ROCCE ULTRAMAFICHE

Rocce ultramafiche

Le rocce ultramafiche (o ultrafemiche) sono rocce ignee e metamorfiche caratterizzate da un altissimo contenuto di minerali ferromagnesiaci e da un tenore in silice inferiore al 45%. La mineralogia, delle rocce ultramafiche più comuni, è caratterizzata da olivina, pirosseni rombici e monoclini; i feldspati sono assenti o presenti in quantità molto limitate. Nelle rocce ultramafiche i minerali mafici sono presenti in una quantità superiore al 90% e sotto metamorfismo si trasformano in rocce che possono contenere serpentino, talco, granato e spinello. L’elevato contenuto in minerali mafici conferisce alla roccia un colore molto scuro (olomelanocrate), con indice di colore M′ ≥ 90, nonché un peso specifico generalmente prossimo o superiore a 3 g/cm³. Le rocce olomelanocrate sono classificate usando i diagrammi classificativi IUGS (Unione Internazionale delle Scienze Geologiche); si determina la moda (o analisi modale, ovvero il calcolo della percentuale in volume di ciascun minerale presente e utile alla classificazione) e i valori vengono riportati su due distinti triangoli equilateri ai vertici dei quali sono riportate le sigle dei minerali mafici principali: olivina (Ol), ortopirosseno (Opx), clinopirosseno (Cpx), pirosseno (Px) e orneblenda (Orn); la posizione del punto modale sui triangoli determina il litotipo della roccia, poiché ciascun campo del diagramma corrisponde a una specifica classificazione basata sulle proporzioni relative dei minerali mafici. Queste rocce si formano per cristallizzazione diretta da magmi basaltici molto primitivi generati nel mantello superiore, da residui di fusione parziale del mantello (partial melting), da accumuli ultramafici e da metamorfismo di rocce ultramafiche (serpentinizzazione). I principali contesti geologici di occorrenza delle rocce ultramafiche comprendono le dorsali oceaniche, gli ambienti di subduzione, i complessi ofiolitici (porzioni di mantello oceanico obdotte sui margini continentali), le intrusioni stratificate a carattere cumulitico e i pennacchi di mantello. Le rocce ultramafiche più comuni sono costituite da olivina, pirosseni rombici e monoclini. I rapporti modali tra questi tre minerali consentono una prima distinzione tra peridotiti (olivina > 40%) e pirosseniti (olivina < 40%). Le peridotiti sono ulteriormente suddivise in duniti, harzburgiti, lherzoliti e wehrliti in funzione delle proporzioni relative di olivina, pirosseni rombici e monoclini. Le pirosseniti sono suddivise in websteriti a olivina, ortopirosseniti e clinopirosseniti, con o senza olivina, in base al contenuto relativo di pirosseni e olivina. Le peridotiti costituiscono il mantello superiore terrestre e solo raramente sono di origine magmatica, vanno considerate come rocce metamorfiche quando ricristallizzate allo stato solido in condizioni di alta temperatura e alta pressione (SANTO & PECCERILLO, 2021). Le rocce ultramafiche sono fondamentali per capire la composizione del mantello terrestre, l'origine dei magmi, la tettonica delle placche, i depositi minerari e la storia primitiva della Terra; sono presenti in molte regioni della Terra sia come ofioliti (frammenti di crosta oceanica e mantello sollevati sulla crosta continentale), sia come corpi intrusivi profondi di origine mantellare. Sono parte di catene montuose orogeniche, di cratoni e scudi continentali antichi, di margini di placca e arcipelaghi oceanici. In Italia le rocce ultramafiche sono presenti in diverse zone geologiche, principalmente nelle Alpi occidentali, nell'Appennino settentrionale, in Calabria e in Sicilia.

