PIANURA BIELLESE

Delimitazione geografica

La pianura della Provincia di Biella occupa il settore meridionale del territorio ed è riferibile prevalentemente all'alta pianura fluvioglaciale, caratterizzata da depositi ghiaioso-sabbiosi e superfici terrazzate. Essa si colloca al margine occidentale del Bacino Padano e rappresenta una zona di raccordo tra altopiani, rilievi collinari e alpini biellesi e la bassa pianura che si estende verso sud nei territori vercellese e novarese. Il limite della pianura biellese è segnato dal contatto con i rilievi, dove le valli dei principali corsi d’acqua – tra cui i torrenti Elvo, Cervo, Strona di Mosso e Ostola – si aprono progressivamente verso l’area pianeggiante. A occidente, il margine è definito dalla presenza dell'Anfiteatro Morenico di Ivrea, che costituisce un netto elemento di separazione rispetto alla pianura del Canavese. Verso sud ed est, la pianura biellese si raccorda invece gradualmente con la pianura vercellese e novarese, attraverso un passaggio privo di discontinuità morfologiche rilevanti. Nonostante l’aspetto apparentemente uniforme, la pianura biellese non costituisce una superficie perfettamente pianeggiante: le quote variano da circa 180-190 m s.l.m. nel settore meridionale fino a circa 400 m s.l.m., nel settore settentrionale, in transizione verso gli altopiani e i rilievi alpini prossimi a Biella. L’assetto morfologico attuale è il risultato dell’interazione tra dinamiche fluvioglaciali quaternarie, oscillazioni climatiche e sollevamento tettonico di lungo periodo. L’azione erosiva dei corsi d’acqua alpini ha inciso le superfici deposizionali, disarticolandole in una successione di terrazzi a quote differenziate, separati da scarpate di varia entità. Ne deriva un paesaggio strutturato in più livelli morfologici, espressione delle diverse fasi di costruzione e rimodellamento del sistema geomorfologico di pianura fluvioglaciale.

Dal sollevamento alpino al mare pliocenico

La storia geologica della Pianura Padana, incluso il suo settore occidentale, è strettamente connessa al sollevamento della catena alpina. La crescita della porzione assiale della catena alpina ha avuto inizio circa 30 milioni di anni fa. A tale fase di sollevamento, avvenuta in età oligo-miocenica (30-5 Ma), è associata l'impostazione delle principali direttive idrografiche, attraverso le quali i sedimenti derivanti dall'erosione della catena alpina sono stati trasportati e deposti nell'area padana in un ambiente marino profondo (FANTONI et al., 2017). I depositi cenozoici che originariamente rivestivano parte del margine interno alpino costituiscono tuttora il sottosuolo padano. Tuttavia, in affioramento si conservano solo i termini più recenti di età pliocenica, mentre le successioni più antiche sono state asportate dall'erosione, andando a colmare la depressione subsidente del bacino padano (DAL PIAZ, 1992). In questo quadro evolutivo la pianura biellese si inserisce nelle dinamiche del bacino cenozoico di avanfossa del margine sudalpino, caratterizzato da una migrazione progressiva dei fronti tettonici e dei bacini di sedimentazione verso sud. A partire dal Miocene medio-superiore, la progressiva strutturazione dell’Appennino settentrionale, con la migrazione dei fronti esterni, ha modificato l’assetto regionale: il bacino padano ha cessato di configurarsi come una semplice avanfossa alpina, evolvendo in un bacino interposto tra due catene in crescita, soggetto a una complessa interazione tra carichi tettonici contrapposti. Questa evoluzione ha comportato la migrazione dei depocentri e una riorganizzazione dei sistemi sedimentari, con un progressivo passaggio da ambienti marini relativamente profondi a condizioni più superficiali, di transizione e, infine, continentali.

Nel tardo Messiniano, il progressivo sollevamento dell’Arco di Gibilterra, associato a una fase di abbassamento globale del livello marino legata allo sviluppo di una calotta glaciale, ha determinato l’interruzione del collegamento tra l’Oceano Atlantico e il Mar Mediterraneo; tale isolamento è avvenuto attraverso la chiusura dei corridoi marini che attraversavano il bacino del Guadalquivir e le depressioni della catena Betica (GASPERI, 1995). L’isolamento del bacino mediterraneo, collocabile cronologicamente tra 5,97 e 5,96 milioni di anni fa, è stato probabilmente caratterizzato da fasi pulsanti di parziale riapertura e successiva restrizione degli scambi con l’Atlantico, fino al definitivo isolamento. In un contesto climatico relativamente arido, questa condizione ha determinato un marcato squilibrio tra evaporazione e apporti idrici, con un bilancio idrologico fortemente negativo. Ne è conseguito un drastico abbassamento del livello marino, dell'ordine di migliaia di metri, che si è realizzato in modo non uniforme ma differenziale, controllato dalla presenza di soglie morfostrutturali che separavano i vari bacini. In questo scenario si è instaurata la Crisi di Salinità del Messiniano, durante la quale ampie porzioni del Mediterraneo si sono trasformate in ambienti ipersalini con la deposizione di potenti successioni evaporitiche costituite da gessi e salgemma. Durante questa fase, i sistemi fluviali si sono adattati al nuovo livello di base molto più basso, incidendo profondamente i sedimenti preesistenti e generando valli strette e incassate. È in questo contesto che si sono impostate e approfondite le principali linee di drenaggio, la cui eredità morfologica è tuttora riconoscibile nel substrato delle attuali valli del margine alpino meridionale del bacino padano, comprese quelle dei torrenti biellesi. FANTONI et al. (2005) evidenziano come l’evento messiniano abbia comportato una significativa reincisione di valli già delineatesi in età oligo-miocenica, dando luogo a un reticolato idrografico organizzato secondo direttrici strutturali, con valli longitudinali e valli parallele all’asse della catena alpina, spesso impostate su lineamenti tettonici attivi o riattivati (ad esempio la Val Strona di Valduggia lungo la Linea della Cremosina).

A questa fase erosiva sono state inoltre attribuite, da diversi autori, le profonde incisioni successivamente occupate dai grandi laghi prealpini italiani. Circa 5,33 milioni di anni fa (limite tra età messiniana e zancleana), un mutamento dell’assetto tettonico locale ha determinato l’apertura di un varco strutturale in corrispondenza dell’attuale Stretto di Gibilterra, ripristinando il collegamento marino tra Oceano Atlantico e il Bacino Mediterraneo. La combinazione tra subsidenza tettonica e processi di erosione regressiva da parte delle acque atlantiche ha permesso il superamento della soglia rocciosa preesistente, innescando una rapida fase di incisione. Tale processo è stato controllato da una complessa interazione tra tettonica crostale, subsidenza e l'elevato gradiente idraulico tra i due bacini. In particolare, l'attività del sistema di faglie trans-Alboran (Trans-Alboran Shear Zone, TASZ) ha guidato la riorganizzazione cinematica regionale, favorendo il collasso tettonico e lo sprofondamento del settore di Gibilterra. Questo ripristino dell’equilibrio idrografico ha causato la repentina trasgressione marina pliocenica, che ha sommerso l'area padana dando inizio a un nuovo ciclo sedimentario.

Il mare pliocenico

L'ingressione pliocenica, avvenuta durante lo Zancleano, ha ristabilito le condizioni marine nel bacino padano, dando origine al cosiddetto "Golfo Padano". In tale contesto si è instaurata una sedimentazione prevalentemente marina di piattaforma poco profonda, che ha ricoperto le successioni precedenti. Nel settore occidentale del Bacino Padano, gli affioramenti di sedimenti marini pliocenici sono relativamente diffusi e testimoniano la presenza, durante il Pliocene, di un ampio golfo marino che occupava gran parte dell’attuale Pianura Padana piemontese. Lungo il margine alpino del bacino affiorano localmente successioni plioceniche, generalmente discontinue, costituite da depositi marini di piattaforma e da sedimenti di ambiente di transizione, come documentato nel Canavese, nel Biellese e in Valsesia. Tali depositi, costituiti prevalentemente da marne, sabbie e subordinatamente argille, testimoniano fasi di trasgressione marina durante le quali il mare pliocenico penetrava nelle porzioni distali delle valli ai piedi delle Alpi. Affioramenti estesi di successioni plioceniche, rappresentate da sabbie, argille e marne fossilifere che modellano gran parte dei rilievi collinari, si osservano nell’Astigiano, nel Monferrato e nell’Alessandrino e nei settori delle Langhe, del Roero e dell’altopiano di Poirino. In queste aree, le sequenze plioceniche si associano e localmente si sovrappongono ai depositi più antichi del Bacino Terziario Piemontese (Oligocene-Miocene), impostandosi su di essi in continuità o, più frequentemente, in discordanza stratigrafica, risultando talora mascherate da coperture continentali quaternarie. Nel complesso questi affioramenti documentano ambienti marini prevalentemente costieri o di piattaforma poco profonda, sviluppatisi nel settore occidentale del bacino padano, prima della progressiva emersione e del riempimento continentale avvenuti tra il Pliocene superiore e il Pleistocene inferiore. Lungo il margine alpino meridionale, tali sedimenti si collocano nel contesto del bacino di avanfossa padano e poggiano generalmente in discordanza su unità più antiche. Nell’area biellese affiorano sedimenti marini pliocenici che poggiano in discordanza sul basamento cristallino pre-cenozoico delle Alpi Meridionali, localmente accompagnato da residui di coperture sedimentarie mesozoiche. I termini più antichi riferibili al Bacino Terziario Piemontese risultano invece assenti, in affioramento, in questo settore. Questi depositi testimoniano la presenza di un mare epicontinentale poco profondo che, durante il Pliocene ha occupato la fascia pedemontana alpina nel settore occidentale del bacino padano. I sedimenti pliocenici costituiscono pertanto il principale riempimento sedimentario pre-quaternario della pianura in quest’area, sul quale si impostano, spesso in continuità o tramite superfici erosive, le successive deposizioni continentali quaternarie. La trasgressione pliocenica ha interessato tutto il bordo della pianura biellese, determinando la sommersione dell’area e la deposizione di sedimenti clastici in ambienti marini costieri e di transizione. Nel complesso si tratta di una copertura sedimentaria relativamente sottile, costituita prevalentemente da livelli argillosi, sabbie siltose e sabbie deposti in ambienti marini poco profondi. I sedimenti sono oggi per lo più sepolti, ma affiorano localmente grazie all'erosione fluviale. Depositi pliocenici sono segnalati da GIANOTTI et al. (2015) nell’alveo del Torrente Elvo e del Rio Olobbia. Nel primo caso, essi sono descritti come sedimenti sui quali poggiano grandi massi di micascisti eclogitici, interpretati come blocchi erratici e indicativi di una passata maggiore estensione dell’anfiteatro morenico verso la pianura biellese. Nel secondo caso, sono descritti come depositi che possono essere stati rimaneggiati durante il Quaternario da processi glaciali e fluvioglaciali, con risedimentazione di materiale derivato dal substrato marino sabbioso pliocenico, come suggerito dalla tessitura e dal contenuto fossilifero.

