COMPLESSO MAFICO

Inquadramento geologico della Zona Ivrea-Verbano

Nelle Alpi Meridionali, la Zona Ivrea-Verbano rappresenta una sezione eccezionalmente ben esposta della crosta inferiore e del mantello superiore del margine continentale adriatico pre-alpino. Vi affiorano rocce mafiche, ultramafiche, granuliti e paragneiss; l'area si estende da Ivrea al Lago Maggiore e mostra una successione crosta-mantello inclinata verso sud-est, emersa durante l’orogenesi alpina. La sezione di crosta profonda della Zona Ivrea-Verbano è oggetto di studio fin dalla prima metà dell’Ottocento, ma solo a partire dagli anni Settanta del secolo scorso è stata interpretata in termini di magmatic underplating, cioè di accumulo magmatico alla base della crosta continentale. Gli studi più recenti hanno confermato e raffinato questo modello, consolidando la Zona Ivrea-Verbano come un laboratorio naturale di riferimento per lo studio della litosfera profonda e dei processi di underplating. 

Secondo DAL PIAZ (1992), dal punto di vista litologico la Zona Ivrea-Verbano è costituita da due principali unità di età diversa: l'unità più recente e profonda è il complesso gabbrico stratificato, mentre la seconda unità, più antica, è il complesso kinzigitico situato a tetto della prima. Il complesso gabbrico stratificato affiora con continuità a contatto con la Linea Insubrica e raggiunge un'ampiezza sino a 10 km nel settore centrale e sudoccidentale della Zona Ivrea-Verbano, tra la Val Mastallone e il Biellese. È formato da corpi gabbrici stratificati di età permiana, intrusi a livelli crostali profondi e in parte riequilibrati in condizioni granulitiche. Il corpo gabbrico ingloba alcune scaglie di peridotiti di mantello sottocontinentale, localizzate in prossimità della Linea Insubrica e interpretabili come relitti dell’originario substrato su cui si sono impostate le intrusioni gabbriche. Lo sviluppo dei corpi gabbrici permiani è avvenuto all’interno e soprattutto a letto del complesso kinzigitico, che ne costituisce il tetto ruotato e deformato. In condizioni di distensione regionale e graduale sollevamento, il complesso kinzigitico ha consentito la formazione di camere magmatiche in cui si sono sviluppati i corpi stratificati maggiori. La risalita di magmi molto caldi provenienti dal mantello alla base delle metapeliti del complesso kinzigitico è la causa più probabile dei processi di anatessi crostale presenti in queste rocce, nonché del magmatismo granitico e riolitico che caratterizza la crosta superiore della Serie dei Laghi. Il complesso kinzigitico appartiene al metamorfismo varisico ed è formato da metapeliti in cui prevalgono paragneiss a biotite, granato e sillimanite, detti kinzigiti, insieme a metabasiti ad affinità tholeiitica, marmi puri e a silicati, e rarissime quarziti a manganese.

Nello studio condotto da QUICK et al. (2003) viene presentata la carta geologica della zona meridionale di Ivrea-Verbano, quale risultato di un lavoro di campo collaborativo condotto tra il 1991 e il 2001. Gli autori descrivono la Zona Ivrea-Verbano come una sezione crostale tettonicamente delimitata, costituita da rocce plutoniche e metamorfiche formatesi a elevate temperature e pressioni litostatiche. Essa espone l’interfaccia tra la crosta inferiore e il mantello superiore e rappresenta uno dei pochi contesti al mondo in cui il magmatic underplating può essere studiato direttamente. Quest’ultimo è rappresentato da cumuli cristallizzati da magmi mantellari, accumulatisi in prossimità della base della crosta in risposta a contrasti di densità e viscosità. La carta geologica, allegata allo studio in esame, rappresenta numerose unità litologiche, che testimoniano una lunga storia di underplating magmatico. Gli autori distinguono, in particolare, due grandi unità litologiche e strutturali: il Complesso Mafico e la Formazione Kinzigitica. Il Complesso Mafico è un’intrusione composita costituita prevalentemente da rocce gabbriche e noritiche, con volumi subordinati di litotipi ultramafici, dioritici, tonalitici, charnockitici e cumulitici. Esso è interpretato come il prodotto dell’intrusione di magmi mafici nella crosta inferiore durante il Permiano. L’unità è caratterizzata da un corpo composito gabbro-norite-diorite con uno spessore di circa 7-8 km, cristallizzato a profondità di 15-20 km nella crosta continentale. La Formazione Kinzigitica è costituita da rocce sedimentarie e ignee che sono state metamorfosate in facies da anfibolite a granulite e rappresenta il basamento continentale in cui si sono intrusi i magmi del Complesso Mafico; essa deriva da un protolite che conteneva una componente proterozoica, metamorfosato ad alta pressione (grado cianitico) prima di 300 milioni di anni fa e infine ricristallizzato durante un evento ad alta temperatura dal Carbonifero superiore al Permiano. La formazione è costituita principalmente da paragneiss pelitici in facies da anfibolite a granulite, ma include anche anfiboliti subordinate, marmi calcitici impuri e paragneiss calco-silicatici. La sezione meglio esposta è situata nella parte settentrionale della Zona Ivrea-Verbano, mentre a sud del Fiume Sesia la Formazione Kinzigitica affiora in modo discontinuo e limitato. L'analisi strutturale e petrologica ha portato gli autori a ritenere che il Complesso Mafico sia il risultato di un'evoluzione magmatica complessa con più fasi intrusive di magma mafico nella crosta inferiore, in un contesto di estensione post-varisica, caratterizzato da elevato flusso di calore e da una crosta in riscaldamento. La messa in posto delle rocce della Zona Ivrea-Verbano nella crosta superiore è il risultato del sollevamento legato all’assottigliamento crostale mesozoico e al successivo sviluppo del cuneo litosferico associato alla collisione alpina e le esposizioni odierne rivelano un'impressionante documentazione di anatessi e assimilazione crostale e deformazione sinmagmatica che hanno accompagnato gli eventi intrusivi della crosta profonda. Studi termobarometrici suggeriscono che l'attuale superficie di esposizione nella zona centrale e meridionale di Ivrea-Verbano presenta una sezione trasversale attraverso la crosta profonda prealpina ruotata di circa 90° attorno a un asse nord-nord-est. La Zona Ivrea-Verbano è delimitata tettonicamente a nord-ovest dalla Linea Insubrica, a est è giustapposta alle rocce della Zona Strona-Ceneri lungo due faglie principali: la Linea Cossato-Mergozzo-Brissago e la Linea del Pogallo; a sud-est, la Zona Ivrea-Verbano è ricoperta da depositi sedimentari della Pianura Padana. Nel Biellese e in Val Sesia, all’interno della Zona Ivrea-Verbano meridionale, la Linea Cossato-Mergozzo-Brissago è tracciabile soprattutto per proiezione ed è ampiamente obliterata da intrusioni più recenti, dalla limitata esposizione e da faglie terziarie.

Nella presente trattazione il termine Complesso Mafico è utilizzato per indicare l’unità geologica della Zona Ivrea-Verbano ed è pertanto riportato con iniziali maiuscole; la stessa convenzione è adottata per la Formazione Kinzigitica.

In uno studio successivo, QUICK et al. (2009) hanno dimostrato che il il Complesso Mafico della Zona Ivrea-Verbano rappresenta il serbatoio magmatico profondo del Sesia Magmatic System. Quest'ultimo costituisce un’esposizione senza precedenti del sistema di alimentazione di una caldera, dalla superficie fino a circa 25 km di profondità. È stato evidenziato un nesso di causa-effetto tra l’intrusione di basalto mantellare nella crosta profonda e il vulcanismo silicico su vasta scala. Le vulcaniti permiane del Biellese appartengono a questo sistema magmatico plurifasico, reso noto dalla scoperta del supervulcano permiano della Valsesia.

Secondo KARASTERGIOS et al. (2024), la Zona Ivrea-Verbano, situata nell'Italia nord-occidentale, è una fascia lunga 130 km e larga 10-50 km che si estende da Ivrea fino a Locarno. Essa appartiene alle Alpi Meridionali ed è costituita da crosta continentale varisica riconducibile alla placca adriatica durante la tettonica estensionale triassica-giurassica, responsabile dell'apertura dell'Oceano Tetide. Questo dominio, solo marginalmente coinvolto nella successiva compressione alpina, conserva un’impronta metamorfica alpina limitata e localizzata lungo le principali strutture tettoniche. Il Complesso Mafico è un’intrusione composita interpretata come il risultato di impulsi magmatici separati di magma mantellare, progressivamente contaminati dalle rocce metasedimentarie varisiche ospitanti e dal fuso anatettico generato nelle porzioni più fertili della crosta durante il riscaldamento crostale. Gli autori distinguono un’unità inferiore, costituita principalmente da gabbri anfibolici granoblastici foliati, gabbronoriti e charnockiti anidre subordinate, e un’unità superiore che contiene gabbronoriti, dioriti e charnockiti idrate, con strutture magmatiche ben conservate. Il contatto tra le due unità coincide con una fascia di paragneiss larga 1-2 km, ricca di charnockiti, noriti e rocce ultramafiche, che si alternano a setti metasedimentari interpretati come relitti della Formazione Kinzigite. Le condizioni di cristallizzazione del Complesso Mafico, espresse in termini di pressure–temperature, sono stimate a 8-9 kbar e 1000-1200 °C, mentre il successivo riequilibrio granulitico è compreso tra 850 e 950 °C. I dati geocronologici U–Pb dello zircone collocano l’intrusione mafica nel Permiano inferiore (286-282 Ma), circa 30 milioni di anni dopo il picco metamorfico registrato nella Formazione Kinzigite. I dati isotopici U–Th–Pb (SHRIMP) indicano che l’intrusione dell’unità inferiore è iniziata nel Permiano inferiore, intorno a 295 Ma, ed è stata seguita da una ricristallizzazione termica a circa 285 Ma. La cristallizzazione dell’unità superiore è avvenuta successivamente, tra 292 e 286 Ma, mentre quella delle charnockiti si colloca a 277 Ma.

Lo studio di BARTOLI et al. (2024) illustra l'applicazione di una nuova tecnica di datazione isotopica in situ U–Pb del granato alla crosta continentale inferiore della Zona Ivrea-Verbano. Le analisi condotte su granuliti mafiche e pelitiche hanno restituito età comprese tra 287,4 ± 4,9 Ma e 280,1 ± 12,4 Ma. Tali datazioni si sovrappongono, entro le incertezze, al periodo di messa in posto del Complesso Mafico (286-282 Ma), dimostrando che il climax termico nella crosta profonda è stato innescato direttamente dall'intrusione magmatica e dalla concomitante risalita astenosferica, escludendo un'origine ereditata dal precedente ciclo post-varisico carbonifero.

A completare e arricchire il quadro sulla storia profonda della Zona Ivrea-Verbano si inserisce il lavoro di CONNOP et al. (2024), pubblicato poco prima dello studio di Bartoli. Mentre quest'ultimo ha vincolato l'età del picco termico attraverso il sistema U–Pb, Connop e co-autori hanno ricostruito la storia pre-intrusiva della crosta inferiore mediante petrocronologia Lu–Hf su granato di una serie di metapeliti a granato che attraversano la transizione di facies da anfibolitica a granulitica attraverso la Zona Ivrea-Verbano. Questo sistema isotopico consente di registrare le fasi più precoci di crescita del granato, preservando la memoria delle condizioni metamorfiche iniziali. I dati ottenuti mostrano che la crescita del granato nella crosta inferiore era già attiva durante il Carbonifero, nell’ambito del metamorfismo regionale delle fasi finali dell’orogenesi varisica, circa 310 Ma. La zonazione chimica dei granati e le età Lu–Hf indicano che la transizione dalla compressione all’estensione si è verificata tra 311 Ma e la messa in posto del Complesso Mafico (286-282 Ma), in relazione alla sovrapposizione magmatica e a una fase prolungata, della durata di circa 50 Ma, durante la quale la crosta inferiore ha mantenuto condizioni termiche elevate. Questo lungo intervallo documenta una fase di progressivo assemblaggio, ispessimento e iniziale maturazione termica della crosta profonda, legata alla dinamica tardo-orogenica varisica. L’età di crescita del granato diminuisce con l’aumentare della profondità strutturale, da 311 Ma nella sezione sub-solidus in facies anfibolitica, fino a 264 Ma nelle porzioni in facies granulitica prossimali ai sill mafici. L’incorporazione di rocce sedimentarie nella crosta inferiore della Zona Ivrea-Verbano si è verificata tra ~450 Ma e 311 Ma, molto probabilmente lungo faglie contrattili attivate durante la convergenza verso nord tra 360 e 340 Ma.

