FORMAZIONE KINZIGITICA

Formazione kinzigitica

Le kinzigiti classiche sono gneiss metapelitici a grana medio-grossa, caratterizzati da una foliazione evidente e da un assemblaggio mineralogico tipico della facies granulitica. Sono costituite principalmente da quarzo, feldspati, granato e sillimanite, con possibile presenza di cordierite e ortopirosseno; la biotite può essere presente, ma tende a diminuire o scomparire nelle condizioni granulitiche più spinte. Questa associazione mineralogica indica condizioni metamorfiche di alto grado, con temperature elevate e pressioni medio-alte, generalmente in un ambiente povero in fluidi. Le kinzigiti derivano da sedimenti pelitici che, durante il metamorfismo, hanno subito progressive reazioni di disidratazione, tipiche del passaggio verso condizioni granulitiche. Il termine kinzigite deriva dalla valle del fiume Kinzig, nella Foresta Nera (Germania sud-occidentale), dove queste rocce furono descritte per la prima volta tra la fine del XIX e l’inizio del XX secolo. Oggi il termine ha soprattutto un valore storico-descrittivo e non rientra nella nomenclatura formale della International Union of Geological Sciences (IUGS). Nonostante ciò, il termine è rimasto ampiamente utilizzato nella letteratura geologica europea, in particolare in ambito alpino, per indicare paragneiss di alto grado con caratteristiche petrografiche e metamorfiche comparabili a quelle della località tipo, anche quando affiorano in contesti geologici diversi. Dal punto di vista tettonico, le kinzigiti sono tipicamente associate a orogeni collisionali continentali, dove sedimenti pelitici vengono sepolti a grandi profondità durante fasi di ispessimento crostale e metamorfizzati in condizioni di facies anfibolitica superiore o granulitica. Esse rappresentano livelli di crosta inferiore caratterizzati da temperature elevate e frequente parziale fusione, risultando spesso associate a migmatiti e a magmatismo anatettico sin- o tardo-collisionale. Registrano comunemente una storia tettonica polifasica con successive fasi di riattivazione ed esumazione. In Europa, le kinzigiti o rocce equivalenti affiorano nei massicci varisici della Foresta Nera, dei Vosgi, del Massiccio Centrale francese e della Boemia, nonché in vari settori alpini, sia sudalpini sia austroalpini. A scala globale, paragneiss pelitici ad alto grado, litologicamente e metamorficamente equivalenti alle kinzigiti, sono ampiamente diffusi negli scudi continentali precambriani e nelle cinture granulitiche proterozoiche e archeane di Africa, India meridionale, Madagascar, Sri Lanka e Brasile orientale. In Italia, le kinzigiti affiorano quasi esclusivamente nelle Alpi e in particolare nelle Alpi Meridionali, all’interno della Zona Ivrea-Verbano, dove costituiscono il Complesso delle Kinzigiti, una delle principali unità metamorfiche di alto grado della crosta profonda esposta in quest’area. Litotipi affini sono riconosciuti anche in altri settori alpini, ma vengono generalmente indicati con denominazioni più formali, quali paragneiss di alto grado o gneiss di facies granulitica. Il termine kinzigiti è pertanto oggi impiegato soprattutto per identificare un complesso di paragneiss ad alto grado metamorfico ben riconoscibile, distinto sia dalle unità metamorfiche adiacenti (ad esempio gli gneiss ad affinità Strona-Ceneri) sia dalle intrusioni magmatiche associate. In questo senso, il suo utilizzo risponde principalmente a esigenze di continuità con la tradizione degli studi geologici storici e alla necessità di indicare un insieme litologico e strutturale coerente, pur nella consapevolezza dei limiti classificativi del termine. Per evitare ambiguità terminologiche, l'espressione Complesso delle Kinzigiti è impiegata in senso regionale per le kinzigiti alpine, mentre nell’ambito della Zona Ivrea-Verbano si utilizza la denominazione di Formazione Kinzigitica (sensu QUICK et al., 2003), intesa come unità litotettonica e non come formazione stratigrafica in senso stretto.

Nel Dominio Austroalpino, l’elemento superiore della Zona Sesia-Lanzo, noto come II Zona diorito-kinzigitica, rappresenta un frammento di crosta continentale profonda e comprende rocce tradizionalmente denominate kinzigiti. Tali rocce sono generalmente interpretate come porzioni della medesima crosta continentale profonda adriatica cui afferiscono le kinzigiti della Zona Ivrea-Verbano, metamorfizzate in condizioni di alto grado durante l’orogenesi varisica (ercinica). Durante l’evoluzione alpina, il destino di questi domini crostali si è differenziato: mentre le kinzigiti della Zona Ivrea-Verbano sono rimaste in posizione sudalpina, le kinzigiti della II Zona diorito-kinzigitica sono state coinvolte nella dinamica orogenica alpina e traslate tettonicamente a livelli strutturali superiori. A differenza delle unità sottostanti della Zona Sesia-Lanzo, esse non hanno raggiunto condizioni di subduzione profonda comparabili a quelle responsabili del metamorfismo eclogitico, conservando in larga parte l’impronta varisica. Ciò suggerisce un’identità genetica originaria, a fronte di una successiva separazione tettonica, configurando la II Zona diorito-kinzigitica come porzione di crosta profonda adriatica scollata e trasportata in ambito alpino, qui richiamata esclusivamente come termine di confronto con la Formazione Kinzigitica del Biellese, senza estendere la trattazione ad altri lembi austroalpini superiori contenenti litotipi affini.

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 ultramafiche, mafiche, granuliti e paragneiss. La Formazione Kinzigitica comprende i paragneiss pelitici metamorfizzati ad alto grado, caratterizzati da associazioni mineralogiche tipiche della facies anfibolitica superiore-granulitica. Tali rocce documentano condizioni di alta temperatura proprie della crosta inferiore e sono strettamente associate a migmatiti e a magmatismo anatettico. La Formazione Kinzigitica costituisce pertanto un elemento chiave per la comprensione dell’evoluzione tettonometamorfica della Zona Ivrea-Verbano, registrando fasi di ispessimento crostale, rielaborazione polifasica ed esumazione lungo grandi strutture crostali. La Zona Ivrea-Verbano si estende da Ivrea al Lago Maggiore e presenta una successione crosta-mantello inclinata verso sud-est, emersa durante l’orogenesi alpina. La sezione di crosta profonda della Zona Ivrea-Verbano è stata oggetto di studio fin dalla prima metà dell’Ottocento; tuttavia, solo a partire dagli anni Settanta del secolo scorso è stata interpretata in termini di magmatic underplating (accumulo magmatico alla base della crosta continentale). 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.