La maggiore continuità dei sedimenti pliocenici si osserva nella fascia collinare compresa tra Valdengo, Quaregna Cerreto, Cossato, Lessona, Masserano, Brusnengo, Villa del Bosco e Sostegno, nonché lungo i principali corsi d’acqua. Numerose località fossilifere sono segnalate in letteratura (Candelo, Ronco Biellese, Valdengo, Quaregna Cerreto, Cossato, Lessona, Casapinta, Masserano, Curino, Castelletto Cervo, Castellengo e Gifflenga), nelle quali i ritrovamenti avvengono generalmente in affioramenti esposti lungo le incisioni fluviali, in particolare lungo le sponde e le scarpate dei torrenti Cervo, Ostola, del Rio Osterla, e nel tratto medio-basso del Torrente Strona. Questi affioramenti documentano ambienti marini poco profondi, senza evidenze di deposizione in mare aperto o profondo. I sedimenti sono costituiti prevalentemente da sabbie e silt di ambiente marino costiero e infralitorale, deposti su fondali sabbioso-fangosi lungo la fascia marginale del bacino padano durante il Pliocene. Ulteriori lembi di sedimenti pliocenici, di estensione più limitata, affiorano lungo l’incisione della Val Sessera, nei territori di Pray, Caprile, Ailoche e Crevacuore. La presenza di questi depositi all’interno delle attuali valli suggerisce che alcune linee di drenaggio fossero già impostate prima dell’ingressione marina pliocenica e siano state successivamente invase dal mare durante le fasi trasgressive. Lo studio condotto da FERRERO et al. (2005) descrive la successione pliocenica affiorante lungo la sponda sinistra del Torrente Cervo, presso Castellengo, dalla quale sono stati rinvenuti numerosi resti di molluschi e vegetali carbonificati. L’associazione a molluschi, costituita da 140 taxa, ha consentito di ipotizzare un ambiente marino riferibile al passaggio tra i piani infralitorale e circalitorale. L’analisi tassonomica dei resti vegetali, limitata ai carpoliti, ha portato all’identificazione di 21 taxa, tra cui numerose forme termofile, indicative di un paleoclima temperato caldo-umido, caratterizzato da assenza di deficit idrico estivo e da temperature medie annue superiori di 2-5 °C rispetto ai valori attuali registrati a Biella. Nel complesso, tali evidenze suggeriscono un inquadramento dei sedimenti nella fase iniziale del Pliocene, antecedente al progressivo deterioramento climatico (intorno a ~3 Ma).

Le malacofaune plioceniche del Biellese mostrano nel loro insieme una notevole ricchezza tassonomica: l’integrazione dei dati disponibili indica una biodiversità complessiva superiore a 400 specie. A titolo esemplificativo, nel solo territorio di Masserano il numero complessivo di taxa di molluschi rinvenuti raggiunge 373 unità (PROVERA, 2004). I sedimenti pliocenici della pianura biellese costituiscono una testimonianza fondamentale della storia geologica regionale, sebbene la loro attuale collocazione altimetrica non rispecchi quella originaria di deposizione. Tali depositi si sono formati in contesti di transizione marina durante il Pliocene, epoca in cui il livello medio globale del mare era superiore all’attuale di circa 10-25 m, pur con significative variazioni tra i diversi modelli geoclimatici. Successivamente alla sedimentazione, l’area è stata interessata da complessi processi geodinamici che ne hanno profondamente modificato l’assetto. L’evoluzione tardiva della catena alpina e la dinamica del margine sudalpino, unitamente alla flessurazione della Pianura Padana sotto il carico dei rilievi alpini e appenninici, hanno determinato un generale sollevamento regionale. Questo processo ha portato all’emersione dei sedimenti, originariamente deposti in ambiente marino o deltizio, successivamente esumati e localmente incisi dalla rete idrografica. Nel Biellese, gli affioramenti pliocenici raggiungono localmente quote prossime ai 400 m s.l.m. e anche superiori. SACCO (1927), riferendosi alla Val Sesia, descrive come nel corso del Quaternario sia avvenuto un sollevamento di circa 600 m dei terreni pliocenici.

Ne consegue che la loro distribuzione attuale non deve essere interpretata in modo diretto in termini paleoaltimetrici, poiché posizione e quota sono il risultato di una storia deformativa successiva alla deposizione. Nel corso del tempo geologico, infatti, i movimenti della crosta terrestre possono modificare significativamente la posizione dei corpi sedimentari attraverso processi di sollevamento (uplift) e deformazione, alterando anche l’assetto planimetrico degli affioramenti. Ciononostante, le caratteristiche litologiche e il contenuto paleontologico consentono di ricostruire con buona affidabilità gli ambienti deposizionali originari.

La scala cronostratigrafica ratificata dall’IUGS nel 2009 ha ridefinito il limite inferiore del Sistema Quaternario e della Serie Pleistocene, fissandolo a 2,58 milioni di anni fa, in corrispondenza della base del Gelasiano. In precedenza, tale limite era fissato a 1,806 Ma. In virtù di questa revisione formale, il piano Gelasiano è stato interamente trasferito dal Pliocene (Sistema Neogene) al Pleistocene inferiore (Sistema Quaternario). La motivazione scientifica risiede nella coincidenza del limite a 2,58 Ma con significativi eventi paleoclimatici e geofisici, tra cui l'avvio della glaciazione su vasta scala nell'emisfero settentrionale e l'inversione geomagnetica Gauss-Matuyama. Con la riforma del 2009, il Quaternario ha assunto ufficialmente il rango di Periodo, con il Pleistocene confermato come sua epoca iniziale (GIBBARD et al., 2010).

Dalla regressione marina al Pleistocene inferiore

Secondo GIANOTTI (2007) i depositi marini passano verso l'alto a un complesso di sedimenti di transizione – riferibili ad ambienti di delta, estuario, spiaggia o piana costiera soggetta all’influenza delle maree – che evolvono verso depositi continentali di origine alluvionale. L’età di questa successione è compresa tra il termine del Pliocene inferiore e il termine del Pleistocene inferiore (3,6-0,8 Ma) e corrisponde all’unità bio- e litostratigrafica del Villafranchiano. Si tratta essenzialmente di depositi pliocenici e solo subordinatamente quaternari che attestano come il colmamento del bacino marino padano occidentale, iniziato nel Pliocene inferiore, fosse già completato nel Pliocene medio (corrispondente al Pliocene superiore ai sensi della revisione stratigrafica del 2009). Nel complesso, nell’area pedemontana e nell’alta pianura piemontese i dati lito- e biostratigrafici indicano l’esistenza di una lunghissima fase caratterizzata da sedimentazione fluviale di pianura alluvionale, che si è sviluppata tra il colmamento del bacino marino pliocenico nel Pliocene inferiore e prima dell’edificazione dei grandi anfiteatri morenici durante il Pleistocene medio e superiore. Le conoscenze relative a questo intervallo restano tuttora limitate; tuttavia le evidenze disponibili suggeriscono che tale fase abbia avuto inizio già nel Pliocene superiore, almeno intorno a 3 milioni di anni fa, e sia proseguita per gran parte del Pleistocene inferiore, per una durata complessiva superiore ai due milioni di anni. Il ritiro del mare è stato determinato sia dal sollevamento tettonico sia dal progressivo apporto detritico dei corsi d’acqua. Questi ultimi, continuando a distribuire i propri sedimenti allo sbocco delle valli, hanno dato origine a conoidi alluvionali coalescenti e reciprocamente interdigitati, che hanno progressivamente costruito un’estesa pianura pedemontana. Tale pianura si estendeva tra il Biellese e il Canavese, in un contesto in cui l’Anfiteatro Morenico di Ivrea non era ancora formato e il reticolo idrografico del Pleistocene inferiore risultava profondamente diverso da quello attuale. La Dora Baltea, all’uscita dalla Valle d’Aosta, si dirigeva verso l’area oggi occupata dalla pianura biellese, contribuendo con il proprio conoide alla sua porzione occidentale. In essa confluivano inoltre i torrenti Viona, Elvo, Oropa e Cervo. Quest’ultimo, allo sbocco della valle, seguiva un tracciato differente dall’attuale, con direzione prevalente verso sud.

Secondo BORTOLAMI et al. (1967), il Villafranchiano veniva interpretato come un orizzonte stratigrafico ad ampia estensione, atto a comprendere sia depositi di età pliocenica (Villafranchiano inferiore o caldo), anteriori alle glaciazioni, sia successioni del Villafranchiano superiore contemporanee alle prime fasi glaciali (Donau e Günz) e ai relativi intervalli fluvioglaciali.

Tale inquadramento si inserisce coerentemente nel paradigma geologico dell'epoca, che utilizzava il termine Villafranchiano in senso cronostratigrafico per definire i complessi continentali tra il Pliocene superiore e il Pleistocene inferiore. Nelle interpretazioni più recenti, invece, il Villafranchiano è considerato principalmente un’unità bio-cronologica basata sulle associazioni faunistiche, mentre l’inquadramento dei depositi e delle fasi glaciali è riferito ai più dettagliati schemi cronostratigrafici e paleoclimatici del Pleistocene. Il Villafranchiano, infatti, è un’unità bio-cronologica continentale definita dalle associazioni di mammiferi fossili, collocata tra il Pliocene superiore e il Pleistocene inferiore (circa 3,6-0,8 Ma). Il nome deriva dalla località piemontese di Villafranca d'Asti, dove giacimenti fossiliferi ben conservati hanno permesso di caratterizzare questa fase faunistica europea.