Nelle Alpi Meridionali, la Zona Ivrea-Verbano rappresenta una sezione eccezionalmente ben esposta della crosta inferiore e del mantello superiore del margine continentale adriatico pre-alpino; vi affiorano rocce ultramafiche, mafiche, granuliti e paragneiss; l'area si estende da Ivrea al Lago Maggiore e mostra una successione crosta-mantello inclinata verso sud-est, emersa durante l’orogenesi alpina. La sezione di crosta profonda della Zona Ivrea-Verbano è oggetto di studio fin dalla prima metà dell’Ottocento, 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). Gli studi più recenti hanno confermato e raffinato questo modello, consolidando la Zona Ivrea-Verbano come un laboratorio naturale di riferimento per lo studio della litosfera profonda e dei processi di underplating. Dal punto di vista litologico, la Zona Ivrea-Verbano è costituita da due principali unità litologiche di età diversa: l'unità più recente e profonda è il Complesso Gabbrico Stratificato, la seconda unità, più antica, è il Complesso Kinzigitico situato a tetto della prima. Il Complesso Gabbrico Stratificato affiora con continuità a contatto con la Linea Insubrica, ha un'ampiezza sino a 10 km, nel settore centrale e sud-occidentale della Zona Ivrea-Verbano, tra la Val Mastallone e il Biellese; è formato da corpi gabbrici stratificati di età permiana che si sono intrusi a livelli crostali profondi e in parte riequilibrati in condizioni granulitiche. Il corpo gabbrico ingloba alcune scaglie di peridotiti di mantello sottocontinentale, localizzate in prossimità della Linea Insubrica, interpretabili come relitti dell’originario substrato su cui si sono impostate le intrusioni gabbriche. Lo sviluppo dei corpi gabbrici permiani è avvenuto all'interno e soprattutto a letto del Complesso Kinzigitico, che ne costituisce il tetto ruotato e deformato. Il Complesso Kinzigitico in condizioni di distensione regionale e graduale sollevamento ha consentito la formazione di camere magmatiche in cui si sono formati i corpi stratificati maggiori; la risalita di magmi molto caldi provenienti dal mantello alla base delle metapeliti del Complesso Kinzigitico è la causa più probabile dei processi di anatessi crostale presenti in queste rocce, nonché del magmatismo granitico e riolitico presente nella crosta superiore della Serie dei Laghi. Il Complesso Kinzigitico appartiene al metamorfismo varisico ed è formato da metapeliti in cui prevalgono paragneiss a biotite, granato e sillimanite detti kinzigiti e da metabasiti ad affinità tholeiitica, marmi puri e a silicati e rarissime quarziti a manganese (DAL PIAZ, 1992).

