COPERTURA SEDIMENTARIA MESOZOICA

Copertura sedimentaria mesozoica (Alpi Meridionali, Serie dei Laghi, coperture triassico-liassiche), Biellese orientale

Le Alpi Meridionali (Sudalpino) dal punto di vista geologico sono costituite dagli estesi rilievi alpini posti a sud del sistema di faglie che costituiscono la Linea lnsubrica. Il Sudalpino non è caratterizzato da grandi falde di ricoprimento come i domini Elvetico, Pennidico e Australpino, con l’ultimo dei quali condivide l’originaria appartenenza alla placca africana, ma da una serie di pieghe e sovrascorrimenti con generale vergenza verso sud. Il Sudalpino si estende dal Piemonte a ovest, al bacino Pannonico a est, è lungo circa 700 chilometri e largo da meno di 50 a 150 chilometri; è costituito da nuclei ercinici metamorfici, e non metamorfici e da sedimenti permo-mesozoico-terziari variamente piegati in più fasi dall’Eocene al Plio-Quaternario. Le rocce del Sudalpino sono essenzialmente sedimentarie, con prevalenza di rocce carbonatiche (calcari e dolomie). Verso sud il Sudalpino è ricoperto in discordanza dai sedimenti della Pianura Padana al di sotto dei quali il sovrascorrimento frontale si avvicina al fronte sepolto dell’Appennino. Le rocce sedimentarie del Sudalpino hanno un’età prevalentemente mesozoica e cenozoica. Le successioni sedimentarie mesozoiche testimoniano un’evoluzione spazio-temporale di ambienti che passavano da mare basso in condizioni simili a quelle attualmente presenti nelle piattaforme bahamiane a bacini con mare più o meno profondo. Appartengono al Sudalpino le Prealpi Lombarde, il versante meridionale della Valtellina, l’area dolomitica, le Prealpi Venete, le Alpi Carniche, le Alpi Giulie e il Carso; le successioni sedimentarie presenti a ovest del Lago Maggiore costituiscono la testimonianza più occidentale della copertura sedimentaria del Sudalpino. L’inizio di queste successioni sedimentarie risale al Triassico inferiore quando la presenza di un regime estensionale, iniziato nel tardo Paleozoico, nella regione centrale di Pangea ha creato zone di rifting e di conseguenza l’innalzamento del mare che si è espanso verso ovest formando grandi piattaforme carbonatiche. La zona di Pangea dove si è verificata questa evoluzione geodinamica si trovava sull’equatore. L’attuale territorio tra Biellese e Luganese durante il Permiano inferiore era coperto da un’estesa copertura vulcanica in condizioni subaeree sulla quale nel Triassico inferiore è iniziata la deposizione sedimentaria proseguita nel Triassico medio nell’ambito di un bacino marino di profondità limitata in condizioni simili a quelle attualmente presenti nelle piattaforme bahamiane; dopo un’emersione con una prolungata esposizione subaerea nel Triassico superiore l’area è stata interessata da un nuovo bacino marino di elevata profondità nel Liassico. La subsidenza che ha portato alla genesi dei bacini del Monte Fenera e di Sostegno rientra nel contesto dell’evoluzione geodinamica di estensione e assottigliamento crostale, avvenuta nella regione centrale di Pangea, che culminata nel Giurassico medio ha dato luogo all’apertura dell’Oceano Ligure Piemontese connessa all’apertura dell’Atlantico centrale. Di queste coperture sedimentarie ora, ad ovest del Lago Maggiore, non ne restano che lembi residui. La frammentazione di Pangea dopo l’apertura degli oceani Atlantico centrale e Ligure-Piemontese è continuata con l’apertura dell’Atlantico meridionale alla quale è seguita la convergenza e collisione delle placche europea e Adria; la catena alpina è il prodotto dell’evoluzione di questa convergenza (iniziata circa 130 milioni di anni fa) e successiva collisione, avvenuta intorno a 30 milioni di anni fa. Sulla microplacca Adria hanno viaggiato, dalla zona equatoriale sino all’attuale destinazione, le rocce della copertura vulcanica permiana e le successioni sedimentarie su di essa deposte. Con il sollevamento della catena alpina il territorio delle Alpi ha cessato di essere una zona di deposizione ed è diventato una zona d’erosione. L’orogenesi alpina pur non avendo coinvolto direttamente le Alpi Meridionali ha provocato una risposta di tipo fragile con formazioni di faglie e verticalizzazione dei complessi rocciosi. La verticalizzazione della microplacca Adria ha comportato infatti la riemersione delle formazioni primitive ricoperte di sedimenti marini e l’esposizione della crosta profonda. La vicinanza delle coperture sedimentarie situate a ovest del Lago Maggiore con porzioni di crosta intermedia e profonda (Serie dei Laghi e Ivrea-Verbano) può essere spiegata come la conseguenza della tettonica estensionale giurassica e della successiva tettonica compressionale alpina. La Linea della Colma che delimita a oriente il lembo sedimentario del Monte Fenera, così come la faglia che delimita a oriente il lembo mesozoico di Sostegno e le altre faglie che delimitano i vari lembi sedimentari a ovest del Lago Maggiore sono faglie normali di importanza locale associate alla tettonica estensionale giurassica; la Linea della Cremosina