Lo studio condotto da CAVALLO & MARTINETTO (2001), relativo alle carpoflore plioceniche, evidenzia come l’erosione operata dal Torrente Cervo abbia messo in luce, a sud di Castelletto Cervo, sedimenti prevalentemente sabbioso-limosi ricchi di fossili vegetali e di notevole interesse paleobotanico. Si tratta di depositi di ambiente costiero e continentale che ricoprono i sedimenti marini pliocenici e che gli autori attribuiscono al Villafranchiano.

Nel Biellese, i depositi villafranchiani affiorano principalmente in corrispondenza di rilievi collinari e dorsali pedemontane. Essi rappresentano i lembi relitti dell’antica piana alluvionale che si è sviluppata in un contesto di progressivo sollevamento tettonico ed è stata successivamente intensamente rimodellata e smembrata dall’intensa attività erosiva della rete idrografica. Tali depositi costituiscono una fascia di transizione tra il rilievo montano e la pianura, nota come sistema degli altopiani villafranchiani, che raccorda morfologicamente la pianura biellese con il retrostante settore alpino. La porzione più arretrata di questa antica pianura, che si è formata precedentemente alla messa in posto dell’Anfiteatro Morenico d’Ivrea, si attesta a quote superiori ai 700 m s.l.m., testimoniando una configurazione paleogeografica in cui gli sbocchi dei corsi d’acqua erano situati più nord rispetto all’assetto attuale. Nel loro insieme, questi depositi delineano una fascia arcuata prospiciente l’attuale pianura che si sviluppa attorno all’area urbana di Biella. Il sistema si presenta oggi come una serie di superfici relitte a continuità variabile lungo il margine pedemontano, articolato in tre settori principali: settore occidentale sulla destra idrografica del Torrente Elvo (Donato, Netro, Graglia, Muzzano, Camburzano e Mongrando), settore centrale tra i Torrenti Elvo e Cervo (Sordevolo, Pollone, Occhieppo Superiore, Vandorno, Cossila, Pralungo, Tollegno e Miagliano), settore orientale, tra i Torrenti Cervo e Strona di Mosso (Sagliano Micca, Andorno Micca, Pavignano, Ronco Biellese, Piatto, Valdengo, Quaregna Cerreto). Gli studi sui depositi villafranchiani del Biellese si sono prevalentemente concentrati sui settori di pianura, dove tali sedimenti, pur sepolti sotto coperture glaciali e post-glaciali, presentano una maggiore continuità stratigrafica e risultano indagabili non solo tramite sondaggi e sezioni artificiali ma anche grazie alle profonde incisioni dei principali corsi d'acqua, che mettono a nudo le successioni. Al contrario, i depositi affioranti sugli altopiani pedemontani si presentano in lembi discontinui, spesso alterati ed erosivamente smembrati, risultando di più difficile interpretazione e correlazione. Per questo motivo, essi sono stati finora meno considerati in letteratura, nonostante il loro significativo valore geomorfologico.

Sabbie villafranchiane sono segnalate nell'incisione del Torrente Ostola e nei rilievi collinari pedemontani in rapporto di sovrapposizione sui depositi marini del Pliocene inferiore (DAL PIAZ, 1992).

In uno studio dedicato alla revisione del significato dei depositi villafranchiani in Piemonte, CARAMIELLO et al. (1996) segnalano, per il Biellese, affioramenti riferibili ai bacini dei torrenti Elvo, Quargnasca, Strona e Ostola, oltre che all’area di Castelletto Cervo e alla Val Sessera. Gli autori sottolineano che il limite superiore di questi depositi è sempre di natura erosionale e non corrisponde quindi al loro originario tetto deposizionale, che doveva trovarsi a quote più elevate. La distribuzione dei sedimenti suggerisce che le principali vallate alpine fossero già impostate prima del Pliocene. Esse sono state successivamente colmate dapprima dai sedimenti marini pliocenici e poi da quelli villafranchiani; a partire dal Pleistocene medio, l’azione erosiva dei corsi d’acqua ne ha determinato una nuova incisione, conferendo alle valli la morfologia attuale.

Depositi preglaciali attribuiti al Pleistocene inferiore, documentati da GIANOTTI (1996), sono riferiti al conoide della Dora Baltea (Unità di Cerrione) e al conoide del Torrente Elvo (Unità di Graglia). Nel settore compreso tra la confluenza del Torrente Oremo e Salussola, lungo l’alveo del Torrente Elvo, sono presenti affioramenti discontinui di sabbie limose fortemente addensate, in eteropia di facies con i depositi ghiaiosi dell’Unità di Cerrione. Questi sedimenti sono verosimilmente riconducibili alla porzione medio-inferiore e distale del grande conoide preglaciale della Dora Baltea, in graduale transizione verso i sottostanti depositi marino-deltizi di età villafranchiana. I depositi riferiti al conoide preglaciale del Torrente Elvo (Unità di Graglia) si rinvengono sulla superficie terrazzata su cui sorge l’abitato di Graglia, nonché negli affioramenti lungo l’alveo del Torrente Viona, in prossimità di Vignazze (Mongrando), e nel fondovalle del Torrente Ingagna, in corrispondenza della diga. GIANOTTI et al. (2015) documentano inoltre la presenza di limo sabbioso villafranchiano esposto nel letto del Torrente Elvo e di ghiaie fluviali profondamente alterate, riferite al conoide preglaciale della Dora Baltea (sintema di Cerrione), affioranti nel letto del Rio Val Sorda, a ovest di Cerrione.

Secondo GIANOTTI (2007), tra circa 2,5 Ma e 900 ka la sedimentazione fluviale è stata fortemente influenzata dalle oscillazioni climatiche globali, caratterizzate da una periodicità di circa 40.000 anni. Tali variazioni, verosimilmente amplificate da fattori tettonici regionali, hanno determinato ripetute espansioni dei ghiacciai alpini, sebbene ancora confinate entro i solchi vallivi. Questi episodi si sono verificati durante le fasi glaciali del Pliocene superiore - Pleistocene inferiore (corrispondenti al Pleistocene inferiore secondo la revisione stratigrafica del 2009). Questo regime, ben documentato dalla stratigrafia isotopica marina (MIS), ha segnato l’inizio di fasi glaciali più intense, tipiche della seconda parte del Quaternario. A partire dalla fine del Pliocene medio, circa 2,6 Ma (corrispondente al Pliocene superiore ai sensi della revisione del 2009), la conclusione del cosiddetto "optimum climaticum pliocenicum" ha dato inizio a un progressivo raffreddamento. Tale processo è stato caratterizzato dai cicli ad elevata frequenza e relativamente bassa intensità, sopra citati, collegabili alle oscillazioni cicliche dell’inclinazione dell’orbita terrestre, che hanno contraddistinto gran parte del Pleistocene inferiore.

Dal Pleistocene medio all’Olocene

GIANOTTI (2007) descrive il cambiamento fondamentale che si è verificato attorno a 900 mila anni fa, alla fine del Pleistocene inferiore quando il sistema climatico globale è passato a cicli interglaciale-glaciale di circa 100 mila anni, legati principalmente alle variazioni dell’eccentricità orbitale terrestre. Questo nuovo regime climatico ha determinato glaciazioni più intense e prolungate, tipiche della seconda parte del Quaternario. Nel corso di questa evoluzione, le espansioni glaciali alpine sono divenute progressivamente più estese: mentre nelle fasi più antiche i ghiacciai erano confinati nei fondovalle, durante il Pleistocene medio essi hanno oltrepassato gli sbocchi vallivi, espandendosi nella pianura. In tale contesto si è sviluppato il grande apparato costruito dal ghiacciaio della Dora Baltea, noto come Anfiteatro Morenico di Ivrea, una delle più imponenti testimonianze delle glaciazioni quaternarie alpine. I depositi glacigenici associati poggiano direttamente sul substrato roccioso all’interno della valle della Dora Baltea e in prossimità del suo sbocco, mentre nei settori di pianura e pedemontani del Biellese e del Canavese occidentale poggiano sulle formazioni sedimentarie plio-quaternarie. Le evidenze stratigrafiche e geocronologiche indicano che il sistema morenico documenta una lunga successione di episodi glaciali compresi tra circa 900 mila e 11.500 anni fa. I depositi più antichi, riferibili alla cerchia più esterna di Mongrando, sono attribuiti al passaggio tra Pleistocene inferiore e medio sulla base di evidenze paleomagnetiche; i termini più recenti si collocano nelle fasi tardive del Pleistocene superiore, come documentato da datazioni radiometriche e analisi palinologiche. Le ricostruzioni basate sugli stadi isotopici marini mostrano inoltre un numero di glaciazioni ben superiore rispetto alle classiche suddivisioni alpine (Biber, Donau, Günz, Mindel, Riss e Würm). Gli episodi glaciali, corrispondenti agli stadi isotopici pari (dal MIS 2 al MIS 22), risultano infatti molto più numerosi, sebbene non sempre espressi da evidenze morfologiche distinte nel contesto alpino. Nel Biellese, la sequenza glacigenica poggia prevalentemente sui depositi del paleoconoide del Torrente Elvo, articolati nelle unità di Graglia (pre-glaciale), Muzzano (da pre- a sin-glaciale) e Camburzano (Pleistocene medio), tra loro in rapporto di terrazzamento. Tuttavia, nelle zone di transizione più occidentali del settore, i depositi glaciali si sovrappongono in netta discordanza stratigrafica anche sui lembi più orientali del paleoconoide della Dora Baltea. Nel dettaglio, ciascun ciclo è caratterizzato da una rapida deglaciazione iniziale, seguita da un interglaciale caldo della durata di 10-20 mila anni e quindi da una lunga fase di raffreddamento (80-90 mila anni), sviluppata in modo discontinuo attraverso l’alternanza di fasi temperate (interstadiali) e fredde (stadiali), fino a raggiungere un minimo assoluto di temperatura e di massima espansione dei ghiacciai. L’ultimo ciclo Interglaciale-Glaciale, che si è sviluppato nel Pleistocene superiore, è iniziato circa 126.000 anni fa e ha raggiunto l’acme di espansione glaciale tra 25.000 e 19.000 anni fa. Si è concluso intorno a 11.500 anni fa con una rapida deglaciazione che segna l’inizio dell’Olocene, l’attuale fase interglaciale. Durante l'Olocene si sono affermate condizioni climatiche più stabili e temperate. La serie di glaciazioni pleistoceniche, con l’edificazione degli apparati morenici del ghiacciaio della Valle d’Aosta, che costituiscono l’Anfiteatro Morenico di Ivrea, ha determinato profonde modificazioni del reticolo idrografico preesistente. Lo sbarramento morenico allo sbocco della Valle d’Aosta ha impedito ai corsi d’acqua provenienti dal settore biellese di defluire verso la Dora Baltea, determinando una progressiva riorganizzazione del drenaggio verso il bacino del Fiume Sesia.