Nello studio condotto da QUICK et al. (2003) viene presentata la carta geologica della zona meridionale di Ivrea-Verbano, quale risultato di un lavoro di campo collaborativo condotto tra il 1991 e il 2001. Gli autori descrivono la Zona Ivrea-Verbano come una sezione crostale tettonicamente delimitata, costituita da rocce plutoniche e metamorfiche formatesi a elevate temperature e pressioni. Essa espone l’interfaccia tra la crosta inferiore e il mantello superiore e rappresenta uno dei pochi contesti al mondo in cui il magmatic underplating può essere studiato direttamente. Quest’ultimo è rappresentato da cumuli cristallizzati da magmi 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, che testimoniano una lunga storia di underplating magmatico. Gli autori distinguono, in particolare, due grandi unità litologiche e strutturali: il Complesso Mafico e la Formazione Kinzigitica. Il Complesso Mafico è un’intrusione composita costituita prevalentemente da rocce gabbriche e noritiche, con volumi subordinati di litotipi ultramafici, dioritici, tonalitici, charnockitici e cumuliformi. Esso è interpretato come il prodotto dell’intrusione di magmi mafici nella crosta inferiore durante il Permiano. L’unità è caratterizzata da un corpo composito gabbro-norite-diorite con uno spessore di circa 7-8 km, cristallizzato al di sotto di 15-20 km di crosta continentale. La Formazione Kinzigitica è costituita da rocce sedimentarie e ignee che sono state metamorfosate in facies da anfibolite a granulite e rappresenta il basamento continentale in cui si sono intrusi i magmi del Complesso Mafico; essa deriva da un protolite che conteneva una componente proterozoica, metamorfosato ad alta pressione (grado cianitico) prima di 300 milioni di anni fa e infine ricristallizzato durante un evento ad alta temperatura dal Carbonifero superiore al Permiano. Le deformazioni tettoniche sono attribuite a più fasi di attività: metamorfismo varisico (Paleozoico superiore), fase estensionale e magmatica permiana (post-varisica), fase mesozoica di rifting e successivi movimenti di collisione ed esumazione (Cenozoico). L'analisi strutturale e petrologica ha portato gli autori a ritenere che il Complesso Mafico sia il risultato di un'evoluzione magmatica complessa con più fasi intrusive di magma mafico nella crosta inferiore, in un contesto di estensione post-varisica, in condizioni di alto flusso di calore in una crosta in riscaldamento. L'esumazione è avvenuta durante il sollevamento alpino, le esposizioni odierne rivelano un'impressionante documentazione di anatessi crostale, assimilazione crostale e deformazione sinmagmatica che hanno accompagnato gli eventi intrusivi della crosta profonda. La Zona Ivrea-Verbano è delimitata tettonicamente a nord-ovest dalla Linea Insubrica, a est è giustapposta alle rocce della Zona Strona-Ceneri da due faglie principali identificate come Linea Cossato-Mergozzo-Brissago (CMB) e Linea del Pogallo; a sud-est, la Zona Ivrea-Verbano è ricoperta da depositi sedimentari della Pianura Padana. Nel Biellese e in Val Sesia, all’interno della Zona Ivrea-Verbano meridionale, la Linea CMB è tracciabile soprattutto per proiezione ed è ampiamente obliterata da intrusioni più recenti, limitata esposizione e faglie terziarie. Gli autori ritengono che le lenti di peridotite di mantello non siano geneticamente correlate alle rocce del Complesso Mafico in quanto messe in posto nella crosta in tempi diversi. Si ritiene, infatti, che le peridotiti fossero intercalate con la Formazione Kinzigitica prima dell'intrusione del Complesso Mafico; le lenti di peridotite sono interpretate come rocce derivate dal mantello pre-Permiano e la litologia peridotitica dominante nell'area di studio è la lherzolite; in quantità subordinate sono presenti harzburgite e dunite. Sono inoltre descritti dicchi e bande di clinopirossenite, caratterizzati da un’alterazione di colore verde, nonché dicchi di alluminio-augite con tipica alterazione lavanda. Le rocce ultramafiche cumuliformi affiorano in una varietà di contesti e comprendono dunite, harzburgite e websterite. L'origine cumuliforme è indicata dalla mineralogia di queste rocce, dominata da olivina, ortopirosseno e clinopirosseno, e da resti di tessitura eterocumuliforme; l'anfibolo è presente in alcuni corpi. Le rocce ultramafiche cumuliformi formano numerosi piccoli corpi, sia concordanti a sill (a geometria di davanzale) sia intrusioni discordanti, localizzati a nord-ovest dei Denti di Gavala in Val Sesia e, nel Biellese, a sud di Cima della Mora e presso la Rocca d’Argimonia. Le intrusioni discordanti affioranti alla Rocca d’Argimonia e a Cima della Mora sono associate a noriti, suggerendo una relazione cogenetica locale tra i due litotipi e supportando l’ipotesi che le rocce ultramafiche cumuliformi rappresentino intrusioni distinte, messe in posto in fasi separate nel corso dell’evoluzione del Complesso Mafico, e non geneticamente correlate al complesso stratificato principale. I principali affioramenti di rocce ultramafiche, della Zona Ivrea-Verbano, sono presenti a Finero in Val Cannobina, in Valle Strona (situata a monte di Omegna e afferente al Lago d’Orta) a Balmuccia in Val Sesia (peridotiti) e in Val Sessera.

In uno studio successivo condotto da QUICK et al. (2009) è stato dimostrato che il il Complesso Mafico della Zona Ivrea-Verbano rappresenta il serbatoio magmatico profondo del sistema magmatico del Sesia; il Sesia Magmatic System, infatti, costituisce un’esposizione senza precedenti del sistema di alimentazione di una caldera dalla superficie ad una profondità di circa 25 km. Vi è un nesso di causa-effetto tra l'intrusione di basalto derivato dal mantello nella crosta profonda e il vulcanismo silicico su vasta scala. Le vulcaniti permiane del Biellese appartengono a questo sistema magmatico plurifasico che è diventato famoso con la scoperta del Supervulcano permiano della Valsesia.

La Rocca d'Argimonia appartiene al Complesso Mafico-Ultramafico della Zona Ivrea-Verbano in facies ultramafica e rappresenta la parte più profonda del sistema magmatico pre-alpino; è un rilievo situato sullo spartiacque tra la Val Sessera e la Valle Strona di Mosso a est-nord-est di Bielmonte nel Biellese (figg. 1-3).

