Geologia della Sicilia - Geology of...

1. - INTRODuzIONE

La Sicilia, ubicata al centro del Mediterraneo,rappresenta un segmento dell’Orogene Appenni-nico-Maghrebide, che collega l’Appennino alNord-Africa attraverso l’Arco Calabro-Peloritano.Essa, unitamente al suo margine tirrenico, costitui-sce un’area geologica, in cui sono presenti varieunità tettoniche derivanti da differenti domini pa-leogeografici.

Come è stato ampiamente trattato nel capitolointroduttivo di queste note (v. Titolo I), il Mediter-raneo Centrale è caratterizzato sostanzialmente dalDominio di Avampaese e dal Dominio Orogenico,a sua volta costituito da un edifico multilayer, in cuisono riconoscibili dal basso verso l’alto un Sistemaa Thrust Esterno, la Catena Appenninico-Maghre-bide e la Catena kabilo-Calabride o più semplice-mente la Catena Calabro-Peloritana (BENAVRAhAM et alii, 1990; LENTINI et alii, 1994, 1995b;FINETTI et alii, 1996). La fascia orogenica è com-presa tra due bacini caratterizzati da croste ocea-niche: quella ionica, in subduzione e quellatirrenica, in espansione.

I numerosi studi geologici e geofisici, di cui èricca la letteratura, hanno contribuito a forniremolteplici dati di carattere stratigrafico e strutturalea varie scale e tendenti a proporre schemi paleo-geografici e geodinamici talora fortemente dif-formi. Purtroppo non sempre si sono tenuti indebito conto i vincoli stratigrafici e strutturali, e traquesti anche le relazioni tra composizione delleareniti e aree sorgenti, che avrebbero ristretto no-tevolmente le ricostruzioni paleogeografiche e pa-leotettoniche. In particolare, la determinazionecronostratigrafica della transizione della sedimen-tazione da carbonatica a silicoclastica assume no-tevole importanza per definire l’appartenenza dialcuni sistemi a thrust ad aree più o meno esterne.È infatti sulla base dei dati della sismica e soprat-

tutto della relativa giovane età dei depositi silico-clastici presenti al tetto delle successioni stratigra-fiche, che LENTINI et alii (1990a,b, 1994, 1996a,b,2006) e FINETTI et alii (2005a) hanno riconosciuto,l’appartenenza delle unità affioranti in Sicilia occi-dentale al Sistema a Thrust Esterno, ovvero SistemaSiculo-Pelagiano (Pelagian-Sicilian Thrust Belt, PSTB).

Il dominio orogenico si è originato secondo leregole di un sistema “catena-avanfossa-avam-paese”, con un progressivo coinvolgimento spa-zio-temporale delle aree via via più esterne, per cuisettori con ruolo di avampaese si sono trasformatiin unità tettoniche inglobate nell’edificio oroge-nico. È questo il caso delle unità Panormidi origi-nariamente aree di avampaese durante il Mioceneinferiore e successivamente in ricoprimento sulleIonidi. Queste ultime a loro volta si trasferirannoin ricoprimento sul PSTB in contemporanea conl’apertura del Bacino Tirrenico.

Inoltre studi paleomagnetici hanno contribuitoad arricchire il quadro geodinamico delle varieunità tettoniche, affette da rotazioni orarie chehanno accompagnato il trasporto orogenico versoSE e Sud delle varie falde nell’intervallo cronolo-gico mio-pliocenico (CATALANO et alii, 1978;ChANNEL et alii, 1990; OLDOW et alii, 1990). Le fasitettoniche e il progressivo sviluppo dei bacini d’a-vampaese e dei coevi depositi di bacini satellite e/odi thrust top sospesi all’interno della catena sonostati illustrati da CATALANO & D’ARGENIO (1982)e da VITALE (1990).

Successivamente sulla base di un notevole in-cremento dei dati disponibili, in particolare di lineesismiche profonde e di ulteriori rilievi di campagna,LENTINI et alii (1990a, 1994, 1996b), CATALANO etalii (2000a, 2002a), DEL BEN & GuARNIERI (2000),GuARNIERI et alii (2002), e con il fondamentalecontributo del Progetto CARG, hanno portato amodificare profondamente le precedenti interpre-tazioni.

Geologia della Sicilia - Geology of SicilyV - Tettonica - Tectonic

LENTINI F., CARBONE S.

Risulta evidente che i complicati problemi d’in-terpretazione della geologia siciliana e specialmentedei suoi mari al contorno non troverebbero unalogica risoluzione senza estendere l’investigazionealle aree offshore. Il progetto CROP-Mare (FINETTIED., 2005) ha reso disponibile con le sue linee si-smiche un quadro della distribuzione delle croste,almeno in grandi linee, estremamente convincentee congruente con le osservazioni geologiche con-nesse (fig. 496, v. anche fig. 3), ottenute con i rilievidi campagna e con i dati dell’esplorazione per idro-carburi (v. BIANChI et alii, 1987; FINETTI et alii,1996, 2005a; CATALANO et alii, 2000a, b; LENTINIet alii, 2006).

Il Dominio di Avampaese comprende le areeindeformate della placca Nord-Africana, rappre-sentata dal Blocco Pelagiano e dal Bacino Ionico.

Il Dominio Orogenico è composto da tre catene,il Sistema a Thrust Esterno, la Catena Appenninico-Maghrebide e la Catena Calabro-Peloritana, gene-rate, rispettivamente, dallo scollamento dellecoperture sedimentarie poste all’interno del settoreflessurato dell’Avampaese Ibleo-Saccense, dall’im-bricazione delle sequenze sedimentarie bacinali ap-partenenti a due settori a crosta oceanica (bacinidella Tetide Alpina e Paleobacino Ionico), ed infinea settori a crosta continentale od assottigliata (Piat-taforme carbonatiche panormidi ed unità di basa-mento derivanti dal margine europeo). Le unitàPanormidi risultano scollate dal loro originario ba-samento, che è stato riconosciuto, grazie ai dati delProgetto CROP-Mare, ai margini meridionale eorientale del Bacino Tirrenico (FINETTI et alii, 2005a;LENTINI et alii, 2006), le unità Calabro-Peloritane,costituirebbero gli elementi più interni dell’orogenee occuperebbero la posizione strutturale all’apicedell’intero edificio orogenico (v. figg. 1, 286).