Nel loro insieme, gli studi di Bartoli e Connop delineano un modello evolutivo a due stadi per la Zona Ivrea-Verbano: una fase carbonifera varisica, responsabile dell’assemblaggio e della maturazione termica della crosta profonda, seguita nel Permiano inferiore dall’intrusione del Complesso Mafico (286-282 Ma), che ha fornito il contributo termico determinante per il raggiungimento delle condizioni estreme della facies granulitica. Questo schema spiega in modo coerente la sovrapposizione tra segnali metamorfici ereditati e il picco termico registrato nella crosta inferiore.

Lineamenti tettonici regionali e loro evoluzione

In letteratura è ampiamente riconosciuto il ruolo ancestrale degli attuali sistemi di faglie, interpretati come strutture ereditate dai molteplici episodi di rifting che hanno accompagnato la frammentazione della Pangea. La tettonica estensionale ha avuto inizio nel Triassico superiore e l'estensione crostale è stata accomodata da diverse zone di taglio attive durante le differenti fasi di rifting. Nella Zona Ivrea-Verbano sono state identificate numerose zone di taglio e due principali insiemi di strutture, interpretati come correlati al rifting mesozoico: il primo è costituito da zone di taglio ad alta temperatura, mentre il secondo comprende strutture di faglia attive a temperature inferiori. La Linea Cossato-Mergozzo-Brissago viene fatta risalire ad un'età tardo-varisica ed è intersecata dalle miloniti associate alla Linea del Pogallo, quest'ultima interpretata come una faglia normale a basso angolo di età triassico-giurassica legata all'assottigliamento crostale (SIMONETTI et al., 2021).

Anche la Linea della Cremosina viene fatta risalire alla storia ercinica (SACCHI et al., 2007), ed è probabile che fosse attiva in età oligo-miocenica (FANTONI et al., 2005).

A supporto dell'ipotesi di un ruolo ancestrale dei principali lineamenti strutturali delle Alpi Occidentali Interne, BALESTRO et al. (2022) attraverso una cartografia geologica dettagliata, analisi strutturali, osservazioni stratigrafiche e petrografiche, documentano le evidenze dell'evoluzione tettonica della Zona di Sutura Intracontinentale del Canavese, dal tardo Paleozoico al tardo Cenozoico. Lo studio dimostra che tale zona ha svolto un ruolo significativo nel contesto dell'evoluzione tettonica delle Alpi Occidentali Interne, dalla segmentazione permiana della Pangea al rifting tetideo giurassico, fino alle fasi di subduzione e collisione responsabili della costruzione della catena alpina occidentale. La localizzazione e la formazione della sutura non sono casuali, ma risultano favorite dalla tettonica trascorrente regionale correlata alla segmentazione permiana della Pangea e dalla successiva tettonica estensionale mesozoica. La Zona è delimitata dalle Linee del Canavese Esterna e Interna, due faglie di primo ordine a scala regionale: la Linea Esterna, rappresenta la terminazione sudorientale della Linea Insubrica e si è sviluppata in condizioni fragili tra l'Oligocene e il Miocene inferiore, contribuendo anche all'esumazione della Zona Sesia; la Linea Interna, caratterizzata da rocce milonitiche sviluppatesi in condizioni metamorfiche di basso grado, è interpretata come una faglia duttile sinistra più antica, che ha controllato la subduzione tardo-cretacea della Zona Sesia e la successiva collisione ed esumazione della Zona Ivrea-Verbano. Il modello delineato evidenzia un sistema di eredità strutturali tardo-paleozoiche e mesozoiche che permette di definire con maggiore precisione diverse fasi tettoniche nello spazio e nel tempo. Le evidenze stratigrafiche, gli indicatori di facies e le relazioni tra tettonica e sedimentazione documentate nella sutura contribuiscono a chiarire ulteriormente l’evoluzione delle Alpi Occidentali Interne, offrendo al contempo elementi utili per comprendere meglio la storia evolutiva di zone di sutura e cinture orogeniche complesse su scala globale.

Inclinazione crostale e distribuzione altimetrica nel Biellese

Nel Biellese, gli affioramenti del Complesso Mafico si dispongono lungo il margine sudoccidentale a Mongrando, Netro e Donato, a ridosso dell’Anfiteatro Morenico di Ivrea, e si estendono verso nord-est fino al confine con la Valsesia, situato sul versante nordoccidentale dello spartiacque tra la Cima della Mora e il Monte Talamone. Da qui proseguono sui versanti del Monte Barone, della Punta delle Camosce e del Monte Gemevola, nell’ambito della valle del Torrente Strona di Postua. Nel settore sudoccidentale del Biellese, i rilievi costituiti dal Complesso Mafico raggiungono quote modeste (ad esempio il Truc Canagge, presso Netro, 793 m s.l.m.), mentre procedendo verso nord-est si osserva un progressivo aumento delle altitudini, fino a culminare nel Monte Barone (2044 m s.l.m.). Questa marcata asimmetria altimetrica rappresenta una delle caratteristiche distintive del Complesso Mafico nel Biellese ed è interpretabile nel contesto dell’evoluzione tettonica alpina e della geometria della Linea Insubrica, che in questo settore coincide con la Linea del Canavese.

La Zona Ivrea-Verbano, strutturata principalmente durante il Paleozoico, costituiva in origine la porzione più occidentale del margine continentale passivo della placca apula, adiacente all’Oceano Ligure-Piemontese. Successivamente, come evidenziato da dati geofisici e ricostruzioni cinematiche, ha formato la punta dell’indentatore adriatico, che si estende nel sottosuolo fino a Cuneo, a sud di Torino (SCHMID et al., 2004).

La zona Ivrea-Verbano è deformata in profondità da spinte vergenti verso sud-est, sviluppate nell'entroterra retro-cuneiforme delle Alpi a partire dalla fase collisionale e dall'indentazione della litosfera medio-inferiore di Adria contro la parte posteriore del cuneo alpino. A queste si è sovrapposta la migrazione verso sud-est dei fronti di spinta sudalpini, ora sigillati da depositi del tardo Miocene e sepolti sotto i depositi alluvionali della Pianura Padana (BALESTRO et al., 2022).

Questo blocco crostale relativamente rigido ha agito come elemento guida della deformazione, inducendo una rotazione e un’inclinazione complessiva della sezione crostale (tilting) nell’area dell’Ivrea-Verbano. In questo contesto, il settore biellese mostra un’inclinazione generale della sezione verso sud-ovest, con conseguente approfondimento del blocco in direzione della Pianura Padana, dove risulta sepolto sotto i depositi quaternari, e una maggiore esumazione verso nord-est. In quest’ultimo settore affiorano infatti porzioni più profonde del complesso crostale, caratterizzate da una maggiore rappresentatività di litotipi mafici e cumulitici, coerentemente con quanto documentato da studi petrografici e strutturali della Zona Ivrea-Verbano.

La Linea Insubrica ha registrato una componente significativa di sollevamento verticale post-Oligocene inferiore. Il corpo rigido di Ivrea ha localizzato grandi deformazioni all'interno della cintura milonitica insubrica ed è responsabile dell'attuale curvatura della Linea Insubrica. L'ultimo evento trascorrente è proseguito fino al Miocene superiore, periodo in cui le temperature sono scese al di sotto della transizione duttile-fragile. Attualmente la Linea Insubrica è inattiva (SCHMID et al., 1987).

Questa dinamica ha favorito la risalita di livelli crostali profondi, comprendenti rocce mafiche e ultramafiche e porzioni prossime alla discontinuità crosta-mantello (Moho), fino a livelli crostali superiori e localmente prossimi all’affioramento, in particolare nel settore valsesiano. Nel Biellese affiorano quasi esclusivamente rocce cumulitiche, mentre le peridotiti di mantello sottocrostale sono assenti e risultano invece ben esposte in Valsesia. L’assetto altitudinale osservato riflette quindi una combinazione di sollevamento tettonico differenziale, inclinazione strutturale della sezione crostale ed erosione selettiva controllata dalla litologia. Questa asimmetria si riflette anche nella distribuzione dei litotipi: nel settore sudoccidentale affiorano prevalentemente termini relativamente più superficiali del sistema magmatico, quali dioriti e litotipi associati, mentre il settore nordorientale si trova a ridosso del massimo rigetto verticale della Linea Insubrica, dove si osserva l’esposizione di livelli progressivamente più profondi, rappresentati da gabbri, noriti e rocce cumulitiche. Tale assetto è in accordo con l’inclinazione della sezione e con l’esumazione differenziale del complesso. Non si tratta quindi di una diversa erodibilità delle rocce, che rimangono ovunque litotipi mafici, ma del risultato del basculamento tettonico recente del blocco Ivrea-Verbano. Verso nord-est la maggiore quota altitudinale ha generato una più elevata energia di rilievo, con formazione di creste e versanti più acclivi. Verso sud-ovest, il sistema di faglie attenua progressivamente il suo rigetto verticale e le strutture crostali tendono a flettere e sprofondare verso la cerniera della pianura padana e il bacino d’Ivrea, portando lo stesso corpo geologico a quote collinari, dove è stato infine smussato e ricoperto da depositi fluvioglaciali e colluviali. Nel Biellese, la copertura glaciale è stata limitata ai ghiacciai vallivi delle alte valli, senza costituire un mantello areale continuo, e la Linea della Cremosina – una struttura fragile con andamento obliquo rispetto alla Linea Insubrica – potrebbe aver contribuito alla compartimentazione del rilievo, generando ribassamenti locali dei blocchi lungo il suo tracciato. La sua geometria e cinematica rendono plausibile un’influenza secondaria sulla distribuzione delle altitudini, sovrapposta ai processi principali di sollevamento differenziale e inclinazione della sezione crostale che controllano l’asimmetria del Complesso Mafico. A supporto di questa interpretazione, BORTOLAMI et al. (1967) affermano che la Linea della Cremosina ha abbassato la zolla meridionale, contribuendo alla conservazione dei terreni più recenti; inoltre, SACCHI et al. (2007) mostrano che Linea della Cremosina, con il suo movimento trascorrente destrorso valutato in una dozzina di chilometri e con una componente verticale che ha abbassato la zolla sudorientale, ha contribuito alla preservazione di lembi di copertura mesozoica nel settore valsesiano.

Il lembo biellese della Zona del Canavese e il contatto con il Complesso Mafico

Le rocce del Complesso Mafico affioranti nel territorio di Donato sono in contatto tettonico con le rocce della Zona del Canavese. A Donato, infatti, sono esposte le porzioni più nordorientali di questa unità tettonica e, in prossimità di Ceresito, sono presenti evidenze del contatto tra esse e le rocce del Complesso Mafico lungo la Linea del Canavese Interna, dove si osservano rocce di faglia.

