ANDESITI

Andesiti (Magmatismo oligocenico, vulcaniti e filoni)

Le andesiti sono rocce magmatiche effusive con pasta di fondo vetrosa o afanitica, sono costituite essenzialmente da plagioclasio, ossidi di ferro e di titanio e da un insieme di pirosseno, orneblenda e poca biotite o olivina; contengono una quantità di silice intorno al 60% e hanno indici di porfiricità (rapporto tra fenocristalli e pasta di fondo) piuttosto elevati, con plagioclasio (bianco) dominante (MORBIDELLI, 2014). I fenocristalli di plagioclasio si formano nelle camere magmatiche e sono trascinati verso l’alto dal fuso in eruzione che, consolidando entro fratture (filoni) o in superficie, dà origine alla matrice fine e talora vetrosa della roccia eruttiva (DAL PIAZ, 1992). Il nome di queste rocce deriva dalla catena delle Ande dove sono molto diffuse; sono tipiche del vulcanismo sinorogenico e quindi presenti negli Archi insulari, nelle catene montuose e nelle sequenze sedimentarie detritiche che si sono originate durante le orogenesi (NEGRETTI & DI SABATINO, 1983). Le andesiti sono considerate il corrispondente effusivo delle dioriti e i magmi hanno una viscosità intermedia tra quella dei basalti e quella delle rioliti. Le andesiti sono presenti in molte località del mondo; in Italia affiorano in certe lave dei Colli Euganei, nelle isole Eolie, in Sicilia e in Sardegna (MOTTANA et al., 1977). Le andesiti sono presenti anche nelle Alpi e considerando tutto il territorio italiano hanno età molto diverse tra di loro che vanno dal Permiano (Piattaforma Porfirica Atesina) al Pleistocene superiore (Isole Eolie). Nel Biellese sono presenti andesiti che appartengono al magmatismo oligocenico periadriatiatico, che è un evento di breve durata (5 milioni di anni circa) e si manifesta con plutoni, filoni e vulcaniti esposti lungo una fascia che segue il lineamento omonimo. Questo evento ha un’età di 33-29 milioni di anni ed è avvenuto durante l’orogenesi alpina, nelle fasi avanzate della collisione continentale tra le placche europea e Adria, nella fase finale tardorogenica in condizioni distensive; è successivo alla fase principale di strutturazione della catena alpina, poiché è esente da metamorfismo. La perturbazione termica, durante il processo convergente della fase mesoalpina (Eocene-Oligocene inferiore), ha facilitato lo sviluppo di un ciclo eruttivo collisionale chiamato, appunto, magmatismo periadriatico disposto secondo una fascia che segue il Lineamento Periadriatico con la formazione dei plutoni oligocenici di Traversella, Biella, Bregaglia, Adamello, Vedretta di Ries e Pohorje (GASPERI, 1995). Per quel che riguarda la geologia del Biellese e zone limitrofe, ai plutoni di Traversella e di Biella (Plutone della Valle del Cervo) va aggiunto anche il Plutone di Miagliano. Il magmatismo periadriatico è stato chiamato in questo modo con significato geografico in quanto le rocce di età oligocenica che ne costituiscono l’espressione sono presenti lungo il lineamento omonimo; le grandi linee di frattura del Lineamento Periadriatico, invece, sono neogeniche (evento neoalpino) e i movimenti indotti dal sistema di faglie sono la causa della deformazione dei corpi eruttivi e della loro dislocazione laterale rispetto alle primitive sorgenti (DAL PIAZ, 1992). Il Lineamento Periadriatico, noto anche come Linea Insubrica è un’importante lineamento tettonico che attraversa le Alpi da ovest a est; inizia in Piemonte, nel Canavese, attraversa la Lombardia passando per la Valtellina, prosegue nella zona del Tonale fino ad arrivare in Val Pusteria, con un decorso di circa 1.000 km. Questo lineamento a seconda dei settori geografici attraversati assume nomi diversi, nel segmento più occidentale, Biellese compreso, viene denominato Linea del Canavese. Le coperture vulcaniche del Biellese (andesiti) costituiscono un lembo di depositi vulcano-sedimentari (Serie vulcano-detritica di Biella), rappresentano gli episodi superficiali del magmatismo oligocenico periadriatico al quale appartengono anche i plutoni della Valle del Cervo e di Miagliano. Queste andesiti sono frutto di manifestazioni magmatiche esplosive, dal punto di vista geochimico rientrano nella serie calcalcalina alta in potassio; occupano una stretta fascia, in genere inferiore al chilometro, ma estesa in senso longitudinale per circa 22 chilometri, con struttura compressa e scagliata