Lo studio condotto da BERTOLANI & LOSCHI GHITTONI (1979) prende in considerazione le ultrabasiti della Rocca d'Argimonia dove sono presenti affioramenti di ultrafemiti che sono accompagnati da una serie che dalle charnockiti attraverso noriti quarzifere e gabbri anfibolici arriva alle tipiche noriti della Zona Ivrea-Verbano. Gli autori si basano sulle conoscenze petrografiche già disponibili in letteratura, integrate da dati strutturali e geochimici, inserendole in un quadro comparativo con le altre rocce peridotitiche della Formazione Ivrea-Verbano, con particolare attenzione alla discriminazione tra peridotiti di mantello e peridotiti cumulitiche. Nello studio sono descritti vari affioramenti di ultrafemiti costituiti da alternanze di pirosseniti a plagioclasio, pirosseniti oliviniche, duniti, harzburgiti, wehrliti e Iherzoliti, queste ultime sempre prossime a composizioni harburgitiche. La carta geolitologica pubblicata mostra gli affioramenti di diversi litotipi, tra cui peridotiti e pirosseniti, nelle seguenti aree: Monte Cavajone, Monte Marchetta, Monte Marca, settore meridionale del Poggio Biella, area a ovest di Cascina Bianca (Alpe Campello), versante settentrionale della Rocca d'Argimonia; nell'area a est della Bocchetta del Campo e nell'area a nord-nord-ovest del Bocchetto Luvera (fig. 4); l'affioramento maggiore è a nord della Rocca d'Argimonia, nel versante della Val Sessera e comprende i valloni del Canale della Pissa e del Canale dell'Inferno; gli autori evidenziano che l'affioramento del Monte Cavajone presenta rocce interessate da tettonizzazione e retrocessione dovute alla vicinanza del sistema di faglie della Linea Insubrica. La Rocca d’Argimonia è caratterizzata da versanti ripidi e dirupati, che rappresentano una risposta geomorfologica alla natura litologica delle rocce affioranti; tuttavia, l’assetto del paesaggio è fortemente condizionato anche dalla presenza di superfici di faglia, spesso coincidenti con dirupi e canaloni. Nello studio sono segnalate tre linee di faglia: due con andamento da est-nord-est a ovest-sud-ovest, che delimitano il contatto tra ultrafemiti e gabbri-noriti, e una terza con andamento nord-sud, coincidente con il Canale dell’Inferno sul versante settentrionale della Rocca d’Argimonia. In modo analogo, anche il versante settentrionale del Monte Marca risulta controllato da una struttura di faglia. Lo studio presenta i risultati delle analisi della composizione modale di campioni, raggruppati in base ai tipi litologici riconosciuti al microscopio, delle composizioni chimiche di minerali selezionati determinate mediante microsonda elettronica e della composizione chimica delle rocce, ottenuta tramite analisi per fluorescenza e determinazioni complementari. Le litologie analizzate consistono in alternanze di peridotiti e pirosseniti con caratteristiche strutturali analoghe, localmente intercalate da livelli gabbrici. Le ultrafemiti presentano una giacitura alternata, in cui le pirosseniti predominano sulle peridotiti, in un quadro petrografico simile a quello osservato in altri affioramenti ultrafemici della Zona Ivrea-Verbano. Gli autori segnalano la presenza di stronaliti di origine metasedimentaria e di charnockiti che gradualmente passano a gabbri e noriti dello stesso tipo di quelli prevalenti nella formazione, in facies di granulite. La serie di litotipi manca di regolarità in quanto si presenta smembrata e scompaginata. Questo viene messo in relazione a una tettonica recente connessa con le dislocazioni della Linea Insubrica, ma in parte anche a deformazioni precedenti. Tra le ultrafemiti predominano le pirosseniti, contenenti quasi sempre, anche se in modesta quantità plagioclasio. Le pirosseniti sono costituite in prevalenza da ortopirosseno frequentemente presente con clinopirosseno. L’olivina è il minerale più abbondante e predominante nelle peridotiti e si ritrova anche nelle pirosseniti oliviniche. All’interno delle ultrafemiti affioranti nella Zona Ivrea-Verbano, si rinvengono spinelli, il cui studio petrografico ne conferma la presenza e la distribuzione tipica in queste rocce. A differenza di quanto osservato a Balmuccia, non si riscontra continuità tra le ultrafemiti e le rocce basiche e charnockitiche, interpretata come una modificazione della serie originaria dovuta all’intensa tettonizzazione. Gli autori sottolineano che le differenze litologiche osservate non possono essere attribuite unicamente a processi metamorfici, ma riflettono una differenziazione magmatica preesistente, antecedente al metamorfismo regionale. Essi evidenziano inoltre che l’area si trova in prossimità della grande dislocazione della Linea Insubrica e che le ultrafemiti, sia di tipo peridotitico sia di tipo pirossenitico, appartengono all’allineamento ultrafemico che comprende Finero, Campello Monti, Monte Capio, Monte Kaval e Balmuccia, estendendosi attraverso la Formazione Ivrea-Verbano.

