STRATIGRAFIA DELLA SEQUENZA CATAGLACIALE NEI COLLI DI IVREA E DATI POLLINICI PRELIMINARI SUI DEPOSITI LACUSTRI DI CHIAVERANO (TORINO) Maria Gabriella Forno1, Franco Gianotti1, Federico Grosso1 & Roberta Pini2 1Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Torino, Via Valperga Caluso 35, 10125 Torino 2Laboratorio di Palinologia e Paleoecologia, CNR - Istituto per la Dinamica dei Processi Ambientali, Piazza della Scienza 1, 20126 Milano RIASSUNTO: Forno M. G., Gianotti F., Grosso F. & Pini R., Stratigrafia della sequenza cataglaciale nei Colli di Ivrea e dati pollinici preli- minari sui depositi lacustri di Chiaverano (Torino). (IT ISSN 0394-3356, 2007). In occasione della revisione delle conoscenze geologiche sull’Anfiteatro Morenico d’Ivrea (AMI) in corso negli ultimi anni da parte degli autori, è stata presa in esame con particolare dettaglio l’area dei “Colli di Ivrea”, sviluppati nel settore marginale sinistro della depres- sione interna e sospesi fino ad alcune centinaia di metri rispetto all’incisione attuale del F. Dora Baltea. Quest’area, nota da tempo per le forme di esarazione glaciale in roccia, è caratterizzata dalla diffusione dei rilievi montonati, tra cui sono interposte numerose depressioni lacustri. Il rilevamento geologico di questo settore ha evidenziato come, accanto a queste forme di esarazione, siano con- servati in modo discontinuo sedimenti glaciali, che costituiscono cordoni morenici frontali concentrici con altezza di alcuni metri; la distribuzione dei depositi, non considerati nei contributi precedenti, suggerisce lo sviluppo di un lobo glaciale in progressivo ritiro, col- legato al fianco sinistro del ghiacciaio della Dora Baltea. Queste evidenze, distribuite in posizione più interna e a quote notevolmente minori rispetto ai cordoni principali ("Serra d'Ivrea" e "Piccola Serra"), sono riferibili ad una sequenza di stadi cataglaciali successivi allo stadio di acme dell'ultimo episodio glaciale. Lo studio pollinico preliminare di alcuni campioni di sedimenti lacustri e palustri pro- venienti dalla Torbiera di Tomalino, in comune di Chiaverano, e il confronto con la successione pollinica di un altro bacino lacustre dell’anfiteatro (Lago Sirio) indicano che vi erano localmente condizioni di sedimentazione lacustre almeno a partire dalla prima parte dell’interstadiale Bølling-Allerød del Tardoglaciale. ABSTRACT: Forno M. G., Gianotti F., Grosso F. & Pini R., Stratigraphy of the cataglacial sequence in the “Colli d’Ivrea” area and preli- minary pollen data of the Chiaverano lacustrine deposits (Torino). (IT ISSN 0394-3356, 2007). The geological history of the Ivrea Morainic Amphitheatre (AMI) and of the “Colli d’Ivrea” area is currently under detailed revision. The Colli d’Ivrea area is located in the marginal left sector of the inner depression of the amphitheatre, some hundreds meters above the present-day incision of the Dora Baltea River. This area, well-known for the occurrence of subglacial bedrock landforms, is characteri- zed by widespread roches moutonnées. The geological survey of this area revealed that these landforms are locally accompanied by a depositional record, locally developed, not recognized by previous authors: this record is testified by the presence of frontal and con- centric morainic ridges, some meters-high, discontinuously preserved. The morainic evidence suggests a glacial lobe in progressive withdrawal, connected to an inner position of the glacier compared to the main ridges. The preliminary pollen analysis of the Tomalino lacustrine-palustrine deposits (Chiaverano) and the comparison with another pollen record from the amphitheatre (Lago Sirio) suggest that lacustrine sedimentation locally developed since the first part of the Late-Glacial Interstadial of Bølling-Allerød Parole chiave: Chiaverano, sondaggi, analisi pollinica, Tardoglaciale, Olocene. Keywords: Chiaverano, corings, pollen analysis, Late Glacial, Holocene. Il Quaternario Italian Journal of Quaternary Sciences 20(2), 2007 - 213-228 1. INTRODUZIONE L’Anfiteatro Morenico d’Ivrea (AMI), alimentato dal bacino della Valle d'Aosta, è uno dei maggiori anfiteatri del versante meridionale delle Alpi (Fig. 1). Questo complesso edificio morenico si estende per oltre 500 km2 a partire dallo sbocco della Valle della Dora Baltea, occupando un vasto settore della Pianura Padana tra il settore alpino e il margine settentrionale dei rilievi colli- nari (Collina di Torino - Monferrato). Si compone di alcune decine di cerchie moreniche concentriche, che circondano una vasta depressione interna con esten- sione di circa 200 km2, colmata dai depositi alluvionali del F. Dora Baltea. L'estensione e la marcata evidenza morfologica dell'AMI impressionarono i diversi autori, tanto da defi- nirlo “il più chiaro, il più parlante, il più imponente fatto geologico dell’alta Valle del Po” (GASTALDI, 1869) e “le plus considérable des amphitéatres de la glaciation alpi- ne” (PENCK et al., 1894). L'elemento più rappresentativo è la morena laterale sinistra nota come “Serra d’Ivrea”, già definita “la maggiore morena delle Alpi” (PENCK & BRÜCKNER, 1909): la Serra è formata da sette principali cordoni morenici subparalleli, costituenti un complesso laterale di notevole regolarità, con lunghezza di oltre 20 km e con dislivello fino a 700 m sopra il fondovalle. Se la Serra è la massima espressione della sedi- mentazione glaciale, i cosiddetti Colli di Ivrea rappre- sentano un'evidente testimonianza dell’attività erosiva del ghiacciaio: sono un gruppo di rilievi rocciosi monto- nati e perfettamente levigati, emergenti dalla piana interna con dislivello fino a 250 m e per 20 km2 di estensione (Figg. 