Il Dominio di hinterland è rappresentato dalBlocco Sardo-Corso e dal Bacino Tirrenico.Quest’ultimo, apertosi a partire dal Serravalliano(fase di rifting continentale) è caratterizzato al cen-tro da una crosta oceanica, generatasi nel Plio-Quaternario.

2. - EVOLuzIONE PALEOGEOGRAFICA EPALEOTETTONICA

I dati derivanti dall’analisi di linee sismiche, inparticolare quelle offerte dal Progetto CROP, in-tegrati dalle indagini geologiche a terra, permet-tono di ricostruire i rapporti tra le varie unità comesintetizzato nella figura 497. Da quest’ultima si ri-sale ad un quadro paleogeografico schematico (fig.498) precedente ai processi deformativi, che hannodato origine all’Orogene Appenninico-Maghre-bide. Tale schema può risultare utile per la rico-

struzione dell’evoluzione geodinamica del sistemadi convergenze, che porta alla strutturazione del-l’Orogene Appenninico-Maghrebide, attraverso glistadi orogenetici illustrati in figura 499.

Il Bacino Paleoionico, apertosi a partire dalPermo-Triassico entro la placca Afro-Adriatica, eraprobabilmente separato dal Bacino Alpino-Tetideoda una crosta continentale o assottigliata, che co-stituiva il basamento delle piattaforme carbonati-che, le quali successivamente avrebbero originatole falde panormidi in Sicilia e le piattaforme Cam-pano-Lucane in Appennino meridionale. La con-tinuità di questo elemento strutturale è deducibile,oltre che da considerazioni di carattere geologico,anche dall’interpretazione della sismica, che indi-vidua il corrispondente orizzonte strutturale ancheal disotto del segmento calabro-peloritano. Attra-verso analisi stratigrafiche e sedimentologichezARCONE & DI STEFANO (2010) e zARCONE et alii(2010) ricostruiscono la posizione paleogeograficadella Piattaforma Panormide durante il Mesozoicoquale collegamento tra Adria e Africa.

In direzione dell’attuale nord e nord-ovest, cioèlungo la dorsale appenninica, le Ionidi, rappresen-tate nell’Appennino Lucano dalle sequenze baci-nali Lagonegresi, progressivamente spariscono enell’Appennino centrale si ha una coalescenza trail Sistema a Thrust Esterno, in questo caso il Si-stema a Thrust Apulo, espresso ad esempio nelleunità Apulo-Adriatiche (VEzzANI & GhISETTI,1998) con le piattaforme carbonatiche più interne,cioè quelle laziali-abruzzesi. Sul versante tirrenicodell’Appennino centrale le coperture silicoclastiche(per es. le Arenarie di Frosinone) sono riferibili alMiocene superiore e sono ricoperte tettonicamenteda lembi di unità alpino-tetidee (v. Monti Lepini) eciò indica un coinvolgimento “tardivo” nella tet-togenesi dell’Appennino centrale. L’insieme diqueste osservazioni inducono a ritenere che origi-nariamente la crosta ionica si restringesse e ambe-due i blocchi continentali, quello Apulo e quello“Appenninico-Panormide” si unissero in un’unicaplacca continentale: la placca Adria.

Analogamente nella Sicilia occidentale non vi ècontinuità delle Ionidi, in quanto le unità Imeresie Sicane non sono più presenti sia in affioramentoche nelle aree sommerse a nord del Trapanese; ciòindicherebbe una progressiva chiusura della crostaoceanica ionica, riconosciuta come slab lungo la fa-scia peritirrenica almeno fino alla zona poco a norddi Palermo (v. fig. 496). Anche qui quanto osser-vato suggerisce che i due blocchi, nord-africano epanormide, costituivano un’unica placca.

Partendo dallo schema iniziale relativo al tardoGiurassico (fig. 499a) è stata effettuata una rico-struzione dell’evoluzione attraverso tre stadi oro-genetici.

352F. LENTINI - S. CARBONE

353G

EO

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SICILIA -TE

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Fig. 496 – Schema strutturale della Sicilia e dei mari circostanti e distribuzione delle croste (da LENTINI et alii, 2004). - Structural scheme of Sicily and the surrounding seas and distribution of the crusts (after LENTINI et alii, 2004).

2.1. - STADIO EO-ALPINO

In Sicilia non vi sono prove certe che possanorisalire ad uno Stadio Eo-Alpino: l’attenzione si ac-centra sul flysch di M. Soro, di età cretacico-eoce-nica, più o meno coevo e parzialmente eteropicodei depositi bacinali argilloso-calcarei. Questi ul-timi si trovano attualmente in ricoprimento sulflysch andando a costituire l’unità delle ArgilleScagliose Superiori. Il flysch di M. Soro rappresen-tava quindi un cuneo clastico al fronte di un si-stema orogenico Europa-vergente, oggi difficil-mente riconoscibile a causa della sovrapposizionedelle successive fasi orogeniche.

ulteriori prove dello Stadio Eo-Alpino andreb-bero ricercate nell’unità di Alì, affiorante neiMonti Peloritani, interessata da un blando meta-morfismo alpino di anchizona.

Evidenze di una fase eo-alpina sono presenti tut-tavia nel lato tirrenico della Calabria settentrionale,nella Catena Costiera, dove un cuneo tettonico Eu-ropa vergente, caratterizzato da unità liguridi e ofio-litiche, è stato interpretato da AMODIO MORELLI et

alii (1976), quale frammento di una catena eo-al-pina.