In uno studio successivo, BERTOLANI & LOSCHI GHITTONI (1980) esaminano i rapporti tra elementi maggiori e minori, nonché tra specifici gruppi di elementi, al fine di confrontare le ultrafemiti e le relative rocce di contorno della Rocca d'Argimonia con quelle di Balmuccia e di altri complessi ultrafemici della Formazione Ivrea-Verbano. I rapporti tra elementi chimici indicano che le peridotiti della Rocca d'Argimonia presentano un chimismo più affine a quello delle rocce cumulitiche e differenziate; vi è concordanza, invece tra i termini gabbrici e noritici della Rocca d'Argimonia e il gabbro principale di Balmuccia. I diversi affioramenti della Rocca d'Argimonia sono da considerare come elementi di un'unica entità, successivamente smembrata da processi tettonici. Non si riscontrano passaggi graduali tra le ultrafemiti e le rocce gabbriche affioranti nell'area; manca quel complesso stratiforme che, a Balmuccia, connette le ultrafemiti di mantello al gabbro principale. Questa lacuna viene attribuita a eventi tettonici, forse accompagnati da fenomeni di laminazione. Gli autori avanzano l'ipotesi che le peridotiti della Rocca d'Argimonia appartengano a un tipo caratterizzato da condizioni genetiche differenti sia rispetto alle peridotiti di mantello della Zona Ivrea-Verbano, sia rispetto a quelle cumulitiche della stessa zona.

ANTONICELLI et al. (2020) presentano un’indagine petrologica e geochimica delle peridotiti della Rocca d’Argimonia, finalizzata a comprendere i processi di evoluzione dei magmi primitivi della crosta continentale inferiore esposta. Secondo questi autori, la sequenza ultramafica della Rocca d’Argimonia è costituita principalmente da due corpi rocciosi di circa 400 m di spessore ciascuno, caratterizzati da un’alternanza di strati di peridotite e pirossenite spessi decine di metri. Tali corpi rappresentano la più estesa sequenza magmatica ultramafica del Complesso Mafico di Ivrea. Le peridotiti esaminate mostrano una varietà compositiva che va dalle duniti alle harzburgiti e lherzoliti povere di clinopirroseni; in particolare le harzburgiti e le lherzoliti mostrano la presenza di ortopirosseni pecilitici che racchiudono olivina parzialmente disciolta e spinello in misura minore (in una tessitura pecilitica un cristallo più grande ingloba cristalli più piccoli di altri minerali). Nonostante il diffuso riequilibrio del subsolidus in condizioni di facies granulitica, dovuto molto probabilmente a una lenta evoluzione in raffreddamento nella crosta continentale inferiore, le peridotiti della Rocca d'Argimonia mantengono tipiche strutture e microstrutture di origine magmatica. Sono presenti dicchi di gabbronorite che tagliano le peridotiti e mostrano zone di reazione metasomatico-magmatiche con formazione di ortopirossenite e websterite lungo il contatto. Le indagini petrografiche, geochimiche e isotopiche indicano che le peridotiti sono state attraversate da fusi ricchi in silice, derivanti da contaminazione crostale o da interazioni crosta-mantello. L’approccio integrato combina l’analisi petrografica, la geochimica degli elementi maggiori e in traccia e gli isotopi stabili e radiogenici, inclusi i rapporti δ¹⁸O, per ricostruire l’origine e il percorso dei fusi. L’analisi isotopica dell’ossigeno evidenzia un arricchimento in δ¹⁸O rispetto ai valori di mantello non alterato, compatibile con una componente crostale nei fusi infiltranti. Questo flusso di fuso ha prodotto reazioni metasomatiche, con formazione di ortopirosseno e altri minerali accessori, modificando la composizione chimica e mineralogica delle peridotiti. In sintesi, lo studio fornisce evidenze dettagliate di come la percolazione di fusi contaminanti ha giocato un ruolo chiave nella evoluzione chimica e mineralogica della crosta inferiore, evidenziando come l’underplating magmatico nella Zona Ivrea-Verbano sia stato influenzato non solo da input mantellico, ma anche dalla interazione con materiali crostali ad ossigeno arricchito. Le peridotiti di Rocca d'Argimonia sono interpretabili come il prodotto di un flusso di fuso reattivo che ha migrato attraverso una matrice olivinica, favorendo la formazione di ortopirosseno e modificando la firma isotopica dell'olivina preesistente. Questo processo, definito flusso di fuso reattivo (reactive melt flow), comporta un'intensa interazione fuso-roccia durante la migrazione del fuso e può includere fenomeni di contaminazione, potenzialmente legati all’assimilazione di componenti crostali, rappresentando un meccanismo ricorrente nei sistemi magmatici della crosta continentale inferiore.