Tra i corsi d’acqua coinvolti in questa riorganizzazione, un ruolo principale è stato svolto dal Torrente Cervo, il quale ha contribuito in modo determinante alla costruzione dell’attuale pianura biellese. Sebbene quest'ultimo sia l’unico apparato locale riconducibile a un vero conoide con apice allo sbocco vallivo, l’assetto della pianura non è dominato da forme deposizionali ben conservate, bensì da un sistema alluvionale complesso nel quale i depositi glaciali e fluvioglaciali originari risultano profondamente rielaborati. L’evoluzione dei reticoli idrografici del Biellese è avvenuta attraverso una dinamica di sedimentazione ed erosione che ha determinato la progressiva disarticolazione delle superfici deposizionali e la formazione di una successione di terrazzi fluviali di età differente: i livelli più antichi costituiscono superfici sopraelevate, intensamente dissezionate e rimaneggiate, mentre quelli più recenti risultano incisi entro i precedenti. Le porzioni più prossimali e antiche di tali superfici, sviluppate al margine alpino, sono oggi conservate in lembi discontinui e profondamente rielaborati, descritti in letteratura come “altopiani villafranchiani”; essi rappresentano relitti delle originarie superfici di conoide e dei sistemi alluvionali preglaciali, successivamente smantellati dall’incisione fluviale e dalla sovrapposizione dei processi fluvioglaciali quaternari. Pur essendo geneticamente connessi all’evoluzione della pianura biellese, nelle attuali condizioni morfologiche questi elementi non risultano più ascrivibili alla pianura stessa.

Ai sistemi di paleoconoide del Torrente Cervo e del Torrente Elvo (Pleistocene inferiore - parte iniziale del Pleistocene medio) sono riferibili i depositi più antichi e stabili dell’area. Nello specifico, gli apporti del paleo-Elvo affiorano a sud-est di Salussola (area del Brianco), mentre al sistema del Cervo è riconducibile il vasto insieme di superfici relitte che costituiscono le Baragge di Candelo, Benna, Ronco di Bo e della Novellina. A quest'ultimo apparato si collega anche il lembo sedimentario compreso tra i torrenti Strona di Mosso, Cervo e Ostola, nei territori di Lessona, Cossato e Castelletto Cervo. Questi depositi sono complessivamente interpretabili come il prodotto di antichi apparati alluvionali alimentati dai principali corsi d'acqua biellesi. Tuttavia, mentre il paleo-Elvo ha dominato la sedimentazione nel settore occidentale e sud-occidentale (Brianco), il sistema Cervo-Strona-Ostola ha avuto un ruolo esclusivo nella strutturazione e nell'edificazione delle porzioni centro-orientali, dove l'elevata energia del Cervo ha dato origine ai conoidi di maggiore estensione.

A partire dal Pleistocene medio, allo sbocco della valle alpina il Torrente Cervo ha dato origine a un ampio sistema di conoidi alluvionali di piè di monte. Il corso d’acqua, caratterizzato da elevata energia e da consistenti apporti detritici provenienti dal bacino montano, ha costruito un esteso corpo di conoide (paleoconoide) progradante verso sud e sud-est, interessando i settori oggi occupati dalle aree di Verrone, Benna sino alla Frazione Arro di Salussola. Più a est, i depositi che oggi costituiscono l'altopiano della Baraggia di Masserano (cronologicamente coevi a questa fase del Pleistocene medio) sono stati messi in posto dal sistema fluviale ancestrale del Sessera e dello Strona di Mosso. Questi corsi d'acqua, prima di subire i successivi fenomeni di cattura e incassamento tettonico, divagavano liberamente verso sud, raccordandosi lateralmente con le dinamiche deposizionali del macro-sistema del Sesia.

Parallelamente anche il Torrente Elvo ha contribuito in modo significativo alla costruzione della pianura biellese. La formazione del settore dell’alta pianura noto come Unità di Borriana è infatti attribuibile alla sedimentazione dei paleoconoidi alluvionali dei torrenti Cervo ed Elvo, sviluppatasi nella parte superiore del Pleistocene medio. I sistemi alluvionali dei due corsi d'acqua, pur evolvendosi in modo indipendente, si sono infatti parzialmente interdigitati nel settore superiore della pianura, determinando una sovrapposizione di corpi sedimentari e la formazione di terrazzi fluviali multipli, caratterizzati da differenti quote e composizione granulometrica, che conservano l’impronta delle diverse fasi di sedimentazione. In una fase successiva, tuttora in atto, tali depositi sono stati progressivamente incisi e rimodellati dall’attività erosiva del Torrente Elvo, che ha scavato scarpate nei sedimenti dell’Unità di Borriana e rimaneggiato parte dei materiali originariamente deposti dal sistema del Cervo. In questo quadro complessivo, la presenza odierna nel greto dell’Elvo di ciottoli e massi di sienite, sia integri sia in stato di disfacimento, testimonia questo antico contributo sedimentario proveniente dal bacino del Torrente Cervo (a cui tale litologia appartiene), evidenziando l'intima interazione tra i due sistemi fluviali nel corso dell’evoluzione geomorfologica della pianura biellese.

La progressiva riorganizzazione del reticolo idrografico del Torrente Cervo ha portato, nel Pleistocene superiore, alla sedimentazione di depositi alluvionali riferibili a un paleoalveo, la cui traccia morfologica è oggi preservata nella valle relitta del Torrente Ottina e nei depositi alluvionali che si sviluppano a ventaglio a sud-est di Massazza, estendendosi fino al settore di Formigliana, dove il conoide si raccorda con la piana vercellese. La successiva disattivazione di questo imponente sistema deposizionale e il passaggio all'attuale assetto idrografico si sono realizzati a partire dal Pleistocene superiore, completandosi nel corso dell'Olocene. Il Torrente Cervo, a seguito dell’avvenuta cattura ha abbandonato il paleoalveo dell'Ottina e ha cominciato a sedimentare lungo il suo tracciato attuale, mettendo in posto un sistema di superfici terrazzate costituito da depositi alluvionali ghiaioso-sabbiosi, grossolani ed eterometrici. Tali depositi definiscono un livello terrazzato superiore, riferibile all’Olocene medio-recente, e un livello terrazzato inferiore, costituito da sedimenti con caratteristiche analoghe e attribuibile all’Olocene recente.

La costruzione dei corpi sedimentari nella pianura biellese è stata guidata da un bilancio dinamico e continuo tra deposizione e incisione, governato dai cicli climatici del Quaternario e dal sollevamento tettonico. Durante le fasi glaciali, l’intensa erosione nei bacini montani e l’elevata produzione di detrito hanno determinato un forte apporto sedimentario, favorendo lo sviluppo di estese piane fluvioglaciali caratterizzate da depositi grossolani e da marcata aggradazione. Nella successiva fase cataglaciale (di deglaciazione), legata al ritiro dei ghiacciai, le elevate portate di fusione e la progressiva diminuzione del carico solido hanno indotto i corsi d’acqua a incidere e rimaneggiare tali depositi, con la formazione di superfici terrazzate. Durante le fasi interglaciali (anaglaciali), infine, la riduzione dell’apporto detritico e la maggiore stabilità ambientale hanno favorito lo sviluppo di sistemi fluviali meandriformi, con migrazione laterale degli alvei, ulteriore incisione e deposizione di sedimenti più fini nelle piane alluvionali. I terrazzi fluviali risultanti non sono quindi semplici forme erosive, ma livelli morfostratigrafici – antiche piane alluvionali e paleoconoidi – progressivamente incisi e abbandonati, oggi conservati come relitti separati da scarpate. Nel contesto locale, l'instabilità idrografica del Torrente Cervo, caratterizzata da ripetute divagazioni e da un progressivo spostamento verso est, ha esercitato un controllo morfogenetico cruciale, definendo in modo significativo l'attuale assetto terrazzato del paesaggio.

Sintesi dell’evoluzione della pianura biellese

In sintesi, la morfologia attuale della pianura biellese è il risultato di una lunga e articolata evoluzione sedimentaria. Alla base della successione si riconoscono depositi marini attribuibili al Pliocene inferiore, la cui sedimentazione si protrae fino alle fasi iniziali del Pliocene superiore (all'incirca intorno ai 3,6-3,5 Ma), impostati direttamente sul substrato roccioso. Verso l’alto, questi sedimenti passano gradualmente a facies di transizione e poi continentali, riferibili all’intervallo compreso tra il Pliocene superiore e il Pleistocene inferiore (circa 3,6-0,8 Ma) e riconducibili al complesso bio- e litostratigrafico villafranchiano. Tale fase di prolungata sedimentazione fluviale, si è sviluppata per oltre due milioni di anni. A partire da circa 2,6 milioni di anni fa, in corrispondenza del limite plio-pleistocenico, tale dinamica è stata fortemente condizionata dalle prime grandi oscillazioni climatiche globali, che hanno influenzato l’organizzazione e l’evoluzione dei sistemi deposizionali. In questo quadro, l’azione congiunta della sedimentazione e dell’incisione operata dai corsi d’acqua alpini ha progressivamente modellato le originarie superfici deposizionali, determinando la formazione di una serie di terrazzi fluviali a diverse quote, separati da scarpate di varia entità. Il risultato è un paesaggio articolato in più livelli morfologici, che riflettono le successive fasi di costruzione e rielaborazione del sistema geomorfologico della pianura fluvioglaciale.