Nello studio condotto da QUICK et al. (2003) viene presentata la carta geologica della zona meridionale di Ivrea-Verbano, 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, composta da rocce plutoniche e metamorfiche formatesi a elevate temperature e pressioni, che espone l’interfaccia tra la crosta inferiore e il mantello superiore. La Zona Ivrea-Verbano rappresenta così uno dei pochi contesti al mondo in cui il magmatic underplating può essere osservato direttamente. Quest’ultimo consiste in cumuli cristallizzati da magmi di derivazione mantellica, 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, testimoni di una lunga storia di underplating magmatico. In particolare, gli autori distinguono 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 cumuliformi. Esso è interpretato come il risultato dell’intrusione di magmi mafici nella crosta inferiore durante il Permiano. L’unità si sviluppa come un corpo composito gabbro-norite-diorite, con uno spessore di circa 7-8 km, cristallizzato a profondità comprese tra 15 e 20 km nella crosta continentale. La Formazione Kinzigitica è costituita da rocce sedimentarie e ignee 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 contenente una componente proterozoica, sottoposto a metamorfismo ad alta pressione (grado cianitico) prima di 300 milioni di anni fa e successivamente ricristallizzato durante un evento ad alta temperatura tra Carbonifero superiore e 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 si trova nella parte nord della Zona Ivrea-Verbano, mentre a sud del Fiume Sesia la Formazione Kinzigitica affiora in modo discontinuo e limitato. La transizione dalla facies anfibolitica a quella granulitica è accompagnata da un cambiamento delle tessiture, che evolvono da strutture a prevalente sviluppo lamellare o squamoso verso tessiture tipicamente granulitiche, più equigranulari. Dal punto di vista mineralogico, si osserva una progressiva riduzione della biotite e un aumento del granato, la comparsa di sillimanite in abito prismatico e, nelle rocce metaignee mafiche, la stabilizzazione dell’ortopirosseno. Entro circa 1,5 km dal Complesso Mafico sono abbondanti leucosomi tonalitici e granitici cristallizzati da fusi anatettici. Le composizioni granulitiche residue indicano che i fusi granitici sono stati rimossi durante l’anatessi, coerentemente con il protolite pelitico e calco-silicatico, che includeva anche rocce vulcaniche mafiche o intrusive. Gli studiosi ipotizzano che la Formazione Kinzigitica si sia assemblata all'interno di un prisma di accrezione, sulla base della presenza di anfiboliti derivanti da basalti di dorsale medio-oceanica. La presenza di relitti di cianite documenta un evento metamorfico anteriore a 300 milioni di anni fa, caratterizzato da alta pressione e bassa temperatura, mentre le lenti di peridotite intercalate con rocce metapelitiche, confermano l'ambiente tettonico profondo. La messa in posto delle rocce nella crosta superiore è stata determinata dal sollevamento durante l’assottigliamento crostale mesozoico e dal successivo cuneo litosferico correlato alla collisione alpina, con esumazione completata durante il sollevamento alpino. Le esposizioni odierne documentano chiaramente anatessi crostale, assimilazione e deformazione sinmagmatica legate agli eventi intrusivi della crosta profonda. Le deformazioni tettoniche riflettono più fasi: il metamorfismo varisico nel Paleozoico superiore, la fase estensionale e magmatica permiana post-varisica, la fase mesozoica di rifting e i successivi movimenti di collisione ed esumazione durante il Cenozoico. La Zona Ivrea-Verbano è delimitata tettonicamente a nord-ovest dalla Linea Insubrica, a est giustapposta alle rocce della Zona Strona-Ceneri tramite le faglie principali Cossato-Mergozzo-Brissago e del Pogallo, mentre a sud-est è ricoperta dai depositi della Pianura Padana. Nel Biellese e in Val Sesia, la Linea Cossato-Mergozzo-Brissago è per lo più tracciabile per proiezione, essendo in gran parte obliterata da intrusioni più recenti e da faglie terziarie.

In uno studio successivo QUICK et al. (2009) hanno dimostrato che il Complesso Mafico della Zona Ivrea-Verbano rappresenta il serbatoio magmatico profondo del Sesia Magmatic System. Il sistema magmatico del Sesia costituisce infatti un’esposizione pressoché unica del sistema di alimentazione di una caldera, documentando un profilo crostale continuo dalla superficie fino a profondità di circa 25 km. È stato riconosciuto un chiaro rapporto di causa-effetto tra l’intrusione di magmi basaltici di derivazione mantellica nella crosta profonda e lo sviluppo di un vulcanismo silicico su vasta scala. L’apporto di calore e massa da parte dei basalti ha infatti innescato processi di fusione crostale, differenziazione e accumulo di magmi evoluti. Le vulcaniti permiane del Biellese rientrano in questo sistema magmatico plurifasico, noto anche grazie all’identificazione del cosiddetto Supervulcano permiano della Valsesia.