dovuta alle fasi transpressive neoalpine e delimitata internamente dalla Linea del Canavese (fig. 1); durante il sollevamento neogenico-quaternario della catena alpina, l’erosione ha asportato buona parte delle coperture vulcaniche e le sequenze vulcaniche oligoceniche del Biellese sono le uniche preservate nel settore italiano delle Alpi (DAL PIAZ, 1992). Queste coperture vulcaniche sono state considerate un tempo paleozoiche, l’attribuzione al Terziario (Oligocene) è dimostrata da dati paleobotanici e radiometrici (CASOLI & BIASETTI, 1997). Oltre alle lave andesitiche sono presenti anche livelli clastici di origine piroclastica o dovuti a processi erosivi, che hanno disgregato e asportato una parte dei depositi vulcanici originari. Al sistema di alimentazione vulcanica appartengono i filoni andesitici che costituiscono un apparato filoniano e sono presenti nel basamento Sesia-Lanzo e in misura minore anche in quello Sudalpino; essi hanno uno spessore limitato e raramente una notevole estensione. Dal punto di vista petrografico e geochimico i filoni corrispondono alle andesiti, infatti, sono masse di lava intruse nelle fessure delle rocce incassanti, ma hanno una tessitura diversa con cristalli di dimensioni maggiori che indicano un raffreddamento in condizioni intrusive superficiali e cristallizzazione lenta tipica delle rocce filoniane (figg. 2-4). La ricostruzione del segnale magnetico di campioni di roccia appartenenti al Plutone della Valle del Cervo e al Plutone di Miagliano ha permesso di ricostruire la posizione originaria delle rocce oligoceniche e di stabilire che lungo la Linea Insubrica è avvenuta la rotazione di interi blocchi di crosta (PASCHETTO, 2020). Nello studio condotto da KAPFERER et al. (2012) viene presa in considerazione la datazione della messa in posto della Serie vulcano-detritica di Biella. Lo studio ha permesso di delineare un’evoluzione tettonica che ha avuto inizio nel Rupeliano inferiore, con l'estrusione di lave calcalcaline e shoshonitiche sub-aeree sopra le rocce ad alto metamorfismo della Zona Sesia-Lanzo lungo la Linea del Canavese. La datazione dello zircone con metodo uranio-piombo indica un'età di 32,44-32,89 milioni di anni fa per le lave calcalcaline. L'estrusione delle lave calcalcaline è coeva alla messa in posto del Plutone di Miagliano nelle rocce della zona Ivrea-Verbano, 33 milioni di anni fa; questo plutone risulta spazialmente e geochimicamente correlato alla stessa attività magmatica, così come i numerosi dicchi che intrudono le rocce della Zona Sesia-Lanzo e della Zona Ivrea-Verbano. I ripidi stratovulcani hanno dato luogo a eruzioni episodiche di colate piroclastiche e laviche; i sistemi fluviali ad alta energia hanno eroso gli edifici vulcanici e le rocce sottostanti della Zona Sesia-Lanzo accumulando grandi volumi di rocce epiclastiche. La rotazione dei blocchi crostali rigidi in prossimità della superficie ha comportato il seppellimento, a una profondità di circa 5 km, della Serie vulcano-detritica di Biella prima dell'intrusione, nello stesso blocco crostale, del Plutone della Valle del Cervo. La rotazione del blocco crostale è stata di 60°, in accordo con l'inclinazione attuale delle strutture vulcaniche originali, ed è avvenuta tra l'estrusione delle rocce vulcaniche e l'intrusione del Plutone della Valle del Cervo 30,5 milioni di anni fa (fig. 5). La rotazione del blocco crostale, con il seppellimento della paleosuperficie dell'Oligocene inferiore e delle rocce vulcaniche superficiali su di essa deposte, spiega il fatto che attualmente la distanza minima tra il Plutone della Valle del Cervo e le rocce vulcaniche sia di soli 700 metri (Valle Cervo) nonostante che l'intrusione di quest'ultimo sia stimata ad una profondità di 5-7 Km; la vicinanza tra il plutone e le rocce vulcaniche ha dato modo alle vene idrotermali di tormalina e ankerite, legate all'intrusione, di tagliare trasversalmente la Serie vulcano-detritica di Biella. L'evoluzione magmatica e la tempistica dell'intrusione del Plutone della Valle del Cervo sembra escludere una genetica magmatica in rapporto diretto con la Serie vulcano-detritica di Biella. Gli autori ritengono che per il blocco crostale e la Serie vulcano-detritica di Biella, dopo il seppellimento rupeliano, sia iniziato il sollevamento durante l'Aquitaniano, rimanendo tuttavia in profondità per quasi tutto