tenori degli isotopi stabili 13C e 18O nei carbonati metamorfici forniscono indicazioni,
seppur a livello qualitativo, sulle riequilibrazioni legate a variazioni termiche, sulle interazioni fluidoroccia
e sui possibili caratteri ereditati dall’evoluzione pre-metamorfica. Al fine di ottenere ulteriori
informazioni sull’evoluzione geochimica dei metasedimenti carbonatici affioranti nell’area del foglio, sono
stati analizzati i rapporti isotopici di 13C e 18O in litotipi carbonatici delle unità di Puys-Venaus, Roche de
l’Aigle, Vin Vert, Lago Nero, Re Magi, Chaberton - Grand Hoche - Grand Argentier, Valfredda,
Vallonetto e Gad. Sono state inoltre analizzate vene e fibre calcitiche sviluppate all’interno delle unità del
Lago Nero e dello Chaberton - Grand Hoche - Grand Argentier.

Fig. 10. δ18O vs. δ13C in carbonati appartenenti alle unità oceaniche in cui si denota un progressivo impoverimento in isotopi pesanti; il diagramma
riporta anche le composizioni di carbonati di vena.
I risutati delle analisi, riportati sui diagrammi di Fig. 10 e 11, mettono in evidenza la caratterizzazione
isotopica delle differenti unità e permettono la formulazione di alcune considerazioni preliminari.
L’unità di Puys-Venaus e quella del Lago Nero (Fig. 10) mostrano di aver subito significativi scambi
tra roccia e fluidi. La linea evolutiva delineata dalle composizioni isotopiche registrate in queste unità è
caratterizzata da un progressivo impoverimento in isotopi pesanti. Tale andamento lascia supporre una
graduale modificazione del carbonato sedimentario d’origine da parte di fluidi aventi probabilmente
un’origine comune, sebbene a T di metamorfismo e rapporti fluido/roccia differenti. Le vene campionate
tendono ad ereditare la composizione isotopica della roccia incassante.
Anche le unità della Roche de l’Aigle e del Vin Vert (Fig. 10) fanno registrare composizioni isotopiche
che nel complesso si allineano con lo stesso trend: nel dettaglio i campioni relativi all’unità della Roche de
l’Aigle mostrano di aver risentito solo debolmente della riequilibrazione isotopica metamorfica, un più
marcato impoverimento in 18O viene invece osservato nei litotipi appartenenti all’unità del Vin Vert, ad
indicare un più intenso grado di riequilibrazione metamorfica.

Fig. 11. δ18O vs. δ13C in carbonati appartenenti alle unità di margine continentale, sono indicate le composizioni di carbonati di vena e di calcite fibrosa.
Per alcuni campioni relativi alle unità di Val Fredda, Gad e Vallonetto sono stati inoltre riportati i valori relativi alla frazione dolomitica.
L’unità dello Chaberton - Grand Hoche - Grand Argentier (Fig. 11) appare essere scarsamente
modificata da riequilibrazioni isotopiche sin e post-metamorfiche, ma è interessante notare come alcune
delle vene analizzate siano costituite da un carbonato la cui composizione sembra allinearsi con
l’andamento già riscontrato nelle unità sottostanti. I fluidi responsabili delle riequilibrazione isotopica
dell’incassante e della precipitazione del carbonato di vena sembrano quindi avere un’origine comune. In
altri casi, la forte somiglianza composizionale tra vene ed il relativo incassante testimoniano intensi
processi di interazione fluido-roccia in cui prevale l’impronta isotopica della roccia ospite. Alcuni
riempimenti di vena e calciti fibrose mostrano invece caratteri geochimici sostanzialmente diversi da

quanto precedentemente osservato in quanto mantengono un rapporto del 13C sostanzialmente immutato
rispetto all’incassante, ma s’impoveriscono drasticamente in 18O in risposta o a variazioni di T o ad una
precipitazione, in sistema chiuso, da una soluzione progressivamente impoverita in 18O.
L’unità dei Re Magi (Fig. 11) mostra un andamento dei valori isotopici caratterizzato da un più netto
impoverimento in 18O rispetto a quanto mostrato dalle altre unità; il valore estremamente negativo fatto
registrare da un campione di dolomia rubefatta potrebbe essere giustificato dal sovrapporsi della
riequilibrazione isotopica metamorfica ad un carbonato già originariamente impoverito in isotopo pesante
a causa di una diagenesi in presenza di acque meteoriche e/o continentali.
L’unità di Valfredda (Fig. 11) mostra una dispersione di valori che sembra essere il risultato del
sovrapporsi di molteplici processi di riequilibrazione isotopica in un sistema fortemente variabile dal
punto di vista chimico-fisico. Una ulteriore giustificazione all’eterogeneità composizionale riscontrata in
quest’unità è data dal fatto che sono stati analizzati campioni di brecce in cui, alle prevedibili differenze
riscontrabili tra carbonato costituente i clasti e quello della matrice, si sono probabilmente sovrapposti
numerosi processi d’interazione con fluidi di varia provenienza in sede pre e sin-metamorfica.
Le unità del Vallonetto e di Gad (Fig. 11) mostrano un’evoluzione in parte confrontabile con quella
osservata per le unità del Lago Nero e di Puys-Venaus, ma caratterizzata da un più limitato
impoverimento in 13C. La frazione dolomitica all’interno dei campioni appartenenti alle due unità è nella
maggior parte dei casi arricchita in isotopi pesanti rispetto a quella calcitica: viene dunque mantenuta una
caratteristica geochimica propria dei carbonati sedimentari, sebbene le composizioni siano state traslate
verso valori di δ isotopico più negativi dagli scambi con i fluidi che hanno operato nel sistema. La
riequilibrazione isotopica tra le due fasi minerali non è, in questo caso, un indice significativo delle T
raggiunte nel metamorfismo.
I risultati ottenuti tramite le analisi isotopiche hanno dunque evidenziato l’esistenza di un diverso
grado d’evoluzione geochimica nelle varie unità. Le riequilibrazioni isotopiche legate alle modificazioni
termiche metamorfiche mostrano nella maggior parte dei casi di risentire delle interazioni tra la roccia e
fluidi la cui circolazione sembra non essere stata uniforme né alla scala regionale né a quella della singola
unità, come anche testimoniato dalle forti differenze composizionali registrate nei diversi sistemi di vene
campionati.