La Formazione Kinzigitica rappresenta la testimonianza di un’evoluzione geologica complessa e polifasica del basamento sudalpino. I protoliti metasedimentari, prevalentemente pelitici, sono riferibili a deposizioni avvenute verosimilmente tra il Neoproterozoico e il Cambriano inferiore, in un ambiente marino profondo o di margine continentale. Tali successioni, originariamente costituite da sedimenti argillosi, sono state successivamente coinvolte in un metamorfismo regionale di alto grado durante l’orogenesi varisica (Devoniano superiore-Carbonifero superiore), con sviluppo di paragneiss a granato, biotite, cordierite e sillimanite, localmente associati a facies anfibolitica superiore fino a condizioni prossime alla granulite. Nel Permiano, in un contesto post-orogenetico estensionale, la Formazione Kinzigitica ha subito un intenso riscaldamento crostale, localmente favorito dall’intrusione di magmi basici, che ha promosso processi di anatessi parziale. Questi processi hanno determinato la formazione di migmatiti, con sviluppo di leucosomi feldspatici di composizione granitica e residui metamorfico-restitici a composizione kinzigitica, contribuendo alla complessità litologica e strutturale dell’unità. Questo quadro si inserisce nell’evoluzione del Complesso Mafico della Zona Ivrea-Verbano e del sistema crostale profondo ad esso associato. Successivamente, la formazione è stata interessata dalle riattivazioni tettoniche alpine del basamento sudalpino, prevalentemente tra il Cretaceo e l’Oligocene, che hanno prodotto deformazioni fragili e fragili-duttili, verticalizzazione delle strutture e una fitta rete di faglie e zone di discontinuità. Un ruolo strutturale di primaria importanza è stato svolto dalla Linea della Cremosina, che rappresenta una ramificazione strutturale e un segmento riattivato del sistema tettonico regionale Cossato-Mergozzo-Brissago. Quest’ultimo costituisce una struttura ereditata, più volte riattivata nel corso della storia geologica, che funge da zona di debolezza crostale persistente all’interno della Zona Ivrea-Verbano. La Linea della Cremosina, struttura polifasica, ha riorganizzato la fascia kinzigitica in blocchi e scaglie tettoniche, accostando unità caratterizzate da differente storia geologica e favorendo lo sviluppo di 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. Ne deriva l’elevata complessità strutturale e cartografica attualmente osservabile, che fa della Formazione Kinzigitica una finestra privilegiata per interpretare i rapporti tra le principali unità crostali della zona: il Complesso Mafico, il Massiccio Granitico del Biellese, le vulcaniti permiane e le principali linee tettoniche regionali. Negli studi recenti sulla crosta continentale della Zona Ivrea-Verbano, il termine “rocce granulitiche” è utilizzato in senso ampio per indicare l’insieme delle litologie di crosta inferiore che hanno raggiunto condizioni di facies granulitica, includendo metapeliti, metabasiti e gneiss quarzo-feldspatici. Nel presente contributo, l’attenzione è focalizzata sulle metapeliti granulitiche della Formazione Kinzigitica. In questo contesto, datazioni U-Pb in situ su granato indicano che il climax termico delle rocce in facies granulitica è stato innescato dall'underplating magmatico mafico e dalla concomitante risalita astenosferica, confermando che il picco metamorfico granulitico e i processi di fusione parziale associati si sono sviluppati nel Permiano inferiore (BARTOLI et al., 2024). Tali risultati sono coerenti con le analisi geocronologiche Lu-Hf su granato (CONNOP et al., 2024), che indicano come le paragenesi in facies anfibolitica e granulitica della Zona Ivrea-Verbano si siano formate successivamente al picco della deformazione e del plutonismo varisico. Nel loro insieme, i dati suggeriscono l’esistenza di un campo metamorfico di alto grado e lunga durata, attivo per circa 50 milioni di anni, che registra la transizione dalla tettonica collisionale del Carbonifero a un regime estensionale e magmatico nel Permiano.

La Formazione Kinzigitica della Zona Ivrea-Verbano si estende dal Biellese, dove affiora la sua porzione più occidentale, sino alla parte settentrionale del Lago Maggiore. Per l’inquadramento cartografico dell’area occupata dalla formazione si rimanda alle carte geologiche riportate in bibliografia. Il Foglio 43 (Biella) della Carta Geologica d'Italia (SERVIZIO GEOLOGICO D'ITALIA, 1966), illustrato in figura 1, consente di apprezzare con chiarezza la distribuzione degli affioramenti più occidentali, a partire dall'alveo del Torrente Cervo, tra Biella e Tollegno, sino alla Frazione Sella a ovest di Pratrivero (Valdilana). La carta geologica di QUICK et al. (2003), a scala maggiore rispetto alla Carta Geologica d’Italia, evidenzia i paragneiss presenti tra Viebolche (Valdilana) e il Monte Croce, rilievo posto sullo spartiacque tra la Val Sesia e la Valle Strona, in Provincia del Verbano-Cusio-Ossola. Questi paragneiss corrispondono alle kinzigiti della tradizione cartografica italiana. La rappresentazione cartografica include pertanto l’intero restante territorio biellese, fino al settore compreso tra Ailoche e Postua.