invece è una dislocazione di importanza regionale ed è associata alla tettonica compressionale alpina. A questi lineamenti tettonici è associato un sistema di faglie minori e fratturazione diffusa. Con l’orogenesi alpina e l’emersione dei sedimenti marini è iniziata subito l’azione degradatrice fisico-chimica creando le condizioni per l’erosione. Lo smantellamento delle rocce calcareo-dolomitiche a ovest del Lago Maggiore e a sud della Linea della Cremosina ha ridotto la copertura sedimentaria mesozoica a pochi lembi residui scarsamente estesi; sono presenti ad Arona, Maggiora, Valduggia, Guardabosone e Crevacuore con successioni solamente triassiche, mentre al Monte Fenera e a Sostegno sono presenti anche successioni liassiche; a Invorio e Gozzano le unità giurassiche ricoprono direttamente le rocce permiane. Nella bassa Valsesia il Monte Fenera costituisce il più vasto relitto esistente di queste formazioni carbonatiche. Queste coperture carbonatiche mesozoiche sono presenti nel Biellese a Crevacuore e in quello che in letteratura geologica è noto come “lembo mesozoico di Sostegno” presente nei territori comunali di Sostegno e Villa del Bosco. Le rocce del lembo mesozoico di Sostegno sono presenti anche in parte del comune di Roasio appartenente alla Provincia di Vercelli. Il lembo mesozoico di Sostegno occupa una superficie di qualche chilometro quadrato estendendosi per oltre 5 chilometri in lunghezza e per circa 2 chilometri in larghezza, con piccoli lembi che affiorano più a sud della massa principale; ha una forma approssimativamente triangolare con una base di circa 2 chilometri in prossimità di Roasio per poi restringersi gradualmente verso nord e terminare a monte di Sostegno poco oltre il colletto che separa la conca di Sostegno dalla Valsessera. Il lembo mesozoico forma una depressione a superficie ondulata di tipo senile incuneata nelle vulcaniti permiane che ricopre in trasgressione. La sequenza sedimentaria comprende arenarie e conglomerati basali appartenenti al Trias inferiore, calcari dolomitici ben stratificati e dolomie indifferenziate appartenenti al Trias medio, brecce calcaree di base liassiche ad elementi dolomitici e cemento rossastro, seguite in discordanza da depositi calcareo marnosi con faune ad ammoniti di età toarciana appartenenti al Lias superiore. Le successioni triassiche sono presenti nella parte parte settentrionale mentre in quella meridionale le successioni sono liassiche. I calcari dolomitici, i calcari e le dolomie del Trias presentano intensa fratturazione, mentre gli affioramenti del substrato marnoso del Lias sono fittamente stratificati, con interstrati argillosi. I calcari spongolitici del Lias presentatano fenomeni di degradazione esogena con decalcificazione e formazione di prodotti pedogenetici eluviali connessi alle fasi climatiche subtropicali del tardo Terziario (dal Miocene al Pliocene medio). Sono presenti filoni di porfiriti biotitiche a composizione andesitica riferibili al magmatismo oligocenico periadriatico. Il lembo mesozoico di Sostegno a ovest è trasgressivo sulle vulcaniti permiane mentre a est una linea di dislocazione orientata da nord-nord-ovest a sud-sud-est lo mette in contatto meccanico con le vulcaniti permiane. Si tratta di una faglia normale di margine di bacino che ha ribassato le rocce carbonatiche rispetto alle vulcaniti permettendone la conservazione. Al margine meridionale le sequenze mesozoiche spariscono presso Roasio al di sotto dei depositi pliocenici e pleistocenici. Nella parte ovest del lembo mesozoico a contatto con le vulcaniti sono presenti arenarie e conglomerati basali (Trias inferiore) ad elementi litici vulcanici. Il Rio della Valle (o Rio Cognatto, a seconda delle carte topografiche) a monte della strada tra Sostegno e Casa del Bosco per un tratto del suo percorso è impostato lungo la citata faglia che mette in contatto le rocce carbonatiche con le vulcaniti permiane; si possono osservare rocce di faglia a tessitura cataclastica e zone con presenza di gouge di faglia a frammenti molto fini e argillosi, nonché rarissime cataclasiti carbonatiche dalla superficie vetrificata. A nord-nord-est di Sostegno sul lato destro orografico della profonda incisione torrentizia del Rio Valnava si apre la Grotta di Bercovei (unica forma carsica ipogea del lembo mesozoico di Sostegno) che si sviluppa in calcari dolomitici e dolomie del Triassico (Anisico-Ladinico) con una lunghezza di 170 metri e con un dislivello negativo di 17 metri. L’evoluzione del carsismo nelle Alpi ha avuto inizio non appena il territorio è emerso dal mare, se non addirittura quando era ancora sommerso o prossimo all’emersione continuando poi a evolversi nel corso dell’orogenesi alpina; l’endocarso presente a Sostegno e il sistema carsico del Monte Fenera è riferibile a questo tipo di evoluzione. Il lembo mesozoico di Sostegno e anche le rocce carbonatiche di Crevacuore sono state interessate nel passato da attività di coltivazioni di pietra da calce.

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