Il Foglio 43 (Biella) della Carta Geologica d’Italia (SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA, 1966) riporta i principali corpi sedimentari che costituiscono la pianura biellese, come illustrato nello stralcio cartografico (fig. 1) e nella relativa legenda cronologica (fig. 2). Tali unità sono rappresentate mediante simbologie e cromie riferite a una cronologia deposizionale impostata secondo il modello classico delle glaciazioni alpine.

Gli altopiani villafranchiani, pur essendo geneticamente connessi all’evoluzione della pianura biellese, nelle attuali condizioni morfologiche non sono più ascrivibili alla pianura in senso fisiografico, sebbene i loro lembi inferiori si estendano nel sottosuolo a costituire l'ossatura profonda su cui poggiano i sedimenti più recenti. L’unità fisiografica della pianura biellese attuale è costituita da un articolato mosaico di superfici terrazzate, la cui genesi è strettamente correlata alla successione delle fasi glaciali pleistoceniche. Si esclude da questa trattazione il terrazzo della Bessa poiché, nonostante la continuità geografica, questo settore non fa parte geneticamente e fisiograficamente della pianura biellese, appartenendo a tutti gli effetti al sistema di edificazione dell'Anfiteatro Morenico di Ivrea, originato dal ghiacciaio balteo.

Secondo la scala cronostratigrafica attualmente approvata dall’IUGS (2009), l’inizio del periodo Quaternario coincide con la base del Pleistocene, fissata a 2,58 Ma. Il Pleistocene è suddiviso in tre sottounità: Pleistocene inferiore (2,58-0,78 Ma), Pleistocene medio (0,78-0,126 Ma) e Pleistocene superiore (0,126-0,0117 Ma). L’Olocene si estende da 11,7 ka al presente.

Adottando questo inquadramento, i principali corpi sedimentari pleistocenici possono essere distinti come segue:

Pleistocene inferiore - parte bassa del Pleistocene medio

A questo intervallo appartengono i depositi più antichi e maggiormente stabilizzati, affioranti a sud-est di Salussola (area del Brianco) e nell’ampio sistema di superfici che costituisce le Baragge di Candelo, Benna, Ronco di Bo e della Novellina. Tali unità si estendono nei territori di Candelo, Benna, Massazza, Villanova Biellese, Mottalciata e Cossato. A questo insieme si aggiunge il lembo sedimentario compreso tra i torrenti Strona di Mosso, Cervo e Ostola, nei territori di Cossato, Lessona, Masserano e Castelletto Cervo. Nel loro complesso, questi depositi sono riferibili a antichi sistemi alluvionali alimentati dai torrenti Elvo, Cervo, Strona di Mosso e Ostola; in particolare, il sistema Cervo-Strona-Ostola ha generato i conoidi di maggiore estensione e i livelli terrazzati a più alta energia. Nel Foglio 43 "Biella" della Carta Geologica d’Italia (SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA, 1966), tali corpi sono attribuiti alle alluvioni fluvioglaciali ciottoloso-grossolane, alterate in “ferretto tipico” e ricoperte da depositi loessici riferiti al Mindel.

Pleistocene medio - Pleistocene superiore

A questo intervallo sono riferibili i depositi situati a valle della città di Biella, in sinistra idrografica dei torrenti Elvo e Oremo. Le relative superfici si estendono fino alla località Arro (Salussola) e risultano delimitate a oriente dalla depressione del Torrente Ottina, che ne marca il limite morfologico. Allo stesso intervallo è attribuibile anche il corpo sedimentario della Baraggia di Masserano. Dal punto di vista genetico, tali depositi risultano connessi, nel settore occidentale, all’attività dei torrenti Elvo e Cervo, mentre nell’area di Masserano riflettono l’evoluzione del sistema fluviale ancestrale del Sessera e dello Strona di Mosso, in un contesto di interdigitazione tra apparati fluvioglaciali contigui. Secondo il Foglio 43 "Biella" (1966), questi depositi sono classificati come alluvioni fluvioglaciali ghiaiose, alterate in suoli argillosi giallo-ocracei, con coperture loessiche attribuite al Riss.

Pleistocene superiore

Questo intervallo comprende i depositi ubicati in destra idrografica del Torrente Elvo, tra Occhieppo Inferiore e Mongrando, direttamente legati alla dinamica di tale corso d’acqua. Vi rientrano inoltre i depositi riferibili al paleoalveo del Torrente Cervo, la cui traccia morfologica è oggi conservata nella valle relitta del Torrente Ottina, nonché i depositi alluvionali a ventaglio sviluppati a sud-est di Massazza, che si estendono fino al settore di Formigliana, dove si raccordano con la pianura vercellese. Nel Foglio 43 "Biella" (1966), questi corpi sono attribuiti ad alluvioni fluvioglaciali con debole alterazione brunastro-giallastra, costituenti il livello fondamentale della pianura, con coperture loessiche riferite al Riss p.p./Würm p.p.

Pleistocene superiore - Olocene

L’unità più recente è rappresentata dai depositi alluvionali che costituiscono i fondovalle e i terrazzi bassi lungo gli alvei attuali dei torrenti Elvo, Oremo, Cervo, Chiebbia, Strona di Mosso e Ostola. Questo complesso documenta il passaggio dalle fasi finali della dinamica fluvioglaciale tardo-pleistocenica – ancora influenzata dal definitivo assetto idrografico legato alla cattura del Torrente Cervo – alla successiva evoluzione fluviale olocenica, responsabile dell’attuale morfologia. Nel Foglio 43 "Biella" (1966), tali depositi sono attribuiti alle alluvioni fluvioglaciali e fluviali ciottolose non alterate, terrazzate, a terreni grigio-bruni del Würm p.p., nonché alle alluvioni ghiaiose recenti e attuali degli alvei attivi e abbandonati.

Nel complesso delle superfici descritte, il colore dei suoli rappresenta un utile carattere diagnostico qualitativo, in quanto riflette il grado di evoluzione pedogenetica e, indirettamente, l’età dei depositi. Le superfici più antiche, riferibili al Pleistocene inferiore e medio, sono generalmente caratterizzate da suoli fortemente evoluti, con tonalità rosso-brune o bruno-rossastre, legate a processi prolungati di alterazione, lisciviazione e accumulo di ossidi di ferro. Nei depositi del Pleistocene medio-superiore prevalgono invece colorazioni brune o bruno-giallastre, indicative di un grado di evoluzione intermedio. Infine, nei depositi più recenti, attribuibili al Pleistocene superiore e all’Olocene, i suoli presentano tonalità più chiare, variabili dal bruno chiaro al giallastro o grigiastro, spesso poco differenziate, in relazione alla minore durata dei processi pedogenetici e alla più recente stabilizzazione delle superfici. Va tuttavia sottolineato che il colore dei suoli può essere influenzato anche da fattori locali (litologia, drenaggio, uso del suolo), e deve pertanto essere utilizzato in associazione con altri elementi stratigrafici e geomorfologici.

Il Torrente Cervo

Sulla base delle ricostruzioni di MAFFEO (2009), l’evoluzione del Torrente Cervo nella pianura biellese affonda le proprie radici in una fase molto più antica dell’attuale assetto morfologico, risalente al periodo pre-pliocenico. Le indagini geofisiche, sostanzialmente confermate dalle stratigrafie dei pozzi profondi di esplorazione idrogeologica, evidenziano infatti la presenza di una profonda incisione nel substrato cristallino, sviluppata tra Tollegno e Candelo, dove un tratto di 6 km è superato con un dislivello di circa 700 metri, interpretabile come una paleovalle attribuibile a un "Torrente Cervo pre-pliocenico". Tale solco vallivo, inciso nelle rocce del basamento risulta oggi completamente colmato da sedimenti più recenti, perdendo ogni relazione diretta con la morfologia superficiale attuale. L'antica infossatura si sviluppa al di sotto di Pavignano; poco a sud di Tollegno, in corrispondenza dello slargo vallivo, l'alveo attuale del Torrente Cervo interseca questo antico tracciato. Qui, per un tratto di circa 600 metri, il corso d'acqua scorre entro depositi detritici grossolani anziché in roccia, contrariamente a quanto si osserva sia immediatamente a monte sia a valle. Tale paleovalle, individuata dalle indagini geofisiche, si è rivelata importante per le risorse idriche potenzialmente contenute, come confermato dalla discreta produttività di alcuni pozzi ubicati in prossimità di essa, nel settore sud-occidentale di Vigliano Biellese e nella parte settentrionale di Candelo. Su questo substrato profondamente inciso si sono successivamente deposti, a partire dal Pliocene, sedimenti marini prevalentemente fini, che testimoniano l’ingressione del mare nel bacino padano e costituiscono il principale riempimento della paleovalle. Durante le fasi glaciali, l’intenso apporto detritico proveniente dal rilievo alpino ha portato alla costruzione di estesi conoidi alluvionali, tra cui il grande conoide di Biella, attribuibile verosimilmente alla glaciazione rissiana. Tuttavia, la prossimità al margine alpino, interessato da un continuo sollevamento, e la contemporanea subsidenza della pianura padana hanno determinato una situazione di equilibrio dinamico: i sedimenti grossolani accumulati durante le fasi di maggiore alimentazione sono stati successivamente in larga parte rimobilizzati e asportati nelle fasi di minore apporto e maggiore capacità erosiva dei corsi d’acqua. In questo contesto si inserisce la formazione dell’ampia valle che separa il pianalto della Baraggia dall’area di Candelo e Benna, interpretabile come il risultato dello smantellamento del grande conoide pleistocenico. Tale fase è legata a una riorganizzazione del reticolo idrografico e a un abbassamento del livello di base. Un ruolo determinante in questa evoluzione è stato giocato dalla cattura del Torrente Cervo, che ha comportato la deviazione del suo corso verso oriente, innescando una nuova fase di incisione tuttora attiva. Nel complesso, la storia del Torrente Cervo documenta l’interazione tra tettonica, variazioni climatiche e dinamica fluviale, mostrando come l’attuale assetto idrografico sia il risultato di una lunga sequenza di incisioni, colmamenti e catture che hanno progressivamente rimodellato il margine pedemontano biellese.

