ANDESITI

Andesiti (Magmatismo oligocenico, vulcaniti e filoni)

Le andesiti sono rocce magmatiche effusive con pasta di fondo vetrosa o afanitica, sono costituite essenzialmente da plagioclasio, ossidi di ferro e di titanio e da un insieme di pirosseno, orneblenda e poca biotite o olivina; contengono una quantità di silice intorno al 60% e indici di porfiricità (rapporto tra fenocristalli e pasta di fondo) piuttosto elevati con plagioclasio (bianco) dominante (MORBIDELLI, 2014). I fenocristalli di plagioclasio si formano nelle camere magmatiche e sono trascinati verso l’alto dal fuso in eruzione che, consolidando entro fratture (filoni) o in superficie, dà origine alla matrice fine e talora vetrosa della roccia eruttiva (DAL PIAZ, 1992). Il nome di queste rocce deriva dalla catena delle Ande dove sono molto diffuse; sono tipiche del vulcanismo sinorogenico e quindi presenti negli Archi insulari, nelle catene montuose e nelle sequenze sedimentarie detritiche che si sono originate durante le orogenesi (NEGRETTI & DI SABATINO, 1983). Le andesiti sono considerate il corrispondente effusivo delle dioriti e i magmi hanno una viscosità intermedia tra quella dei basalti e quella delle rioliti. Le andesiti sono presenti in molte località del mondo; in Italia affiorano in certe lave dei Colli Euganei, nelle isole Eolie, in Sicilia e in Sardegna (MOTTANA et al., 1977). Le andesiti sono presenti anche nelle Alpi e considerando tutto il territorio italiano hanno età molto diverse tra di loro che vanno dal Permiano (Piattaforma Porfirica Atesina) al Pleistocene superiore (Isole Eolie). Nel Biellese sono presenti andesiti che appartengono al magmatismo oligocenico periadriatiatico, che è un evento di breve durata (5 milioni di anni circa) e si manifesta con plutoni, filoni e vulcaniti esposti lungo una fascia che segue il lineamento omonimo. Questo evento ha un’età di 33-29 milioni di anni ed è avvenuto durante l’orogenesi alpina, nelle fasi avanzate della collisione continentale tra le placche europea e Adria, nella fase finale tardorogenica in condizioni distensive; è successivo alla fase principale di strutturazione della catena alpina, poiché è esente da metamorfismo. La perturbazione termica, durante il processo convergente della fase mesoalpina (Eocene-Oligocene inferiore), ha facilitato lo sviluppo di un ciclo eruttivo collisionale chiamato, appunto, magmatismo periadriatico disposto secondo una fascia che segue il Lineamento Periadriatico con la formazione dei plutoni oligocenici di Traversella, Biella, Bregaglia, Adamello, Vedretta di Ries e Pohorje (GASPERI, 1995). Il magmatismo periadriatico è stato chiamato in questo modo con significato geografico in quanto le rocce di età oligocenica che ne costituiscono l’espressione sono presenti lungo il lineamento omonimo; le grandi linee di frattura del Lineamento Periadriatico, invece, sono neogeniche (evento neoalpino) e i movimenti indotti dal sistema di faglie sono la causa della deformazione dei corpi eruttivi e della loro dislocazione laterale rispetto alle primitive sorgenti (DAL PIAZ, 1992). La ricostruzione del segnale magnetico di queste rocce ha permesso di ricostruire la loro posizione originaria e di stabilire che lungo la Linea Insubrica è avvenuta la rotazione di interi blocchi di crosta coinvolgendo anche i plutoni della Valle del Cervo e di Miagliano (PASCHETTO, 2020). Il Lineamento Periadriatico, noto anche come Linea Insubrica è un’importante lineamento tettonico che attraversa le Alpi da ovest a est; inizia in Piemonte, nel Canavese, attraversa la Lombardia passando per la Valtellina, prosegue nella zona del Tonale fino ad arrivare in Val Pusteria, con un decorso di circa 1.000 km. Questo lineamento a seconda dei settori geografici attraversati assume nomi diversi, nel segmento più occidentale, Biellese compreso, viene denominato Linea del Canavese. Le coperture vulcaniche del Biellese (andesiti) costituiscono un lembo di depositi vulcano-sedimentari, rappresentano gli episodi superficiali del magmatismo oligocenico periadriatico al quale appartengono anche il Plutone della Valle del Cervo e lo Stock di Miagliano. Queste andesiti sono frutto di manifestazioni magmatiche esplosive, dal punto di vista geochimico rientrano nella serie calcalcalina alta in potassio; occupano una stretta fascia, in genere inferiore al