Nel Biellese le rocce della Formazione Kinzigitica risultano per lo più alterate e coperte dai depositi colluviali; tuttavia affiorano in corrispondenza delle principali incisioni torrentizie, lungo le scarpate stradali e in numerosi siti in condizioni subaffioranti. Esse danno luogo a rilievi che, procedendo da ovest verso est, comprendono il Bric della Rondolina, il Monte Turlo, il Mont Prève, il Brich di Zumaglia, la Cima S. Eurosia, il Monte Rovella, la Cima il Turli e la Punta di Meis. Il Monte Turlo, a nord di Vaglio Pettinengo, è costituito principalmente da rocce metamorfiche della Formazione Kinzigitica, ma presenta anche affioramenti di rocce dioritiche. Il rilievo si colloca all’interno della Formazione Kinzigitica, a sud della Linea della Cremosina; le dioriti rappresentano un evento magmatico di età permiana, geneticamente connesso all’evoluzione del Complesso Mafico della Zona Ivrea-Verbano. Tali litotipi sono interpretabili come il prodotto di processi di differenziazione magmatica in un contesto di underplating mantellico, con generazione di magmi ibridi che, in una crosta continentale già metamorfosata ad alto grado, si sono evoluti verso composizioni intermedie dioritiche. Il Foglio 43 (Biella) della Carta Geologica d’Italia (SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA, 1966) documenta gli affioramenti dioritici del Monte Turlo e di altre rocce del Complesso Mafico, di analoga origine genetica, situati a ovest di Zumaglia e a est di Ternengo, anch’essi intercalati nella Formazione Kinzigitica. Nel medesimo contesto sono inoltre cartografate intrusioni granitiche geneticamente correlate al Massiccio Granitico del Biellese (Serie dei Laghi), affioranti nei territori di Ronco Biellese, Bioglio e Ternengo, a testimonianza della coesistenza di termini mafici e felsici all’interno dello stesso dominio strutturale. La distribuzione delle kinzigiti nel Biellese è discontinua e fortemente controllata dalla tettonica e dalla presenza di grandi corpi intrusivi. Un ruolo di primaria importanza nello smembramento e nell’attuale distribuzione eterogenea delle kinzigiti è svolto dal sistema di faglie della Linea della Cremosina. Questa struttura polifasica, costituita da un insieme di elementi vicarianti, è interpretata come un sistema di faglie di età neoalpina, caratterizzato da una cinematica trascorrente destrorsa. Inserendosi nel più ampio quadro del ciclo compressivo alpino, la Linea della Cremosina ha agito come elemento di svincolo tettonico, riorganizzando l’originaria continuità della fascia kinzigitica in blocchi e scaglie, accostando unità con diversa storia geologica e favorendo lo sviluppo di zone milonitiche e cataclastiche. L’azione del sistema di faglie, successivamente intersecato quasi ortogonalmente da faglie trasversali tardive, è risultata decisiva nell’esumazione differenziata dei blocchi crostali e 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, nella parte più occidentale della Formazione Kinzigitica lungo la Linea della Cremosina, il contatto tra le kinzigiti, spesso migmatitiche, e le rocce del Complesso Mafico della Zona Ivrea-Verbano. La stessa carta evidenzia inoltre una dislocazione della Formazione Kinzigitica dovuta a una faglia tardiva trasversale, parte del sistema dei disturbi tettonici diretti da nord-nord-ovest a sud-sud-est (BORTOLAMI et al., 1965), impostata nella sua porzione settentrionale lungo il Torrente Strona di Mosso, in prossimità di Pianezze (Camandona). La carta documenta inoltre un’interruzione degli affioramenti kinzigitici in corrispondenza del contatto con il limite occidentale del Massiccio Granitico del Biellese, che costituisce una marcata discontinuità litologica e strutturale. Nella parte settentrionale del massiccio, nella zona di Mosso, le litologie risultano in contatto tettonico con quelle del Complesso Mafico. Negli schemi geo-petrografici pubblicati da ZEZZA (1977) e da ZEZZA et al. (1984) è invece rappresentata una sottile fascia kinzigitica, delimitata dal Sistema della Cremosina e interposta tra il Massiccio Granitico del Biellese e le rocce del Complesso Mafico, che mostra continuità litologica verso nord-est. Tale fascia risulta stretta, con una larghezza dell’ordine di alcune centinaia di metri (fig. 2). Nei medesimi schemi è inoltre rappresentata, al margine occidentale del Massiccio Granitico del Biellese, una fascia rocciosa interposta tra il granito e le kinzigiti attribuita alla Zona Strona-Ceneri: nel primo caso interpretata come costituita da gneiss granitoidi e, nell’altro, da paragneiss e migmatiti.

Nello studio di TAVAZZANI et al. (2017) tale fascia rocciosa è riferita nel testo alla Formazione Kinzigitica, mentre nella figura, tratta da ZEZZA et al. (1984), compare con attribuzione incerta alla Zona Strona-Ceneri. Procedendo verso nord-est, la fascia kinzigitica tende ad ampliarsi progressivamente, in particolare oltre il Torrente Sessera, a nord-nord-est di Coggiola. Nel Biellese orientale il Sistema della Cremosina pone in contatto, verso sud-est, i graniti del Massiccio Granitico del Biellese con le vulcaniti permiane e, verso nord-ovest, gli stessi graniti con la Formazione Kinzigitica. Il contatto tra la formazione Kinzigitica e il Complesso Mafico risulta localmente mascherato e dislocato da faglie trasversali minori, generalmente attribuite a fasi di deformazione alpina a carattere fragile. Tuttavia, non si può escludere che tali strutture rappresentino la riattivazione di discontinuità più antiche: nella porzione settentrionale della Zona Ivrea-Verbano sono infatti documentate faglie riconducibili a fasi di estensione crostale permiano-triassica (QUICK et al., 2003). Queste strutture, a cinematica prevalentemente normale o obliqua, sono spesso caratterizzate dallo sviluppo di fasce cataclastiche e hanno contribuito a condizionare l’assetto morfologico attuale, come evidenziato dalla sella strutturale della Bocchetta di Noveis. In questo quadro strutturale regionale si inserisce anche la Faglia di Agnona, a direzione nord-est/sud-ovest, sviluppata nel settore esterno rispetto alla Linea della Cremosina. Essa rappresenta una discontinuità di ordine gerarchico superiore rispetto alle faglie trasversali locali e mostra una significativa componente trascorrente, associata a deformazione fragile e sviluppo di cataclasiti. La sua attività ha contribuito alla segmentazione del basamento metamorfico, influenzando localmente i rapporti di contatto tra Formazione Kinzigitica e Complesso Mafico. Come già citato a proposito del Foglio 43 (Biella) della Carta Geologica d’Italia (SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA, 1966), nella Formazione Kinzigitica sono presenti corpi intrusivi composizione dioritica, gabbro-dioritica e granitica. Elementi analoghi sono riportati anche nella carta geologica di QUICK et al. (2003), che ne conferma la distribuzione sul territorio. In quest’ultima sono cartografati dicchi dioritici, gabbrici e granitici che intrudono le kinzigiti, oltre a un dicco di ortogneiss di probabile età ordoviciana e a fasce di granodiorite biotitica e leucotonalite sviluppate in prossimità del contatto con i gabbri e le noriti del Complesso Mafico. La carta di QUICK et al. (2003) riporta inoltre un affioramento di paragneiss a sud-est di Ailoche, che costituisce il rilievo del Colle Orlungo, immerso all’interno delle rocce del Massiccio Granitico del Biellese. Tale affioramento, pur appartenendo litologicamente alla Formazione Kinzigitica, risulta isolato, probabilmente a causa di dislocazioni lungo strutture locali associate al sistema della Linea della Cremosina, ed è oggi esposto grazie ai processi erosivi.

