La larga mulattiera, ramificata in diverse brevi varianti, risale faticosamente il versante cercando la direzione migliore in un terreno a prevalenza di “scheletro”, cioè di blocchi rocciosi che qui sono di tutte le dimensioni, da vari metri a pochi centimetri, in totale mescolanza. I blocchi si presentano con spigoli leggermente smussati, e appartengono in prevalenza alla specie di roccia che affiora sulle pareti che sovrastano il Pian di Verra, la serpentinite: una roccia scura, bluastra e scivolosa sotto i piedi. Tanto basta per attribuire questo terreno alla morena lasciata dall’antico ghiacciaio di Verra, che scendeva lungo tutta la vallata. Il bosco di larici è riuscito a crescere su questo magro terreno, e nessuno ha mai cercato di sloggiarlo per fare prati o campi (salvo in minuscoli terrazzamenti e in piccole aree con apporti alluvionali).

Eccoci al grande roccione in bilico sul crinale che dà sul torrente. Non è chiaro come questo masso di serpentinite sia giunto fin lì; ma fra le varie cose curiose del luogo c’è una bella lastra di pietra ollare esposta sotto al masso, sul lato a monte. Diverse incisioni figurano sulla lastra, di cui la più significativa sembra essere il limite catastale sulla destra. La produzione di manufatti (recipienti, stufe, suppellettili) in pietra ollare è ben attestata in Valle d’Aosta soprattutto a partire dal VI secolo d.C.  A Saint-Jacques grandi accumuli di scarti di tornio in pietra ollare attestano una vivace produzione di recipienti. Ancora da identificare con certezza le cave e i laboratori.

Il sentiero non segnalato, che costeggia il torrente pianeggiante e poi risale una dorsale, rivela incredibili opere di spietramento, terrazzamento e sostegno per la conquista di qualche metro quadrato di erba. E, in effetti, lo spietramento qui è opera titanica, in quanto la dorsale non è altro che il cordone laterale destro depositato dall’antico ghiacciaio di Verra, praticamente una muraglia di sassi. Questa stessa muraglia costringe il torrente di Tsère a scorrere sospeso a lato del vallone in un corridoio fra il versante e la morena: potrà congiungersi con l’Evançon solo giù a Blanchard.
Ma il corridoio col torrente che scorre a mezza costa, alla nostra sinistra, si rivela molto accogliente: lungo il suo percorso si depositano detriti fini che occasionalmente si distendono in verdi spianate più o meno umide. Sulla spianata erbosa più ampia, a monte del corridoio, spiccano alcuni grandi blocchi di pietra dalle regolari forme geometriche che fanno la gioia dei ragazzini in vena di bouldering. Ci si arriva prendendo la prima deviazione verso sinistra, e attraversando il torrente di Tsère su due tronchi affiancati.

Sul sentiero 8E che sale deciso verso la Comba di Tsère incontriamo finalmente quello che conta per un geologo strutturale: la roccia in posto (altrimenti detta roccia affiorante). Essa appare in modo scenografico con una successione di alti diedri lisci di roccia nera, risultanti da fratture verticali che scandiscono la parete ad intervalli regolari. Il colore nero deriva in parte da patine di alterazione (ossido di manganese?), ma la roccia è comunque scura perché ricca in ferro, in particolare magnetite, come si può constatare con una calamita. Si tratta di serpentinite (silicato idrato di magnesio più magnetite), roccia che abbiamo già trovato come deposito glaciale sulla mulattiera per Fiéry e come detrito di falda alla Valletta Amena. La serpentinite si forma sotto al fondo degli oceani a partire dalla roccia che sta ancora più giù, la peridotite di cui è fatto tutto il mantello terrestre (l’immensa sfera di roccia che sta sotto la crosta terrestre). Stiamo infatti iniziando una traversata dell’antica crosta oceanica che occupava al Giurassico (150 milioni di anni fa) lo spazio alpino e che troviamo ora magnificamente rappresentata nei valloni delle Cime Bianche.