2 e 3). L'area dei Colli costituisce uno dei migliori esempi di settori in cui sono osservabili le forme di modellamento subglaciale a varia scala; rac- chiude inoltre cinque bacini lacustri di esarazione gla- ciale (laghi Sirio, Pistono, S. Michele, Campagna e Nero) e vari altri stagni e torbiere (tra cui la vasta 214 M.G. Forno et.al. Torbiera di Tomalino e l'ex-Lago Coniglio). Volendo conoscere la successione stratigrafica di una delle maggiori conche di esarazione, la Torbiera di Tomalino a Sud di Bienca, in comune di Chiaverano (380 m slm), è stato effettuato un sondaggio geognosti- co (TOM 1) con un penetrometro leggero provvisto di carotiere: la finalità di questo sondaggio era di indagare l'intera successione di colmamento del bacino e di veri- ficare l'esistenza alla base di livelli precedenti l'ultimo episodio glaciale. Il sondaggio, con profondità di 4,60 m, è stato realizzato al centro dell’estremità meridionale del bacino, in una posizione sufficientemente distante da possibili apporti gravitativi provenienti sia dal ver- sante morenico sovrastante Bienca sia dai rilievi mon- tonati che circondano la torbiera. Due altri sondaggi (TOM 2 e TOM 3), effettuati nello stesso sito a pochi metri di distanza l'uno dall'altro per tentare di approfon- dire le indagini, hanno permesso solo di recuperare tratti discontinui di carota entro i primi 5 m di profon- dità. Si è quindi proceduto a definire con maggior pre- cisione il significato climatico e cronologico dei termini più recenti della successione attraverso un'analisi pali- nologica. Sono state estratte due serie di campioni di depositi lacustri e palustri in sequenza verticale (vedi Fig. 12), con distanza l'uno dall'altro di 10 e 20 cm per i livelli più profondi (recuperati attraverso TOM 2) e di 100 cm per i livelli sommitali (TOM 3), sui quali uno degli autori (R. P.) ha condotto uno studio pollinico pre- liminare. 2. INQUADRAMENTO GEOLOGICO Come desunto dalla letteratura geologica, que- st’area si sviluppa (Fig. 2) al contatto tettonico tra Zona Sesia-Lanzo (Sistema Austroalpino), Zona del Canavese e Zona Ivrea-Verbano (Sistema Sudalpino). Le prime due unità sono messe a contatto dalla Linea del Canavese Esterna (BIINO & COMPAGNONI, 1989), espressione locale della Linea Insubrica o Periadriatica; una seconda faglia, nota come Linea del Canavese Interna (BIINO & COMPAGNONI, 1989), parallela alla princi- pale, mette a contatto la Zona del Canavese con la Zona Ivrea-Verbano. La Zona Sesia-Lanzo è costituita da micascisti eclogitici (COMPAGNONI et al., 1977; VENTURINI, 1995). La Fig. 1 - Mappa schematica del bacino della Dora Baltea, corrispondente alla Valle d'Aosta e all'Anfiteatro Morenico di Ivrea. La suddi- visione stratigrafica dell'anfiteatro è desunta dalle carte geologiche di Carraro et al. (1975) e di Carraro (1992), semplificate e modifica- te. Lo schema degli stadi di ritiro è quello di Gianotti (2007). Sketch map of the Dora Baltea basin corresponding to the Aosta Valley Region and to the Morainic Amphiteatre of Ivrea. Stratigraphical subdivision of the amphiteatre is from geological maps of Carraro et al. (1975) and Carraro (1992), simplified and modi- fied. Scheme of glacial retrait stadials is from Gianotti (2007). Zona del Canavese è costituita da un substrato pre- permiano (scisti di basso grado intrusi da graniti e diori- ti) e da una copertura permo-mesozoica (rioliti, quarziti, calcari e dolomie) (BAGGIO, 1965). La Zona Ivrea Verbano infine è formata da prevalenti granuliti basiche, originatesi a livelli crostali profondi (ZINGG et al., 1990). I primi elevati rilievi alpini sono modellati nelle 215Stratigrafia della sequenza cataglaciale ... rocce della Zona Sesia-Lanzo; i più bassi Colli d'Ivrea sono modellati prevalentemente entro le rocce della Zona Ivrea-Verbano e subordinatamente nel complesso magmatico-sedimentario della Zona del Canavese: per questo motivo in letteratura sono meglio noti come "Colli dioritici di Ivrea". Fig. 2 - Carta geologica schematica dell’area in esame. Geological sketch map of the Colli d'Ivrea area. 216 3. LAVORI PRECEDENTI La successione stratigrafica dell'AMI è oggetto di studio a partire dalla seconda metà dell'800: la genesi glaciale della Serra d'Ivrea fu riconosciuta dai geologi svizzeri STUDER (1844) e GUYOT (1847); il primo lavoro organico sull'AMI è opera di MARTINS & GASTALDI (1850). Inizialmente l'anfiteatro veniva collegato ad una sola grande glaciazione e dunque trattato come un insieme omogeneo, differenziabile solo dal substrato pre-glacia- le (lavori di Gastaldi, Bruno, Baretti, Marco e Sacco della seconda metà dell''800). PENCK et al. (1894) e PENCK & BRÜCKNER (1909) rife- riscono l'AMI alle ultime due glaciazioni alpine (Riss e Würm) proposte nella loro classica stratigrafia. Nella prima edizione della “Carta Geologica d’Italia” alla scala 1:100.000, Foglio 42 “Ivrea” (FRANCHI et al., 1912) e Fo- glio 43 “Biella” (FRANCHI & STELLA, 1933) i cordoni esterni alla Serra sono indicati come “morene antiche (prewür- miane)”, mentre quelli interni (Serra e Piccola Serra) come “morene würmiane, postwürmiane e recenti”. Successivamente SACCO (1927) suddivide i depo- siti dell’anfiteatro in tre unità, correlate dubitativamente con il Mindel, Riss e Würm di PENCK & BRÜCKNER (1909), denominate rispettivamente “formazione morenica vec- chia", riferibile alla prima glaciazione "(Mindeliana ?)”, “formazione morenica media", riferibile alla seconda glaciazione "(Rissiana?)” e “depositi morenici" attribui- bili alla terza glaciazione "(Würmiana?)”