BORTOLAMI et al. (1967) descrivono le kinzigiti, rappresentate nel Foglio 43 (Biella) della Carta Geologica d'Italia, del SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA (1966) come rocce facilmente alterabili e disgregabili, con affioramenti rari. Composizionalmente, sono assimilabili a gneiss biotitici, con variabili quantità di granato, sillimanite e grafite, accompagnati localmente da andalusite, cordierite e spinello. Intercalazioni lenticolari di marmi, calcefiri e anfiboliti sono segnalate in più punti. La formazione è caratterizzata da un intreccio di vene aplitiche e pegmatitiche che, in alcuni casi, evolvono in strutture migmatitiche estese. Le kinzigiti sono state coinvolte in una fase migmatitica molto antica, responsabile dell’impostazione della facies fondamentale, e in un successivo ciclo migmatitico di età varisica, conferendo alla formazione un carattere polimigmatitico. Nel Biellese, le kinzigiti affiorano nel settore sud-occidentale della Formazione Kinzigitica, all’interno della Zona Ivrea-Verbano. Dal punto di vista strutturale, esse mostrano una notevole variabilità: a litotipi gneissici con foliazione ben definita, si affiancano varietà a struttura granulitica che, in affioramento, assumono un aspetto massiccio, quasi granitoide. Queste ultime presentano tessitura prevalentemente isotropa, con minerali privi di orientazione preferenziale e foliazione poco evidente, effetto di ricristallizzazione ad alte temperature e di una fusione parziale avanzata (anatessi) che ha obliterato le strutture deformative precedenti. Secondo BERTOLANI (1974), tali varietà granulitiche, definite stronaliti, non sono veri graniti, bensì residui metapelitici fortemente rimaneggiati o prodotti di anatessi impoveriti in componenti fusibili. Le strutture migmatitiche presenti nella formazione derivano da processi di fusione parziale (anatessi) di rocce metasedimentarie sottoposte a metamorfismo si alto grado. In tali condizioni la roccia fonde solo parzialmente, generando un fuso che migra generalmente per brevi distanze prima di solidificare nuovamente. Il risultato è una roccia composita, costituita dall’associazione di materiale di origine metamorfica e di porzioni derivate dal fuso magmatico, definita migmatite, caratterizzata da una notevole varietà di tipi strutturali, associazioni litologiche e da strutture spesso deformate e contorte. La fusione parziale delle kinzigiti è un fuso di composizione prevalentemente granitica e di colore chiaro, che solidifica formando il leucosoma, generalmente a composizione quarzoso-feldspatica. Questo può disporsi in livelli o lenti parallele alla foliazione metamorfica o piegarsi in forme complesse, dando origine a vene aplitiche e pegmatitiche con cristalli di grandi dimensioni attribuibili al lento raffreddamento del fuso granitico. La porzione residua della kinzigite non fusa costituisce il melanosoma, di colore scuro e arricchito in minerali femici quali biotite e granato, disposto in bande o livelli. Le combinazioni di leucosoma e melanosoma formano il neosoma, ovvero la parte della migmatite generata direttamente dai processi di fusione parziale e mobilizzazione sin- o post-deformativa. Il paleosoma rappresenta la roccia metamorfica preesistente alla migmatizzazione, che conserva strutture e assetto tipici della kinzigite originaria, intrusa e inglobata dal leucosoma durante la migrazione del fuso. Esso appare spesso in blocchi o lenti relativamente poco rielaborate all’interno della migmatite. L’aspetto che ne deriva è il risultato di diversi meccanismi di mescolanza tra le varie componenti, responsabili di una notevole varietà di strutture e associazioni litologiche, rendendo la classificazione delle migmatiti complessa e soggetta ai criteri dei diversi autori.