La Zona del Canavese, situata nelle Alpi Meridionali occidentali al contatto con la Zona Sesia-Lanzo, rappresenta il prolungamento sudoccidentale del margine continentale distale nordoccidentale della placca adriatica. Nonostante le successioni stratigrafiche siano state interessate da zone di taglio duttili alpine e faglie fragili, esse conservano tracce significative del rifting giurassico inferiore-medio. Le brecce polimittiche testimoniano l’esposizione sottomarina, già nel Giurassico medio, di crosta superiore e inferiore lungo faglie di distacco estensionali a basso angolo. All’interno della zona si distinguono due tipi di basamento, tettonicamente giustapposti: un basamento profondo, costituito da rocce migmatitico-anatettiche e da intrusioni di granuliti mafiche, con affinità alla Zona Ivrea-Verbano, e un basamento superiore, in facies anfibolitica con intrusioni granitoidi permiane, paragonabile alla Zona Strona-Ceneri. Le successioni sedimentarie registrano le diverse fasi del rifting, con esumazione del basamento e la persistenza di un rilievo sottomarino lungo il margine durante il Giurassico-Cretaceo. La Zona del Canavese è delimitata da due principali strutture: la Linea del Canavese Esterna, che la mette in contatto con la Zona Sesia-Lanzo, e la Linea del Canavese Interna, che la separa dalla Zona Ivrea-Verbano. La Zona del Canavese in senso stretto, come definita da Argand, costituisce un’unità tettonica larga circa 2 km e lunga circa 40 km, esposta nel settore occidentale interno delle Alpi tra Levone e Ceresito (FERRANDO et al., 2004).

Lineamenti tettonici del Biellese: Canavese, Cremosina e faglie minori

Ad eccezione del breve tratto presso Donato, la Linea del Canavese – che costituisce il segmento occidentale del grande Lineamento Insubrico – rappresenta, per il restante territorio biellese, il contatto tettonico tra il Complesso Mafico e la Zona Sesia-Lanzo. Questo piano di faglia profondo controlla la transizione geometrica tra i due domini, mantenendo una continuità strutturale lungo tutto il settore biellese fino alla Bocchetta della Boscarola. Lo sviluppo della Linea del Canavese è stato accompagnato da manifestazioni magmatiche riconducibili al magmatismo oligocenico periadriatico, avvenuto durante la fase tardorogenica dell’orogenesi alpina in condizioni distensive. Il lineamento, costituito da un sistema di faglie, è associato a rocce di metamorfismo di dislocazione; la loro maggiore erodibilità rispetto alle unità adiacenti conferisce alla fascia tettonica una serie di evidenze morfologiche e petrografiche, osservabili laddove non siano occultate dai depositi quaternari. Le principali forme morfologiche che caratterizzano il paesaggio lungo la Linea del Canavese sono l’insellatura della Frazione Favaro di Biella, il Bocchetto Sessera e la Bocchetta della Boscarola.

La Linea della Cremosina è una faglia di importanza regionale, con direzione nord-est e forte inclinazione, che caratterizza il confine sudorientale della Zona Ivrea-Verbano all'interno dell'area mappata da QUICK et al. (2003).

Come già accennato, la struttura viene fatta risalire alla storia ercinica ed è probabile che sia stata nuovamente attiva in età oligo-miocenica. A sud-ovest si raccorda con la Linea del Canavese e presenta un’evoluzione polifasica; è costituita da un insieme di elementi vicarianti ed è interpretata, nel quadro dell’evoluzione alpina, come un sistema di faglie neoalpine caratterizzato da cinematica trascorrente destrorsa, con uno spostamento stimato in circa 12 km, che ha favorito lo sviluppo di diffuse zone milonitiche e cataclastiche. La sua attività ha inoltre contribuito in modo determinante all'esumazione differenziata dei blocchi crostali, in particolare a partire dal Miocene, controllando il sollevamento relativo dei diversi domini strutturali in associazione a processi di riequilibrio isostatico ed erosione. L’azione del sistema di faglie, successivamente intersecato quasi ortogonalmente da faglie trasversali tardive, ha infine giocato un ruolo decisivo nel definire l’elevata complessità strutturale e cartografica attualmente osservabile.

Il Foglio 43 (Biella) della Carta Geologica d’Italia (SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA, 1966) documenta, nel bacino del Torrente Oropa, la separazione tettonica operata del Sistema della Cremosina tra le unità mafiche e le unità migmatitiche della tradizionale Formazione Diorito-kinzigitica dell'Ivrea-Verbano. Nel bacino del Torrente Cervo, la carta rappresenta invece il contatto tra il Complesso Mafico e la Formazione Kinzigitica. Verso nord-est, fino alla Frazione Sella, a ovest di Pratrivero (Valdilana), il Sistema della Cremosina delimita un contatto non continuo tra le rocce del Complesso Mafico e quelle della Formazione Kinzigitica, spesso caratterizzate da migmatiti. La carta evidenzia inoltre una dislocazione tettonica attribuibile a una faglia tardiva trasversale, riconducibile al sistema di disturbi tettonici diretti da nord-nord-ovest a sud-sud-est descritto da BORTOLAMI et al. (1965, 1967), impostata nella sua porzione settentrionale lungo il Torrente Strona di Mosso, presso Pianezze (Camandona). Lo stesso foglio rappresenta anche, nella Valle del Rio Stono – situata tra i bacini del Torrente Oropa e del Torrente Cervo – una faglia che, secondo BORTOLAMI et al. (1967), appartiene alle strutture tardive; gli autori ne indicano un’ubicazione incerta a causa della copertura quaternaria. Nella rappresentazione cartografica tale faglia determina modeste dislocazioni sia della Linea del Canavese sia della Linea della Cremosina. Il foglio documenta inoltre il contatto delle rocce mafiche con quelle del Massiccio Granitico del Biellese nella zona di Mosso. Negli schemi geo-petrografici pubblicati da ZEZZA (1977) e da ZEZZA et al. (1984) è invece rappresentata una sottile fascia kinzigitica, interposta tra il Massiccio Granitico del Biellese e le rocce del Complesso Mafico, che mostra continuità litologica verso nord-est. Tale fascia è stretta, con una larghezza dell’ordine di alcune centinaia di metri.

Più a nord-est, come illustrato nella carta geologica di QUICK et al. (2003), il Sistema della Cremosina mette in contatto, sul lato sudorientale, i graniti del Massiccio Granitico del Biellese con le vulcaniti permiane e, sul lato nordoccidentale, gli stessi graniti con la Formazione Kinzigitica. In questo assetto, il Complesso Mafico rimane confinato più a nord-ovest, risultando non direttamente interessato da questo sistema di faglie. In questo settore, la continuità laterale del contatto tra la Formazione Kinzigitica e il Complesso Mafico appare interrotta e segmentata da sistemi di faglie trasversali minori, fortemente inclinate e orientate da nord a nord-est, generalmente attribuite a fasi di deformazione alpina a carattere fragile.

La maggior parte di tali faglie minori presenta orientamento, spostamento e stile di deformazione compatibili con il movimento lungo la Linea Insubrica. Non si può tuttavia escludere che queste faglie trasversali rappresentino la riattivazione di discontinuità più antiche: nella porzione settentrionale della Zona Ivrea-Verbano sono infatti ampiamente documentate strutture riconducibili a fasi di estensione crostale permo-triassica (QUICK et al., 2003).

Tali paleostrutture, a cinematica prevalentemente normale o obliqua, sono spesso caratterizzate dallo sviluppo di spesse fasce cataclastiche e hanno contribuito a condizionare l’assetto morfologico attuale, come suggerito, ad esempio, dalla sella strutturale della Bocchetta di Noveis.

Tra queste discontinuità locali assume particolare rilevanza la Faglia di Cima dell’Inferno, con direzione circa nord-est/sud-ovest. Come evidenziato dalla cartografia di QUICK et al. (2003), tale struttura non si sviluppa lungo il limite tra le due unità, ma disloca internamente i corpi del Complesso Mafico nel settore biellese e quelli della Formazione Kinzigitica in Valsesia. In questo contesto, i due complessi litologici si trovano in giustapposizione diretta solo per un tratto molto limitato stimabile in circa 400 metri.

In questo quadro strutturale regionale si inserisce anche la Faglia di Agnona, costituita da una struttura subverticale, subparallela e situata circa 2 km più esternamente rispetto alla Linea della Cremosina. Si tratta di una discontinuità fragile, associata allo sviluppo di fasce cataclastiche, che ha contribuito alla segmentazione del Complesso Mafico e ha dislocato la Formazione Kinzigitica e le rocce granitiche indivise di circa 3 km in senso destro. Evidenze petrografiche, a sud-est di Trivero, hanno permesso di individuare un movimento terziario sia lungo la Linea della Cremosina sia lungo la faglia di Agnona (QUICK et al., 2003).

Cartografia geologica e reinterpretazione del Complesso Mafico

La rappresentazione cartografica dello Structural Model of Italy (CONSIGLIO NAZIONALE DELLE RICERCHE, 1990) illustra la distribuzione geografica del Complesso Mafico nella sua interezza. Per quanto riguarda il Biellese, è possibile fare riferimento ai Fogli 42 (Ivrea) e 43 (Biella) della Carta Geologica d'Italia (SERVIZIO GEOLOGICO D'ITALIA, 1966; di seguito Fogli42 e 43), al Foglio 30 (Varallo) (REGIO UFFICIO GEOLOGICO, 1927; di seguito Foglio 30) e, per il settore nordorientale, alla carta geologica di QUICK et al. (2003). Il contributo cartografico del Foglio 42 riguarda un settore del Complesso Mafico biellese arealmente molto limitato, mentre il Foglio 30 – ad eccezione di un piccolo settore a ridosso della Linea del Canavese – può essere integrato dalla carta geologica di QUICK et al. (2003). La figura 1 mostra, in uno stralcio del Foglio 43 la distribuzione del Complesso Mafico.

La letteratura moderna ha ridefinito il significato geodinamico di queste rocce: il Complesso Mafico viene oggi interpretato come una testimonianza fossile di un imponente processo di underplating magmatico permiano, avvenuto circa 280-290 milioni di anni fa. QUICK et al. (2003) descrivono le rocce utilizzando una terminologia ignea, volta a enfatizzarne l’originaria natura plutonica e cumulitica. In questo quadro, le unità cartografate nei Fogli 42, 43 e 30 possono essere ricondotte a un insieme litologicamente coerente, pur con differenze locali di facies, compatibile con un sistema magmatico profondo differenziato. Alla luce di questo modello evolutivo, è possibile reinterpretare i litotipi del settore biellese occidentale descritti nella cartografia storica. Le unità rocciose riportate nei fogli della Carta Geologica d’Italia acquistano così una nuova valenza sistematica: le fasce dioritiche, i corpi gabbrici e le lenti ultramafiche non rappresentano più entità isolate, ma l’espressione cartografica dei diversi stadi di una colossale sequenza cumulitica differenziata. Ne deriva un quadro interpretativo che integra contributi di diversa provenienza, configurandosi come una possibile sintesi tra la letteratura storica e i modelli più recenti. L’assetto verticale del Complesso Mafico riflette la differenziazione di un sistema magmatico profondo alimentato da impulsi basaltici permiani in underplating, come ampiamente documentato dalla letteratura moderna. Le facies ultramafiche e gabbriche profonde rappresentano gli stadi cumulitici iniziali, mentre le unità più evolute (noriti, dioriti, quarzo-dioriti) testimoniano la migrazione e l’arricchimento del fuso residuo verso livelli superiori. Questo modello consente di reinterpretare le unità cartografate nel Biellese come parti di una sequenza magmatica coerente, anziché come corpi isolati.

Litologie del Complesso Mafico e nuova interpretazione della Linea della Cremosina

Le litologie presenti nel Complesso Mafico illustrate nel Foglio 43 sono costituite da gabbrodioriti a grana medio-grossa a plagioclasio basico e pirosseni, noriti e dioriti. Tra le rocce dioritiche, il litotipo prevalente è una diorite quarzifera biotitico-anfibolico-pirossenica, a grana media, che presenta un caratteristico colore verde-chiaro diffuso, dovuto a parziale cloritizzazione della biotite (BORTOLAMI et al., 1967).