Nell’articolo di MAFFEO (2003) la cattura fluviale del Torrente Cervo viene interpretata sulla base della brusca deviazione ad angolo retto che il corso d’acqua compie in corrispondenza di Chiavazza. Tale anomalia planimetrica è con elevata probabilità riconducibile alla cattura del paleocervo, il cui tracciato originario si sviluppava con continuità verso meridione. Un affluente del paleostrona di Mosso, attivo attraverso un’intensa erosione regressiva, potrebbe avere intercettato il corso del Torrente Cervo, determinando la deviazione dell’alveo lungo l’attuale direttrice. Una possibile testimonianza geomorfologica di questa riorganizzazione del reticolo idrografico è rappresentata dalla valle del Torrente Ottina, interpretabile come una valle relitta o "valle morta". Questa depressione costituisce verosimilmente il residuo dell’antico alveo del Torrente Cervo, il quale, anteriormente alla cattura, defluiva verso sud in direzione dell’area di Massazza.

Il Baraggione di Candelo e Cossato

Le Baragge biellesi, comprese nella Riserva Naturale Orientata delle Baragge, costituiscono un sistema di ampie superfici pianeggianti relitte dell’alta pianura piemontese. Esse si sono sviluppate su antichi depositi fluvioglaciali connessi alle fasi glaciali quaternarie – riferibili in gran parte al Pleistocene medio – e oggi si presentano sospese e terrazzate rispetto alle piane fluviali attuali. In questo contesto, l'evoluzione paleoambientale quaternaria ha originato una copertura prevalentemente fine, costituita da limi e argille, localmente sovrapposta ai corpi ciottolosi e grossolani di conoide. A questa matrice alluvionale si è sommata, durante i massimi glaciali, un'importante sedimentazione eolica di polveri fini provenienti dalle aree proglaciali, che ha deposto spesse coltri di loess. Nel tempo, l’approfondimento della rete idrografica attuale ha progressivamente isolato e smantellato gran parte del paleoconoide, preservandone solo alcuni lembi sopraelevati sotto forma di terrazzi stabili. Questi settori, definitivamente sottratti all’attività di esondazione e sedimentazione, sono rimasti esposti per lunghi periodi all'azione degli agenti atmosferici, sviluppando intensi processi pedogenetici a carico sia dei sedimenti fluvioglaciali sia della sovrastante coltre loessica. La tessitura prevalentemente limoso-argillosa di questi livelli superficiali ha favorito una bassa permeabilità e costanti condizioni di ristagno idrico, con conseguenti fenomeni di idromorfia, lisciviazione degli elementi nutritivi e lo sviluppo di suoli fortemente evoluti e acidi. Ne derivano suoli poveri e una copertura vegetale diradata, condizioni che hanno contribuito alla formazione dei caratteristici ambienti delle Baragge. Tali ambienti si configurano quindi come espressione geomorfologica e pedologica di antiche superfici di paleoconoide fluviale, successivamente abbandonate e conservate nel paesaggio attuale.

Le principali superfici baraggive sono rappresentate dalla Baraggia di Candelo, la più estesa e significativa, dalla Baraggia di Masserano e dalla Baraggia di Rovasenda, che ne costituisce la prosecuzione verso sud in territorio vercellese. La Baraggia di Candelo, intesa in senso ampio come unità geomorfologica, è articolata nella cartografia provinciale in diversi settori toponomastici locali (Baraggia di Candelo, di Benna, Ronco di Bo e della Novellina), che individuano porzioni della medesima superficie senza implicare differenze genetiche sostanziali. Questo ambiente peculiare si configura come un’eccezionale brughiera pedemontana a Calluna e Molinia, in equilibrio dinamico con formazioni forestali rade a farnia e betulla. Nella tradizione storica e nella letteratura locale esso assume la valenza di un vero e proprio coronimo: il Baraggione di Candelo e Cossato. Tale denominazione non descrive soltanto un’estensione territoriale, ma identifica un’unità geografica e culturale organica, capace di superare i confini amministrativi dei singoli comuni. Dal punto di vista geomorfologico, il Baraggione di Candelo e Cossato costituisce un ampio terrazzo fluviale, interpretabile come relitto dell’antico conoide alluvionale del Torrente Cervo, formatosi nel basso Pleistocene medio. I suoli di questa alta pianura baraggiva risultano profondamente evoluti e molto antichi (suoli rossi), spesso interessati da processi di ferruginizzazione che hanno portato alla formazione del ferretto, un orizzonte pedogenetico ricco in ossidi di ferro che conferisce al terreno una tipica colorazione rossastra e una struttura compatta. La forte compattazione e l’elevato contenuto in frazione fine determinano una scarsa permeabilità e una limitata fertilità agronomica. Tali condizioni pedologiche e idrologiche rendono questi suoli difficilmente coltivabili, favorendo lo sviluppo di una vegetazione naturale rada, dominata da brughiere e da formazioni a querce spesso plurisecolari.

Dal punto di vista stratigrafico, i livelli più profondi sono costituiti da sedimenti marini pliocenici, rappresentati da argille marnose grigio-azzurre contenenti resti fossili di organismi marini, che passano verso l’alto ai depositi villafranchiani, testimoni di ambienti continentali e di transizione. Questi sono a loro volta ricoperti da depositi ghiaioso-ciottolosi legati alle fasi fluvioglaciali pleistoceniche. Superiormente si rinviene una coltre di limi e sabbie eoliche (loess), con spessori medi di circa 2-3 metri, deposta durante le fasi fredde del Pleistocene. Nel considerare una successione stratigrafica, è tuttavia necessario ricordare che essa rappresenta il risultato complessivo dell’alternanza di fasi deposizionali ed erosionali che l’hanno generata: durante ciascun episodio possono essersi verificati processi i cui prodotti sono stati successivamente rimossi o rielaborati dagli eventi successivi. Il Baraggione di Candelo e Cossato conserva dunque una successione stratigrafica ben preservata, configurandosi come un relitto morfosedimentario non rimaneggiato dai corsi d’acqua attuali.

Il profilo del suolo, osservabile in una sezione verticale di circa due metri, si presenta articolato in diversi orizzonti pedogenetici così schematizzabili:

Orizzonte A (Topsoil) 0-20 cm - Colore bruno-grigiastro, ricco in sostanza organica, con abbondante presenza di radici di ericacee e graminacee; reazione fortemente acida.

Orizzonte E (Eluviale) 20-60 cm - Colore più chiaro, tendente al biancastro o giallastro; orizzonte impoverito per lisciviazione (eluviamento) di argille, ossidi di ferro e sostanza organica.

Orizzonte Bt (illuviale-"ferretto") 60-150 cm - Colore rosso-bruno intenso o ocra per l’accumulo di ossidi di ferro; struttura molto compatta e ricco di argilla accumulata.

Orizzonte C (Substrato) 150-200 cm - Sedimenti pleistocenici poco alterati, costituiti da limi compatti e livelli ghiaioso-ciottolosi localmente presenti.

Dal punto di vista geomorfologico, la scarpata del Baraggione di Candelo e Cossato, prospiciente il Torrente Cervo, rappresenta uno degli elementi più significativi dell’intero sistema baraggivo, in quanto esprime in modo diretto il rapporto tra superfici terrazzate antiche e incisione fluviale recente. Essa presenta un dislivello complessivo compreso tra circa 40 e 80 m, con valori più elevati nei tratti direttamente affacciati sull’attuale alveo. Si tratta di una scarpata di origine prevalentemente erosiva fluviale, localmente molto acclive fino a sub-verticale, articolata in più gradini morfologici e diffusamente incisa da forme calanchive, a testimonianza di un’evoluzione legata all’azione combinata dell’incisione fluviale e dei processi di versante. Dal punto di vista genetico, la scarpata è il risultato della progressiva incisione operata dal Torrente Cervo all’interno di un corpo sedimentario più antico di origine fluvioglaciale. L’altopiano della Baraggia rappresenta infatti una superficie relitta, relativamente stabile, mentre il corso d’acqua ha progressivamente approfondito il proprio alveo, determinando un marcato dislivello morfologico tra il piano sommitale e il fondovalle. Dal punto di vista morfodinamico attuale, la scarpata è interessata da processi di degradazione attiva, tra cui erosione diffusa e concentrata per ruscellamento superficiale, sviluppo di morfologie calanchive nei settori a prevalente componente limoso-argillosa e fenomeni di instabilità gravitativa superficiale (crolli localizzati e piccoli scivolamenti). Tali processi sono favoriti sia dalla natura litologica dei depositi (materiali limoso-argillosi e ciottolosi poco coerenti), sia dalla forte acclività del versante, sia dalla dinamica del Torrente Cervo, che continua localmente a erodere il piede della scarpata, contribuendo a mantenerla in condizioni di instabilità. In sintesi, la scarpata del Baraggione di Candelo e Cossato lungo il Torrente Cervo rappresenta un elemento chiave per la lettura geomorfologica del territorio: essa segna il limite tra una superficie terrazzata pleistocenica e un sistema fluviale inciso e dinamico, costituendo al contempo una sezione naturale che documenta l’evoluzione sedimentaria e morfologica dell’intero settore pedemontano biellese.