il Miocene per poi iniziare ad essere riesumati in superficie durante il Messiniano. Nello studio condotto da BERGER et al. (2012a) si ritiene che i dicchi basaltico-calcalcalini nella Zona Ivrea-Verbano siano strettamente correlati all'intrusione del Plutone di Miagliano e all'estrusione delle rocce vulcaniche andesitiche calcalcaline della Serie vulcano-detritica di Biella e quindi di età rupeliana media (32,5-32,9 milioni di anni). Il Plutone di Miagliano, così come la Serie vulcanico-detritica di Biella, i dicchi calcalcalini e il Plutone di Traversella si inseriscono nel percorso di differenziazione calcalcalina delle Alpi Occidentali; l'attività calcalcalina è associata al magmatismo di subduzione con la fusione parziale del mantello idratato e impoverito che ha subito il frazionamento magmatico e l'assimilazione di materiali crostali. Il Plutone della Valle del Cervo varia in composizione dalla monzonite al granito con una chiara affinità alcalina; si è intruso nelle rocce della Zona Sesia-Lanzo 30,39±0,50 milioni di anni fa, ed è più giovane del Plutone di Miagliano. Il Plutone della Valle del Cervo è dovuto ad un secondo impulso di magma shoshonitico che ha fatto seguito, 2 milioni di anni dopo, a una prima attività shoshonitica costituita da una serie di dicchi che hanno intruso la Zona Sesia-Lanzo; la prima attività shoshonitica si è manifestata prima della formazione della regolite nel Rupeliano inferiore e ha preceduto l'attività calcalcalina. La fusione alcalina primitiva è dovuta all'esistenza di una porzione di mantello fortemente metasomatizzato nella placca superiore della zona di subduzione. Le andesiti affiorano, dove non occultate dai depositi quaternari, da Netro alla Valsessera; formano anche rilievi come quelli di San Carlo di Graglia e di San Grato di Sordevolo che appaiono con contropendenze di versante e addossati ai micascisti eclogitici della Zona Sesia-Lanzo (figg. 6-7). Le andesiti del Biellese hanno, in genere, struttura porfirica, data dalla presenza di fenocristalli di plagioclasio biancastro (figg. 8-9) e di minerali scuri quali pirosseni, anfiboli e biotite, immersi in una pasta di fondo a grana minuta, a volte con bruschi cambiamenti di grana e di colore che cambia a seconda della quantità di impurità presenti nella roccia (grigio, bruno nerastro, verdastro o rossastro); si rinvengono anche rocce con struttura a grana fine e grigio scure (fig. 10). In prossimità della Linea del Canavese le andesiti a seguito della deformazione cataclastica si presentano fratturate e mineralizzate (figg. 11-12). In quanto ai caratteri giaciturali le andesiti si presentano sia con struttura massiva che come depositi vulcanoclastici costituiti da agglomerati di tipo piroclastico; questi ultimi si presentano con colore grigio-violaceo e sono formati da blocchi tondeggianti, appartenenti a varie classi granulometriche, inclusi in una matrice della stessa composizione, con carattere caotico e presenza di bombe vulcaniche (figg. 13-17). Depositi come quelli presenti nell’incisione del Torrente Elvo a Sordevolo sono stati interpretati come probabili colate di fango formate da ceneri e detriti vulcanici di tutte le dimensioni (lahar) e come depositi residuali o alluvionali-torrentizi, di ambiente continentale (figg. 18-19); in questi depositi sono presenti ciottoli sia di micascisti eclogitici appartenenti alla Zona Sesia-Lanzo che di granuliti basiche appartenenti, invece, alla Zona Ivrea-Verbano (DAL PIAZ, 1992). Negli agglomerati, ma anche nelle colate massive è possibile osservare, specialmente in Valle Oropa, l’inclusione di xenoliti appartenenti ai micascisti eclogitici provenienti dal basamento della Zona Sesia-Lanzo; nelle colate massive è interessante anche l’osservazione di bande di flusso laminare, di brecce autoclastiche (autobrecciazione) e di inclusi magmatici (figg. 20-34). Misure radiometriche assegnano alla mica bianca degli inclusi eclogitici un’età eoalpina (90-65 milioni di anni fa), mentre invece alle vulcaniti incassanti un’età oligocenica (DAL PIAZ, 1992). Questo dimostra, in modo scientifico, che le sequenze vulcanoclastiche sono posteriori al metamorfismo eoalpino dei micascisti eclogitici del basamento come d’altronde si può intuire, dall’osservazione empirica, che gli xenoliti inclusi in prodotti vulcanici non possono che essere anteriori agli stessi.