Nel settore biellese, compreso tra il Torrente Cervo e il margine sudoccidentale del Complesso Mafico, le rocce mafiche affiorano in modo discontinuo, risultando ampiamente obliterate dai depositi quaternari. Gli affioramenti, sebbene frammentari, sono tuttavia osservabili negli alvei dei principali corsi d’acqua, nei tagli stradali e in alcuni rari rilievi isolati. Si tratta di rocce del basamento cristallino, tradizionalmente attribuite nella letteratura alla Zona Diorito-kinzigitica Ivrea-Verbano, con composizioni dioritiche, gabbrodioritiche, gabbriche e noritiche, oggi interpretate come granuliti – carattere comune nell'ambito del Complesso Mafico. Queste litologie formano modesti rilievi strutturali quali il Truc Canagge, il Monte Rotondo e il Monte Cucchello. Al loro limite sudoccidentale le rocce sono mascherate dai depositi glaciali dell'Anfiteatro Morenico d'Ivrea, mentre le esposizioni geometricamente più prossime alla coltre sedimentaria della pianura si localizzano nella fascia compresa tra Occhieppo Inferiore e Biella.

Sotto il profilo petrogenetico, in questo settore affiorano prevalentemente termini relativamente più evoluti del sistema magmatico permiano, rappresentati da dioriti e gabbrodioriti, generalmente riferibili alle porzioni superiori del complesso. Nel modello classico della Zona Ivrea-Verbano, tali litologie si collocano al tetto del sistema magmatico, in continuità verso l’alto con le unità più superficiali. Tuttavia, questa originaria organizzazione verticale, espressione di un sistema intrusivo policiclico e dinamico, può oggi riflettersi nel Biellese in una distribuzione geografica solo apparentemente coerente, a seguito della combinazione tra strutture ereditate e successive verticalizzazioni indotte dall’orogenesi alpina.

A nord-est del Santuario di Graglia e tra Sordevolo e Pollone, il Foglio 43 segnala la presenza di diaftoriti derivate da rocce basiche: si tratta di litologie retrometamorfiche che corrispondono ad antiche linee di debolezza strutturale impostate in contesti pre-alpini e successivamente riattivate durante l’orogenesi alpina. Il carattere retrogrado di queste rocce riflette una storia metamorfica polifase, legata a processi di deformazione duttile, circolazione di fluidi, fenomeni di granitizzazione e condizioni metamorfiche variabili nel tempo. Tali rocce sono caratterizzate dalla presenza di vene aplitiche e da migmatiti eterogenee. Adiacente a queste unità è rappresentata cartograficamente una fascia di graniti bianchi, granatiferi, contenenti inclusi di diaftoriti di rocce dioritiche a grana minuta. Tale fascia attraversa l'incisione del Torrente Elvo e si estende per un breve tratto nel territorio di Sordevolo. Nel bacino del Torrente Oropa, la Linea della Cremosina separa a nord affioramenti serpentinitici e litologie gabbriche, gabbrodioritiche e noritiche, da rocce migmatitiche e diaftoriti prealpine di derivazione dioritica che caratterizzano il settore meridionale. In questo articolato ambito litologico rientrano il Bric Burcina e il tratto del Torrente Oropa compreso tra la linea di faglia e la confluenza con il Torrente Cervo.

SACCHI et al. (2007), in uno studio dedicato al settore sudoccidentale della Zona Strona-Ceneri nel Biellese e nel Canavese, propongono un’estensione più ampia della terminazione sudoccidentale di questa zona strutturale, documentando la pertinenza Strona-Ceneri di alcune rocce del Biellese occidentale e del Canavese. In tale prospettiva, la Linea della Cremosina assume il ruolo di una zona di deformazione più continua ed estesa rispetto a quanto rappresentato nel Foglio 43: lo studio documenta che alla traccia fotogeologica corrisponde una fascia tettonizzata costituita da granitoidi (granodioriti, graniti, migmatiti) estranei alla tipica associazione litologica della Zona Basica di Ivrea. Si tratta di granitoidi in parte già noti in letteratura, come quelli affioranti lungo il Torrente Elvo e al Bric Burcina. Nonostante gli affioramenti siano rari e di qualità modesta, lo studio suggerisce che tali rocce – comprese quelle affioranti nel Rio Romioglio – costituiscano una fascia continua compresa tra le faglie del Sistema della Cremosina. La ricerca mette in luce che, nel Biellese occidentale, la Faglia della Cremosina perde la sua identità nei pressi del Santuario di Graglia, dove la copertura quaternaria maschera i rapporti con il più recente sistema di faglie della Linea del Canavese. Le evidenze di terreno non sono sufficienti per chiarire se la Faglia della Cremosina venga tagliata dalla Linea del Canavese, oppure se le due strutture convergano in un’unica faglia. È infatti possibile che, in questo settore, la Linea del Canavese abbia sfruttato la discontinuità rappresentata dalla preesistente Cremosina – che presenta anche una storia ercinica – oppure che la Faglia della Cremosina possa ritrovare la sua identità più a meridione. La Linea della Cremosina, interpretata come un lineamento tettonico a componente prevalentemente trascorrente, risulta quindi capace di mettere in contatto domini crostali differenti, accostando porzioni profonde della Zona Ivrea-Verbano, situate a nord, con unità riferibili al basamento della Zona Strona-Ceneri a sud. Le dioriti affioranti nel bacino del Torrente Oropa non erano mai state distinte dalle granuliti a composizione dioritica della Zona Ivrea-Verbano; si tratta invece di rocce con struttura magmatica ben preservata, la cui composizione documenta un’affinità con le litologie descritte nei bacini della Valsesia e della Val d’Ossola lungo il margine esterno della Zona Strona-Ceneri. Nel contributo queste rocce sono definite dioriti in senso lato, comprendenti tonaliti, dioriti quarzifere e monzodioriti, con un’associazione mineralogica caratterizzata da plagioclasio andesinico, pirosseno generalmente retrocesso e orneblenda in proporzioni variabili, cui si accompagnano in modo discontinuo biotite, K-feldspato e quarzo. Le litologie sono ricche di inclusi arrotondati, a grana fine, di composizione gabbrica o gabbrodioritica, con dimensioni fino a decimetriche; sono inoltre presenti sacche, vene e filoncelli aplitici. Lo studio segnala inoltre, a est di Occhieppo Superiore, sul lato destro idrografico del Torrente Oremo, un piccolo lembo di kinzigiti (stimato in pochi ettari) entro le rocce del Complesso Mafico, con caratteristiche che ne attestano la natura di roccia incassante. Nelle vicine rocce dioritiche compaiono blocchi kinzigitici con evidenze petrografiche di assimilazione.

In sintesi, l’interpretazione di SACCHI et al. (2007) amplia significativamente il ruolo strutturale attribuito alla Linea della Cremosina, includendo nel quadro Strona-Ceneri alcune litologie del Biellese occidentale tradizionalmente riferite al Complesso Mafico, e rappresenta una revisione moderna che introduce modelli alternativi rispetto alla letteratura storica. Rimane invece più coerente con un modello crostale profondo l’assegnazione delle dioriti del settore sudoccidentale del Complesso Mafico, in destra orografica dell’Elvo, alla Zona Ivrea-Verbano.

A questa impostazione strutturale si collega infine l’interpretazione geomorfologica proposta da CARRARO (2012), che riconosce l’esistenza di antiche dorsali spartiacque appartenenti a un reticolato idrografico longitudinale rispetto alle principali strutture alpine. Questo assetto, controllato da lineamenti tettonici maggiori quali la Linea Insubrica e la Linea della Cremosina, è stato successivamente sepolto dai depositi alluvionali dei torrenti Cervo ed Elvo, sui quali si è impostato un reticolato epigenetico a sviluppo trasversale. Dalla copertura quaternaria emergono oggi, inselberg rocciosi quali il Bric Burcina e il Monte Cucchello, che si innalzano dalla superficie dei conoidi coalescenti pleistocenici inferiori come relitti isolati di queste paleosuperfici.

La cartografia del Foglio 43, in continuità con quanto già descritto, evidenzia:

Nella Valle del Rio Stono – affluente del Torrente Cervo – la Linea della Cremosina delimita il contatto tettonico tra le unità gabbriche, gabbrodioritiche e noritiche e gli affioramenti dioritici che caratterizzano il settore meridionale.

Nella valle del Torrente Cervo, le rocce del Complesso Mafico sono intruse dal Plutone di Miagliano, un corpo oligocenico a composizione tonalitica suddiviso in due unità distinte separate dal corso del torrente. L’area è di particolare interesse geologico per la vicinanza alla Linea del Canavese, alla Linea della Cremosina e alle unità metamorfiche correlate. In questo bacino la Linea della Cremosina separa le litologie gabbriche situate a nord dagli affioramenti migmatitici che caratterizzano il settore meridionale dell’alveo del Torrente Cervo.

Sulle pendici del Monte Turlo (Vaglio Pettinengo), a ovest di Zumaglia e a est di Ternengo, la cartografia segnala affioramenti di dioriti e di altre litologie del Complesso Mafico, intercalate nella Formazione Kinzigitica. Procedendo dal settore sinistro orografico della Valle Cervo, le rocce del Complesso Mafico mostrano un progressivo ampliamento areale, con una fascia di affioramento che si espande sensibilmente in larghezza. Le litologie a composizione gabbrodioritica, gabbrica e noritica diventano via via prevalenti rispetto alle dioriti, formando rilievi importanti come il Monte Casto e il Monte Moncerchio.

Ulteriori rilievi costituiti da rocce mafiche comprendono la Cima della Ragna, il Monte Rubello, il Monte Tirlo e la Punta della Civetta. Le rocce mafiche sono intercalate a rocce ultramafiche cumulitiche, che affiorano in una varietà di contesti strutturali e includono duniti, harzburgiti e websteriti. L’origine cumuliforme è indicata dalla mineralogia – dominata da olivina, ortopirosseno e clinopirosseno, con possibile presenza di anfibolo – e dalla conservazione di tessiture eterocumulitiche. Queste rocce formano numerosi affioramenti e costituiscono rilievi quali il Monte Cavajone, il Monte Marchetta, il Monte Marca e la Rocca d’Argimonia.

I recenti studi di ANTONICELLI et al. (2020) e TRIBUZIO et al. (2023) sulla sequenza peridotite-pirossenite della Rocca d’Argimonia forniscono un quadro integrato dell'interazione tra fusi magmatici e rocce ultramafiche nella crosta continentale profonda. Il modello proposto prevede la risalita di un magma mantellare che genera una mush ultramafica ricca in olivina e spinello, successivamente percolata su larga scala da un fuso reattivo contaminato dalla crosta. Questo processo ha portato prima alla formazione delle pirosseniti e successivamente delle peridotiti. Il sistema è infine evoluto in condizioni di facies granulitica, subendo il lento raffreddamento post-intrusivo tipico della crosta inferiore.

In continuità con questo quadro cartografico, la carta geologica di QUICK et al. (2003) illustra il settore più nordorientale del Complesso Mafico. L'area biellese rappresentata mostra diffusi affioramenti di gabbro, norite e gabbro anfibolico. Gabbro e norite costituiscono un assemblaggio eterogeneo e si distinguono dal gabbro anfibolico per la maggiore abbondanza di pirosseno; tali litologie presentano una foliazione e una debole lineazione definite da pirosseno e anfibolo. Gabbro e norite contengono granati di grandi dimensioni nei settori in cui queste rocce sono in contatto con setti di paragneiss o con rocce charnockitiche. Il Gabbro anfibolico affiora nel settore più occidentale del Complesso Mafico ed è in contatto con la Linea del Canavese. Queste rocce sono caratterizzate da tessitura granoblastica, da un elevato indice di colore e da una mineralogia mafica dominata da anfibolo, spesso soggetto a degradazione nera. La carta illustra con notevole dettaglio le intercalazioni di rocce ultramafiche cumulitiche, che costituiscono parte del rilievo della Rocca d’Argimonia e numerosi altri affioramenti minori. Sono inoltre cartografati setti di paragneiss quarzofeldspatico, con spessori compresi tra pochi decimetri e oltre 100 m, derivati dalla Formazione Kinzigitica, nonché rocce charnockitiche mappate al Monte Barone. Lo gneiss quarzofeldspatico a bande rappresenta l’unità principale del paragneiss di facies granulitica; è caratterizzato da una marcata bandatura su scala subcentimetrica o metrica, dall’abbondanza di granato e dalla presenza di leucosomi charnockitici. Sono mappati come rocce charnockitiche alcuni corpi trasversali all’andamento del Complesso Mafico, costituiti da rocce granitiche leucocratiche con composizione variabile dalla tonalite alla granodiorite, in funzione della presenza di ortopirosseno ricco in ferro. Tali corpi sono interpretati come prodotti della cristallizzazione di fusi anatettici derivati dalla fusione parziale dei paragneiss quarzofeldspatici a bande della Formazione Kinzigitica.