Al confine calabro-lucano ofioliti del Giuras-sico-Cretacico e metamorfiti di basso grado, attri-buite a unità Liguridi, rappresentano l’unicatestimonianza di un evento Eo-Alpino. Esse sonostate ricoperte in discordanza dal Flysch di Albi-dona del Miocene inferiore, interpretabile come undeposito di un’avanfossa relativa al successivo Sta-dio Balearico, durante il quale queste unità, com-pletamente scollate, sono andate in ricoprimentosulla Piattaforma Appenninica, equivalente del-l’unità Panormide in Sicilia.

Al largo dell’estremità nord-occidentale dellaSicilia, area caratterizzata da notevoli anomaliemagnetiche, FINETTI et alii (2005a, figura 21 dellapubblicazione citata) riconoscono nel profiloCROP M-28A un frammento di catena ofioliticanord-vergente, sovrapposto alla Catena Appenni-nico-Maghrebide per effetto della fase orogenicasuccessiva, e cioè quella appresso indicata comebalearica.

Più a nord le unità ofiolitiche del Caesar Sea-


Fig. 497 – Schema dei rapporti fra le catene appartenenti al Dominio Orogenico lungo un transetto N-S attraverso la Sicilia centro-orientale, mostrante l’originariaposizione paleogeografica e gli stadi orogenici, durante i quali si sono generate. Legenda: 1) Depositi di bacini satellite del Pliocene medio-sup.; 2) f.ni CastellanaSicula, Licata, Terravecchia, S. Pier Niceto, Gruppo Gessoso-Solfifera e Trubi; 3) calcareniti di Floresta e marne di M. Pitò; 4) unità Antisicilide; 5) flysch diCapo d’Orlando; 6) unità dell’Aspromonte; 7) unità del Mela e di Piraino; 8) unità di Alì, Mandanici e Fondachelli-Novara; 9) unità epimetamorfiche; 10)unità delle Argille Scagliose Superiori; 11) unità di M. Soro; 12) formazione di Reitano; 13) Tufiti di Tusa; 14) argille varicolori superiori e flysch numidico al-loctono; 15) Gruppo delle Argille Variegate; 16) flysch numidico esterno, f.ne Tavernola e marne di Castelbuono; 17) unità Panormidi; 18) unità Imerese e diGagliano; 19) unità di M. Judica: successione meso-cenozoica; 20) unità di M. Judica: argille e arenarie glauconitiche di Catenanuova; 21) Sistema a ThrustEsterno; 22) successioni meso-cenozoiche d’avampaese e d’avanfossa; 23) depositi mio-pliocenici d’avanfossa; 24) depositi pliocenici dell’

avanfossa parzialmente scollati; 25) depositi del Plio-Quaternario dell’avanfossa esterna.- Scheme of the relationships between the chains belonging to the Orogenic Domain along a N-S cross-section in central-eastern Sicily, showing the original palaeogeographic location and theorogenic stages, from which they originated. Legend: 1) Middle-Upper Pliocene satellite basins deposits.; 2) Castellana Sicula, Licata, Terravecchia, S. Pier Niceto fms., Gessoso-Solfifera Groupand Trubi Fm.; 3) Floresta calcarenites and M. Pitò marls; 4) Antisicilide Unit; 5) Capo d’Orlando flysch; 6) Aspromonte Unit; 7) Mela and Piraino Units; 8) Alì, Mandanici and Fon-dachelli-Novara Units; 9) epimetamorphic Units; 10) Argille Scagliose Superiori Unit; 11) M. Soro Unit; 12) Reitano formation; 13) Tufiti di Tusa Fm.; 14) “argille varicolori superiori”and allochthonous Numidian Flysch; 15) Argille Variegate Group; 16) External Numidian Flysch, Tavernola Fm. and Castelbuono marls; 17) Panormide Unit; 18) Imerese and GaglianoUnits; 19) M. Judica Unit: Meso-Cenozoic succession; 20) M. Judica Unit: clays and glauconitic sandstones of Catenanuova; 21) External Thrust System; 22) Meso-Cenozoic foreland and

oredeep successions; 23) Miocene-Pliocene foredeep deposits; 24) partially detached Pliocene deposits of the foredeep; 25) Plio-Quaternary external foredeep deposits.

mount South conservano ancora l’originario sistemaa thrust Europa-vergente, ripreso dalla successivafase tettonica e trasformato, così come la Catenakabilo-Calabride in un sistema sud-vergente.Anche le unità del Caesar Seamount North appaionocoinvolte dalla tettogenesi relativa al più giovanestadio orogenico (v. figura 16 in FINETTI et alii,2005c).

Inoltre sequenze ofiolitiche, ascrivibili al Giu-rassico e pertanto riferibili alla Catena Eo-Alpina,sono presenti lungo il bordo tirrenico della Sarde-gna (v. foglio 3 del Modello Strutturale d’Italia -CNR, 1991b).

Le analoghe unità ben note nell’estremità nord-orientale della Corsica, insieme a quelle sopra de-scritte, disegnano la presenza di una CatenaEo-Alpina oggi dispersa lungo i margini del ba-cino tirrenico, per effetto della relativa espansione(spreading).

2.2. - STADIO BALEARICO

Lo Stadio Balearico produce un edificio oroge-nico con vergenza afro-adriatica. Nell’estremitànord-orientale della Corsica il sistema a thrust convergenza occidentale, originatosi durante lo StadioEo-Alpino, assume successivamente una vergenzaadriatica (fig. 499c).

Le prime aree ad essere investite dalla tettoge-nesi sono quelle più interne e cioè quelle del mar-gine europeo. Durante la fase precoce di tale stadioorogenico si origina l’edifico calabro-peloritano,costituito dall’impilamento di falde cristalline e dairesti delle originarie coperture sedimentarie meso-cenozoiche. Esso, suturato durante l’Oligocene su-periore-Burdigaliano inferiore dal flysch di Capod’Orlando e nel Burdigaliano superiore-Serraval-liano inferiore dalle calcareniti di Floresta e dallemarne di M. Pitò, subirà il trasporto orogenico intoto al disopra della Catena Appenninico-Maghre-bide, partecipando passivamente ad ulteriori fasitettogenetiche, compresi gli effetti dell’apertura delBacino Tirrenico.