In uno studio successivo, TRIBUZIO et al. (2023), al fine di approfondire la conoscenza della sequenza rocciosa della Rocca d'Argimonia, prendono in considerazione le sequenze rocciose mafiche-ultramafiche, costituite da peridotiti e pirosseniti associate a rocce gabbriche. La sequenza peridotitica-pirossenitica della Rocca d'Argimonia appartiene al settore più basso del Complesso Mafico, un batolite gabbro-dioritico spesso circa 8 km, situato nella parte inferiore della crosta continentale della Zona Ivrea-Verbano. L'approccio metodologico adottato comprende una caratterizzazione petrologica e degli elementi in traccia dei campioni di roccia, accompagnata da analisi isotopiche Nd-Hf-Sr su rocce intere e minerali separati. Lo zircone delle rocce gabbriche è stato analizzato mediante datazioni U-Pb per determinazioni geocronologiche. Gli autori sottolineano il ruolo cruciale del flusso di fuso reattivo durante l'accrescimento della crosta continentale inferiore e forniscono nuove informazioni sul raffreddamento in condizioni di sub-solidus del Complesso Mafico Inferiore. La successione ultrafemica, rappresenta un settore chiave per comprendere i processi magmatici e metamorfico-magmatici che operano nella crosta profonda. L’obiettivo degli autori è definire la natura dell’interazione tra fusi migranti e rocce ultrafemiche, ricostruire l’evoluzione petrogenetica dell’unità e fornire nuovi vincoli geocronologici e isotopici sull’evoluzione del complesso. I dati indicano che magmi chimicamente primitivi derivati da sorgenti di mantello isotopicamente arricchite in Nd, Hf e Sr, hanno intruso la parte più profonda della crosta continentale, generando una matrice ricca di olivina e spinello, che si è cristallizzata in gabbronoriti ricche in anfiboli. In una fase successiva, questa matrice è stata percolata da fusi basaltici relativamente impoveriti in Nd-Hf-Sr; l'elevato rapporto fuso/solido ha formato pirosseniti a predominanza di ortopirosseno e prive di olivina. Il fuso residuo ha poi continuato a migrare attraverso la matrice, dando origine a lherzoliti, harzburgiti e duniti. La formazione di plagioclasio è interpretata come un processo tardivo, derivante dalla reazione tra fuso basaltico reattivo e le rocce ultramafiche circostanti, favorito da basse pressioni (P ~ 0,2 GPa). Gli autori sottolineano che il processo di fuso reattivo (reactive melt flow) attraverso matrici ricche di olivina potrebbe essere un meccanismo comune nei sistemi magmatici della crosta inferiore. Le età ottenute indicano una cristallizzazione iniziale del Complesso Mafico inferiore a 286 ± 2 Ma.

I due studi principali e recenti dedicati a quest’area (ANTONICELLI et al., 2020; TRIBUZIO et al., 2023) forniscono un quadro integrato dell’evoluzione petrologica, isotopica e termica della sequenza, volto a comprendere il ruolo del fuso reattivo (reactive melt flow), le modalità di formazione delle pirosseniti e i meccanismi del successivo raffreddamento lento del Complesso Mafico inferiore. La sequenza peridotite-pirossenite della Rocca d’Argimonia, nel settore meridionale della Zona Ivrea-Verbano, rappresenta uno dei migliori esempi di interazione tra fusi magmatici e rocce ultramafiche nella porzione più profonda della crosta continentale. Nel complesso, i due studi delineano un modello coerente: un magma mantellare risale e forma una mush ultramafica ricca in olivina e spinello; un fuso reattivo contaminato dalla crosta percola su larga scala, generando dapprima pirosseniti e successivamente le peridotiti; il sistema evolve in condizioni di granulite e subisce un raffreddamento molto lento, tipico della crosta continentale profonda in regime post-intrusivo. Questa ricostruzione integrata dimostra come la sequenza peridotite-pirossenite della Rocca d’Argimonia rappresenti un archivio eccezionale dei processi di interazione fuso-roccia, della contaminazione crostale e della storia termica della crosta inferiore in un grande complesso mafico-ultramafico.

