ANDESITI

Caratteri petrografici e contesti geodinamici delle andesiti

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 presentano 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. Queste rocce 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). Sono presenti anche nelle Alpi e, considerando tutto il territorio italiano, mostrano età molto diverse, dal Permiano (Piattaforma Porfirica Atesina) al Pleistocene superiore (Isole Eolie).

Il magmatismo oligocenico periadriatico nel Biellese

Nel Biellese affiorano andesiti appartenenti al magmatismo oligocenico periadriatico, un evento di breve durata (circa 5 milioni di anni) che si manifesta con plutoni, filoni e vulcaniti esposti lungo una fascia che segue il lineamento omonimo. Questo evento, datato a 33-29 milioni di anni fa, si colloca nelle fasi avanzate della collisione alpina tra le placche europea e adriatica, in condizioni distensive tardorogeniche, ed è successivo alla fase principale di strutturazione della catena, poiché privo di metamorfismo. La perturbazione termica durante la fase mesoalpina (Eocene-Oligocene inferiore) ha favorito lo sviluppo di un ciclo eruttivo collisionale chiamato magmatismo periadriatico, disposto lungo il Lineamento Periadriatico, con la formazione dei plutoni oligocenici di Traversella, Biella, Bregaglia, Adamello, Vedretta di Ries e Pohorje (GASPERI, 1995). Per quanto riguarda il Biellese e le aree limitrofe, ai plutoni di Traversella e Biella (Plutone della Valle del Cervo) va aggiunto anche il Plutone di Miagliano. Il termine "magmatismo periadriatico" ha significato geografico, poiché le rocce oligoceniche che ne rappresentano l’espressione affiorano 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 hanno causato la deformazione dei corpi eruttivi e la loro dislocazione laterale rispetto alle sorgenti primitive (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. Nel settore più occidentale, Biellese compreso, è denominato Linea del Canavese. Le coperture vulcaniche del Biellese (andesiti) costituiscono un lembo di depositi vulcano-sedimentari (Serie vulcano-detritica di Biella) e rappresentano gli episodi superficiali del magmatismo oligocenico periadriatico, al quale appartengono anche i plutoni della Valle del Cervo e di Miagliano. Queste andesiti sono il prodotto di manifestazioni magmatiche esplosive; dal punto di vista geochimico rientrano nella serie calcalcalina ad alto potassio. Occupano una stretta fascia, generalmente inferiore al chilometro, ma estesa longitudinalmente per circa 22 km, 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 gran parte delle coperture vulcaniche, e le sequenze vulcaniche oligoceniche del Biellese sono le uniche preservate nel settore italiano delle Alpi (DAL PIAZ, 1992). In passato queste coperture vulcaniche erano considerate paleozoiche; l’attribuzione all’Oligocene è dimostrata da dati paleobotanici e radiometrici (CASOLI & BIASETTI, 1997). Oltre alle lave andesitiche sono presenti livelli clastici di origine piroclastica o dovuti a processi erosivi che hanno disgregato e asportato parte dei depositi vulcanici originari. Al sistema di alimentazione vulcanica appartengono i filoni andesitici, che costituiscono un apparato filoniano presente nel basamento Sesia-Lanzo e, in misura minore, anche in quello Sudalpino; hanno spessore limitato e raramente notevole estensione. Dal punto di vista petrografico e geochimico i filoni corrispondono alle andesiti, essendo masse di lava intruse nelle fessure delle rocce incassanti, ma presentano una tessitura diversa, con cristalli di dimensioni maggiori che indicano un raffreddamento in condizioni intrusive superficiali e una cristallizzazione lenta tipica delle rocce filoniane (figg. 2-4).