Lo Stadio Balearico portò probabilmente alladefinitiva chiusura del braccio della Tetide Alpinae alla collisione tra la Placca Europea ed il margineafro-adriatico, rappresentato nell’area in esame dallacrosta panormide (che include anche il basamentooriginario delle piattaforme campano-lucane).

Al consumo della crosta oceanica alpino-teti-dea, in contemporanea con l’apertura del Bacinodi retroarco Balearico e la rotazione antioraria delBlocco Sardo-Corso, si associa la messa in postodi estese falde sicilidi, ampiamente presenti sia inSicilia, che in Appennino meridionale, al di sopradelle piattaforme carbonatiche panormide e cam-pano-lucane.

Le successioni flyschoidi dell’Oligocene supe-riore–Miocene inferiore sono caratterizzate, sia inAppennino meridionale (SERV. GEOL. D’IT., 2005;CARBONE et alii, 2005) che in Sicilia, da arenarie tu-fitiche (cf. flysch Troina-Tusa e/o Tufiti di Tusa) edal flysch di Albidona del Miocene inferiore, che te-stimoniano la presenza di un arco vulcanico legatoal complesso di subduzione della Tetide Alpina.

ulteriori aspetti dello Stadio Balearico sono il“rifting” del margine occidentale sardo, l’aperturadel bacino Balearico di retroarco e la formazionedel cuneo orogenico con vergenza afro-adriatica.Ciò è osservabile sia nell’Appennino meridionaleche in Sicilia, ma con alcune differenze: nel primotra le unità silicoclastiche del Miocene inferiore siha la sequenza torbiditica del flysch di Albidonalocalizzato nelle porzioni esterne del “Bacino pre-Irpino” e cioè del Bacino Alpino-Tetideo. Ciò è de-dotto dalla sedimentazione mista silicoclastica ecalciclastica, quest’ultima derivante dalla piatta-

355GEOLOGIA DELLA SICILIA -TETTONICA

Fig. 498 – Schema paleogeografico semplificato relativo al Giurassico su-periore, dal quale emerge che il Blocco Panormide separava il Paleobacinoionico, a crosta oceanica, apertosi all’interno della placca afro-adriatica apartire dal Permo-Triassico, e la Tetide Alpina a sua volta prossima alla cro-sta europea ed originatasi a partire dal Giurassico. La convergenza Europa-Africa produrrà la chiusura del Bacino Alpino-Tetideo (Stadio Balearico) esuccessivamente, una volta raggiunta la collisione, la parziale consumazione

della crosta del Bacino Paleoionico.- Palaeogeographic simplified scheme related to the Late Jurassic, which shows that thePanormide Block separated the Ionian Palaeobasin, characterized by an oceanic crust, openedsince Permo-Triassic within the Africa-Adria plate, and the Alpine Tethys, in turn closeto the European crust and originated since the Jurassic. The Europe-Africa convergence willproduce the closure of the Alpine-Tethys Basin (Balearic Stadium) and then once it reaches

the collision, the partial consumption of the crust of the Ionian Palaeobasin.


Fig. 499 - Ricostruzioni paleogeografiche lungo un transetto orientato nord-sud dalla Sardegna al Canale di Sicilia. (a) Durante il Giurassico superiore le placcheEuropa e quella Afro-Adriatica erano separate dal bacino ocenico Alpino-Tetideo. (b) Durante lo Stadio Eo-Alpino si formò l’orogene Alpino, guidato dallasubduzione verso sud della Tetide Alpina al disotto della placca Afro-Adriatica durante il Cretacico-Eocene. (c) A partire dall’Oligocene (Stadio Balearico) siattiva una subduzione verso nord che coinvolge ciò che rimane della crosta Alpino-Tetidea. (d) La prima evidenza dell’inizio dell’apertura tirrenica si trova neisedimenti del Miocene medio-superiore, ma l’oceanizzazione (e) riguarda il bacino del Vavilov a partire dal Pliocene. (f) L’arretramento dello slab ionico hacausato la migrazione verso SE del sistema orogenico, accompagnata dallo sviluppo di un sistema di faglie trascorrenti destre (Sistema Sud-Tirrenico), connesso

alla contemporanea collisione tra il blocco Panormide e quello Pelagiano ad ovest e la subduzione attiva sotto l’Arco Calabro-Peloritano ad est.- Palaeogeographic reconstructions along a north-south-oriented transect from Sardinia to the Sicily Channel (a). During the Late Jurassic time the Europe and Afro-Adriatic plates wereseparated by the Alpine Tethys Ocean. (b) During the Eo-Alpine stage the Alpine orogen was built up, driven by the southward subduction of the Alpine Tethys Ocean below Afro-Adriatic plate during the Cretaceous–Eocene. (c) Since the Oligocene (Balearic stage), a northward subduction of a remnant Alpine Tethys occurred. (d) The first evidence of the beginningof the Tyrrhenian opening is found in the Middle–Late Miocene sediments, but the oceanization (e) has been recorded in some parts of the Vavilov basin since Pliocene times. (f) Thesubduction hinge retreat of the Ionian litosphere caused the southeastward migration of the orogenic system and the development of a transcurrent system (South Tyrrhenian System) linked

to the coeval collision between the Panormide Block and the Pelagian one to the west and the active subduction beneath the Calabro-Peloritani Arc to the east.

forma carbonatica appenninica originariamentecollocata all’esterno, che durante il Miocene infe-riore rappresentava l’avampaese. Verso le aree in-terne il flysch di Albidona passava lateralmente alleTufiti di Tusa, come dimostrano i frequenti livellivulcanoclastici. Contemporaneamente, nelle areepiù esterne nell’avampaese ionico si depositavanole successioni pelitico-quarzarenitiche del flyschnumidico (v. tab. 4).