Idrogeologia

Secondo MAFFEO (2009), nell’intervento dedicato all’idrogeologia e alle strutture profonde dell’alta pianura biellese, quest’area presenta caratteristiche peculiari rispetto al contesto generale della Pianura Padana. Dal punto di vista idrogeologico, infatti, nonostante l’elevata piovosità, le risorse idriche sotterranee risultano complessivamente limitate, sia nei settori montani sia in quelli di pianura. Tale condizione è attribuibile alla scarsa diffusione di formazioni geologiche in grado di costituire acquiferi significativi, capaci di immagazzinare e regolare nel tempo le acque di infiltrazione. A differenza della Pianura Padana, generalmente caratterizzata da potenti coltri di sedimenti ghiaiosi ad alta permeabilità e quindi sede di acquiferi ben sviluppati, nel Biellese il sottosuolo è prevalentemente costituito da sedimenti fini, poco permeabili e di conseguenza idrogeologicamente poco produttivi. I livelli ghiaiosi, che altrove ospitano falde rilevanti, risultano qui limitati a una copertura superficiale relativamente sottile. Inoltre, nella fascia settentrionale della pianura, il substrato roccioso affiora o si trova a modesta profondità, limitando ulteriormente lo sviluppo di corpi acquiferi. Il substrato, costituito da rocce cristalline (dioriti e, verso oriente, migmatiti e graniti), affiora in prossimità dell’apice della pianura, tra Mongrando, Occhieppo, Biella e Vigliano Biellese, dove localmente emerge anche al di sopra della superficie della piana. Ne sono esempi il rilievo su cui sorge la chiesa di Occhieppo Inferiore e il dosso roccioso situato a sud del centro di Biella (via Delleani). Procedendo verso sud, il tetto del substrato si approfondisce rapidamente, raggiungendo profondità superiori a 100-150 m già nell’area di Gaglianico e Ponderano. Le indagini geofisiche e le stratigrafie dei pozzi profondi hanno inoltre evidenziato una marcata incisione del substrato cristallino tra Tollegno e Candelo, interpretata come il tracciato di un antico corso d’acqua, definito “Torrente Cervo pre-pliocenico”. Questa paleovalle, colmata da depositi grossolani, riveste particolare interesse per le potenziali risorse idriche in essa contenute. Ulteriori depressioni del substrato sono state individuate in corrispondenza degli attuali tracciati dei torrenti Elvo e Oremo, mentre tra Biella, Ponderano e Gaglianico è presente una dorsale rocciosa sepolta che separa tali solchi vallivi. Il quadro del sottosuolo delineato dai rilievi geofisici è sostanzialmente confermato dai dati di perforazione, sebbene questi indichino generalmente profondità del substrato inferiori rispetto a quelle stimate geofisicamente. Nel complesso, l’area risulta comunque caratterizzata da una limitata disponibilità di risorse idriche sotterranee diffuse.

Osservazioni di campo

Alla base della sequenza stratigrafica della pianura biellese si rinvengono i depositi marini del Pliocene. A causa dei movimenti tettonici regionali, tali sedimenti sono attualmente osservabili anche in settori collinari esterni ai confini dell'attuale pianura. Nell’ambito della transizione tardo pliocenica, le variazioni litologiche e altimetriche possono apparire incoerenti se analizzate secondo una rigida successione verticale. In realtà, tali contesti sono caratterizzati da una marcata eteropia di facies, nella quale sedimenti fini di ambiente marino a bassa energia (argille di offshore e di prodelta), si alternano e si interdigitano lateralmente con corpi sabbioso-ghiaiosi riferibili ad ambienti deltizi e fluviali prossimali. Questi ultimi, organizzati in lobi progradanti e canali distributari, si incuneano nei depositi più fini generando una distribuzione spaziale complessa. Le attuali differenze di quota sono ulteriormente accentuate da una paleomorfologia irregolare del substrato e da successive dislocazioni tettoniche, che hanno preservato a altezze differenti corpi sedimentari originariamente coevi.

Sono numerosi i siti pliocenici segnalati in letteratura; tuttavia, essi non risultano sempre facilmente reperibili e talora si presentano in condizioni diverse rispetto a quelle osservate al momento della segnalazione, a causa delle dinamiche fluviali e dell’evoluzione della copertura vegetale. Le figure 3-9 documentano, lungo gli alvei del Torrente Quargnasca, del Rio Osterla e del Torrente Ostola, la presenza di livelli basali di argille grigio-azzurre, interpretabili come depositi di ambiente marino relativamente profondo e a bassa energia, ricchi di fossili marini ben preservati. Lungo l’alveo del Rio Osterla si osserva un’abbondante presenza di fossili caratteristici, tra cui Turritella vermicularis e Pecten flabelliformis; in particolare, Turritella vermicularis è considerata da BECCARO (2011) il fossile guida del sito. Argille plioceniche grigio-azzurre si rinvengono anche lungo il Rio di Cacciano, in territorio di Masserano, come documentato dalle figure 10 e 11, nonché lungo l’alveo del Torrente Cervo, dove la presenza di fossili risulta variabile (fig. 12). 

In Val Sessera, nella parte bassa del percorso del Croso di Naugera e nell'alveo del Rio Fontana, si osservano argille plioceniche. Un affioramento esposto lungo quest'ultimo rio documenta un livello costituito da abbondanti clasti angolosi e sub-angolosi di vulcaniti permiane, immersi in una matrice argilloso-sabbiosa color nocciola. La spigolosità dei frammenti e la loro scarsa elaborazione sembrerebbero indicare un trasporto limitato: potrebbe trattarsi di detrito derivante dal disfacimento diretto del substrato vulcanico, rielaborato localmente e successivamente sepolto dai sedimenti marini pliocenici, testimoniando così una fase di transizione e l'inizio dell'ingressione marina nel settore. (figg. 13-14).

Un affioramento di particolare interesse, attribuibile in via preliminare al Pliocene, è esposto nella profonda incisione del Rio Bolume (a NW di Biella), a una quota di circa 462 m s.l.m. In tale contesto affiorano sedimenti fini costituiti da argille limose compatte di colore grigio-azzurro, a tessitura prevalentemente pelitica e struttura da massiva a debolmente laminata. All’interno della matrice fine si osservano rari clasti millimetrici-centimetrici dispersi, interpretabili come apporti episodici ad alta energia in un ambiente deposizionale di bassa energia (verosimilmente un contesto di prodelta-offshore). I sedimenti poggiano direttamente sulle dioriti del Complesso Mafico (Zona Ivrea-Verbano), localmente interessate da intercalazioni di fasce chiare di diaftoriti. Il contatto è netto e marcatamente irregolare: una superficie di discordanza erosiva che testimonia la deposizione su un substrato già esumato e morfologicamente articolato. Verso l’alto, i livelli pelitici risultano in discordanza stratigrafica sotto i sovrastanti depositi continentali dell’altopiano villafranchiano del Vandorno, documentando una netta discontinuità tra l'antico dominio marino e i successivi contesti continentali. Le osservazioni condotte sui sedimenti tramite comuni sistemi di ingrandimento amatoriali non hanno evidenziato la presenza di macro- o microfossili (figg. 15-16). Sebbene l'assenza di microfauna imponga cautela cronostratigrafica, la posizione altimetrica del reperto trova un solido confronto regionale nei depositi di facies marino-marginale citati da FANTONI et al. (2005) a Plello (Valsesia), rinvenuti fino a 525 m s.l.m. Tale quota insolita suggerisce un significativo sollevamento tettonico differenziale post-deposizionale, legato alla riattivazione dei lineamenti strutturali del margine alpino.

I depositi osservati nei siti descritti testimoniano ambienti marini pliocenici, al di sopra dei quali si rinviene una formazione costituita da sabbie giallastre appartenenti a una serie marina regressiva. Questa è rappresentata da facies siltoso-argillose e argilloso-sabbiose, all’interno delle quali si intercalano subordinati livelli sabbiosi o sabbioso-ghiaiosi. I depositi sono caratterizzati da variazioni cromatiche e da una stratificazione evidente, interpretabili come espressione di ambienti a maggiore energia (litorale, deltizio o costiero).

La figura 17 mostra un affioramento di sabbie tardo plioceniche costiero-transizionali lungo il Rio Bisingana, a valle della SP 233. Nel Rio di Cacciano affiora una successione sedimentaria stratificata e inclinata. Il corpo è costituito da una netta alternanza di livelli sabbioso-ghiaiosi e livelli fini limoso-argillosi, caratterizzati localmente da una colorazione grigio-azzurra. L’associazione litologica e la variabilità granulometrica indicano un ambiente deposizionale di transizione fluvio-deltizia, riconducibile alla fase regressiva tardo pliocenica e caratterizzata dall’alternanza di condizioni ad alta e bassa energia. Un dettaglio strutturale significativo è l'assetto degli strati, che mostrano un'immersione verso monte; tale geometria suggerisce un basculamento tettonico o una complessa dinamica di progradazione del corpo sedimentario originale (figg. 18-19).

Nell'incisione del Torrente Ostola, a valle del ponte sulla ex SS 142, al di sopra di livelli argilloso-siltosi basali, si osserva una successione di sabbie giallastre a stratificazione incrociata. Questi depositi, caratterizzati da una forte inclinazione degli strati, sono interpretati in letteratura (DAL PIAZ, 1992) come unità villafranchiane originate in un ambiente di transizione, in rapporto di sovrapposizione sui sedimenti marini del Pliocene (fig. 20).

Il Torrente Cervo, a valle della confluenza con il Torrente Strona di Mosso, incide una potente successione sabbiosa (cartograficamente denominata "Canyons di sabbia"), che rappresenta una fase di transizione fondamentale tra ambiente marino e continentale. Tali depositi mostrano una stratificazione ben evidente e colorazioni variabili dall’ocra all’arancione rossastro, attribuibili alla presenza di ossidi di ferro. La notevole compattezza di queste sabbie tardo plioceniche ha consentito al corso d'acqua di incidere profondamente la formazione, generando pareti subverticali alte diversi metri (figg. 21-23). Le figure 24 e 25 mostrano ulteriori affioramenti di sabbie, riconducibili alla stessa dinamica sedimentaria, esposti lungo il Cervo a est di Bocca del Lupo.