BERTOLANI & LOSCHI GHITTONI (1979) nella zona a ultrabasiti della Rocca d’Argimonia, oltre alle rocce ultrafemiche segnalano anche la presenza di una fascia riconducibile a litotipi ad affinità charnockitica e a "stronaliti" metasedimentarie.

BERTOLANI (1968) descrive la Formazione basica dell'Ivrea-Verbano come costituita prevalentemente da noriti, gabbri, anortositi, pirosseniti e gabbrodioriti, all’interno della quale riconosce una fascia lunga oltre 15 km e larga circa 2 km, estesa da Fobello e Rimella (Val Mastallone) fino al settore di Trivero nel Biellese. In tale fascia sono presenti rocce di facies granulitica comprendenti termini acidi, basici e intermedi. Le granuliti acide, definite "stronaliti", sono costituite da quarzo, ortoclasio, granato, plagioclasio e, talvolta, sillimanite; i termini di tipo charnockitico si distinguono per la presenza di ortopirosseno (iperstene), assumendo una paragenesi affine a quella delle charnockiti. Non si tratta di una fascia omogenea, ma di un insieme di bande e livelli intercalati a noriti, pirosseniti e gabbri, talora granatiferi. Secondo Bertolani, la formazione della fascia granulitica è legata a un metamorfismo di grande profondità, accompagnato da processi metasomatici che avrebbero interessato sia rocce magmatiche basiche sia livelli sedimentari intercalati. L’autore distingue due modalità principali di trasformazione: una trasformazione metasomatica, con apporto di elementi, ritenuta responsabile della formazione delle granuliti acide, dei termini charnockitici e, in parte, di quelli intermedi; e una trasformazione sostanzialmente isochimica, in condizioni anidre, che porta allo sviluppo di granuliti basiche e ultrabasiche. La presenza di sillimanite e, soprattutto, di grafite in alcune granuliti acide indica tuttavia che almeno una parte di esse non deriva per metasomatismo da rocce basiche, ma coinvolge materiale di origine sedimentaria. La presenza di litotipi di derivazione sedimentaria viene quindi interpretata alternativamente come il risultato di contatti tettonici lungo faglie dirette, che avrebbero posto a contatto le rocce basiche con livelli kinzigitici più profondi, oppure come espressione di un’alternanza originaria tra materiali basici e sedimentari. Ne consegue che la Formazione basica d’Ivrea non rappresenta un corpo intrusivo omogeneo costituito esclusivamente da rocce magmatiche basiche, ma un sistema complesso in cui sono presenti, seppure in quantità subordinata, anche litotipi di derivazione paraderivata.

Nel quadro attuale, il termine "stronalite" non è più utilizzato e tali rocce sono più correttamente interpretate come granuliti leucocrate di derivazione metasedimentaria, ovvero paragneiss di alto grado, caratterizzati da associazioni mineralogiche a quarzo, feldspato potassico, plagioclasio, granato e, talvolta, sillimanite. I termini definiti "charnockitici" si distinguono per la presenza di ortopirosseno in condizioni di facies granulitica. Nel settore di Trivero, le "stronaliti" descritte da Bertolani risultano spazialmente coerenti con i setti di paragneiss inclusi nel Complesso Mafico, come evidenziato nella cartografia più recente di QUICK et al. (2003). Al contrario, i litotipi analoghi segnalati nel settore della Rocca d'Argimonia da BERTOLANI & LOSCHI GHITTONI (1979) non trovano una corrispondenza esplicita nella cartografia moderna.

Litologie di faglia illustrate nella cartografia geologica

Al sistema di faglie della Linea del Canavese sono associate rocce di metamorfismo di dislocazione. BERGER et al. (2012) stimano che, nel tratto della Linea del Canavese compreso tra la Valle dell'Elvo e la Val Sessera, la fascia milonitica presenti uno spessore variabile tra 10 a 300 metri.

Il Foglio 43 segnala, in prossimità della linea di faglia, a sud-ovest del Torrente Cervo, la presenza di serpentiniti antigoritiche, verdastre, interpretate come prodotti di laminazione e successiva serpentinizzazione di litologie basiche e ultrabasiche.

Secondo BORTOLAMI et al. (1967), la Linea del Canavese, dal Santuario di Graglia al Bocchetto Sessera, è caratterizzata da una larga fascia di miloniti, per lo più derivate da litotipi appartenenti alla Serie Diorito-kinzigitica, con presenza di faglie minori parallele.

Oltre il Bocchetto Sessera, il tratto della Linea del Canavese non mappato da QUICK et al. (2003) trova riscontro cartografico nel Foglio 30, dove le rocce sono descritte come scisti argillosi con masserelle di dolomie, dolomie, calcari neri e scisti seritici variegati.

Nel tratto biellese mappato da QUICK et al. (2003), la fascia di rocce di faglia è considerata costituita da rocce ricristallizzate in facies scisti verdi, comprendenti miloniti, filloniti e scisti formatisi per deformazione plastica e ricristallizzazione di litotipi provenienti sia dalla Zona Ivrea-Verbano sia dalla Zona Sesia, oltre che da scaglie di rocce metasedimentarie di età compresa tra il Permiano e il Mesozoico. A sud della Bocchetta della Boscarola, nel sistema di faglie della Linea del Canavese è mappata una grande lente di paragneiss indiviso della Formazione Kinzigitica, incorporata nel sistema di faglie.

Anche il Sistema della Cremosina è caratterizzato dalla presenza di rocce cataclastiche. Alcune delle litologie interpretate da SACCHI et al. (2007) come appartenenti al sistema sono già state richiamate in precedenza. Nel Foglio 43 la linea di faglia principale – così come la faglia trasversale al sistema, già citata tra le strutture tardive e impostata lungo il Torrente Strona di Mosso – è rappresentata mediante una simbologia che indica una "zona cataclasica".

Nella carta di QUICK et al. (2003) la Linea della Cremosina è riportata come come faglia, ma non sono cartografate rocce milonitiche o cataclastiche associate. Lungo il suo tracciato, il contatto tra il Complesso Mafico e la Formazione Kinzigitica è riportato come tettonico, senza ulteriori specificazioni litologiche. Nel settore in cui la continuità laterale del contatto tra la Formazione Kinzigitica e il Complesso Mafico non è più attribuita al Sistema della Cremosina, ma a sistemi di faglie trasversali minori, affiorano corpi di granodiorite biotitica e leucotonalite.

Mineralizzazioni magmatiche del Complesso Mafico

THORNBER et al. (1993) evidenziano come la Zona Ivrea-Verbano, grazie all’esposizione di una sezione relativamente intatta di crosta inferiore, rappresenti un contesto unico per lo studio dei processi metallogenici di primo ordine legati all’underplating crostale. All’interno del Complesso Mafico, sono presenti numerosi depositi magmatici di solfuri di Fe-Ni-Cu, sfruttati per l’estrazione del nichel tra la fine del XIX secolo e la Seconda Guerra Mondiale. I solfuri si sono formati in ambienti magmatici differenti, e l’assimilazione di metasedimenti ricchi in zolfo ha avuto un ruolo chiave nel raggiungimento della saturazione in zolfo dei magmi. I depositi della Zona Ivrea-Verbano mostrano una marcata variabilità petrologica, geochimica e strutturale, che riflette differenze significative nei processi magmatici e nelle condizioni tettoniche che hanno interessato il Complesso Mafico durante la sua evoluzione. Una grande parte dei giacimenti metalliferi in ambienti continentali si è sviluppata in associazione con estensione tettonica regionale accompagnata da magmatismo. La metallogenesi associata al magmatismo in ambienti crostali estensionali può essere in ultima analisi collegata a processi che avvengono vicino al confine crosta-mantello. L’underplating della crosta da parte di magmi basaltici di origine mantellare è stato ipotizzato come meccanismo motore per flussi di calore e fluidi su larga scala in regimi estensionali attivi. I corpi mineralizzati sono costituiti principalmente da solfuri di Fe-Ni-Cu-(Co), con PGE e Au presenti solo in tracce, insieme a spinelli Fe-Al-(Cr) e ossidi Fe-Ti. Nelle porzioni inferiori stratificate del complesso si osservano sottili livelli di magnetite titanifera e ilmenite, mentre piccole lenti di spinello Fe-Al-(Cr) si rinvengono nelle peridotiti prossime alla base. A differenza di molti grandi complessi gabbroici stratificati, nel Complesso Mafico non sono presenti livelli di cromite. Nel Biellese sono noti, tra gli altri, i siti minerari della Sella Bassa e del Piancone, caratterizzati da mineralizzazioni Fe-Cu-Ni ospitate in strati pirossenitici del Gabbro Principale. Le osservazioni geologiche e i dati geochimici indicano che i depositi di solfuri Fe-Ni-Cu della Zona Ivrea-Verbano derivano da una combinazione complessa di processi magmatici, assimilazione, interazione con le rocce incassanti e deformazione.

Osservazioni di campo

Le rocce appartenenti al Complesso Mafico affiorano in un’area molto estesa. Mi limito a elencare una serie di opportunità di osservazione procedendo dal limite sudoccidentale verso quello nordorientale, e successivamente descrivo gli affioramenti che caratterizzano i sistemi di faglie. Nel testo faccio riferimento, quando opportuno, a pagine già pubblicate su questo sito; tali rimandi sono indicati in maiuscolo e corrispondono ai titoli riportati nel menu di navigazione, includendo anche la relativa documentazione iconografica non riprodotta qui per ragioni di spazio. Considerato l’elevato numero di figure che documentano le osservazioni di campo, esse sono raccolte al termine del testo in uno spazio dedicato. Le immagini pubblicate costituiscono una selezione dell’ampia documentazione fotografica disponibile.

Gli affioramenti più sudoccidentali del Complesso Mafico del Biellese sono presenti a Mongrando, nell'alveo del Torrente Ingagna, a valle dell'omomimo invaso. Si tratta di rocce a composizione dioritica. Sulla destra orografica del torrente le dioriti scompaiono al di sotto dei depositi glaciali dell'Anfiteatro Morenico d'Ivrea. Le stesse litologie sono osservabili anche a monte dell'invaso, sempre nel Torrente Ingagna, poco prima del punto in cui il torrente entra nel bacino artificiale. Le figure 2 e 3 mostrano un frammento di diorite a valle dell'invaso e lo stesso litotipo in affioramento a monte.

Rocce dioritiche affiorano anche al Monte Cucchello, mentre affioramenti riferibili a litotipi gabbrodioritici e/o dioritici si rinvengono al Truc Canagge, al Poggio Moschitti, a Netro e nelle incisioni dei principali corsi d’acqua del settore. In un contesto dominato da rocce mafiche si rinvengono localmente corpi leucocratici a grana molto grossolana, costituiti da quarzo e feldspati, compatibili con litotipi intrusivi di tipo pegmatitico. La figura 4 mostra un filone presente a Netro, caratterizzato da cristalli centimetrici di plagioclasio immersi in una matrice quarzofeldspatica, interpretabile come una pegmatite tardo-magmatica sviluppata all’interno della diorite biotitica, coerente con la segregazione di melt residui leucocratici nelle fasi avanzate dell’evoluzione dell’intrusione. Le figure 5 e 6 mostrano rispettivamente un litotipo gabbrodioritico al Truc Canagge e uno dioritico a Netro.