Durante lo Stadio Balearico la Piattaforma Pa-normide ha giocato il ruolo di avampaese e suc-cessivamente di avanfossa con una contemporaneapiù o meno completa chiusura del Bacino Alpino-Tetideo, poco prima che subisse, all’inizio del suc-cessivo Stadio Tirrenico, il trasporto orogenicosulle Ionidi. In tale contesto geodinamico le coper-ture numidiche occupavano un’ampia area del si-stema avanfossa-avampaese. Durante l’Oligocenesi depositavano sulle piattaforme carbonatiche laf.ne Gratteri e le argille di Portella di Mandarini, lecui megabrecce vanno oggi interpretate come de-positi di rampa originati dalle piattaforme carbo-natiche, prima (CATALANO et alii, 1978), e nondurante (OGNIBEN, 1960) il trasporto tettonicodelle unità Panormidi. Verso l’alto della succes-sione l’intervallo Aquitaniano-Burdigaliano con ipotenti banconi quarzarenitici rappresenta il carat-teristico litotipo del flysch numidico. Tale succes-sione è troncata da un intervallo prevalentementemarnoso di età Burdigaliano-Langhiano, che marcala fine della sedimentazione esclusivamente quar-zosa. Si tratta delle marne di Castelbuono, relati-vamente alle unità Panormidi, e della f.neTavernola per le unità Imeresi; esse rappresentanoa quel tempo depositi di avanfossa e verranno suc-cessivamente ricoperte dalla falde sicilidi.

Verso le aree esterne le coperture numidiche ri-sultano coeve con le successioni glauconitiche delleunità Sicane e dell’unità di M. Judica, che rappre-sentano delle aree di sedimentazione “epicontinen-tali”, raggiunte dalla tettogenesi al passaggioSerravalliano-Tortoniano.

2.3. - STADIO TIRRENICO

A partire dal Miocene medio-superiore la sub-duzione si trasferisce all’esterno, interessando lacrosta ionica, accompagnata dall’apertura del Tir-reno come bacino di retroarco: si sviluppa così loStadio Tirrenico, in gran parte responsabile dell’at-tuale configurazione dell’orogene (fig. 499d-f). Lecoperture carbonatiche appenninico-panormidi,con le unità alpino-tetidee già impilatesi nello sta-dio precedente, sovrascorrono sulle Ionidi. Con laconsumazione dei settori a crosta oceanica ionica,le coperture bacinali ivi ospitate, a loro volta scol-late, si estendono tettonicamente sui margini del-

l’avampaese africano. Successivamente, a partiredal Miocene superiore, contemporaneamente al-l’apertura del Bacino Tirrenico, le sequenze carbo-natiche appartenenti al margine dell’avampaesedaranno origine al Sistema a Thrust Siculo-Pela-giano.

L’interpretazione delle linee sismiche CROP-Mare mostra la presenza dello slab ionico (v. fig.5b) lungo i margini tirrenici, sia in Sicilia che sullacosta del Cilento (v. fig. 5a), la quasi totale consu-mazione della crosta ionica in questo settore,l’estesa sovrapposizione tettonica delle Ionidi al disopra del margine afro-adriatico espresso dal Si-stema a Thrust Esterno ed il conseguente stato col-lisionale tra crosta panormide e crostaafro-adriatica (v. fig. 163).

ulteriori dati di terreno, integrati da analisi stra-tigrafico-struttuirali e geofisiche, mostrano che laSicilia e il Tirreno meridionale sono dominati dauna tettonica trascorrente legata all’evoluzione delbacino di retroarco tirrenico. Oltre ai sistemi di fa-glie trastensive destre, orientate NO-SE (SistemaSud-Tirrenico), sono presenti sistemi antitetici acomponente sinistra, orientati NE-SO, cui si asso-ciano faglie normali circa meridiane (SistemaMedio-Tirrenico, BARRECA & CARBONE, 2008) ethrust sud-vergenti: tutte queste strutture sonocoeve e cinematicamente compatibili (v. fig. 6).

I dati osservati da GuARNIERI (2004) nei Montidi Trabia dimostrerebbero che i movimenti tra-scorrenti destri portarono all’attivazione di un setdi faglie sinistre e antitetiche del Sistema Sud-Tir-renico e che la rotazione dei blocchi e il movi-mento sinistro costituirebbero due espressionicontemporanee di un singolo evento deformativo.

Inoltre il processo collisionale ha dato luogo aduna zona di culminazione assiale (dorsale Mado-nie-Nebrodi-Peloritani), delimitata a sud da frontidi accavallamento obliqui e caratterizzata da feno-meni di “fuori sequenza” talora con abbandonodei processi di avanzamento al fronte della catenaed ha prodotto anche una vasta area meridionalestrutturalmente depressa, impropriamente deno-minata “Bacino di Caltanissetta”, che rappresentaun insieme di bacini-satellite del Miocene supe-riore-Pleistocene inferiore collegato verso l’esternoall’Avanfossa Gela-Catania.

Infine, oltre alla tettonica legata ai grandi rico-primenti di unità alloctone, non vanno sottovalu-tati i fenomeni di scollamento di successioniflyschoidi, con un trasferimento in parte o in totodelle coperture verso le aree esterne. Ciò ha in-dotto sovente in errori nell’attribuzione cronolo-gica delle fasi di trasporto orogenico di unitàtettoniche. un esempio è rappresentato dal rico-primento delle unità Panormidi al disopra del-l’unità Imerese. Esso veniva attribuito

357GEOLOGIA DELLA SICILIA - TETTONICA

all’Oligocene superiore (OGNIBEN, 1960; LENTINI& VEzzANI, 1974; GRASSO et alii, 1978) sulla basedell’età delle argille di Portella Colla affioranti, altetto della successione imerese, nella località omo-nima fra le Madonie occidentali e quelle orientali.Tale fenomeno appariva tuttavia alquanto precocenel contesto dell’evoluzione geodinamica dell’in-tero orogene e aveva come conseguenza di attri-buire un significato di “mesoautoctono” allasovrastante copertura numidica. Le ulteriori cono-scenze dei rapporti tra le successioni numidiche af-fioranti e in sottosuolo hanno messo in evidenzache enormi volumi di flysch numidico sono da ri-tenersi scollati e trasferiti su aree più esterne, comeavviene per i vasti affioramenti numidici sovrap-posti al Sistema a Thrust Esterno di Rocca Busam-bra (v. fig. 166).