. La prima corri- sponde alle forme più esterne dell’anfiteatro; la secon- da, indicativa di una glaciazione con maggiore esten- sione, comprende la maggior parte dei cordoni interme- di, tra cui il più continuo, noto come Serra di Ivrea; la terza corrisponde alla cerchia morenica più interna, svi- luppata tra Andrate e Bollengo in sinistra, nota come Piccola Serra, e tra Strambino e Parella in destra. Le prime analisi polliniche e datazioni 14C dell'AMI si devono a SCHNEIDER (1978), che studia le sequenze tardoglaciali e oloceniche di vari siti in alcuni anfiteatri morenici sudalpini (Trana nell'Anfiteatro di Rivoli- Avigliana; "Torfsee", Lago di Viverone e Torbiera di Alice Superiore nell'Anfiteatro di Ivrea; Lago di Biandronno nell'Anfiteatro del Verbano). In particolare nel Torfsee, una piccola palude a NE del Lago Sirio a q. 250, il sondaggio interessa i primi 5 m di una sequenza di depositi lacustri e palustri riferibili all'intervallo di tempo compreso tra l'Oldest Dryas e il Boreale. Nella più estesa Torbiera di Alice Superiore, a q. 570 nel set- tore laterale destro dell'AMI (Fig. 2), sono effettuati 3 sondaggi di circa 5 m ciascuno, che anche in questo caso non danno un riferimento più antico dell'Oldest Dryas. Legni e torbe a Cyperaceae estratti da uno di questi sondaggi forniscono età 14C comprese tra 11.720±240 a BP e 5.140±100 a BP. Dal secondo son- daggio è ottenuta, alla profondità di 380-390 cm entro gyttja argil loso, la più antica età radiocarbonio (14.200±150 a BP) disponibile per l'ultimo episodio gla- ciale nell'AMI: questa data, non calibrata, è quindi con- siderata dagli autori successivi come età minima di deglaciazione per l'AMI. Più in alto nella sequenza sono state ottenute le ulteriori età di 12.390±160 a BP e 11.660±90 a BP. Altri studi sulla successione stratigrafica dell’anfi- teatro vengono effettuati da Carraro per la seconda edi- zione del Foglio "Biella" della Carta Geologica d'Italia (BORTOLAMI et al., 1966; 1967; CARRARO & PETRUCCI, 1969; CARRARO et al., 1975). L'autore dapprima confer- ma sostanzialmente i tre complessi individuati in prece- denza da SACCO (1927); in seguito suddivide la succes- sione in tre gruppi secondo criteri allostratigrafici (CAR- RARO, 1992). In particolare il Gruppo di San Michele- Borgo comprende i cordoni morenici più esterni, di dimensioni relativamente ridotte, riferiti su base paleo- magnetica e pedostratigrafica al Pleistocene inferiore- medio (CARRARO et al., 1991): l’età antica è suggerita dalla presenza di suoli di colore rosso (2.5YR÷10R), con notevole spessore conservato, e dal sensibile rimodel- lamento delle forme, responsabile della cancellazione dell’originaria espressione morfologica. Il Gruppo della Serra, corrispondente “all’ossatura dell’anfiteatro”, comprende invece la maggior parte dei cordoni moreni- ci conservati; la forma più significativa è rappresentata dalla Serra d’Ivrea, riferita su base pedostratigrafica al Pleistocene medio: l’età intermedia è indicata dalla pre- senza di suoli molto meno evoluti, con indice di colore 7.5YR, e da un diffuso rimodellamento delle forme, che tuttavia non oblitera l’originaria espressione morfologi- ca dei cordoni. Il Gruppo di Bollengo-Albiano infine comprende le cerchie più interne dell’anfiteatro, svilup- pate a quota inferiore, riferite su base pedostratigrafica al Pleistocene superiore ed in particolare all’ultima pul- sazione glaciale (comprendente i l Last Glacial Maximum): l’età recente è suggerita dalla presenza di suoli poco potenti di colore bruno-giallastro e da un modesto rimodellamento delle forme. Gli studi successivi, riguardanti aree più circo- scritte dell’anfiteatro, permettono di effettuare local- mente una suddivisione più dettagliata del gruppo più antico. In particolare GIANOTTI (1993), prendendo in esame parte del settore laterale sinistro, suddivide ulte- riormente il Gruppo di San Michele-Borgo in quattro unità allostratigrafiche corrispondenti all’Unità di S. Michele-Borgo (già individuata da CARRARO et al., 1991) e alle unità di Bornasco, di Zubiena e di Parogno. FORNO & LUCCHESI (2000), effettuando un rileva- mento geologico di dettaglio del cordone più esterno del settore sinistro dell’anfiteatro, riconoscono la pre- senza di diverse facies all’interno dell’Unità di S. Michele-Borgo, interpretandole come ”subglacial lodg- ment till, supraglacial melt-out till, ice-marginal defor- mation till e ice-marginal gravity flowtill”, di cui analizza- no il diverso significato genetico. Segnalano inoltre la presenza di depositi più antichi, indicati rispettivamente come Unità di Chiave e Unità di Donato, la prima costi- tuita da depositi di delta-conoide del bacino del F. Dora Baltea, riferibili al Pliocene superiore - Pleistocene infe- riore p.p., e la seconda costituita da depositi fluviali dei corsi d'acqua locali, riferibili al Pleistocene inferiore. Infine GIANOTTI (2007) distingue nell'AMI dieci alloformazioni, riferibili ognuna ad un differente episo- dio glaciale in quanto separate da intercalazioni inter- glaciali/interstadiali, corrispondenti a depositi palustri con contenuto organico e a paleosuoli, e in parte diffe- renziate su base pedostratigrafica. Nell'ambito di que- sta successione, l'al loformazione più recente (Alloformazione di Ivrea), riferibile all'ultimo episodio glaciale (25-11,5 ka BP), comprende la Piccola Serra (stadio di acme glaciale) e la totalità dei depositi distri- buiti sui Colli d'Ivrea (stadi cataglaciali). M.G. Forno et.al. 217 4. STUDIO GEOLOGICO La successione stratigrafica dell’Anfiteatro Morenico d’Ivrea è già conosciuta nelle caratteristiche essenziali; come nella maggior parte delle successioni continentali, ed in particolar modo in quelle di ambiente glaciale, si ha un numero molto ridotto di elementi cro- nologici