Per l'osservazione sul campo delle rocce ultramafiche affioranti nel Biellese è possibile avvalersi della carta geolitologica pubblicata da BERTOLANI & LOSCHI GHITTONI (1979) e della carta geologica pubblicata da QUICK et al. (2003). La prima carta illustra gli affioramenti di diversi litotipi, tra cui peridotiti e pirosseniti, localizzati nelle seguenti aree: Monte Cavajone, Monte Marchetta, Monte Marca, settore meridionale del Poggio Biella, area a ovest di Cascina Bianca (Alpe Campello), versante settentrionale della Rocca d'Argimonia; nell'area a est della Bocchetta del Campo e nell'area a nord-nord-ovest del Bocchetto Luvera come illustrato in fig. 4. La carta geologica pubblicata da QUICK et al. (2003) rappresenta le rocce definite ultrafemiche cumuliformi, comprendenti duniti, harzburgiti e websteriti, come due principali corpi rocciosi distinti e separati cartograficamente, situati rispettivamente a nord e a sud-ovest della Rocca d’Argimonia. La separazione in due corpi è di natura strutturale e non genetica, poiché essi appartengono allo stesso complesso cumulitico profondo, successivamente dislocato e segmentato da zone di taglio e faglie legate a dislocazioni tettoniche post-intrusive; la carta mostra inoltre una serie di piccoli corpi ultramafici intrusivi localizzati in vari settori: nel vallone del Canale della Muschiera; sul lato sinistro orografico del Torrente Sessera, a valle del Lago di Mischie; sul lato sinistro orografico del Torrente Dolca, a monte del Lago di Mischie; alla Cima di Foggia; a sud della Cima della Mora; a nord-nord-est della Scala di Bors; nei valloni del Croso delle Lacere e del Rio Giacetti; a est e a nord-est del Monte Rubello; nonché a nord del Poggio Canajone e del Bocchetto Luvera, nel Canale della Costa e all’Alpe Pianelli. I corpi ultramafici intrusivi rappresentati a sud della Sella Bassa e in corrispondenza della vicina miniera abbandonata di pirrotina nichelifera, nonché una porzione del corpo situato a nord-nord-est della Scala di Bors, pur ricadendo geograficamente in Val Sesia, appartengono amministrativamente al territorio del Comune di Caprile e quindi al Biellese. Infine, va sottolineato che la carta di QUICK et al. (2003) non include gli affioramenti ultramafici del Monte Cavajone, del Monte Marchetta, del Monte Marca e del Poggio Biella, in quanto il suo limite occidentale è posto alla longitudine geografica di 8°05′ E (WGS84). In affioramento è possibile distinguere le peridotiti dalle pirosseniti in base alla diversa mineralogia dominante, alla struttura e alla risposta cromatica complessiva; tuttavia, le singole litologie appartenenti a ciascun raggruppamento ultramafico non risultano sempre riconoscibili con sicurezza sul campo, poiché sono definite da variazioni graduali delle proporzioni mineralogiche. Tali differenze richiedono pertanto indagini di dettaglio mediante analisi modali, osservazione di sezioni sottili al microscopio ottico e analisi con microsonda elettronica. Le peridotiti presentano una struttura granulare, con l’olivina come minerale principale, che conferisce alle superfici fresche un aspetto luccicante legato all’elevata riflettanza dei cristalli; il colore varia da verde-olivastro a grigio-verde, mentre i cristalli di olivina possono apparire verdognoli o bruno-giallastri. Le pirosseniti, invece, risultano generalmente più scure e omogenee, con una struttura massiccia e una marcata dominanza di pirosseni, che conferisce alla roccia una colorazione dal verde scuro al bruno-grigiastro, particolarmente evidente sulle superfici fresche. Rispetto alle pirosseniti, le peridotiti possono apparire leggermente meno scure, sebbene la differenza sia relativa e dipenda principalmente dal contenuto in pirosseni e dalla presenza di eventuali minerali accessori (figg. 5-6). Le pirosseniti sono costituite prevalentemente da ortopirosseno e clinopirosseno; risultano generalmente povere di olivina, che in alcuni campioni compare come fase accessoria, mentre il plagioclasio è quasi sempre presente ed è osservabile alla mesoscala (fig. 7). Le