BIBLIOGRAFIA

ARPA PIEMONTE (2009) - Itinerari geologici in Piemonte: La Valle Cervo. Torino.

BERGER A., THOMSEN T.B., OVTCHAROVA M., KAPFERER N. & MERCOLLI I. (2012a) - Dating emplacement and evolution of the orogenic magmatism in the internal Western Alps: 1. The Miagliano Pluton. Swiss Journal of Geosciences, 105: 49-65.

BERGER A., MERCOLLI I., KAPFERER N. & FÜGENSCHUH B. (2012b) - Single and double exhumation of fault blocks in the internal Sesia-Lanzo Zone and the Ivrea-Verbano Zone (Biella, Italy). International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau), 101: 1877-1894.

BORTOLAMI G., CARRARO F. & SACCHI R. (1967) - Note illustrative della Carta Geologica d’Italia: Foglio 43 Biella. Scala 1:100.000. Servizio Geologico d’Italia, Roma.

BOVO P.G., MAFFEO B. & PERINO P.L. (1977) - Aspetti naturalistici della Valle Oropa. Pro Natura Biellese, Biella.

CASOLI R. & BIASETTI M. (1997) - Caratteristiche geologiche dell’alta Valsessera. In: Studi e ricerche sull’alta Valsessera, (pp. 65-82). DocBi, Mosso S. Maria.

CASTIGLIONI G.B. (1979) - Geomorfologia. UTET, Torino.

CONSIGLIO NAZIONALE DELLE RICERCHE (1990) - Structural Model of Italy, scala 1:500.000, sheet 1 (Alps). SELCA, Firenze.

DAL PIAZ G.V. (a cura di). (1992). Guide geologiche regionali della Società Geologica Italiana 3: Alpi dal M. Bianco al Lago Maggiore. BE-MA editrice, Milano.

GASPERI G. (1995) - Geologia Regionale: Geologia dell’Italia e delle Regioni Circummediterranee. Pitagora Editrice, Bologna.

KAPFERER N., MERCOLLI I. & BERGER A. (2011) - The composition and evolution of an Oligocene regolith on top of the Sesia-Lanzo Zone (Western Alps). International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau), 100: 1115-1127.

KAPFERER N., MERCOLLI I., BERGER A., THOMSEN T.B., OVTCHAROVA M. & FÜGENSCHUH B. (2012) - Dating emplacement and evolution of the orogenic magmatism in the internal Western Alps: 2. The Biella volcanic Suite. Swiss Journal of Geosciences, 105: 67-84.

KLEIN C. & PHILPOTTS A.R. (2018) - Mineralogia e petrografia: Prima edizione italiana condotta sulla seconda edizione inglese. A cura di Giorgio Gasparotto e Roberto Braga. Zanichelli editore, Bologna.

MORBIDELLI L. (2014) - Le rocce e i loro costituenti: III edizione aggiornata. Scienze e Lettere, Roma.

MOTTANA A., CRESPI R. & LIBORIO G. (1977) - Minerali e rocce. Arnoldo Mondatori Editore, Milano.

NEGRETTI G. & DI SABATINO B. (1983) - Corso di petrografia. Cisu, Roma.

PASCHETTO A. (2020) - Le rocce non perdono la bussola. Rivista Biellese, 24 (4): 24-29.

REGIO UFFICIO GEOLOGICO (1927) - Carta Geologica d’Italia: Foglio 30 Varallo. Scala 1:100.000.

ROBERTS J.L. (1991) - Guida alle strutture geologiche: 256 fotografie di strutture sedimentarie, ignee, metamorfiche. Franco Muzzio & C. Editore, Padova.

SANTO A.P. & PECCERILLO A. (2021) - Elementi di petrologia. Pàtron Editore, Bologna.

SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA (1966) - Carta Geologica d’Italia: Foglio 43 Biella. Scala 1:100.000. II Edizione.