La fig. 7 mostra un frammento di roccia a composizione gabbronoritica nella Valle del Torrente Elvo, nei pressi del Ponte Vecchio lungo il sentiero C22. Le testimonianze rocciose più prossime alla coltre sedimentaria della pianura affiorano nella fascia compresa tra Occhieppo Inferiore e Biella. Esse costituiscono il modesto rilievo localmente noto come Truch, situato all'inizio di via Pollone, e affiorano nuovamente, lungo la stessa via, in prossimità del primo ponte sul Torrente Oremo, sul lato destro idrografico (fig. 8). Ulteriori affioramenti prossimi alla pianura sono quelli del Rio Bolume e del Rio Bellone.

La fig. 9 mostra un frammento di kinzigite del piccolo lembo kinzigitico segnalato da SACCHI et al. (2007), ubicato sulla destra idrografica del Torrente Oremo e inserito all'interno delle rocce del Complesso Mafico. A conferma e completamento delle osservazioni di questi autori, sulla sinistra idrografica del medesimo corso d'acqua, a monte del secondo ponte sulla Via Pollone, affiora una fascia rocciosa larga circa 75 metri, con analoghe impronte petrofile. In particolare, i litotipi metapelitici osservati – dall'aspetto scistoso e con granati – non rappresentano metapeliti generici, ma costituiscono kinzigiti del medesimo lembo (fig. 10), a stretto contatto con dioriti tessituralmente disomogenee e ibride, ricche in biotite e granato (fig. 11). Queste dioriti mostrano caratteri mineralogici indicativi della persistenza di materiale pelitico ad alto grado inglobato nella massa dioritica. Tali rocce, nel loro complesso documentano l’estensione dei processi di anatessi e contaminazione crostale su entrambi i versanti dell’incisione del Torrente Oremo, confermando la continuità strutturale del septo sedimentario all’interno del Complesso Mafico.

Le rocce retrometamorfiche cartografate, nel Foglio 43 come diaftoriti, affioranti a nord-est del Santuario di Graglia e tra Sordevolo e Pollone, sono osservabili lungo la SP 511 poco prima del santuario, lungo una pista che si dirama verso nord in Regione Boscheggia e, seppure rare, nella parte alta del sentiero B8. Si tratta di litologie a grana fine, grigio-verdastre, costituite – secondo BORTOLAMI et al. (1965) – da minuti aggregati di attinoto, clorite, zoisite, sericite, albite, quarzo e titanite. Le vene aplitiche, talora organizzate in plaghe migmatitiche eterogenee, sono interpretate dagli autori come iniezioni neosomatiche granitiche, talvolta così abbondanti da formare ammassi granitici entro i quali i restiti diaftoritici risultano dispersi in sciami frammentati. La figura 12 documenta un frammento di tali rocce lungo la SP 511, poco prima del santuario.

Nell'alveo del Torrente Oropa, tra la Linea del Canavese e Linea della Cremosina, affiorano gabbrodioriti, gabbri pirossenico-anfibolici e noriti. La figura 13 documenta il gabbro affiorante nel torrente. Dalla Linea della Cremosina (pressi di Cascina Vallauta) sino alla confluenza nel Cervo affiorano le rocce dioritiche con struttura migmatitica, modernamente interpretate come appartenenti alla Zona Strona-Ceneri, di cui ho già fatto cenno questo articolo; per un approfondimento specifico si veda TORRENTE OROPA STRUTTURE MIGMATITICHE.

Nell'alveo del Rio Stono – tributario del Torrente Cervo – a monte della Linea della Cremosina affiorano rocce gabbriche, mentre a valle compaiono affioramenti dioritici. Le figure 14 e 15 mostrano rispettivamente un affioramento gabbrico e un frammento di diorite rinvenuti nell’alveo del rio, a monte e a valle della Linea della Cremosina.

Nel bacino del Torrente Cervo affiorano le rocce dell'intrusione oligocenica del Plutone di Miagliano, costituito da due corpi adiacenti formati essenzialmente da tonaliti e migmatiti associate. A differenza del corpo principale, circondato esclusivamente da gabbri, l'affioramento di Tavigliano è in contatto anche con la fascia milonitica della Linea del Canavese. Le rocce gabbriche che circondano il plutone sono intensamente cataclastiche; l'aureola di contatto è caratterizzata da una fitta rete di vene e dicchi granitici e aplitici (vedi PLUTONE DI MIAGLIANO). A valle del plutone affiorano rocce gabbriche (fig. 16) sino alla Linea della Cremosina, che le pone in contatto con le migmatiti della Formazione Kinzigitica, le quali caratterizzano l'alveo del Torrente Cervo fino a Biella (vedi TORRENTE CERVO MIGMATITI).

Intrusioni di rocce dioritiche riconducibili al Complesso Mafico affiorano anche nella Formazione Kinzigitica, al Monte Turlo (Vaglio Pettinengo) e al Bric della Rondolina (Biella), sia nella parte sommitale sia tra la sommità e la Colma (vedi FORMAZIONE KINZIGITICA). Nel settore sinistro orografico della Valle Cervo, litologie gabbriche caratterizzano il rilievo del Monte Casto. Affioramenti del Complesso Mafico sono diffusi anche nei territori di Callabiana, Camandona e Veglio. Le figure 17 e 18 documentano rispettivamente un frammento di roccia dioritica a Callabiana e un frammento di roccia gabbrica a Camandona.

Nel greto del Rio Poala, nell'area sottostante il viadotto della SP 105, affiorano gabbri listati, caratterizzati da un'alternanza di bande leucocratiche e melanocratiche e dalla presenza di quarzo e granato. Queste rocce testimoniano le complesse interazioni termiche e meccaniche avvenute in prossimità del contatto con la fascia kinzigitica situata a sud-est, coerenti con un contesto metamorfico ad alta temperatura nel quale i gabbri possono arricchirsi in granato e mostrare comparsa locale di quarzo. La fascia kinzigitica, larga alcune centinaia di metri, è illustrata negli schemi geo-petrografici di ZEZZA (1977) e ZEZZA et al. (1984) e risulta interposta tra il Massiccio Granitico del Biellese e le rocce del Complesso Mafico. La figura 19 documenta un affioramento di gabbro listato nel greto del Rio Poala, mentre la figura 20 mostra un frammento nella stessa valle, ricco in granato e caratterizzato, sulla superficie alterata, da una foliazione composizionale a bande mesoscopiche messe in risalto dall'alterazione meteorica.

Le litologie gabbriche del Foglio 43 comprendono gabbrodioriti, gabbri pirossenico-anfibolici e noriti. Nel settore cartografato da QUICK et al. (2003), il gabbro anfibolico caratterizza il comparto occidentale della Valsessera, sino al contatto con la Linea del Canavese, mentre il settore orientale – in contatto con la Formazione Kinzigitica – presenta affioramenti più diffusi di gabbro e norite.

Le rocce gabbriche e noritiche presentano tessiture e mineralogie macroscopicamente molto simili. La distinzione sul terreno, e anche nei campioni osservati a modesto ingrandimento, non consente una separazione affidabile, poiché la proporzione tra ortopirosseno e clinopirosseno – criterio essenziale per distinguere gabbro e norite – non è riconoscibile in tali condizioni. Per questo motivo, nelle fotografie e nelle descrizioni di affioramento, tali rocce vengono indicate in modo generico oppure attribuite sulla base della letteratura e della cartografia disponibile.

La figura 21 mostra un affioramento di gabbro nel versante sud del Monte Marchetta, mentre la figura 22 documenta la stessa litologia sulla sommità del Monte Moncerchio. La roccia presenta una banda scura costituita dagli stessi minerali mafici presenti nella matrice, riconducibili a pirosseni, che in corrispondenza di essa mostrano un aumento granulometrico e una disposizione più organizzata. Tale carattere indica una differenziazione tessiturale primaria, interpretabile come una segregazione magmatica sviluppatasi durante la cristallizzazione.

Le intercalazioni di rocce ultramafiche cumulitiche – duniti, harzburgiti e websteriti – che caratterizzano la zona circostante la Rocca d'Argimonia sono facilmente osservabili lungo la rete sentieristica e lungo la Panoramica Zegna (vedi ROCCE ULTRAMAFICHE).

Nella cartina geolitologica della zona della Rocca d’Argimonia riportata da BERTOLANI & LOSCHI GHITTONI (1979) è illustrata una fascia di charnockiti e stronaliti. Questi litotipi, pur non rappresentati nella cartografia moderna, sono effettivamente riconoscibili sul terreno e verosimilmente non sono stati cartografati nel dettaglio. La figura 23 documenta, lungo la Panoramica Zegna in prossimità delle gallerie, la presenza di paragneiss metasedimentari riconducibili ai litotipi storicamente denominati "stronaliti", mentre la figura 24 documenta, nello stesso settore, rocce quarzofeldspatiche di facies granulitica contenenti ortopirosseno, quarzo, feldspati e granato, interpretabili in senso descrittivo come corrispondenti alle litologie charnockitiche segnalate dagli autori.

Lungo la strada dal Santuario della Novareia alla Centrale del Piancone affiorano rocce attribuibili in senso lato a gabbro/norite (fig. 25). Sono inoltre presenti numerosi setti di paragneiss quarzofeldspatico, derivati dalla Formazione Kinzigitica, che affiorano come corpi chiari intercalati nelle rocce gabbriche e noritiche, con bandatura millimetrico-centimetrica definita da livelli quarzo-feldspatici e biotitici. I granati sono frequenti e visibili a occhio nudo; localmente si osserva una debole foliazione o un aspetto più massivo (fig. 26).

Lungo la strada tra Coggiola e Viera, in un contesto dominato da litotipi gabbrico/noritici (fig. 27), si rinvengono localmente corpi leucocratici a grana molto grossolana. Il frammento mostrato in figura 28, costituito da quarzo e feldspati con biotite in cristalli centimetrici e privo di orientazione, presenta caratteristiche compatibili con un litotipo intrusivo di tipo pegmatitico.

La figura 29 documenta le rocce charnockitiche affioranti nelle pendici del Monte Barone, lungo il sentiero G1, in un punto che rappresenta l'estrema propaggine meridionale dell'unità. Le charnockiti affiorano come rocce granitiche chiare, a grana medio-grossolana, con debole bandatura o eterogeneità interna, livelli quarzo-feldspatici, talora grigio-violacei e minerali femici poco evidenti.

Nell'ambito della Formazione Kinzigitica, il Rio Scarola, a monte del Santuario dei Moglietti, intercetta per un breve tratto affioramenti di dioriti, verosimilmente riferibili alla serie di dicchi dioritici e gabbrici descritta da QUICK et al. (2003). Il sito è raggiungibile percorrendo il sentiero G16 e si colloca all'estremità sud-occidentale dell'unità cartografica. I dicchi rappresentano prodotti di cristallizzazione derivati da fusi geneticamente correlati al Complesso Mafico. La diorite del Rio Scarola è caratterizzata dalla presenza di granato, la cui cristallizzazione è connessa a processi di contaminazione magmatica in condizioni di crosta profonda, dove l'assimilazione di alluminio dai metasedimenti incassanti ha consentito la stabilizzazione del minerale direttamente dal fuso contaminato (vedi FORMAZIONE KINZIGITICA).