3. - CARATTERI STRuTTuRALI

Se da una parte l’attuale configurazione regio-nale è stata disegnata dalle strutture più recentidello Stadio Tirrenico, che controllano le linee dicosta e l’orografia complessiva, dall’altra l’edificioorogenico, e con esso i rapporti geometrici tra ledifferenti successioni tettono-stratigrafiche affio-ranti, si è delineato durante tutta la sua storia de-formativa polifasica. Nella prima parte di questocapitolo verranno trattati i rapporti tra le unità tet-toniche principali e soprattutto verranno presi inconsiderazione gli elementi che consentono di da-tare i vari ricoprimenti tettonici, dal momento chegli elementi strutturali specifici delle varie unitàsono stati descritti nei singoli inquadramenti geo-logici. La seconda parte viene dedicata alla descri-zione dei principali lineamenti strutturali, cheritagliano l’edificio orogenico e che sono respon-sabili dell’odierno quadro geologico-strutturale.

La complessità strutturale ha dettato l’esigenzadi separare nella carta geologica allegata i contattitettonici di accavallamento in due differenti cate-gorie distinte sulla base del loro significato tetto-nico, che si riflette anche in una netta distinzionedelle geometrie delle strutture stesse. Da un latosono stati segnalati i contatti di “ricoprimento tet-tonico”: questi corrispondono a superfici con geo-metria sub-orizzontale, estese decine di chilometri,lungo le quali si è realizzata una notevole entità disovrapposizione; ciò avviene generalmente tra suc-cessioni di diversa collocazione paleogeografica.Tali strutture sono connesse a grandi fenomeni discollamento, che si verificano per gli orizzonti cro-stali superficiali dagli elementi litosferici più pro-fondi, per le coperture sedimentarie rispetto albasamento oppure per gli intervalli flyschoidi dalsubstrato generalmente carbonatico. Tali fenomeni

possono verificarsi a varie scale, anche localmenteall’interno delle stesse successioni meso-cenozoiche,ma una caratteristica dei ricoprimenti è quella dimantenere inalterati per distanze notevoli i rapportitra i terreni al letto e al tetto della struttura.

L’età dei ricoprimenti è variabile in funzione dellapolarità orogenica con generale ringiovanimentodegli eventi della prima deformazione verso le areeesterne. Per esempio nella Catena Calabride, cherappresenta l’edificio più interno, le varie falde di ba-samento insieme con i resti delle originarie coper-ture sedimentarie meso-cenozoiche si sono messein posto nell’Oligocene inferiore, mentre la sovrap-posizione sulla Catena Appenninico-Maghrebide èprecedente all’Oligocene superiore con ripresa poinel Miocene inferiore (v. Titolo III, Par. 3.7.).

Nell’assetto attuale i ricoprimenti non sempreconservano la loro giacitura originaria, ma possonorisultare ripiegati e dislocati da strutture contrazio-nali più recenti, che costantemente si sono succe-dute, nei diversi settori dell’orogene, ai ricoprimentistessi. Si è potuto verificare che il piegamento deiricoprimenti segue le lunghezze d’onda delle pieghedelle unità di letto; non sono altrettanto significativele lunghezze d’onda di piegamento delle unità ditetto che, nella maggior parte dei casi, risultano to-talmente disarmoniche rispetto a quelle del contattotettonico basale.

Nella tipologia dei “sovrascorrimenti secon-dari” rientrano i fenomeni di breaching, che consi-stono nell’attivazione di faglie inverse, cheritagliano i contatti di ricoprimento e possono dareorigine a sovrapposizioni anomale rispetto ai rap-porti originari. Tali strutture possono essere con-fuse con superfici di thrust ad alto angolo che siradicano nel sole-thrust del ricoprimento tettonico,risultando così degli splay di quest’ultimo.

Inoltre fenomeni di retrovergenza sono fre-quenti e possono esprimersi, oltre che con sistemidi thrust, come avviene nei Monti di Palermo (v.Tav. 5), anche in pieghe, i cui fianchi si presentanorovesciati verso nord, come nei terreni messinianidella sinclinale di Nicosia (v. fig. 409), nelle unitàSicilidi affiorante a sud di S. Teodoro, dove la suc-cessione “argille varicolori superiori-flysch numi-dico della Sottounità di Nicosia appare rovesciataverso nord e nella sinclinale del flysch di Reitanodei dintorni di Capizzi, che a SE del paese presentail fianco meridionale rovesciato.

Dei fenomeni di scollamento con migrazione dinotevoli volumi di terreni flyschoidi verso areeesterne si è riferito ripetutamente in queste note. Varicordata qui l’influenza della deformazione del Si-stema a Thrust Esterno sulle soprastanti coltri, chetendono a rimobilizzarsi con ulteriori fenomeni ditrasporto orogenico o di varie forme di adegua-mento. Esempi sono stati descritti per le aree a sud


di Rocca Busambra e per M. Genuardo (v. fig. 111).Meccanismi di questo tipo, e cioè di adegua-

mento di elementi superficiali alla tettonica pro-fonda, sovente espressi da culminazioni strutturali,possono spiegare l’estensione chilometrica dellecoltri argillose come quelle sicilidi, le argille brec-ciate, ovvero le alternanze argilloso-arenacee delflysch numidico “alloctono”.