Al pian di Tsère, fin dall’inizio lo sguardo è attirato dalla poderosa sfilata di rocce a specchio che chiude il piano verso monte: lisce pareti nere, allineate, piane e molto inclinate, che s’infilano nell’erba. Anche qui, con una calamita, verifichiamo che si tratta di serpentiniti, ma in questo caso ci danno un’informazione in più. Quelle pareti sono lisce a seguito di una frattura con sprofondamento della massa rocciosa che vi era originariamente unita, uno scorrimento istantaneo e presumibilmente lungo quanto l’altezza delle pareti stesse. Così, dove prima vi era continuità della roccia si creò una depressione poi riempita di ciottoli e terra. Questa è l’origine del Plan de Tsère, ma la sua età è abbastanza incerta. Infatti la superficie a specchio sembra esposta agli agenti atmosferici solo da poco tempo (dopo la deglaciazione), ma il cedimento potrebbe essere avvenuto assai prima a debole profondità.

Il sentiero TMR (Tour du Mont Rose) percorre tutto il pianoro fino ad attraversare il torrente passando davanti agli specchi neri e prende a salire la dorsale che delimita il vallone di Tsère. A metà salita ci si trova a camminare su una fascia di rocce azzurrine completamente sbriciolate. Fatta qualche prova con la lente e la calamita, riconosciamo a stento le serpentiniti di Tsère: le poverine verso l’alto vengono laminate (“stropicciate”) dalle metabasiti che nella crosta oceanica stanno al livello immediatamente superiore. Non vediamo ancora affiorare le metabasiti, nascoste da un intermezzo detritico, ma ne possiamo già riconoscere alcune fra i massi sparsi nell’erba. A queste rocce la calamita non si attacca.

I fondi oceanici sono, e sono sempre stati, molto attivi geologicamente: le placche vi si muovono veloci, i magmi si intrudono abbondanti nella crosta oceanica o eruttano sul fondo del mare. Dall’Alpe Varda in poi le nostre rocce riproducono nella loro globalità la composizione chimica di quei magmi oceanici: silicati di ferro e magnesio, con una parte di altri silicati più sensibili al calore (di calcio, sodio, alluminio). Ma c’è un problema: i minerali non sono più gli stessi. Tra il fondo oceanico (150 milioni di anni fa) e le montagne attuali i magmi sono passati per uno sprofondamento spettacolare (45 milioni di anni fa) della loro placca oceanica, che ha fatto collassare i minerali basaltici originari trasformandoli in minerali di alta pressione. Per il restringimento dello spazio fra i continenti, la placca oceanica è infatti passata in subduzione sotto alla placca continentale africana, trovandosi quindi a profondità (pressioni) insostenibili per i minerali magmatici originari. Tutto ciò che troviamo adesso in superficie reca le tracce di questo passaggio in profondità. Per questo le nostre rocce non si chiamano basalti o gabbri (rocce magmatiche) ma metabasiti (rocce metamorfiche).
Le metabasiti che troviamo in questo livello intermedio sono per lo più rugginose e poco leggibili. Solo in alcuni punti, ad esempio sul colmo della dorsalina erbosa di fronte all’Alpe Varda, lo spacco fresco lascia intravedere piccoli cristallini verdi (onfacite), rossi (granato) e bianchi (zoisite?) provenienti direttamente dalle viscere della Terra (si formano solo oltre 60 km di profondità).

Un solco rettilineo, a pareti verticali, percorre il versante mettendo a nudo la roccia. Costantemente largo quasi una decina di metri, profondo un po’ meno, scende di sbieco lungo il Palon di Tsère, entra e poi esce dalla torbiera dell’Alpe Varda. Lo attraversiamo sul sentiero con una discesina e una piccola risalita prima di immetterci a sinistra nel gran sentiero n. 6 dell’Aventine. Si tratta di uno strappo profondo del terreno, con frattura e dislocazione della massa rocciosa, che rivela la tensione cui è stato sottoposto il vallone delle Cime Bianche in seguito agli ultimi movimenti orogenetici. Si può dire infatti che l’intero vallone, nelle sue suddivisioni di Tsère, Aventine e Courtod, è frutto dello stiramento crostale dovuto al sollevamento del contiguo Monte Rosa. Osserviamo bene questi ed altri indizi di attività profonda: ci sembra utile per l’umanità capire cosa sta facendo il nostro Pianeta, e ciò lo vediamo sulle nostre montagne.