VIII. - EVENTI ALLUVIONALI
A partire dal secolo scorso, per il settore dell’alta Valle di Susa comprendente i comuni di
Bardonecchia, Oulx, Salbertrand, Exilles, Chiomonte, Gravere e Giaglione, si hanno informazioni
riguardo a 121 eventi di instabilità naturale, datati.
Grande incidenza, dal punto di vista dei danni, hanno le piene di tipo torrentizio (43% del totale);
anche prendendo in esame esclusivamente i processi che hanno causato danni strutturali o funzionali ad
aree urbanizzate, la maggior percentuale dei dissesti è legata a processi di tipo torrentizio (42% dei casi);
seguono i movimenti di versante (complessivamente pari al 36%, con l’11% ascrivibile a frane di crollo) e
le piene lungo i fondivalle (26%).
Dal punto di vista della stagionalità degli eventi, si osserva una loro maggiore frequenza nel mese di
maggio (20%); seguono giugno (13%), ottobre (11%) e luglio (10%); per i restanti mesi la percentuale
oscilla tra un minimo di 7,3% ed un massimo di 8,1%, mentre molto meno rappresentati sono i mesi di
febbraio (4%) e gennaio (nessun evento).
Poiché anche selezionando esclusivamente gli eventi che hanno coinvolto aree edificate o che hanno
danneggiato in modo grave infrastrutture e opere viarie il numero dei casi è superiore a 40, si è ritenuto
che la tabella riportata a fine testo offra un quadro sufficientemente significativo e completo della
situazione di dissesto nel tratto vallivo considerato, soprattutto per quanto riguarda la distribuzione
geografica e temporale degli eventi, nonché la gravità dei singoli fenomeni, implicitamente ricavabile dalla
tipologia dei danni associati.
Se si considerano gli eventi che hanno coinvolto aree urbanizzate o singoli edifici la frequenza media
nel periodo compreso tra il 1840 ed il 1993 è di un evento ogni 5,9 anni. Se si considerano anche gli
eventi che hanno danneggiato gravemente le infrastrutture e la viabilità, si ha, per lo stesso periodo, un
evento ogni 4,5 anni.
Si può osservare inoltre che esistono periodi in cui gli intervalli tra gli eventi significativi sono di 1-2
anni, o addirittura di pochi mesi: tra il 1866 ed il 1876 si registrarono 5 eventi coinvolgenti il comune di
Bardonecchia; tra il 1948 ed il 1957 si verificarono più di 10 eventi.
A partire dagli anni ‘60 la media degli eventi con coinvolgimento di aree urbanizzate è scesa ad 1 ogni
7 anni.
I territori comunali maggiormente colpiti sono quelli di Bardonecchia e Oulx, che complessivamente
coprono più del 50% dell’area presa in esame.
L’abitato di Bardonecchia è soggetto soprattutto a processi di tipo torrentizio legati ai torrenti Rho,
Fréjus e, subordinatamente, Valle Stretta e Rochemolles.
Particolarmente frequenti sono risultate le piene del torrente Rho che fino agli anni ‘50, e soprattutto
nel periodo compreso tra il 1860 ed il 1880, ricorrentemente causarono all’abitato danni talora anche
gravi. In particolare si ricorda l’evento del 25 maggio 1873, in cui il torrente Rho distrusse molte
abitazioni in regione Bertrand e, dove sorge l’attuale Palazzo delle Feste, venne distrutta la cappella detta
del S. Sepolcro o di S. Croce. Altri eventi, sempre legati al torrente Rho, si susseguirono tra il 1873 e il
1880 e coinvolsero più o meno gravemente il capoluogo (in particolare un trasporto in massa verificatosi
tra settembre e ottobre 1880 causò gravissimi danni al Borgo Vecchio).
Ancor prima, il 20 maggio 1728, un trasporto in massa, riattivò, a partire dall’apice del conoide,
antichi canali in sinistra orografica, investendo il Borgo Vecchio, con deposito di molto materiale entro
gli stessi edifici.
A partire dai primi decenni di questo secolo iniziarono i lavori di regimazione e di sistemazione che
probabilmente concorsero a limitare il numero degli eventi di piena non contenuti: infatti in base ai dati
disponibili a partire dagli anni’ 60 non vennero più registrati danni significativi, pur permanendo quella del
Rho una situazione ad alto rischio, che ha condotto fino agli ‘90 alla realizzazione di interventi di
regimazione.
L’altro comune per cui si ha il maggior numero di informazioni è Oulx, il cui abitato si sviluppa per
gran parte lungo la Dora Riparia, poco a monte della confluenza nella Dora di Bardonecchia.
Per quanto riguarda i danni causati dalla Dora Riparia sono da ricordare soprattutto gli eventi del
maggio 1728 e del giugno 1957 e, secondariamente, quello del maggio 1948.