chilometro, ma estesa in senso longitudinale per circa 22 chilometri, con struttura compressa e scagliata dovuta alle fasi transpressive neoalpine e delimitata internamente dalla Linea del Canavese (fig. 1); sono state coinvolte, come il loro substrato, in una importante rotazione durante il sollevamento neogenico-quaternario della catena alpina, l’erosione ha asportato buona parte delle coperture vulcaniche e le sequenze vulcaniche oligoceniche del Biellese sono le uniche preservate nel settore italiano delle Alpi (DAL PIAZ, 1992). Queste coperture vulcaniche sono state considerate un tempo paleozoiche, l’attribuzione al Terziario (Oligocene) è dimostrata da dati paleobotanici e radiometrici (CASOLI & BIASETTI, 1997). Oltre alle lave andesitiche sono presenti anche livelli clastici di origine piroclastica o dovuti a processi erosivi, che hanno disgregato e asportato una parte dei depositi vulcanici originari. Al sistema di alimentazione vulcanica appartengono i filoni andesitici che costituiscono un apparato filoniano e sono presenti nel basamento Sesia-Lanzo e in misura minore anche in quello Sudalpino (figg. 2-3); essi hanno uno spessore limitato e raramente una notevole estensione. Dal punto di vista petrografico e geochimico i filoni corrispondono alle andesiti, infatti, sono masse di lava intruse nelle fessure delle rocce incassanti, ma hanno una tessitura diversa con cristalli di dimensioni maggiori che indicano un raffreddamento in condizioni intrusive superficiali e cristallizzazione lenta tipica delle rocce filoniane. Le andesiti affiorano, dove non occultate dai depositi quaternari, da Netro alla Valsessera; formano anche rilievi come quelli di San Carlo di Graglia e di San Grato di Sordevolo che appaiono con contropendenze di versante e addossati ai micascisti eclogitici della Zona Sesia-Lanzo (figg. 4-5). Le andesiti del Biellese hanno, in genere, struttura porfirica, data dalla presenza di fenocristalli di plagioclasio biancastro (figg. 6-7) e di minerali scuri quali pirosseni, anfiboli e biotite, immersi in una pasta di fondo a grana minuta, a volte con bruschi cambiamenti di grana e di colore che cambia a seconda della quantità di impurità presenti nella roccia (grigio, bruno nerastro, verdastro o rossastro); si rinvengono anche rocce con struttura a grana fine e grigio scure (fig. 8). In prossimità della Linea del Canavese le andesiti a seguito della deformazione cataclastica si presentano fratturate e venate (figg. 9-10). In quanto ai caratteri giaciturali le andesiti si presentano sia con struttura massiva che come depositi vulcanoclastici costituiti da agglomerati di tipo piroclastico; questi ultimi si presentano con colore grigio-violaceo e sono formati da blocchi tondeggianti, appartenenti a varie classi granulometriche, inclusi in una matrice della stessa composizione, con carattere caotico e presenza di bombe vulcaniche (figg. 11-15). Depositi come quelli presenti nell’incisione del Torrente Elvo a Sordevolo sono stati interpretati come probabili colate di fango formate da ceneri e detriti vulcanici di tutte le dimensioni (lahar) e come depositi residuali o alluvionali-torrentizi, di ambiente continentale (figg. 16-17); in questi depositi sono presenti ciottoli sia di micascisti eclogitici appartenenti alla Zona Sesia-Lanzo che di granuliti basiche appartenenti, invece, alla Zona Ivrea-Verbano (DAL PIAZ, 1992). Negli agglomerati, ma anche nelle colate laviche è possibile osservare, specialmente in Valle Oropa, l’inclusione di xenoliti appartenenti ai micascisti eclogitici provenienti dal basamento della Zona Sesia-Lanzo; nelle colate è interessante anche l’osservazione di bande di flusso laminare, di brecce autoclastiche (autobrecciazione) e di inclusi magmatici generati direttamente dal magma fuso (figg. 18-32). Misure radiometriche assegnano alla mica bianca degli inclusi eclogitici un’età eoalpina (90-65 milioni di anni fa), mentre invece alle vulcaniti incassanti un’età oligocenica (DAL PIAZ, 1992). Questo dimostra in modo scientifico che le sequenze vulcanoclastiche sono posteriori al metamorfismo eoalpino dei micascisti eclogitici del basamento come d’altronde si può intuire, dall’osservazione empirica, che gli xenoliti inclusi in prodotti vulcanici non possono che essere anteriori agli stessi.

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