Rotazione dei blocchi crostali e relazioni con i plutoni oligocenici

La ricostruzione del segnale magnetico di campioni di roccia appartenenti al Plutone della Valle del Cervo e al Plutone di Miagliano ha permesso di definire 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). Lo studio di KAPFERER et al. (2012) ha preso in considerazione la datazione della messa in posto della Serie vulcano-detritica di Biella, delineando un’evoluzione tettonica iniziata 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 U–Pb indica un’età di 32,44–32,89 Ma per le lave calcalcaline. L’estrusione delle lave è coeva alla messa in posto del Plutone di Miagliano nelle rocce della Zona Ivrea-Verbano (33 Ma), con cui risulta spazialmente e geochimicamente correlata, così come i numerosi dicchi che intrudono le rocce della Zona Sesia-Lanzo e della Zona Ivrea-Verbano. I ripidi stratovulcani hanno prodotto 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 circa 5 km di profondità, della Serie vulcano-detritica di Biella prima dell’intrusione, nello stesso blocco crostale, del Plutone della Valle del Cervo. La rotazione, pari a 60°, è avvenuta tra l’estrusione delle rocce vulcaniche e l’intrusione del Plutone della Valle del Cervo (30,5 Ma), in accordo con l’inclinazione attuale delle strutture vulcaniche originali (fig. 5). Il seppellimento della paleosuperficie oligocenica e delle rocce vulcaniche deposte su di essa spiega la distanza attuale, di soli 700 m, tra il Plutone della Valle del Cervo e le rocce vulcaniche, nonostante l’intrusione sia stimata a 5-7 km di profondità. La vicinanza tra plutone e rocce vulcaniche ha permesso 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 sembrano escludere una genetica magmatica diretta con la Serie vulcano-detritica di Biella. Gli autori ritengono che, dopo il seppellimento rupeliano, il blocco crostale e la Serie vulcano-detritica abbiano iniziato il sollevamento durante l’Aquitaniano, rimanendo tuttavia in profondità per quasi tutto il Miocene, per poi iniziare la riesumazione durante il Messiniano. Lo studio di BERGER et al. (2012a) considera i dicchi basaltico-calcalcalini della Zona Ivrea-Verbano strettamente correlati all’intrusione del Plutone di Miagliano e all’estrusione delle rocce vulcaniche andesitiche calcalcaline della Serie vulcano-detritica di Biella, quindi di età rupeliana media (32,5-32,9 Ma). Il Plutone di Miagliano, la Serie vulcano-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 fusione parziale del mantello idratato e impoverito, frazionamento magmatico e assimilazione di materiali crostali. Il Plutone della Valle del Cervo varia in composizione dalla monzonite al granito, con chiara affinità alcalina; si è intruso nelle rocce della Zona Sesia-Lanzo 30,39 ± 0,50 Ma fa ed è più giovane del Plutone di Miagliano. Il Plutone della Valle del Cervo è dovuto a un secondo impulso di magma shoshonitico, successivo di circa 2 Ma a una prima attività shoshonitica costituita da dicchi che hanno intruso la Zona Sesia-Lanzo; questa prima attività si è manifestata prima della formazione della regolite nel Rupeliano inferiore e ha preceduto l’attività calcalcalina. La fusione alcalina primitiva è attribuita all’esistenza di una porzione di mantello fortemente metasomatizzato nella placca superiore della zona di subduzione.

Caratteri macroscopici, deformativi e vulcanoclastici delle andesiti biellesi

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 presentano contropendenze di versante e risultano addossati ai micascisti eclogitici della Zona Sesia-Lanzo (figg. 6-7). Le andesiti del Biellese mostrano generalmente 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, talora con bruschi cambiamenti di grana e colore, variabile in funzione delle impurità presenti nella roccia (grigio, bruno-nerastro, verdastro o rossastro). Si rinvengono anche rocce 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).

Per quanto riguarda i caratteri giaciturali, le andesiti si presentano sia con struttura massiva sia come depositi vulcanoclastici costituiti da agglomerati piroclastici; questi ultimi hanno colore grigio-violaceo e sono formati da blocchi tondeggianti di 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 sia di granuliti basiche appartenenti 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 si osservano inoltre bande di flusso laminare, brecce autoclastiche (autobrecciazione) e inclusi magmatici (figg. 20-34). Misure radiometriche assegnano alla mica bianca degli inclusi eclogitici un’età eoalpina (90-65 Ma), mentre alle vulcaniti incassanti un’età oligocenica (DAL PIAZ, 1992). Ciò dimostra in modo scientifico che le sequenze vulcanoclastiche sono posteriori al metamorfismo eoalpino dei micascisti eclogitici del basamento, come del resto si può intuire empiricamente: gli xenoliti inclusi in prodotti vulcanici non possono che essere anteriori agli stessi.

I toponimi utilizzati nel presente lavoro sono tratti dalle seguenti carte escursionistiche ufficiali della Provincia di Biella:

PROVINCIA DI BIELLA (2018) - Carta dei sentieri: BIELLESE nord-orientale, Foglio 1, scala 1:25.000, Biella.

PROVINCIA DI BIELLA (2018) - Carta dei sentieri: BIELLESE nord-occidentale, Foglio 2, scala 1:25.000, Biella.

PROVINCIA DI BIELLA (2018) - Carta dei sentieri: BIELLESE sud-occidentale, Foglio 3, scala 1:25.000, Biella.

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Ultima modifica:  19 settembre 2026.