di riferimento che permettano di inserirla univo- camente in un preciso contesto stratigrafico. Durante lo studio tutt'ora in corso riguardante l’anfiteatro morenico nel suo insieme (F. Gianotti), è stato svolto da uno degli autori (F. Grosso) un rileva- mento geologico di dettaglio della parte settentrionale dei “Colli di Ivrea” (GROSSO, 2005; FORNO et al., 2005), un gruppo di rilievi di esarazione glaciale che si elevano nel mezzo della conca interna dell'AMI (Fig. 3): questi rilievi, allungati complessivamente in direzione NE-SW trasversalmente alla valle principale, corrispondono all'emergenza del substrato roccioso sudalpino. Nel dettaglio la morfologia dei Colli d'Ivrea, del tutto peculiare (Fig. 4), è caratterizzata da un elevato tasso di affioramento del substrato roccioso, che costi- tuisce raggruppamenti di rilievi caratterizzati da un pro- filo arrotondato, con dislivelli di ordine decametrico fino ad un massimo di 200 m. I rilievi raggiungono la quota massima di 519 m (C. Montesino) e si innalzano di 100- 250 metri sulla pianura alluvionale attuale del F. Dora Baltea (Fig. 2). Conservano diffuse e tipiche forme di esarazione glaciale: particolarmente evidenti sono este- se superfici montonate, talvolta perfettamente levigate (Fig. 5), percorse da solchi (grooves) e incise da strie glaciali. Dall'orientazione delle strie si ricava la direzione di movimento della base del ghiacciaio, verso E e SE nel settore orientale dei Colli, più esterno, e verso S e SSE in quello occidentale, più interno. I rilievi sono separati da depressioni in parte occupate tuttora da bacini lacustri e in parte corrispon- denti invece a bacini lacustri colmati: i bacini ospitano localmente torbiere galleggianti note come "terre balle- rine". L'affioramento di rocce con diversa erodibilità e la presenza di discontinuità tettoniche ha fortemente con- dizionato l’evoluzione geologica e morfologica dell’area: i rilievi si sviluppano prevalentemente nei settori costi- tuiti da rocce resistenti (graniti, dioriti e granuliti) con modesta fratturazione; le depressioni lacustri risultano invece distribuite in coincidenza delle litologie a tessitu- ra scistosa o milonitica, come nel caso degli scisti entro cui è modellato il bacino del Lago Nero, e lungo fasce tettonizzate, caratterizzate da elevata fratturazione. L'esempio più significativo in questo caso è dato dal- l'allineamento delle depressioni della Torbiera di Tomalino e del Lago Pistono, in coincidenza della Linea del Canavese Interna (LCI in Fig. 2). Il modellamento erosionale dei Colli di Ivrea, espresso da forme di esarazione a varia scala ampia- mente distribuite e ben conservate, era già stato rico- nosciuto dagli autori precedenti. Nessun autore aveva mai indicato la presenza di una ridotta copertura qua- ternaria, probabilmente a causa dell'esiguità delle trac- ce deposizionali rispetto all'evidenza delle forme di esa- razione e per la maestosità dei cordoni morenici princi- pali circostanti. Lo stesso Foglio “Ivrea” della Carta Geologica d'Italia segnala soltanto le torbiere principali al di sopra del substrato roccioso (FRANCHI et al., 1912). Con il nuovo rilevamento è stata invece evidenzia- ta la presenza, direttamente sui rilievi montonati, sia di singoli elementi di trasporto glaciale (massi erratici) con costituzione petrografica differente rispetto al substrato locale (Fig. 6), sia di un numero limitato di lembi circo- scritti di depositi glaciali a blocchi, corrispondenti essenzialmente a till di margine glaciale, in gran parte till di colata (marginal flow till; Fig 7). Questi lembi sono distribuiti sui fianchi, alla base o sulla sommità dei rilievi montonati e risultano particolarmente diffusi nel settore settentrionale dei colli, dove dall'interpolazione dei vari Fig. 3 - Il settore laterale sinistro dell'AMI, evidenziato dalla presenza della Serra d'Ivrea, e l'estesa depressione interna in cui si svilup- pano i Colli d'Ivrea. The left lateral sector of the Morainic Amphiteatre of Ivrea, with Serra d'Ivrea moraine and the wide internal depression hosting Colli d'Ivrea (Ivrea Hills). Stratigrafia della sequenza cataglaciale ... 218 Fig. 4 - Panoramica e carta geologica del settore settentrionale dei Colli d'Ivrea, che racchiudono la depressione di Tomalino, colmata da sedimenti lacustri e torbe. L'asterisco indica la posizione dei sondaggi effettuati. Panoramic view and geological map of the Northern sector of Colli d'Ivrea, with the Tomalino depression filled by lacustrine deposits and peat. The asterisk shows the boreholes position. M.G. Forno et.al. lembi si ricostruisce, non senza difficoltà, una succes- sione di cerchie moreniche concentriche. I depositi, osservabili diffusamente in superficie o in rari affioramenti sempre di ridotta estensione, sono costituiti da elementi con dimensioni tra centimetriche e metriche e forma da subangolosa a sfaccettata e subarrotondata, mescolati ad una abbondante matrice sabbiosa debolmente limosa, con tessitura prevalente- mente a supporto di matrice; si presentano massivi o con un accenno di stratificazione inclinata. Gli elementi, prevalentemente non alterati, sono costituiti da gneiss e micascisti eclogitico-glaucofanici, eclogiti, glaucofaniti, quarziti di vena, ortogneiss e gneiss in facies scisti verdi, della Zona Sesia-Lanzo, mescolati a graniti retro- cessi e dioriti, vulcaniti acide e quarziti sedimentarie, provenienti dai Colli di Ivrea modellati nella Zona del Canavese; subordinati sono i clasti di serpentiniti della Zona Piemontese e di metaconglomerati della Zona Houillére (Sistema Pennidico esterno), affioranti nel trat- to superiore del bacino della Dora Baltea. La matrice