Come già accennato, nel Biellese le rocce della Formazione Kinzigitica risultano per lo più alterate e spesso coperte da depositi colluviali; nondimeno, il territorio offre numerose opportunità di osservazione in affioramento. Si distinguono varietà di kinzigiti a struttura gneissica ben sviluppata, con marcata anisotropia e alternanza di livelli leucocratici e melanocratici, e termini a tessitura prevalentemente granoblastica, più massivi e con foliazione attenuata, talora di aspetto granulitico. Le differenze macroscopiche tra queste tipologie riflettono principalmente variazioni tessiturali e strutturali, legate all'intensità della deformazione duttile, al grado di preservazione delle condizioni di alta temperatura e all’entità dei processi retrogradi. Tali caratteristiche non implicano necessariamente l’appartenenza a differenti facies metamorfiche, la cui definizione richiede un’analisi petrografica e mineralogica dettagliata. Le anfiboliti presenti non costituiscono kinzigiti in senso petrografico stretto, ma rappresentano intercalazioni metabasiche all’interno della Formazione Kinzigitica, con la quale condividono la stessa evoluzione metamorfica. A livello di affioramento o in campioni alla mesoscala, possono essere osservati sottili livelli anfibolici ripetuti insieme ai metapelitici; tuttavia, pur partecipando alla stessa evoluzione metamorfica regionale, queste intercalazioni metabasiche non alterano la classificazione petrografica delle kinzigiti. All’interno delle kinzigiti si osservano inoltre zone migmatitiche, originate da fusione parziale e ricristallizzazione ad alte temperature, che danno luogo a composizioni eterogenee di leucosoma e melanosoma senza costituire litologie distinte. Come si può vedere dalla cartografia, il territorio occupato dalle rocce della Formazione Kinzigitica è molto esteso; ci si limiterà quindi a elencare alcune possibilità d’osservazione procedendo dal limite occidentale della formazione verso nord-est. L’estremità sudoccidentale della Formazione Kinzigitica si situa a nord di Biella; le rocce kinzigitiche affiorano lungo la scarpata sottostante il centro storico della città. Un punto d’osservazione è individuabile al termine di Costa di Riva e nel sottostante alveo del Torrente Cervo, in un tratto caratterizzato da affioramenti di rocce migmatitiche. Lungo il corso del torrente, dove la copertura alluvionale non maschera il basamento, le rocce migmatitiche risultano ben esposte e visibili procedendo verso monte, fino al limite settentrionale della formazione. Tale confine corrisponde al Sistema della Cremosina, localizzabile nell'alveo a est di Regione Cascine Bianche (Tollegno). Nel presente contributo si considerano esclusivamente le migmatiti a paleosoma kinzigitico; non vengono pertanto analizzate le migmatiti derivate da diaftoriti, pur riconosciute da BORTOLAMI et al. (1967) come facenti parte dello stesso complesso migmatitico lungo il Torrente Cervo. Altri punti d'osservazione sono: il Ponte della Maddalena a Biella, a monte del quale è possibile accedere a un rilievo residuale compreso tra due forre incise dal torrente; a Tollegno Filatura, nella zona sottostante il ponte della ex ferrovia; e in prossimità del Cimitero di Tollegno, al di sotto del ponte della SP 507, dove le rocce presentano strutture migmatitiche particolarmente interessanti, come illustrato in figura 3. Nell'alveo sono inoltre osservabili filoni andesitici di età oligocenica, intrusi nelle migmatiti. I filoni mostrano una caratteristica struttura porfirica, con fenocristalli di plagioclasio biancastro e minerali scuri (pirosseni, anfiboli, biotite) immersi in una pasta di fondo a grana minuta. A Tollegno Filatura, nell’alveo del torrente sottostante il ponte, è visibile, come mostrato in figura 4, una notevole manifestazione filoniana che taglia in discordanza le migmatiti molto più antiche. Lungo la SP 201, nel tratto tra Pavignano e Ronco Biellese, è possibile osservare un significativo affioramento di rocce granitiche subito dopo aver attraversato il Torrente Chiebbia. Queste rocce sono geneticamente legate al Massiccio Granitico del Biellese e risultano visibili sia a monte sia a valle della sede stradale, estendendosi fino all'alveo del torrente (fig. 5). Questo piccolo affioramento è cartografato sul Foglio 43 (Biella) della Carta Geologica d'Italia, del SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA (1966). Nell’area compresa tra Vaglio di Biella e la Colma il territorio è diffusamente interessato da rocce kinzigitiche. Lungo il sentiero E96a che si sviluppa a partire dal Cantone Rondolina (Biella) lungo le pendici dell'omonimo Bric, sono osservabili numerosi affioramenti di kinzigiti con filoni pegmatitici (figg. 6-7). Nella parte settentrionale del rilievo, tra la sommità e la Colma, affiorano rocce dioritiche (fig. 8), non cartografate nelle carte geologiche citate in bibliografia. Analogamente alle dioriti del Monte Turlo, esse sono collocate all’interno della Formazione Kinzigitica, a sud della Linea della Cremosina, e rappresentano un evento magmatico di età permiana già descritto in precedenza. Percorrendo il sentiero E96a, poco prima di raggiungere la Colma, si incontra inoltre una piccola e antica cava impostata su roccia a composizione dioritica. Gli affioramenti dioritici del Monte Turlo sono osservabili nella parte sommitale del rilievo (fig. 9). Il monte è interessante anche per la presenza di anfiboliti, distinguibili in due tipologie che riflettono differenti condizioni di deformazione e metamorfismo. Il primo tipo è costituito da anfiboliti bandate, caratterizzate da alternanza di livelli scuri, formati da cristalli lineari di anfibolo orientati, e livelli chiari ricchi in plagioclasio. Il secondo tipo comprende anfiboliti massicce, grigio verdastre e prive di bandatura evidente: il plagioclasio si presenta in piccoli granuli arrotondati, mentre gli anfiboli sono di dimensioni maggiori, irregolari e privi di forma cristallina ben riconoscibile, costituendo una massa compatta. Questa tessitura prevalentemente granoblastica indica una ricristallizzazione più completa e una deformazione meno differenziata rispetto alle varietà bandate. Nel loro insieme, questi litotipi mostrano come variazioni locali nelle condizioni metamorfiche e nella deformazione possano generare rocce dall’aspetto e dalla tessitura molto diversi, pur derivando da protoliti mafici analoghi (figg. 10-12). A settentrione del Monte Turlo si sviluppa l’incisione valliva del Rio Sobbia, impostata lungo una fascia di debolezza tettonica collegata al Sistema della Cremosina. Questa importante zona di faglia ha generato, per effetto di fratturazione e deformazione intensa, rocce di faglia e un corridoio strutturalmente indebolito. L’erosione fluviale ha successivamente sfruttato tale fascia, guidando l’incisione del rio lungo la linea tettonica (figg. 13-14). Nei territori di Zumaglia e Pettinengo si riscontrano numerosi piccoli affioramenti della Formazione Kinzigitica. Partendo da Pettinengo e seguendo la pista P11, si raggiunge una cava abbandonata che offre un'ottima esposizione del substrato roccioso. In questo sito affiorano, in particolare, kinzigiti leucocratiche, massive e compatte, caratterizzate da una struttura granulare che varia da fine a grossolana. Tali litilogie sono interpretabili come paragneiss di alto grado metamorfico (figg. 15-17). Il Monte Rovella rappresenta un altro rilievo tipico della formazione ed è caratterizzato da rocce subaffioranti rappresentative della serie kinzigitica con la presenza di locali sviluppi migmatitici (fig. 18); il suo settore occidentale e la sommità appartengono alla Formazione Kinzigitica, mentre il versante orientale segna il contatto con il Massiccio Granitico del Biellese. Nel territorio di Bioglio si osservano varietà kinzigitiche a tessitura prevalentemente granoblastica, più massive e con foliazione attenuata, che assumono talora a carattere granulitico (fig. 19). Seguendo la SP 200, oltre Pettinengo in direzione Vallemosso, prima del bivio per Pianezze si raggiunge la località Molinetto, situata nella parte bassa della valle del Torrente Tamarone, in prossimità della sua confluenza nel Torrente Strona di Mosso. La Valle del Torrente Tamarone è incisa prevalentemente nel substrato metamorfico della Formazione Kinzigitica, caratterizzato da un intenso stato di alterazione. L’alterazione profonda della roccia madre ha favorito la formazione di diffuse coltri eluviali, costituite da materiali sciolti a comportamento meccanico debole e facilmente erodibili. Nell’alveo del Torrente Tamarone sono inoltre presenti blocchi a pezzatura ciclopica che rappresentano le porzioni più resistenti della roccia originale, isolate