I primi due causarono danni estremamente gravi, conseguenti sia a processi di piena della Dora Riparia
e, subordinatamente, della Dora di Bardonecchia, sia a numerosi trasporti in massa con riattivazioni di
conoidi.
In entrambi i casi venne pesantemente colpita la zona che si sviluppa entro il fondovalle della Dora
Riparia (in particolare durante l’evento del 1728 venne gravemente danneggiato il complesso abbaziale
dell’antica Prevostura), ma gli effetti si risentirono in tutta l’alta valle: si registrarono piene lungo i
fondivalle, processi torrentizi lungo i numerosi apparati di conoide e la riattivazione dei grandi movimenti
di versante conosciuti come “frana di Serre la Voûte” e “del Cassas”, in comune di Salbertrand. La prima
segnalazione di movimenti presso Serre la Voûte risale all’alto medio evo (presso la frazione Eclause, in
sinistra orografica) e al 1728 risale la formazione di un lago temporaneo immediatamente a monte della
stretta, a causa della riattivazione di movimenti gravitativi sul versante destro. Nel 1957 il collasso alla
base del pendio in sinistra idrografica innescato da processi di erosione da parte della Dora determinò
l’asportazione di circa 300 m della Strada Statale 24 del Monginevro. Per quanto riguarda la frana del
Cassas le prime informazioni di movimenti di versante risalgono proprio al 1728, mentre durante l’evento
del 1957 i movimenti furono consistenti e determinarono l’attuale conformazione fenomeno gravitativo
stesso.
Sia l’evento del 1728, sia quello del 1957, ricordati come i più gravi per la Val di Susa, si verificarono
per la somma di apporti legati a precipitazioni liquide ed alla fusione dell’abbondante manto nevoso
ancora presente sui versanti.
A valle di Oulx a causa del restringimento della valle principale i centri abitati, ad eccezione di alcune
borgate poste in fondovalle o lungo i conoidi e pertanto soggette a processi fluvio-torrentizi, si
sviluppano essenzialmente sui versanti per cui i danni segnalati a spese della viabilità e dei singoli edifici
sono essenzialmente attribuibili a movimenti gravitativi.
Una sintesi degli eventi, limitata ai casi in cui sono state interessate le aree urbanizzate o si sono
verificati gravi danni a infrastrutture e viabilità, è rappresentata nella tabella fuori testo, in cui sono
indicate, per data, rispettivamente le singole località colpite, i processi e i danni.
Le informazioni sono ricavate dagli archivi del Sistema Informativo Geologico della Regione
Piemonte.

IX. - RISORSE MINERARIE ED ATTIVITA’ ESTRATTIVE
La media Valle di Susa è sempre stata povera di risorse minerarie e di materiali.
A parte qualche notizia storica di ricerche di galena argentifera nel Massiccio d’Ambin (miniere dei
Saraceni) con limitatissimi sfruttamenti verso la fine del secolo scorso, di rame e di minerali ferrosi, non si
ha notizia di coltivazioni importanti nell’area del foglio.
L’unico giacimento che abbia conosciuto qualche successo è quello di Grange d’Himbert, sfruttato tra
il 1940 ed il 1953. Si tratta di una mineralizzazione piritoso-cuprifera stratiforme associata a quarziti
(LEARDI & NATALE, 1985) entro i metasedimenti dell’unità di Cerogne-Ciantiplagna.
Altre coltivazioni di qualche interesse economico sono state in passato le cave di gesso di Les Arnauds
e di Savoulx, sfruttate tra la fine del secolo scorso e l’inizio degli anni ‘60 (LOMAGNO, 1992).
Per quanto concerne i materiali da costruzione è conosciuta una piccolissima cava di oficalci, usata
come pietra ornamentale, ubicata al fondo del Vallone del Fréjus, ed ora inattiva.
Negli ultimi anni, in occasione degli imponenti lavori di ingegneria civile che si sono fatti nell’area
(Traforo autostradale e autostrada del Fréjus), ha conosciuto un qualche risveglio l’attività estrattiva di
ghiaie ed inerti per costruzione nell’alveo della Dora nella piana di Salbertrand.

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