rocce con superfici alterate assumono una colorazione rossastra, che caratterizza il detrito di falda, in particolare quello derivato dalle peridotiti. Le pirosseniti alterate mostrano superfici irregolari e alveolate, riconducibili a processi di erosione differenziale che interessano prevalentemente il plagioclasio; i cristalli di ortopirosseno, più resistenti all’alterazione chimico-fisica rispetto agli altri minerali costituenti, tendono a rimanere in rilievo (figg. 8-9). Negli affioramenti presenti si alternano peridotiti e pirosseniti che risultano essere la litologia più abbondante; non si tratta di un'alternanza stratigrafica ma di una successione influenzata dai processi reattivi dovuti alla permeazione e alla canalizzazione di fuso basaltico nella porzione più bassa della crosta continentale. Il contatto tra peridotiti e pirosseniti è graduale perchè è il risultato di trasformazioni progressive dovute al passaggio del fuso basaltico. Infatti il fuso basaltico ha reagito con l'olivina producendo ortopirosseno, quindi si hanno zone di reazione diffusa dovuta al fuso che ha impregnato e modificato la peridotite in modo continuo. Le rocce ultramafiche presenti al Monte Cavajone sono intercalate a rocce gabbriche e in alcuni casi mostrano aspetti cataclastici (figg. 10-12). Sul versante meridionale del Monte Marchetta affiorano litotipi ultramafici interessati da deformazione tettonica e da successivi processi metamorfico-idrotermali di serpentinizazione. Queste rocce sono caratterizzate dalla presenza di venule bianche di plagioclasio, a disposizione sub-parallela, e dall’assenza di minerali fibrosi (figg. 13-14). Il Monte Cavajone e il Monte Marchetta sono ubicati in prossimità della Linea Insubrica. Al Monte Marca si alternano peridotiti e pirosseniti (figg. 15-16), mentre al di sotto del Poggio Biella affiorano pirosseniti (figg. 17-18). Al di sotto del Poggio Cossato, a ovest di Cascina Bianca, nell’impluvio del Rio Giavina Rossa e al Dosso dei Tassi, la litologia prevalente è costituita da pirosseniti (figg. 19-21). Un affioramento di pirosseniti si estende, inoltre, sulle pendici della Rocca d’Argimonia, a est della Bocchetta del Campo (fig. 22). Il versante nord della Rocca d’Argimonia, attraversato dal sentiero F7, risulta di particolare interesse anche sotto l’aspetto geomorfologico. Qui il sentiero incontra un primo affioramento di rocce ultramafiche a nord del Poggio Canajone e un secondo, molto più esteso, nei valloni del Canale della Pissa e del Canale dell’Inferno (figg. 23-24). Nell’impluvio del Canale dell’Inferno affiorano pirosseniti (fig. 25), incluse varietà contenenti olivina e plagioclasio, associate a peridotiti in senso lato. Sono inoltre presenti peridotiti che, sulle superfici fresche, mostrano una tessitura granulare e lucente. Queste ultime sono caratterizzate da una struttura quasi granoblastica, con olivina nettamente predominante, organizzata in cristalli poligonali millimetrici, generalmente traslucidi e di colore variabile dal verde al giallognolo, osservabili già a modesto ingrandimento. Tra i cristalli di olivina si rinvengono piccoli granuli neri, interpretabili come spinello. Alla mesoscala, tali rocce possono essere empiricamente ascritte a litotipi di tipo dunitico (fig. 26). Le rocce ultramafiche cumuliformi presenti al Monte Rubello appartengono ai piccoli corpi ultramafici intrusivi cartografati da Quick et al. (2003) e sono osservabili sia lungo la dorsale del monte, tra le quote 1402 e 1414 m, percorsa dal sentiero F3, sia sul versante nord, seguendo il sentiero F3a. La dorsale del Monte Rubello ospita tali litotipi in una fascia larga circa 100 m, caratterizzata dall’affioramento di peridotiti, mentre sul versante settentrionale prevalgono le pirosseniti (figg. 27-30). I toponimi indicati sono tratti da (1) e (2).

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

(2) REGIONE PIEMONTE (2015) - Anello Alta Valsessera: Carta escursionistica. Scala 1 :25.000. Torino.

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Ultima modifica: 19 gennaio 2026