dall’erosione che ha invece rimosso la frazione più fine e alterata. La combinazione tra litologie fortemente degradate e la presenza di coltri eluviali determina un’elevata predisposizione ai fenomeni di deformazione gravitativa profonda dei versanti. Tali processi risultano responsabili dello sviluppo di morfologie dolci e arrotondate, particolarmente evidenti nel settore alto del bacino (fig. 20). Nel contesto strutturale regionale dominato dalla Linea della Cremosina, le morfologie osservate possono essere interpretate come espressione di una deformazione diffusa periferica, riconducibile alla fascia di influenza del sistema tettonico, pur non coincidente con la sua traccia principale. L’intercettazione diretta della Linea della Cremosina avviene esclusivamente nel tratto terminale del corso d’acqua, dove sul versante sinistro orografico affiorano rocce cataclastiche, testimonianza di intensa deformazione fragile. Litologie analoghe sono inoltre presenti alla testata della valle, nel settore sinistro orografico, in corrispondenza di Selve Marcone, dove l’influenza di questa importante traccia tettonica è particolarmente evidente (fig. 21). Nell’area a monte di Pianezze (Camandona), lungo la strada per Callabiana, la strada per Camandona e il sentiero L72, affiorano diffuse rocce cataclastiche riferibili alla faglia trasversale che disloca la Formazione Kinzigitica (fig. 22). Tale struttura tettonica, già richiamata nell’ambito delle faglie tardive a orientazione trasversale, determina l’interruzione e la frammentazione della continuità del substrato roccioso esposto lungo l’incisione del Torrente Strona di Mosso. Tornando alla SP 200 in direzione Vallemosso le scarpate stradali e le aree circostanti offrono numerose opportunità per osservare kinzigiti non migmatitiche, comprendenti sia le varietà a bande di tipo gneissico sia quelle a tessitura granoblastica, oltre alle kinzigiti migmatitiche (figg. 23-24). Dopo il bivio per Mosso, lungo la SP 210, si raggiungono l'Oratorio San Rocco ai Ponti e il Rio Poala. A monte dell’oratorio affiorano paragneiss a struttura migmatitica con intercalazioni di anfiboliti a grana fine. Tali litotipi appartengono alla fascia metamorfica situata all’estremità occidentale del Massiccio Granitico del Biellese, la cui intrusione tardo-varisica, unitamente al conseguente incremento del gradiente termico, ha verosimilmente svolto un ruolo determinante nei processi di migmatitizzazione. Le rocce si distinguono per la presenza di frequenti livelli di anfiboliti a grana fine intercalati nella massa gneissica (figg. 25-26). Ritornando lungo la SP 200 nel tratto in salita verso Mosso, in corrispondenza della curva che precede l’ingresso nella valle del Rio Poala, affiorano rocce milonitiche e cataclastiche di colore bianco-giallastro, a tessitura cristallina, interpretabili come miloniti kinzigitiche. La loro posizione strutturale e l’intensa deformazione suggeriscono un possibile collegamento con il sistema di faglie della Linea della Cremosina, che interessa questa porzione del basamento. La strada prosegue snodandosi nella ristretta fascia di rocce kinzigitiche interposta tra il Massiccio Granitico del Biellese e il Complesso Mafico. Lungo il tracciato, le kinzigiti si presentano sia con struttura foliata sia a grana grossolana; localmente risultano alterate e in stato di degrado. Gli affioramenti sono osservabili lungo il versante destro orografico del Rio Poala e si estendono fino a Crolle e oltre (fig. 27). Oltre Mosso, poco prima del bivio per Sella, in corrispondenza dell’elemento più esterno del Sistema della Cremosina e del contatto tettonico tra le rocce della Formazione Kinzigitica e quelle del Complesso Mafico, affiorano rocce milonitiche (figg. 28-29). Tra la località Biolla di Coggiola e il Canale dell’Auna, lungo la pista che conduce al Pian delle Rape, affiorano corpi di granodiorite biotitica e leucotonalite, ubicati nella fascia di contatto tra il Complesso Mafico e la Formazione Kinzigitica (figg. 30-31). La SP 117, tra l'attraversamento del Rio di Valberca e il bivio per Granero, nonché nel tratto in salita verso Portula, intercetta un dicco di granito intrusivo nella Formazione Kinzigitica. Un dicco analogo, ma di dimensioni maggiori, è attraversato dalla strada che collega Coggiola a Piletta e dal sentiero G16 (figg. 32-33). Questi dicchi sono riportati nella carta geologica di QUICK et al. (2003), così come il dicco di ortogneiss presente nell'alveo del Rio Scarola (fig. 34). I dicchi granitici rappresentano i canali di risalita dei fusi anatettici verso livelli crostali superiori all'interno della Formazione Kinzigitica. Il dicco di ortogneiss, di età ordoviciana, è invece interpretabile come un lembo del basamento della Zona Strona-Ceneri, originatosi come intrusione calco-alcalina e successivamente tettonizzato all'interno della Zona Ivrea-Verbano durante l'estensione crostale permiana e il contestuale sviluppo del sistema magmatico. Il Rio Scarola, a monte del Santuario dei Moglietti, intercetta per un breve tratto del proprio corso affioramenti di rocce di composizione dioritica (fig. 35), verosimilmente riferibili alla serie di dicchi dioritici e gabbrici descritta e cartografata da QUICK et al. (2003). Il sito è raggiungibile percorrendo il sentiero G16 e si colloca all'estremità sud-occidentale dell'unità cartografica. Secondo gli autori, la diorite biotitica, i gabbri e le rocce cumulitiche ultrafemiche appartenenti a questa unità rappresentano prodotti di cristallizzazione derivati da fusi geneticamente correlati al Complesso Mafico. Sia la granodiorite e leucotonalite di Biolla, sia la diorite del Rio Scarola qui descritte 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 presenta carattere peritettico, essendosi formato come fase solida durante i processi di anatessi crostale. Esse rappresentano pertanto la risposta della crosta metasedimentaria al riscaldamento indotto dalle intrusioni profonde. Nella diorite 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. Nel territorio di Caprile, oltre la Frazione Piolio, nell'alveo del Rio Fontana e lungo la strada in direzione di Venarolo, affiorano rocce cataclastiche e milonitiche in corrispondenza dell’elemento più esterno del Sistema della Cremosina, che pone in contatto i graniti del Massiccio Granitico del Biellese con le kinzigiti (fig. 36). Tali litologie testimoniano l’intensa deformazione fragile-duttile sviluppatasi lungo questa importante zona di taglio. Nella stessa area, una lente di marmo associata alla Formazione Kinzigitica è interessata da fenomeni carsici che hanno portato alla formazione della Grotta di Tassere (figg. 37-38). Nel territorio di Caprile e Ailoche si incontrano numerosi affioramenti di kinzigiti a struttura gneissica ben sviluppata, caratterizzate da abbondante biotite e granato (figg. 39-40), localmente interessate da filoni pegmatitici. Filoni di particolare evidenza affiorano lungo la pista che si dirama dalla strada per Noveis in direzione di Pian della Rape (figg. 41-42). La Bocchetta di Noveis è interessata dalla faglia già descritta in precedenza; in prossimità del valico affiorano rocce di faglia coerenti, riferibili sia ai litotipi gabbrici del Complesso Mafico (fig. 43) sia alla Formazione Kinzigitica. Dalla frazione Piasca di Ailoche, si possono raggiungere le miniere di Ailoche, sviluppate principalmente lungo livelli mineralizzati della Formazione Kinzigitica, in prossimità del contatto con i graniti del Massiccio Granitico del Biellese e lungo le zone di taglio del Sistema della Cremosina. Le rocce massicce, scure e molto dense osservabili nei pressi delle miniere (fig. 44) derivano verosimilmente dai cunicoli e dai filoni minerari, poiché non trovano corrispondenza negli affioramenti circostanti. Le mineralizzazioni ferrifere hanno origine da livelli ricchi in ferro all’interno della sequenza kinzigitica, nei quali il ferro è stato concentrato durante il metamorfismo di alto grado. La messa in posto del Complesso Mafico all'interno della Formazione Kinzigitica ha favorito la mobilizzazione del ferro lungo i contatti litologici. Successivamente, le fasi deformative alpine, associate al Sistema della Cremosina, hanno determinato l’assetto strutturale attuale delle mineralizzazioni. Come già riportato, la carta geologica di QUICK et al. (2003) segnala la presenza di un affioramento di paragneiss a sud-est di Ailoche, in corrispondenza del Colle Orlungo, inserito all’interno delle rocce del Massiccio Granitico del Biellese. Le litologie kinzigitiche affiorano prevalentemente nella parte sommitale del rilievo, dove costituiscono il nucleo del colle, risultando particolarmente ben esposte lungo il versante sud-orientale (figg. 45-46).