appare scarsamente selezionata, con debole frazione siltoso-argillosa, di colore da grigio a grigio-giallastro chiaro. I depositi mostrano uno spessore di ordine metrico, fino ad un massimo di una decina di metri ad W di Bienca e sulla cresta di P. Montesino (Figg. 4 e 8). Localmente sui depositi sono conservati prodotti collu- viali di suoli di colore bruno-giallastro (7.5YR 5/6,8). Questi sedimenti hanno scarsa evidenza morfolo- gica, corrispondendo a cordoni morenici laterali e fron- tali discontinui, con lunghezza ridotta, al massimo di alcune centinaia di metri, e altezza di ordine metrico (Fig. 8): malgrado la discontinuità dei lembi, si sono potute ricostruire cinque cerchie concentriche, indicati- ve di altrettanti episodi di stazionamento del margine glaciale nell'ambito del più generalizzato ritiro dalla posizione di massima espansio- ne (Fig. 2). I sedimenti descritti sono infatti distribuiti sensibilmente all’interno rispetto alle cerchie principali: le unità più antiche formano imponenti cordoni morenici laterali (Serra d’Ivrea e Piccola Serra), circa rettilinei e continui, con sviluppo altimetri- co superiore al centinaio di metri, e conservano depositi glaciali con spessore rilevante, compreso tra 50 e 150 m (Fig. 9). Le morene della Serra e della Piccola Serra esprimono lo sta- dio di massima espansione del ghiacciaio balteo negli ultimi episodi glaciali documentabili in anfiteatro (GIANOTTI, 2007). Le morene ospitate nella parte prossimale della depressione interna sono riferibili invece a stadi di ritiro dell'ultimo episodio glaciale: in particolare quelle del settore di Bienca sono connes- se con la formazione di un lobo glaciale in progressivo ritiro, ali- mentato dal fianco sinistro del 219 Fig. 5 - Esempio di superfici levigate e striate su granuliti basi- che (Chiaverano). An example of polished and striated surfaces on basic granuli- tes (Chiaverano). Fig. 6 - Masso erratico di granito sulla sommità di rilievo montonato a SE del Lago Nero, modellato su scisti del basamento della Zona del Canavese. Erratic boulder of granite on top of a roche moutonnée at SE of Lago Nero, on schist of Canavese Zone basement. Stratigrafia della sequenza cataglaciale ... ghiacciaio principale, quando questo si era ormai ritira- to dal settore esterno dei colli (cfr. Fig. 2). Nel presente lavoro si intendono evidenziare i risultati ottenuti da studi di dettaglio effettuati su sedi- menti palustri deposti in una depressione sviluppata all’interno del piccolo anfiteatro di lobo glaciale citato (lobo di Bienca). In corrispon- denza di questa depressione sono state riconosciute tre facies sedimentarie deposte in acqua, con caratteristiche che permettono di r icondurle a situazioni deposizionali ben distinte: depositi glaciolacustri marginali di kame, depositi gla- ciolacustri di sbarramento gla- ciale ed infine depositi lacustri e palustri post-glaciali (il termine di "post-glaciale" è qui inteso nell'accezione di BINI et al., 2004). Queste tre facies, in appoggio diretto sul substrato roccioso dei colli o sui depositi glaciali, rappresentano le testi- monianze di episodi deposizio- nali che si ripetono a quote pro- gressivamente inferiori in aree via via più interne, collegate con l'abbassamento del margine glaciale fino al suo completo riti- ro (Fig. 10). Con riferimento al bacino di Tomalino a Sud di Bienca (cfr. Fig. 4), attualmente colmato, il corpo sedimentario più elevato ed antico (1 in Fig. 10) è formato in genere da sabbie limose, con ciottoli sparsi e rare intercalazio- ni di sabbie meglio selezionate, entrambe prive di contenuto organico; talvolta è invece costi- tuito da elementi angolosi di varia dimensione mescolati a una matrice sabbiosa meglio selezionata e stratificata. Questi sedimenti, con spessore osser- vabile di alcuni metri, sono interpretabili come depositi gla- ciolacustri marginali, alimentati sia da apporti provenienti dal ghiacciaio (till di colata acquatici e depositi di delta-conoide) sia da apporti gravitativo-colluviali provenienti dal versante; forma- no lembi sedimentari “applicati” sul fianco di cordoni morenici o di rilievi in roccia, sospesi di oltre una decina di metri rispetto alla superficie di colmamento del bacino lacustre; l'espressio- ne morfologica è rappresentata da lembi di superfici pianeg- gianti terrazzate, distribuite al margine del bacino a quote variabili, interpretabili come ter- razzi di kame alimentati direttamente dal ghiacciaio. Il corpo sedimentario intermedio (2 in Fig. 10) è costituito da sabbie limose a stratificazione massiva, con sporadici elementi angolosi prevalentemente centi- metrici, in gran parte provenienti dal substrato locale; ha come espressione morfologica lembi di superfici 220 Fig. 7 - Till di colata di posizione marginale, deformato, caratterizzato da stratificazione incli- nata. Deformed marginal flow till with inclined stratification. Fig. 8 - Il cordone morenico allungato sulla sommità della P. Montesino, rilievo più elevato dei Colli d'Ivrea. The morainic crest exstended on P. Montesino, the highest relief of Colli d'Ivrea. M.G. Forno et.al. orizzontali, distribuiti lungo il bordo della conca lacustre e sospesi di circa 4 m rispetto alla superficie di colma- mento del bacino. Questi lembi rappresentano l'espres- sione morfologica di sedimenti glaciolacustri di sbarra- mento glaciale: tali depositi non possono essere definiti di posizione marginale, come i precedenti, perchè sedi- mentati in un bacino glaciolacustre esteso fino a consi- derevole distanza dal ghiacciaio. Il corpo sedimentario più recente (3 in Fig. 10) è formato da depositi sabbioso-limosi e argillosi, passanti verso l'alto a limi e