La progressiva regressione marina e il colmamento del bacino, attraverso un passaggio graduale tra differenti ambienti deposizionali, hanno lasciato testimonianze anche nel settore occidentale della pianura biellese. Le figure 26 e 27 mostrano, nell’alveo del Torrente Elvo, affioramenti di sabbie limose compatte di colore giallastro, osservabili a valle della passerella di Borriana e a sud-sud-est di Cascina Mulino, nel territorio di Magnonevolo. Tali depositi sono interpretati in letteratura (GIANOTTI, 1996) come appartenenti alla porzione medio-inferiore e distale, prevalentemente sabbiosa, del grande conoide preglaciale della Dora Baltea, in graduale transizione verso i sottostanti depositi marino-deltizi "villafranchiani". Analoghe sabbie affiorano anche lungo il Torrente Oremo, fino alla confluenza con l'Elvo.

La definitiva emersione della pianura è stata caratterizzata dalla sedimentazione dei depositi ghiaiosi dei grandi paleoconoidi del Pleistocene inferiore, connessi ai principali corsi d'acqua pedemontani, segnando l’inizio della fase dominata dalle dinamiche fluvioglaciali pleistoceniche. Nel settore occidentale del Biellese, gli apparati preglaciali della Dora Baltea e del Torrente Elvo hanno contribuito alla costruzione delle superfici di pianura. Nel settore di pianura, tali conoidi risultano attualmente sepolti sotto depositi più recenti e sono osservabili soltanto laddove le incisioni torrentizie li intercettano. Le figure 28 e 29 mostrano i depositi del paleoconoide della Dora Baltea affioranti nell’alveo del Rio Valsorda e quelli del paleoconoide del Torrente Elvo esposti nell’alveo del Torrente Viona, al di sotto dei depositi glaciali. In entrambi i casi, i sedimenti sono costituiti da ciottoli intercalati a livelli sabbiosi, presentano una colorazione giallo-rossastra dovuta a processi ossidativi e mostrano un avanzato stato di alterazione, risultando facilmente disgregabili anche con una semplice punta metallica. La principale differenza risiede nella composizione litologica: i depositi della Dora Baltea sono ricchi in ciottoli di serpentinite, facilmente riconoscibili per il tipico colore verde chiaro, mentre quelli del Torrente Elvo si distinguono per una matrice sabbiosa ricca in mica, per l’abbondanza di ciottoli di micascisti eclogitici e per la presenza di clasti di andesite.

L’attività deposizionale riconducibile al paleoconoide del Torrente Cervo (Pleistocene inferiore - parte iniziale del Pleistocene medio) ha determinato la formazione di ampie superfici terrazzate, successivamente isolate dall’evoluzione del reticolo idrografico e oggi caratterizzate da suoli fortemente evoluti, con evidenti processi di ferrettizzazione legati a prolungate condizioni di stabilità geomorfologica. Un notevole esempio di queste superfici pedogenizzate è rappresentato dal Baraggione di Candelo e Cossato. Oltre a configurarsi come un paesaggio peculiare di brughiera pedemontana a Calluna e Molinia, in equilibrio dinamico con formazioni rade a querce e betulle (fig. 30), esso costituisce, dal punto di vista stratigrafico, un relitto dell’antico conoide alluvionale del Torrente Cervo, riferibile alla porzione inferiore del Pleistocene medio.

Nelle incisioni torrentizie del versante orientale – a Castellengo (corso d'acqua della Val Lunga e in un suo affluente), a Mottalciata lungo il Rio della Mestra e lungo il Riale Dzeia – l’erosione intercetta sedimenti siltoso-sabbiosi e sabbiosi attribuibili alla successione tardo pilocenica costiero-transizionale, in discordanza erosiva con depositi colluviali verosimilmente derivati dalla rielaborazione di materiali pleistocenici, mobilizzati dai processi di dilavamento dei versanti (figg. 31-34). Un ulteriore esempio è documentato nell’incisione della Valle Fresca, a sud-est della SP 307, dove sedimenti siltoso-sabbiosi risultano in discordanza erosiva con analoghe coperture colluviali (fig. 35). Nella figura 36 è infine illustrata una sezione di suolo della Baraggia presso Benna: il solco d’erosione mette in evidenza il contatto tra l’orizzonte eluviale (E), impoverito dalla lisciviazione, e il sottostante orizzonte illuviale di "ferretto" (Bt), caratterizzato da un'intensa colorazione rosso-bruna dovuta all''accumulo di ossidi di ferro.  

Nella parte superiore del Pleistocene medio, l’evoluzione idrografica dei sistemi dei torrenti Elvo e Cervo è stata caratterizzata da una fase deposizionale che ha dato origine all'Unità di Borriana. I depositi fluviali di questa unità sono affioranti e osservabili lungo la scarpata modellata dall’Elvo a sud-sud-ovest di Cascina Minazia, nel comune di Mongrando (fig. 37). Il successivo rimaneggiamento di questi corpi sedimentari da parte dei torrenti Elvo e Oremo ha comportato la rimobilizzazione dei materiali originariamente messi in posto dal sistema del Cervo. La presenza, negli alvei attuali dell’Elvo e dell'Oremo, di ciottoli e massi di sienite (sia integri sia in avanzato stato di disfacimento) testimonia un chiaro apporto sedimentario proveniente dal bacino del Torrente Cervo, a cui tale litologia è riconducibile. Questo dato evidenzia la complessa interazione tra i diversi reticoli fluviali durante l’evoluzione geomorfologica della pianura biellese (figg. 38-39). Infine, la litologia sienitica si rinviene, sebbene in maniera decisamente subordinata, anche negli ultimi 400 m dell’alveo del Torrente Olobbia, immediatamente a monte della confluenza con l’Elvo, nel settore di coalescenza dei rispettivi apparati deposizionali.

Nell’attuale alveo del Torrente Elvo, a ovest e a sud di Borriana, affiorano alcuni massi di micascisto eclogitico caratterizzati da dimensioni rilevanti e, per questo, interpretabili come massi erratici. Le figure 40 e 41 mostrano due di questi blocchi, parzialmente inglobati nei depositi alluvionali attuali. Blocchi di natura simile sono segnalati in letteratura (GIANOTTI et al., 2015), dove vengono interpretati come evidenza di una più ampia estensione dell’apparato glaciale verso lapianura biellese. In assenza di una documentazione diretta che consenta un confronto puntuale, i blocchi qui osservati possono essere considerati compatibili con tali segnalazioni, senza tuttavia poter stabilire una correlazione diretta.

Il solco attualmente occupato dal Torrente Ottina è interpretato come un paleoalveo appartenente a una precedente configurazione del sistema fluviale del Cervo, anteriore a un evento di cattura. Questa valle, abbandonata dal Torrente Cervo – di cui il corso d'acqua attuale "ne è quasi il meschino ricordo odierno" (SACCO, 1927) – si presenta oggi come una depressione pianeggiante, attraversata dalla SP 307 a sud-est di Candelo e dalla strada che da Benna conduce alla Baraggia di Benna (fig. 42). Questa valle relitta, o "valle morta", è delimitata, nella sua porzione più settentrionale, da una scarpata morfologica lungo la quale si sviluppa una strada sterrata che si diparte da via Isangarda, nel territorio di Candelo (fig. 43).

Successivamente alla cattura, nel corso del Pleistocene superiore (fase tardiglaciale), il Torrente Cervo ha progressivamente inciso l’altopiano del Baraggione di Candelo e Cossato, determinando un marcato dislivello morfologico tra il piano sommitale e il fondovalle, oggi evidenziato dalla scarpata del versante nord-orientale. La figura 44 mostra un settore alla base della scarpata dove il corso d'acqua, erodendo il piede del versante, mette in luce una successione verticale caratterizzata da livelli inferiori argilloso-limosi, attribuibili a una deposizione in ambiente marino relativamente profondo e a bassa energia, sormontati da livelli sabbiosi più grossolani riferibili ad ambienti di transizione. Tale variazione granulometrica verso l’alto (progradazione) configura una sequenza regressiva, indicativa di una progressiva diminuzione della profondità del bacino marino durante il Pliocene. Le caratteristiche morfologie calanchive del versante sono osservabili sia dalla pianura prospiciente, dove il fronte affiora in tutta la sua estensione, sia dall’alveo del torrente, che ne consente una lettura dal basso lungo lo sviluppo verticale. Altrettanto efficace è l’osservazione dal ciglio superiore: affacciandosi dal bordo dell’altopiano è infatti possibile cogliere l'andamento dei profondi solchi erosivi che incidono il versante, offrendo una visione ravvicinata delle dinamiche morfogenetiche che continuano a modellare questo antico terrazzo fluviale (figg. 45-46).

Il Torrente Cervo ha inoltre modellato, lungo il suo tracciato attuale, un sistema di superfici terrazzate oloceniche. Esse rappresentano la fase più recente dell’assestamento morfologico del corso d’acqua e definiscono l’attuale assetto del fondovalle, distinguendosi nettamente dai terrazzamenti pleistocenici per la scarsa alterazione dei materiali e per la stretta prossimità all’alveo attivo. La figura 47 documenta, a nord-est dell’abitato di Candelo, in località Gabbio, l’azione erosiva del Torrente Cervo che ha generato una scarpata, alta circa 25 metri. Alla base della sezione affiorano sedimenti fini attribuibili ai depositi tardo pliocenici costiero-transizionali, separati da una evidente discordanza erosionale dai sovrastanti depositi della copertura alluvionale quaternaria. Quest’ultima è costituita da materiali grossolani, con ciottoli e blocchi immersi in una matrice sabbiosa, entro la quale si intercalano localmente sottili lenti di sedimenti fini. Il piede della scarpata è parzialmente mascherato da accumuli detritici costituiti sia da clasti sciolti provenienti dai livelli sommitali, sia da voluminosi blocchi franati di sabbie consolidate. La presenza di tali depositi al piede, unitamente alla morfologia del versante, è coerente con la dinamica evolutiva dell’asta fluviale, che nel tempo ha contribuito alla formazione dei diversi ordini di terrazzamenti riconoscibili lungo le sponde del torrente.

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.

PROVINCIA DI BIELLA (2004) - Carta dei sentieri: Il BIELLESE sud-orientale, Foglio 5, scala 1:25.000, Biella.

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Ultima modifica:  26 maggio 2026