Il sistema di faglie della Linea del Canavese presenta numerose evidenze morfologiche e petrografiche. Nel territorio di Donato, il corso d'acqua che scorre a monte del cimitero di Ceresito è impostato lungo la Faglia del Canavese Interna, che in questo tratto ha direzione nord-nord-est e converge verso la Linea del Canavese Esterna in corrispondenza di una ipotetica zona di raccordo tra le due strutture. Tale zona di convergenza risulta occultata dalla paleofrana che lambisce l'area poco più a est; essa rappresenta la terminazione settentrionale della Zona del Canavese, compresa tra le due faglie principali. Il corso d’acqua evidenzia quindi il contatto tettonico tra la Zona del Canavese e il Complesso Mafico della Zona Ivrea-Verbano. Nel tratto dell’alveo situato a monte della SP 500 si possono osservare rocce di faglia (vedi DONATO ZONA DEL CANAVESE).

Il Complesso Mafico del Biellese è in contatto tettonico con la Zona Sesia-Lanzo lungo la Linea del Canavese, una zona di taglio caratterizzata da fasce di serpentiniti e miloniti. Questi litotipi non sono considerati parte del Complesso Mafico in senso stretto, ma costituiscono la zona di deformazione che separa i due domini e ne registra la storia tettonica alpina.

Lungo il sentiero B15, a Netro, dove questo attraversa il Rio Strusa, è possibile osservare rocce di faglia riconducibili alla Linea del Canavese (vedi NETRO ROCCE DI FAGLIA). In questo settore il contatto tettonico avviene tra il Complesso Mafico e le coperture andesitiche del margine sudorientale della Zona Sesia-Lanzo. Il rilievo situato a sud del punto di attraversamento (q. 806 m s.l.m.) è costituito essenzialmente da rocce milonitiche, che occupano una fascia larga almeno 300 metri.

Ulteriori evidenze del sistema di faglie della Linea del Canavese sono osservabili a Sordevolo, lungo la strada per Prera (vedi SORDEVOLO MILONITI), e a Pollone, dove il sentiero C28 interseca il Rio Romioglio a nord-est dell'omonima cascina. Nell'alveo del rio affiorano miloniti serpentinitiche (fig. 30) appartenenti alla fascia serpentinitica che si sviluppa lungo la Linea del Canavese da Sordevolo al Torrente Cervo. Le serpentiniti caratterizzano inoltre il settore nordorientale del territorio di Pollone fino al confine con il comune di Biella. La figura 31 documenta un affioramento a nord-ovest di Cascina Gilosa. La fascia prosegue nel territorio di Biella, dove testimonianze del suo utilizzo sono conservate nelle ex Cave del Favaro. La figura 32 documenta le serpentiniti antigoritiche presenti nelle cave dismesse. Gli affioramenti continuano nel territorio di Pralungo, presso la Regione Valle e il Truc d'Olivate (vedi PRALUNGO SERPENTINITI).

Rocce di faglia della Linea del Canavese caratterizzano inoltre l'alveo del Torrente Cervo a Sagliano Micca in una zona prossima al Plutone di Miagliano (vedi TORRENTE CERVO ROCCE DI FAGLIA). Sul versante in sinistra orografica del Torrente Cervo, le rocce metamorfiche di dislocazione affiorano alla Frazione Falletti di Sagliano Micca e, da Pratetto al Bocchetto Sessera oltre il quale sono presenti anche nel bacino della Valsessera (vedi BOCCHETTO SESSERA LINEA DEL CANAVESE).

La figura 33 mostra un frammento di granitoide affiorante nella profonda incisione del Torrente Elvo a nord-ovest di Cascina Mera, dove il corso d’acqua piega brevemente verso nord-est. Il frammento appartiene alla fascia granitica rappresentata nel Foglio 43 nella Valle dell’Elvo, tra Graglia e Sordevolo. Ulteriori affioramenti della stessa fascia sono osservabili lungo la SP 511 in Regione Boscheggia, nell’alveo di un modesto corso d’acqua situato al di sotto della medesima strada, lungo la pista che si dirama verso nord dalla stessa località e lungo il sentiero B8 nel territorio di Graglia. Nonostante siano in parte coperti da coltri colluviali, tali rocce affiorano anche a est di Sordevolo: nell'alveo del Rio Tavanera, lungo la SP 502 in direzione di Pollone, nell'alveo del Rio Romioglio in prossimità della confluenza con il Rio Caranzana, e caratterizzano il Bric Burcina, dove sono presenti anche migmatiti. Le figure 34 e 35 documentano rispettivamente un frammento di granitoide nel Rio Romioglio e un secondo frammento lungo la SP 502. Si tratta di litologie granitiche, granatifere, cataclastiche, ricche di minerali femici. Si delinea quindi una fascia di granitoidi più continua ed estesa rispetto a quanto rappresentato nel Foglio 43. A Graglia, nella parte iniziale della strada per Bagneri e lungo il sentiero B8, affiorano rocce silicee a struttura fine, talora fessili secondo piani sub-paralleli, riconducibili a tettoniti. A est di Sordevolo, lungo la strada per Regione Morione, affiorano rocce analoghe. Nelle ultime due località, queste rocce risultano associate ai granitoidi nei quali è presente granato. Le figure 36-38 illustrano tali litotipi osservati lungo la strada per Bagneri, il sentiero B8 e la strada per Regione Morione.

Al Bric Burcina affiorano granitoidi, filoni pegmatitici, migmatiti e rocce a tessitura riconducibile a tettoniti. I granitoidi caratterizzano il rilievo e presentano filoni pegmatitici caratterizzati da grandi cristalli di biotite, generalmente indicativi di condizioni di elevata differenziazione e possibile concentrazione di fasi fluide. Sul versante ovest del Bric Burcina, lungo la strada Pollone-Favaro, affiorano granitoidi caratterizzati da patine rossastre. Tali colorazioni sono attribuibili all’alterazione idrotermale dei minerali femici primari (biotite, anfibolo), indotta dalla circolazione di fluidi ossidanti canalizzati dalle dislocazioni tettoniche alpine collegate al Sistema della Cremosina. La formazione di ossidi di ferro testimonia una fase metasomatica tardiva, successiva all’intrusione dei granitoidi. Sono diffuse anche rocce a struttura migmatitica e a tessitura milonitica. Le rocce del Bric Burcina mostrano quindi una complessa storia petrogenetica e strutturale, che unisce l'anatessi permiana agli eventi tettonici successivi. Le figure 39-44 illustrano i litotipi presenti al Bric Burcina.

L’interpretazione proposta da SACCHI et al. (2007), che colloca nel settore orientale del Biellese la prosecuzione della Linea della Cremosina, fornisce un quadro coerente. A partire da questo riferimento, si può supporre che la fascia granitica rappresenti una zona di deformazione e anatessi, in cui litotipi diversi sono stati parzialmente rifusi e omogeneizzati, assumendo un aspetto granitoide. Lungo il margine della fascia granitoide, la deformazione tettonica concentrata lungo le zone di taglio dà origine a un complesso orizzonte di rocce deformate (tettoniti). Un possibile riscontro morfologico è la deviazione di circa 90° del corso del Torrente Elvo, a Sordevolo, a nord-ovest di Cascina Mera, che potrebbe riflettere un controllo strutturale da parte del Sistema della Cremosina.

La fascia di rocce granitoidi sembra estendersi ulteriormente verso sud-ovest rispetto ai graniti cartografati dal Foglio 43. I litotipi affiorano infatti anche sui versanti sud e sud-est del Truc Canagge (Netro). Tali corpi granitoidi, immersi nel dominio mafico, sono interpretabili come prodotti di fusione parziale della crosta metasedimentaria associata alla Zona Ivrea-Verbano. Insieme ai litotipi analoghi, segnalati al Bric Burcina, nel Torrente Elvo e nel Rio Romioglio, suggeriscono processi di anatessi indotti dal calore del Complesso Mafico, con formazione di fusi leucocratici successivamente cristallizzati in situ. A nord del Truc Canagge, lungo una forra incisa da un corso d’acqua, affiorano miloniti che indicano la possibile presenza di zona di taglio duttile non riportata nella cartografia ufficiale (fig. 45). La fascia granitoidica del versante sud-est presenta un'ampiezza di almeno 200 metri e passa da litotipi massivi e cataclastici a tessiture progressivamente milonitiche (figg. 46-48). Tali miloniti presentano caratteristiche mesoscopiche analoghe a quelle affioranti nella presunta zona di taglio a nord del rilievo. Nel tratto di versante interposto tra la fascia granitoidica e la struttura ipotizzata sono presenti clasti milonitici interpretabili come elementi di un deposito colluviale. Ciò rende plausibile una continuità litologica con le miloniti della forra settentrionale, anche se tale evidenza resta di natura indiziaria, in analogia con quanto osservato in altri settori – come a Graglia, a est di Sordevolo e al Bric Burcina – dove i due litotipi risultano associati. Nello stesso settore di versante, così come sulla sommità del rilievo, affiorano tuttavia anche rocce mafiche che complicano la lettura diretta della continuità tra i due domini deformativi. La loro presenza potrebbe indicare che la zona di taglio coinvolge un pacco litologico composito: le litologie mafiche, generalmente più competenti, possono registrare la deformazione in modo meno pervasivo rispetto ai granitoidi, affiorando talora come blocchi isolati, mentre i prodotti milonitici si sviluppano preferenzialmente a spese del corpo granitoidico. Ne consegue che la continuità tra le miloniti della fascia granitoidica e quelle della forra settentrionale appare strutturalmente plausibile, pur in presenza di intercalazioni mafiche e depositi colluviali che ne rendono meno immediata la lettura.

Le osservazioni di terreno raccolte nel settore sudoccidentale del Biellese mi portano a formulare un’ipotesi che dichiaro sin da subito come preliminare, proposta da un semplice appassionato e priva, allo stato attuale, di un riscontro bibliografico specifico.

A sud-ovest del Santuario di Graglia, lungo il sentiero B15 in corrispondenza del Rio Strusa (Netro), affiorano rocce di faglia con caratteristiche compatibili con la Linea del Canavese, anche in relazione alla loro prossimità alla fascia andesitica. Più a sud, il rilievo quotato 806 m s.l.m., costituito da rocce milonitiche (fig. 49), risulta separato dalle rocce mafiche del Poggio Moschitti da una sella (q. ~740 m s.l.m.) interpretabile, su base morfologica e litologica, come elemento di possibile origine tettonica. A sud-ovest di tale sella, nell'alveo del Rio Strusa, affiorano rocce mafiche e granitoidi cataclastici, oltre a miloniti (figg. 50-52). L’assetto strutturale osservabile in questo settore suggerisce la presenza di una fascia deformata in cui coesistono evidenze di deformazione fragile e fragile-duttile. In tale contesto, la presenza di miloniti lungo il sentiero B15, con caratteristiche compatibili con la Linea del Canavese, e quella di miloniti e rocce cataclastiche a sud-ovest della sella quotata ~740 m, interpretabili come possibile espressione di un distinto lineamento tettonico, definiscono due punti dell’alveo del corso d’acqua separati da circa 475 m. Tale distanza può essere considerata come un ordine di grandezza della fascia deformativa osservata, all’interno della quale si colloca anche il rilievo milonitico quotato 806 m. In questo quadro, il Rio Strusa assume un ruolo significativo, in quanto l’incisione fluviale intercetta e mette in evidenza una successione di litotipi deformati che documentano variazioni laterali nelle condizioni e nei meccanismi di deformazione. La sella individuata a quota ~740 m si dispone lungo una direttrice che, su base puramente geometrica, sembra includere i granitoidi del Bric Burcina, del Rio Romioglio, dell’incisione del Torrente Elvo, quelli affioranti sui versanti sud e sud-est del Truc Canagge e la struttura di taglio riconosciuta a nord del medesimo rilievo. La continuità di tale allineamento, sebbene non dimostrata in termini strutturali, appare coerente dal punto di vista spaziale e meritevole di ulteriori verifiche. Proseguendo idealmente lungo questa direttrice si raggiunge l’area a monte di Ceresito, dove sono documentate evidenze di faglia attribuite alla Linea del Canavese Interna. Nel complesso, le relazioni geometriche e litologiche descritte delineano una configurazione che potrebbe riflettere una zona di avvicinamento tra differenti lineamenti tettonici del Sistema del Canavese, in parte mascherata dai depositi quaternari. In questo contesto, è ipotizzabile che strutture attribuite alla Linea della Cremosina possano avvicinarsi significativamente alla Linea del Canavese interna, fino a potenziali relazioni di raccordo, deviazione o terminazione. Si tratta di una proposta interpretativa che, pur coerente con le evidenze di terreno, rimane da considerarsi non dimostrata e suscettibile di verifica mediante rilievi strutturali specialistici e un confronto diretto con la cartografia e la letteratura esistenti, da effettuarsi nell’ambito di indagini geologiche professionali.