Fatta una puntatina andata/ritorno ai ruderi dell’Alpe Varda, ci rivolgiamo alla grande parete destra (ovest) del vallone, spettacolarmente tagliata a mezza costa dalla fascia chiara delle Cime Bianche.
In realtà la fascia bianca ha poco a che fare con il nostro antico oceano. Essa rappresenta le lagune che, sulle immense spiagge del supercontinente Pangea (250 milioni di anni fa), precedettero l’apertura dell’oceano, con le loro sabbie, i loro sali da evaporazione, le loro barriere coralline. Epoca e contesto sono gli stessi delle Dolomiti; ma qui poi tutto è stato sbriciolato e maciullato durante l’orogenesi alpina, per cui non si trovano fossili.
La fascia bianca separa anche il livello intermedio della crosta oceanica, su cui siamo attualmente, dal livello superiore affiorante in alto. Al di sopra della fascia bianca infatti troviamo una falda per lo più composta di calcescisti, rocce derivanti da sedimenti fangosi e calcarei di alto mare. Di calcescisti, con qualche incluso di metabasiti e ancor meno serpentiniti, sono fatti il Tournalin e la Roisetta che ci sovrastano.

Sulla costa sassosa che scende all’Alpe Ventina il sentiero si fa d’un tratto polveroso e luccicante, mentre alcune pietre sui lati mostrano cristallini scuri in rilievo come una grattugia. 150 milioni di anni fa uno spruzzo di fango oceanico (argilla, calcare) si è insinuato fra le colate di magma basaltico, poi è sprofondato in subduzione come tutto il resto della placca oceanica. Ne è uscito con mica ferrifera di alta pressione che brilla sul sentiero, e con granati a volte limpidi che occhieggiano sui sassi.

Fra i prodotti del bosco, uno dei più ricercati, soprattutto a partire dal XVII secolo, era il carbone di legna, usato prevalentemente nella metallurgia. Si produceva in piazzole appositamente attrezzate nei boschi, mediante accumuli conici di legname opportunamente disposto in modo da trasformare, mediante il calore di un fuoco senza fiamma, la legna in carbone. L’operazione necessitava circa due settimane di cottura, e altrettante di preparazione e raffreddamento, durante le quali i carbonai lavoravano in coppia, per poter sempre intervenire in caso il fuoco divampasse distruggendo la carbonaia. Tra metà Seicento e fine Ottocento numerose disposizioni delle Comunità locali, del Conseil des Commis e della Corte sabauda cercarono di regolamentare la produzione del carbone vegetale per preservare i boschi ritenuti indispensabili (alimentazione e protezione del suolo) e, d’altra parte, per venire incontro agli interessi della produzione (proprietari dei boschi, industriali metallurgici e loro clienti, tra cui l’Arsenale sabaudo).

La riva boscata accanto al torrente su cui camminiamo è costituita da detrito in blocchi, in genere di piccola taglia, caduti dalla parete sovrastante e in particolare dalle parti più elevate: calcescisti e fascia bianca. Questa disponibilità di materiale calcareo, unitamente al legname del bosco, deve aver suggerito l’installazione di un forno da calce, ora degnamente illustrato da un grande pannello posto sul sentiero.

Ridivenuto sentiero l’8E, si scende fino alla quota 1800 m accanto ad enormi massi (metabasiti) crollati in una zona umida e scoscesa, quasi una forra. Sulla nostra destra, assai discreta, affiora una serpentinite fra erbe, muschi ed arbusti. La superficie rocciosa, liscia e umida, è inclinata parallelamente al pendio con un’ampia canaletta a grondaia. In alto, la canaletta esce da una cavità cilindrica verticale larga circa 40 centimetri e profonda almeno mezzo metro sul lato dello sfioramento, e oltre un metro sul lato a monte. Poco detrito giace sul fondo, e la cosa è intrigante: come mai un buco fra l’erba non si riempie di terra?
Enigmatiche restano queste forme di erosione, che necessitano di energie relativamente elevate (non certo il sassolino che gira tranquillo sul fondo…) e tempi relativamente brevi di realizzazione. Viene naturale riferirne la genesi all’ambiente glaciale, supponendo pozzi sotto pressione nello spessore della massa di ghiaccio sovrastante. Ma i modelli ipotizzati finora sembrano piuttosto improbabili…