3.1. – RAPPORTI GEOMETRICI FRA uNITà TETTONI-ChE ED ETà DEI RICOPRIMENTI

La figura 497 riassume i rapporti di sovrappo-sizione tettonica fra le unità affioranti in Sicilialungo un transetto orientato N-S con indicazionedella fase orogenica responsabile della struttura-zione. Trattandosi di un profilo schematico, spo-stando la traccia parallelamente verso ovest le unitàtettoniche possono presentare delle modifiche: peresempio il Sistema a Thrust Esterno, ovunque se-polto in Sicilia orientale, nelle aree occidentali èampiamente esposto.

Alla sommità dell’edificio si trovano le unitàdella Catena Calabride, i cui caratteri strutturali ela sovrapposizione sopra le unità maghrebidi sonostati ampiamente descritti nel Titolo III, Par. 3.7.Successivamente essa ha partecipato passivamentealla costruzione e al trasporto verso l’esterno dellaCatena Appenninico-Maghrebide (CAM), cosìcome ha subìto l’influenza dell’apertura tirrenica.

Al tetto della CAM si trovano le unità Sicilidi,che tuttavia si estendono fino a raggiungere ilcuneo frontale a costituire parte della Falda di Gela(v. fig. 82), a causa delle fasi tettoniche più recentie della loro “mobilità tettonica”, che si traducespesso in una “telealloctonia”. In questo caso nonviene rispettato il criterio generale, secondo il qualele unità tettoniche che occupano la sommità di unapila di falde vanno considerate come originaria-mente più interne; nei fatti le unità Sicilidi si tro-

vano anche alla base della pila e contribuiscono ingran parte a formare il cuneo frontale.

I caratteri strutturali, i rapporti tra i terreni checompongono le falde sicilidi e la ricostruzionedell’evoluzione geodinamica sono stati trattati nelTitolo III, Par. 2.3.

L’età del trasporto orogenico di queste unità al-pino-tetidee si può dedurre dall’età delle Tufiti di Tusae del flysch numidico di Nicosia, che risulta burdiga-liana, e dalla datazione dei livelli al tetto del flysch nu-midico (marne di Castelbuono e f.ne Tavernola,rispettivamente Burdigaliano superiore e Langhiano).ulteriori sovrascorrimenti su termini esterni, comel’unità di M. Judica, ovvero le unità Sicane vanno as-segnati al Miocene medio e superiore. Come già de-scritto, le medesime unità compongono, assieme aterreni mio-pliocenici, la Falda di Gela.

All’inizio dell’apertura del Bacino Tirrenico(Stadio Tirrenico) le piattaforme carbonatiche delBlocco Panormide, scollatesi dal loro basamento(Crosta Panormide), vanno in ricoprimento sulleunità Imeresi. Riguardo il rapporto di sovrappo-sizione delle prime sulle seconde si è trattato nelTitolo III, Par. 2.2., riportando le osservazioni sulterreno sia nei Monti di Palermo, che nelle Mado-nie, ambedue località classiche per il riconosci-mento del ricoprimento delle unità Panormidi suquelle Imeresi (figg. 500, 501).

Nei Monti di Palermo, dove FABIANI & TREVISAN(1940 ) riconobbero la falda panormide, le succes-sioni calcareo-dolomitiche del margine della piat-taforma (Sottounità M. San Salvatore-M. Cuccio),cioè di transizione imerese-panormide, prive dellaf.ne Crisanti, sono in ricoprimento sulla succes-sione imerese di Sagana ad ovest della città (v. Tav.5). Quest’ultima riaffiora in finestra tettonica fraMonreale e Altofonte (Cozzo Meccini) e più este-samente nella zona di Belmonte Mezzagno-Misil-meri e fra Piana degli Albanesi e S. Cristina Gela asud di Palermo. I rapporti di sovrapposizione delle


Fig. 500 – Panoramica delle Madonie dai dintorni di Caltavuturo: si osserva da sinistra a destra l’anticlinale di M. dei Cervi appartenente all’unità Imerese, chesi immerge al disotto della successione carbonatica panormide (Sottounità M. San Salvatore-M. Cuccio).

- Panorama of the Madonie Mountains from Caltavuturo area: you can observe from left to right the M. dei Cervi anticline, belonging to the Imerese Unit, dipping beneath the panormidecarbonate succession (M. San Salvatore-M. Cuccio Subunit).

unità Panormidi sulle Imeresi si osservano, oltreche nell’area di M. Cuccio (v. Titolo III, Sottopar.2.2.1.), anche nella zona di Aglisotto a SE di M.Gradara, dove la F.ne Mufara in ricoprimento sulflysch numidico è ribassata da una faglia orientataNNE-SSO, che delimita la f.ne Crisanti (v. Tav. 5).

Al fine di meglio chiarire la successione tettono-stratigrafica che caratterizza i Monti di Palermo, èstato elaborato un profilo schematico, non in scala,orientato NNO-SSE, lungo il quale sono stati ri-costruiti i rapporti di sovrapposizione tettonica os-servati sul terreno dall’area di M. kumeta a quelladi M. Cuccio, passando dalla dorsale di Pizzo Mi-rabella, dalle aree di M. Gradara, Sagana e M. Gi-bilmesi, anche se non esattamente allineati (fig.502). Tale profilo geologico, anche se schematico,vuole mettere in risalto i rapporti fra le unità strut-turali. Il tratto meridionale attraversa la dorsale diM. kumeta, lungo la quale il Sistema a Thrust Si-culo-Pelagiano affiora; di essa sono stati descrittinel Titolo III, Par. 1.5. i caratteri stratigrafici estrutturali. L’area a nord della dorsale, ribassata dafaglie e occupata dal Lago di Piana degli Albanesi,è caratterizzata dall’unità Imerese, che unitamentealla sua copertura numidica si trova in ricopri-mento sugli orizzonti del Miocene superiore dellaSottounità M. kumeta. A Punte della Moarda, asud di Altofonte, si realizza l’accostamento tetto-nico e la transizione originaria fra i terreni dellaSottounità M. San Salvatore-M.Cuccio e quellidell’unità Imerese. Nel tratto compreso tra Alto-fonte e la periferia di Monreale affiora in finestral’unità Imerese (Cozzo Meccini). CATALANO et alii(2013a) interpretano questo affioramento come “lastruttura più profonda nella pila tettonica delleunità S.S. Imeresi”. Non si comprende come sipossa conciliare tale interpretazione con la sovrap-posizione delle unità Imeresi sulle unità Panor-midi sostenuta dagli stessi autori. Inoltre unaragionata osservazione di terreno permette di con-siderare i suddetti affioramenti di M. Meccini cor-

relabili con gli ampi affioramenti di unità Imeresidell’area di Belmonte Mezzagno-Misilmeri, perchésemplicemente ribassati dal sistema di faglie orien-tate NE-SO, che collega Altofonte e Villagrazia sulversante in destra della Valle del F. Oreto.