argille ricchi di sostanza organica (gyttja) e a torbe, interpretabili come depositi lacustri e palustri post-glaciali, indicativi di un bacino lacustre non più in alcun modo collegato con il ghiacciaio: que- sti sedimenti costituiscono il riempimento dell'attuale bacino colmato. I sondaggi hanno attraversato la parte sommitale del corpo sedimentario più recente, costituente il col- mamento lacustre e palustre del bacino di Tomalino (Figg. 4 e 12). In particolare le sabbie fini argillose della 221 Fig. 9 - I Colli d'Ivrea delimitati dagli imponenti cordoni della Serra d'Ivrea e della Piccola Serra. The Colli d'Ivrea bounded by Serra d'Ivrea and Piccola Serra big moraines. Fig. 10 - Schema dei rapporti stratigrafici della depressione lacustre di Tomalino. Stratigraphical scheme of the Tomalino lacustrine depression. Stratigrafia della sequenza cataglaciale ... parte basale della sequenza attraversata, sotto i 4 m di profondità, hanno colore biancastro e sono localmente ricche di gusci di gasteropodi e più rari bivalvi lacu- stri, con dimensioni medie di 2-3 mm fino a 5 mm. La gyttja, prevalente tra 4 m e 3,50 m di profondità, contiene resti vegetali decomposti, con frammenti di macrofite indistinguibili, che conferiscono al deposito un colore nerastro. La parte superiore della successione, tra 3,50 m e il piano campa- gna, è costituita da livelli torbosi compressi di spessore pluridecimetrico, che chiudono la sequenza palustre: le torbe campionate tra 1 e 1,35 cm sono di colore brunastro e sono asciutte; al di sotto risultano invece nerastre e sature d'acqua, indicando che la posizione della superficie della falda libera si attestava tra 1,40 e 2 m di profondità al momento della realizzazione del sondaggio TOM 1 (15/07/2004). 5. STUDIO DEL CONTENUTO POLLINICO Sei campioni di sedimento sono stati prelevati dai depositi della torbiera di Tomalino, preparati ed analizzati presso il Laboratorio di Palinologia e Paleoecologia del CNR-IDPA di Milano. Per la preparazio- ne dei campioni è stata applicata la cosid- detta procedura ‘standard’, che prevede una serie di successivi attacchi chimici fina- lizzata alla rimozione della componente minerale e alla riduzione di quella organica non pollinica. I preparati, conservati in gli- cerina, sono stati montati su vetrini e ana- lizzati al microscopio ottico a 400, 630 e 1000 ingrandimenti. Per l’identificazione dei granuli pollinici sono stati usati chiavi dico- tomiche (MOORE et al., 1991), atlanti foto- grafici (PUNT & BLACKMORE, 1976-1995; REIL- LE, 1992-1995) e la collezione di confronto del CNR–IDPA. Sono stati inoltre identificati alcuni tipi di alghe d’acqua dolce, spore di pteridofite ed extrafossili (sensu VAN GEEL, 1978). I risultati dell’analisi pollinica sono presentati in Tab. 1 e Fig. 11. Le percentuali polliniche sono state calcolate a partire da una somma pollinica che comprende alberi, arbusti e piante erbacee di ambiente terre- stre; piante di ambiente acquatico e palu- stre, alghe e spore di pteridofite non sono invece comprese nella somma pollinica. E’ stata inoltre calcolata la concentrazione delle microparticelle di carbone di lunghez- za maggiore di 10 µm contenute nel sedi- mento, espressa come numero di particelle per grammo di sedimento. 5.1 Ricostruzione paleoambientale I dati pollinici ottenuti permettono di fare alcune osservazioni circa le condizioni 222 Fi g. 1 1 - D ia gr am m a p ol lin ic o % a c ur ve s el ez io na te d ei c am p io ni d i s ed im en to d el la t or b ie ra . % p ol le n d ia gr am (o nl y se le ct ed t ax a ar e sh ow n) o f t he s am p le s fr om t he T om al in o m ire . M.G. Forno et.al. 223 Tab. 1 - Tabella di analisi pollinica relativa ai campioni provenienti dalla torbiera di Tomalino. Results of pollen analysis carried out on the sediment samples from the Tomalino mire. Stratigrafia della sequenza cataglaciale ... paleoambientali al momento della deposizione dei sedi- menti analizzati. - Sondaggio TOM 2 Da questo sondaggio provengono tre campioni di sedimento, prelevati a 430 cm di profondità dal p.c (argilla sabbiosa), a 420 cm (argilla sabbiosa con resti di molluschi) e a 403 cm (gyttja) . In questi campioni il pol- line di alberi e arbusti si attesta su valori compresi tra 74-84% (Tab. 1) ad indicare che i sedimenti in esame si sono deposti in un contesto caratterizzato da densa copertura arborea. Il campione più profondo (TOM 2-430 cm) contie- ne elevate percentuali poll iniche di Pinus sylvestris/mugo e stomi di pino, che indicano la presen- za di questa conifera nei dintorni del sito in esame. Lo spettro pollinico è inoltre caratterizzato da buoni valori percentuali di Betula (18%), da rari granuli di Juniperus, Hippophaë e Salix e da valori di xerofite erbacee (Artemisia, Chenopodiaceae, Helianthemum) attorno al 6%. Sono inoltre presenti alghe d’acqua dolce (Botryococcus e Pediastrum). Questo spettro è indicati- vo di foreste-steppe di ambiente boreale fresco. Nel campione successivo (TOM 2–420 cm) la per- centuale pollinica di Pinus sylvestris/mugo diminuisce nettamente (39%), mentre Betula si attesta su valori attorno al 30%. Sono stati rinvenuti alcuni granuli polli- nici di Larix: considerando la scarsa produttività e la limitata capacità di dispersione pollinica di questa coni- fera (DE BEAULIEU & REILLE, 1992), il rinvenimento di pochi granuli pollinici può essere ritenuto indicativo della presenza del larice nei dintorni del sito in esame. Sono presenti granuli sporadici di Quercus caducifolia, Tilia e Ulmus. Tra le erbacee di ambiente terrestre, sono ben rappresentate Artemisia (7,6%), Gramineae (8,5%) e Rumex tipo acetosa (5%). Anche questo spettro polli- nico è indicativo