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

BIBLIOGRAFIA

ARPA PIEMONTE (2007) - Itinerari geologici in Piemonte: La Valsesia. Torino.

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

BARTOLI O., MILLONIG L.J., CARVALHO B.B., MARSCHALL H.R. & GERDES A. (2024) - The Age of Granulite-Facies Metamorphism in the Ivrea-Verbano Zone (NW Italy) Determined Through In Situ U-Pb Dating of Garnet. Journal of Petrology, 65, egae083.

BERTOLANI M. (1968) - Fenomeni di trasformazione granulitica nella formazione basica Ivrea-Verbano (Alpi occidentali italiane). Schweizerische Mineralogische und Petrographische Mitteilungen, 48 (1): 21-30.

BERTOLANI M. (1974) - Guida geologico-petrografica della Valsesia - Valsessera e Valle Strona. Associazione Pro Natura Valsesia, Varallo.

BERTOLANI M. & GARUTI G. (1970) - Aspetti petrografici della formazione basica Ivrea-Verbano in Val Sessera (Vercelli). Rendiconti della Società Italiana di Mineralogia e Petrologia, 26: 433-474.

BORTOLAMI G., CARRARO F. & SACCHI R. (1965) - Le migmatiti della Zona Diorito-kinzigitica nel Biellese ed il loro inquadramento geotettonico. Nota preliminare. Boll. Soc. Geol. It., 84 (2): 3-19.

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

BRAGA R. & PALMIERI M. (2013) - Le migmatiti di Tollegno. Rivista Biellese, 17 (3): 32-38.

CONNOP C.H., SMYE A.J., GARBER J.M., MOSER A.C., CADDICK M.J. & VERVOORT J.D. (2024) - Assembly of lower continental crust: A garnet Lu–Hf petrochronological investigation of the Ivrea-Verbano Zone, Italy. Earth and Planetary Science Letters, 634, art. 118677.

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

D’AMICO C. (1973) - Le rocce metamorfiche. Pàtron Editore, Bologna.

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

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

GELATI R. (2013) - Storia geologica del Paese Italia. Edizioni Diabasis, Parma.

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

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

QUICK J.E., SINIGOI S., PERESSINI G., DEMARCHI G., WOODEN J.L. & SBISÀ A. (2009) - Magmatic plumbing of a large Permian caldera exposed to a depth of 25 km. Geology, 37: 603-606.

QUICK J.E., SINIGOI S., SNOKE A.W., KALAKAY T.J., MAYER A. & PERESSINI G. (2003) - Geologic map of the Southern Ivrea-Verbano Zone, Northwestern Italy. U.S. Geological Survey, Geologic Investigations Series Map I-2776.

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

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

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

SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA (2011) - Carta Geologica d’Italia, scala 1:1.000.000.

SINIGOI S. (2012) - L’incredibile storia del supervulcano del Sesia. Associazione Geoturistica “Supervulcano Valsesia” Onlus, Varallo.

TAVAZZANI L., PERES S., SINIGOI S., DEMARCHI G. & MUSUMECI G. (2017) - Structure and petrography of the Valle Mosso pluton, Sesia Magmatic System, Southern Alps. Journal of Maps, 13 (2): 684-697.

ZEZZA U. (1977) - Studio petrografico del Massiccio Granitico del Biellese. Atti Soc. ital. Sci. nat. Museo civ. Stor. Nat. Milano, 118 (1): 65-102.

ZEZZA U., MELONI S. & ODDONE M. (1984) - Rare earth and large-ion-lithophile element fractionation in late Hercynian granite massif of the Biellese Area (Southern Alps, Italy). Rendiconti della Società Italiana di Mineralogia e Petrologia, 39: 509-521.

Ultima modifica: 1  marzo 2026