Nel bacino del Torrente Oropa, le rocce di faglia collegate al Sistema della Cremosina sono osservabili lungo la vecchia strada per Oropa, tra Cavallo Inferiore e la Fraz. Favaro, lungo la strada dell'Antua e nel greto del torrente, nei pressi di Cascina Vallauta, dove mettono in contatto tettonico rocce a composizione gabbrica con rocce dioritiche a struttura migmatitica (figg. 53-54). Ulteriori affioramenti, coerenti con il quadro deformativo della Linea della Cremosina, sono presenti lungo la strada che collega Pralungo alla Regione Valle, dove affiorano cataclasiti (fig. 55). Affioramenti riferibili allo stesso sistema deformativo compaiono anche a nord del rilievo quotato 651 m s.l.m., localmente denominato Monte Braro, situato lungo la strada per la Frazione Sant’Eurosia, dove si osservano rocce a tessitura milonitica (fig. 56).

Nei settori in cui la copertura quaternaria è particolarmente imponente, le evidenze strutturali e petrografiche dei sistemi di faglia risultano in gran parte obliterate. In tali aree, l’erosione selettiva espone affioramenti discontinui solo nei solchi torrentizi e nelle vallecole laterali; tuttavia, anche nelle vallecole prive di affioramenti in posto si rinvengono clasti milonitici nei depositi alluvionali, che rappresentano indizi diagnostici della presenza della struttura deformativa sepolta.

In entrambi i versanti idrografici del Rio Stono, in corrispondenza del Sistema della Cremosina, morfologicamente evidenziato da vallecole laterali, si rinvengono rocce gabbriche cataclastiche documentate nelle figure 57 e 58. La vallecola situata sulla sinistra idrografica risulta particolarmente significativa, poiché funziona come una vera e propria finestra erosiva: oltre ai gabbri cataclastici, nei depositi di frana si rinvengono anche clasti di granitoidi granatiferi (fig. 59), che mostrano caratteristiche mesoscopiche analoghe a quelli affioranti al Truc Canagge, lungo l'Elvo, al Bric Burcina e negli altri siti descritti, confermando la presenza della fascia deformativa legata alla Linea della Cremosina sotto la copertura tabulare. A ulteriore conferma della genesi dei depositi dell’altopiano, si segnala il ritrovamento di clasti di migmatiti kinzigitiche (fig. 60), litologie affioranti poco più a est lungo il Torrente Cervo e in questo sito riferibili al paleo-rilievo del basamento roccioso sottostante, nonché di clasti di cornubianite (fig. 61), roccia caratteristica dell'aureola di contatto con il Plutone della Valle del Cervo, situata a monte della Linea del Canavese (vedi TORRENTE CERVO CORNUBIANITI). La presenza di cornubianiti in questo sito è spiegabile con un trasporto alluvionale pleistocenico da parte del paleo-Cervo, che ha deposto i sedimenti del reticolo fluvioglaciale sopra il basamento roccioso.

Sempre nella valle del Rio Stono, tra Regione Chignole e Regione Bazzera, sul lato sinistro idrografico del corso d’acqua (Tollegno), affiorano rocce gabbriche che presentano una struttura marcatamente cataclastica, con clasti angolari di varie dimensioni immersi in una matrice più fine e disomogenea (fig. 62). La frammentazione meccanica e la perdita della struttura ignea originaria sono compatibili con una deformazione fragile e con la formazione di brecce tettoniche. In letteratura è segnalata, nel medesimo settore, una faglia trasversale tardiva riportata nel Foglio 43; tuttavia, in assenza di elementi geomorfologici o strutturali direttamente osservabili, un collegamento tra tali affioramenti e la struttura cartografata non può essere stabilito con certezza. In prossimità dei gabbri cataclastici si rinvengono clasti sciolti con matrice fine grigio-verdastra (fig. 63), riferibili a rocce con tessitura milonitica successivamente obliterata da una ricristallizzazione metamorfica statica post-cinematica. Questa fase tardiva ha prodotto una tessitura decussata (tipo Garbenschiefer), con aghi di anfibolo incrociati e non orientati, riconoscibile a partire da ingrandimenti di circa 15× (fig. 64). La presenza di cristalli di anfibolo che attraversano venule più fini conferma che la ricristallizzazione è avvenuta in condizioni statiche, in assenza di sforzo differenziale, successivamente alla deformazione duttile principale. Poiché questi clasti non sono presenti in affioramento, la loro relazione geometrica con le rocce in posto rimane incerta, pur indicando una possibile affinità con l'evoluzione deformativa dei gabbri adiacenti. Gli affioramenti cataclastici rappresentano quindi l'evidenza più diretta di deformazione in posto nel settore considerato.

Nel bacino del Torrente Cervo, lungo il corso del torrente, si riconosce il passaggio dalle rocce della Formazione Kinzigitica alle rocce gabbriche del Complesso Mafico, osservabile nell’alveo a est della Regione Cascine Bianche (Tollegno). Questo passaggio coincide con la zona strutturale attribuita al Sistema della Cremosina. In prossimità di San Giuseppe di Casto (Andorno Micca), l’incisione valliva del Rio Sobbia – impostata lungo una fascia di debolezza tettonica collegata al Sistema della Cremosina – ne costituisce una chiara traccia morfologica, e vi affiorano rocce di faglia. Procedendo verso nord-est, la traccia morfologica del lineamento tettonico caratterizza la valle del Torrente Tamarone, dove le morfologie osservate possono essere interpretate come espressione di una deformazione diffusa periferica, riconducibile alla fascia di influenza del sistema tettonico, pur senza coincidere con la sua traccia principale. Rocce gabbriche cataclastiche affiorano alla testata della valle, nel settore sinistro orografico, presso Selve Marcone, e in prossimità della confluenza nel Torrente Strona di Mosso, dove avviene l'intercettazione diretta della Linea della Cremosina. Nell’area a monte di Pianezze (Camandona), lungo la strada per Callabiana e per Camandona, nonché lungo il sentiero L72, affiorano diffusamente rocce cataclastiche riferibili alla faglia tardiva a orientazione trasversale già citata, impostata lungo il Torrente Strona di Mosso. Oltre Mosso, poco prima del bivio per Sella, in corrispondenza dell’elemento più esterno del Sistema della Cremosina e del contatto tettonico tra la Formazione Kinzigitica e il Complesso Mafico, affiorano rocce milonitiche. Ulteriori rocce di faglia, sempre al contatto tra Complesso Mafico e Formazione Kinzigitica, si rinvengono nella valle del Rio Poala e nell’area di Mosso (vedi FORMAZIONE KINZIGITICA).

Tra Viebolche e Trivero (Valdilana) affiorano rocce granitoidi a grana grossa, caratterizzate da granato relitto e da una marcata alterazione. In via ipotetica, la presenza di quarzo abbondante e di granati relitti, talora corrosi, potrebbe suggerire un’origine anatettica a partire da kinzigiti della Zona Ivrea-Verbano (fig. 65). Le condizioni di disgregazione e le caratteristiche macroscopiche delle rocce affioranti risultano compatibili con un significativo rimaneggiamento in zona di faglia. Nel quadro strutturale locale, e considerando che nella carta geologica di QUICK et al. (2003) la Faglia di Agnona e la Linea della Cremosina risultano già coalescenti, si può ipotizzare che l'area rappresenti una zona di faglia riferibile al Sistema della Cremosina.

Nel settore in cui la continuità laterale del contatto tra la Formazione Kinzigitica e il Complesso Mafico non è più controllata dal Sistema della Cremosina, ma risulta interrotta e segmentata da sistemi di faglie trasversali minori, si osservano affioramenti di granodiorite biotitica e leucotonalite, ad esempio tra la località Biolla di Coggiola e il Canale dell’Auna, lungo la pista che conduce al Pian delle Rape. La granodiorite e la leucotonalite, così come la diorite del Rio Scarola, intrusa nelle rocce della Formazione Kinzigitica, sono caratterizzate dalla presenza di granato. Le granodioriti e le leucotonaliti sono generalmente interpretate come prodotti di fusione parziale (anatessi) delle kinzigiti, innescata dall'apporto termico di magmi basici sottostanti. In tali litotipi il granato ha carattere peritettico, essendosi formato come fase solida durante i processi di anatessi crostale. Nella diorite, invece, la cristallizzazione del granato è connessa a processi di contaminazione magmatica in condizioni di crosta profonda, dove l'assimilazione di alluminio proveniente dai metasedimenti incassanti ha consentito la stabilizzazione del minerale direttamente a partire dal fuso contaminato. Nel complesso, leucotonaliti, granodioriti e dioriti documentano un sistema magmatico-crostale integrato, nel quale magmi mafici intrusivi e fusi crostali coesistono e interagiscono nella crosta inferiore. La Bocchetta di Noveis rappresenta l'espressione morfologica di una zona di faglia; in prossimità del valico affiorano rocce di faglia coerenti, riferibili sia ai litotipi gabbrici del Complesso Mafico, sia alla Formazione Kinzigitica (vedi FORMAZIONE KINZIGITICA).

Al di fuori del contatto tra il Complesso Mafico e le altre formazioni, ulteriori evidenze geomorfologiche e petrografiche del Sistema della Cremosina sono rappresentate dalla sella situata lungo il sentiero H1, a sud est del Cimitero di Ailoche, e lungo la strada comunale che collega Ailoche a Giunchio, a monte di Cascina la Giù. In quest'ultimo settore, in un affluente del Rio Bodro, sono presenti rocce metamorfiche quarzo-feldspatiche a mica abbondante, caratterizzate da una foliazione regolare, estranee ai graniti e alle vulcaniti permiane messi in contatto dalla Linea della Cremosina. L'assenza di evidenze di cataclasi o di milonitizzazione, unita alla posizione lungo una zona di faglia collegata al Sistema della Cremosina, rende plausibile interpretare questo litotipo come appartenente agli Scisti dei Laghi (fig. 66).

Nel greto del Rio Confienzo, in prossimità della confluenza nel Torrente Sessera, affiorano rocce di faglia entro litotipi gabbrici e noritici del Complesso Mafico. Le rocce immediatamente a contatto con l’acqua mostrano bande leucocratiche plagioclasiche, interpretabili come prodotti di ricristallizzazione dinamica in regime duttile (fig. 68). In queste fasce, il gabbro interposto presenta una cataclasi moderata, pur conservando una tessitura decisamente gabbrica. Pochi metri al di sopra del greto, nello stesso settore, affiorano invece gabbri intensamente cataclasati, con obliterazione della struttura originaria, indicativi di una deformazione fragile più avanzata e compatibile con la formazione di brecce tettoniche (fig. 67). Tale associazione testimonia l’evoluzione polifase di una zona di taglio, sviluppatasi inizialmente in condizioni crostali profonde e successivamente riattivata durante l’esumazione alpina. La coerenza spaziale e genetica con le strutture mappate suggerisceche questa zona di deformazione rappresenti una struttura vicariante, o un ramo secondario, della faglia della Cima dell’Inferno che disloca internamente i corpi del Complesso Mafico.

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.

PROVINCIA DI BIELLA (2004) - Carta dei sentieri: Il BIELLESE centro-orientale, Foglio 4, scala 1:25.000, Biella.

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Ultima modifica:  26 agosto 2026.