di foreste-steppe di ambiente boreale fresco. Il campione TOM 2–403 cm contiene elevate per- centuali polliniche di Alnus tipo glutinosa (tipo pollinico che comprende Alnus glutinosa e Alnus incana) e di ele- menti del querceto misto (Corylus, Quercus caducifolia, Tilia e Ulmus). Questo spettro indica la presenza di boschi misti di conifere e latifoglie di ambiente tempe- rato. - Sondaggio TOM 3 Da questo sondaggio provengono tre campioni di sedimento, prelevati a 375 cm di profondità dal p.c. (argilla con resti organici), a 275 cm (gyttja/torba) e a 175 cm (torba). Lo spettro pollinico del campione più profondo (TOM 3-375 cm) è dominato da Pinus sylvestris/mugo e da Betula e registra la presenza di xerofite erbacee e arbustive. Tale composizione pollinica è molto simile a quella del campione TOM 2-430 cm ed è indicativa di foreste-steppe di ambiente boreale fresco. Nel campione successivo (TOM 3-275 cm) si osserva il brusco crollo dei valori % di Pinus sylve- stris/mugo, mentre le xerofite (Artemisia, Hippophaë, Chenopodiaceae ed Helianthemum) si attestano su valori attorno all’11%. Lo spettro pollinico registra la presenza di alcune latifoglie termofile (Corylus, Fagus, Quercus caducifolia, Tilia e Ulmus) che, ad eccezione della quercia, si attestano su valori inferiori all’1%. Tra le piante erbacee terrestri sono presenti Lythrum, Scabiosa, Phyteuma, tipo Lotus. %). Anche questo spettro pollinico è indicativo di foreste-steppe di ambiente boreale fresco. Nel campione più superficiale TOM 3-175 il tasso di afforestamento raggiunge valori piuttosto elevati (75%) cm, in gran parte dovuti a Pinus sylvestris/mugo (57,6%). Sono presenti Betula (5,1%), Quercus cadu- cifolia (3,9%), Salix (1%) e Ulmus. Anche in questo campione compaiono sporadici granuli di Corylus e Fagus, accompagnati da Rubus e Sorbus. Questa com- posizione pollinica riflette la presenza di boschi misti di conifere e latifoglie. 5.2. Interpretazione cronologica La suddivisione climatostratigrafica qui adottata fa riferimento a RAVAZZI ( in stampa). I l termine Tardoglaciale viene usato per indicare l’insieme di eventi che si sono susseguiti tra l’ultima culminazione glaciale dell’ultima glaciazione e l’inizio dell’Olocene. Secondo OROMBELLI et al. (2005) il Tardoglaciale ha ini- zio al termine dell’Ultimo Massimo Glaciale globale (19 ka); il limite cronostratigrafico superiore del Tar- doglaciale, assunto come limite Pleistocene/Olocene, coincide con l’età 14C di 10 ka BP (GRADSTEIN et al., 2004). La suddivisione del Tardoglaciale in cronozone proposta inizialmente da FIRBAS (1954) e ripresa da MANGERUD et al. (1974) è stata da tempo abbandonata e sostituita con una divisione climatostratigrafica che mette in evidenza una successione di eventi climatici sostanzialmente sincroni a scala continentale (LITT et al., 2003) e alpina (VESCOVI et al., 2007). Considerato l’esiguo numero di campioni studiati, le considerazioni biostratigrafiche hanno carattere preli- minare. Alcune indicazioni possono però essere deriva- te dal confronto con il diagramma pollinico del Lago Sirio (270 m slm; SCHNEIDER, 1978), un bacino posto 2 km a Sud della torbiera da noi esaminata. Il diagramma pollinico del Lago Sirio è riferibile all’intervallo di tempo compreso tra il Tardoglaciale e l’inizio dell’Olocene (Preboreale) (SCHNEIDER, 1978). La stratigrafia pollinica non è supportata da datazioni 14C; la suddivisione in biozone è basata sul confronto con altri diagrammi pol- linici datati provenienti dalla torbiera di Alice Superiore e del Lago di Biandronno (SCHNEIDER, 1978) ed è corre- lata con la suddivisione in cronozone proposta da FIR- BAS (1954). La successione pollinica del Lago Sirio viene qui brevemente illustrata (con riferimento alle zone pollini- che descritte da SCHNEIDER, 1978) per mostrare i princi- pali eventi che caratterizzano la storia della vegetazione di questo settore dell’AMI. L’età di tali eventi viene inve- ce dedotta dal confronto con i record pollinici del Lago Piccolo di Avigliana (FINSINGER et al., 2006) e del Lago di Annone (WICK, 1996), dove la stratigrafia pollinica è supportata da numerose datazioni 14C. La successione pollinica del Lago Sirio mostra che, durante le zone pol- liniche Ia-c l’area attorno al bacino lacustre era caratte- rizzata da un basso tasso di afforestamento e dalla pre- senza di comunità erbacee di ambiente steppico (sia Artemisia che Gramineae oltre il 25-30%): Larix aumen- ta progressivamente fino alla transizione con il Bølling. La curva di Pinus inizia ad aumentare durante la zona 224 M.G. Forno et.al. pollinica II e nella prima parte della zona III, attestando- si su valori medi del 50%. Durante questa fase Larix è presente con curva pressoché continua. Nella prima parte della zona III, accanto a Pinus, Betula e Artemisia, si registra la presenza di sporadici granuli di latifoglie termofile. La seconda parte della zona III è caratterizza- ta da un’ulteriore espansione di Pinus (fino quasi al 70%) e da una lieve riduzione delle xerofite. Nelle zone IV e V si osserva la progressiva riduzione dei valori % di Pinus e l’espansione delle latifoglie. Il confronto con le successioni polliniche del Lago Piccolo di Avigliana (FINSINGER et al., 2006) e del Lago di Annone (WICK, 1996) consente di collocare le zone polliniche Ia-c nel- l’intervallo di tempo che precede l’interstadiale Bølling- Allerød del Tardoglaciale, la zona pollinica II e la prima parte della zona II I nell’ interstadiale B-A del Tardoglaciale, la seconda parte della zona III nel Dryas Recente, le zone IV e V nel Preboreale. Il confronto tra la successione pollinica del Lago Sirio e gli spettri pollinici ottenuti dai campioni di sedi- mento della torbiera di Tomalino suggerisce che: - i sedimenti rappresentati dai campioni TOM 2-430 cm, TOM 2-420 cm e TOM 3-375 cm si sarebbero deposti durante la prima metà dell’interstadiale Bølling-Allerød del Tardoglaciale. Tale ipotesi si fonda su valori % di Pinus elevati (talora oltre il 60%), assenza di latifoglie termofile e valori consistenti di xerofite (5-7%), ma molto più bassi rispetto alle com- posizioni tipiche della prima parte del Tardoglaciale. - il campione TOM 2-403 cm, per la presenza di Corylus e Quercus con moderate percentuali, e l’ele- vato contenuto di Alnus potrebbe essere attribuito alla parte iniziale del Preboreale (11.500 – 10.500 anni cal BP). - i sedimenti rappresentati dai campioni TOM 3-275 cm e TOM 3-175 cm potrebbero essere attribuiti alla parte finale dell’interstadiale B-A o al Dryas Recente: i dati raccolti non consentono una più precisa attribu- zione cronologica. Si esclude un’attribuzione all’Olocene per i bassi valori % di Quercus e la ancora elevata presenza di Artemisia. 6. CONSIDERAZIONI CONCLUSIVE L’insieme delle osservazioni effettuate consente di ricostruire la successione degli eventi che hanno caratterizzato l’evoluzione geologica dell'area nel corso dell'ultimo massimo glaciale ed in particolare del Tardoglaciale. Il riconoscimento, al di sopra dei rilievi montonati, di ridotte cerchie moreniche suggerisce che, negli ultimi 225 Fig. 12 - Stratigrafia dei due sondaggi eseguiti nella Torbiera di Tomalino, con ubicazione dei campioni prelevati per analisi palinologica. Stratigraphy of the two cores taken from the Tomalino Mire, with position of samples for pollen analysis. Stratigrafia della sequenza cataglaciale ... stadi di ritiro del ghiacciaio balteo dall'anfiteatro, si svi- luppasse un lobo di diffluenza glaciale, indicato nel pre- sente lavoro come Lobo di Bienca, che, alimentato dal ghiacciaio principale, si insinuava tra i rilievi modellati in roccia. La presenza di tre generazioni di sedimenti glacio- lacustri, lacustri e palustri all’interno della depressione di Tomalino riflette la successione di tre distinti episodi deposizionali, indicativi di diverse configurazioni del bacino in rapporto all'evoluzione del ghiacciaio: deposi- ti costituenti terrazzi di kame, sedimentati in laghetti di margine glaciale e distribuiti a gradinata sul fianco inter- no delle morene o dei rilievi montonati (1 in Fig. 10); depositi di lago di sbarramento glaciale, sedimentati in un lago più esteso di quello poi colmato dalla torbiera, il cui livello elevato era sostenuto dallo sbarramento degli sfioratori da parte del margine sinistro del ghiacciaio balteo (2 in Fig. 10); infine una sequenza di depositi lacustri e palustri, che ha colmato un lago non più ali- mentato dal ghiacciaio ed il cui livello era controllato esclusivamente dalla morfologia locale (3 in Fig. 10). L’analisi pollinica dei sedimenti campionati presso la Torbiera di Tomalino mette in luce le potenzialità di questo sito per un’analisi paleobotanica dettagliata, grazie a condizioni di sedimentazione che favoriscono la presenza e l’ottima conservazione dei palinomorfi. Il confronto con il diagramma pollinico del Lago Sirio (SCHNEIDER, 1978) consente di attribuire al campione di sedimento più profondo estratto dalla torbiera di Tomalino un’età riferibile alla prima metà dell’intersta- diale Bølling-Allerød del Tardoglaciale. In base alla presenza di terrazzi lacustri legati a sbarramento glaciale, sospesi di qualche metro sulla piana, è possibile affermare che condizioni di sedimen- tazione lacustre erano presenti nell’area almeno dall'ini- zio del Tardoglaciale. I sondaggi svolti nella torbiera di Tomalino, che purtroppo non hanno raggiunto la base della sequenza, hanno attraversato tra i 5 e i 4 m di profondità depositi prettamente lacustri, costituiti da sabbie fini e silt di colore biancastro, ricchi di gastero- podi e bivalvi lacustri. Segue una sequenza a torbe, alternate a subordinati livelli di gyttja, che si sviluppa ad una profondità compresa tra 4 m ed il piano campa- gna: questi depositi indicano che il processo di colma- mento si è protratto nella parte finale del Tardoglaciale attraverso fasi di torbiera. La correlazione su base palinologica dei vari tratti di carota recuperati suggerisce infine l'esistenza di una superficie di discontinuità (Fig. 12), di carattere proba- bilmente erosionale, che incide di oltre 2 metri su una distanza di circa 5 m la successione lacustre e palustre ancora pleistocenica (Tardoglaciale); su questa poggia una sequenza di nuovo strettamente palustre (gyttja e torbe) ormai già olocenica (Preboreale). Si ipotizza che un cambiamento climatico, con diminuzione delle preci- pitazioni, possa aver determinato nella conca di Tomalino il passaggio da ambiente palustre a subaereo, comportando una lacuna durante l' intero Dryas Recente o parte di esso, a seconda dell'attribuzione dei campioni TOM 3-275 cm e TOM 3-175 cm rispettiva- mente alla parte finale dell’interstadiale B-A o al Dryas Recente. La discontinuità potrebbe essere imputabile all'attività erosiva di un corso d'acqua effimero, che avrebbe inciso e terrazzato la successione palustre, portando alla luce i sottostanti depositi lacustri. Il ripri- stino di condizioni palustri nel Preboreale è da collegare ad un bilancio idrologico positivo del bacino, determi- nato dall'aumento delle precipitazioni e da un ipotetico sbarramento della soglia da parte di prodotti gravitativi. LAVORI CITATI BAGGIO P. (1965) - Caratteri stratigrafici e strutturali del Canavese s.s. nella zona di Montalto Dora. Mem. Ist. Min. Geol. Un. 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