Procedendo verso nord il profilo geologico tagliala zona di M. Cuccio, di cui si è scritto ripetutamentee in particolare nel Titolo III, Sottopar. 2.2.1., perentrare negli affioramenti più tipici della piattaformacarbonatica panormide: Cozzo di Lupo, Castellac-cio, Raffo Rosso, le cui facies sono state oggetto diampie e approfondite analisi da parte dei ricercatoripalermitani, ai quali si rimanda per i caratteri strati-grafici (v. bibliografia in CATALANO et alii, 2013a).

In conclusione risulta evidente che la succes-sione verticale è così costituita dal basso versol’alto: Sistema a Thrust Siculo-Pelagiano (SottounitàM. kumeta), unità Imerese, Sottounità M. San Sal-vatore-M. Cuccio, unità Panormidi s.s.; all’internodi queste ultime si possono distinguere ulteriorisottounità: Pecoraro-Colombrina, Cozzo di Lupoe M. Gallo-M. Palmeto. Tale successione rispecchiaanche l’originaria posizione paleogeografica: dal-l’esterno, la prima sottounità, verso l’interno le ul-time. Le linee sismiche del Progetto CROP-Mareindicano che le piattaforme carbonatiche si sonoscollate dalla relativa crosta riconoscibile nel set-tore meridionale del Bacino Tirrenico.

Nella valle del F. Jato a SO di Palermo la sottou-nità di margine della piattaforma panormide (Sot-tounità M. San Salvatore-M. Cuccio) è costituita allabase dalla F.ne Mufara, da calcari selciferi forte-mente dolomitizzati passanti a doloruditi risedi-mentate e gradate, e direttamente coperte inparaconcordanza dal flysch numidico. Questa suc-cessione, già tettonicamente sovrapposta sull’unitàImerese s.s., forma un’anticlinale con asse orientatomediamente E-O (fig. 503, v. anche fig. 502), cheassume il significato di un cut-off (fig. 504) sovra-scorso con vergenza meridionale sugli orizzonti delSerravalliano-Tortoniano inferiore (marne di S. Ci-


Fig. 501 – Panorama del versante occidentale dei Monti delle Madonie: nei pressi del paese di Collesano affiora la successione imerese costituita dalle f.ni Fanusi e Crisanti, in fondo il massiccio di Pizzo Carbonara, appartenente all’unità Panormide (Sottounità Pizzo Carbonara-Cozzo di Lupo).

- Panorama of the western side of the Madonie Mountains: near Collesano village crops out the Imerese succession, composed of the Fanusi and Crisanti fms., in the background the Pizzo Carbonara massif, belonging to the Panormide Unit (Pizzo Carbonara-Cozzo di Lupo Subunit).

pirello) del M. kumeta, cioè del Sistema a Thrust Si-culo-Pelagiano (v. anche tav. 5). Ciò indica che l’etàdi tale ricoprimento è post-Tortoniano inferiore. Anord della dorsale di Cozzo Mirabella in ContradaAglisotto affiora la f.ne Crisanti dell’unità Imereseper effetto di un thrust sud-vergente. Lo stesso av-viene sul versante settentrionale di M. Gradara,dove affiora la f.ne Crisanti collegata verso nord aipiù vasti affioramenti dell’unità Imerese, sotto-stante a sua volta ai corpi calcareo-dolomitici di M.Gibilmesi-S. Martino delle Scale-M. Cuccio.

Dall’area di Palermo l’estremo fronte delleunità Panormidi passa a nord dei Monti di Trabìae di M. San Calogero, come dimostrano i blocchidi calcari a coralli mesozoici disseminati all’internodel flysch numidico, osservabili lungo l’autostradaA19 e allo svincolo di Termini Imerese.

I terreni della piattaforma carbonatica riappaiononelle Madonie orientali, mantenendo un allinea-mento ovest-est e passando in sottosuolo in corri-spondenza del versante meridionale dei MontiNebrodi. Dati della geofisica profonda riconosconola prosecuzione verso est fin sotto l’Aspromonte.

Sotto il termine di Ionidi sono state raggrup-pate quelle successioni meso-cenozoiche a preva-lente carattere bacinale, descritte in precedenza


Fig. 502 – Profilo schematico (non in scala) dalla dorsale di M. kumeta a P.zzo Vuturo (ad ovest di Palermo). Sistema a Thrust Siculo-Pelagiano: k- Successionecarbonatica di M. kumeta, M- marne di S. Cipirello e calcareniti di Corleone; unità Imerese: Cs- f.ni Scillato e Fanusi, c- f.ni Crisanti e Caltavuturo, FN4- flysch nu-midico e f.ne Tavernola; Sottounità M. San Salvatore-M. Cuccio: Mu- F.ne Mufara, cd- calcari con selce e dolomie, FN3- argille di Portella di Mandarini e flysch numidico; unità Panormidi s.s.: PA- Successione carbonatica meso-cenozoica, FN2- flysch numidico; FN1- flysch numidico “alloctono”; Ms- f.ne Terravecchia.- Schematic profile (not to scale) from the ridge of M. Kumeta to P.zzo Vuturo (west of Palermo). Pelagian-Sicilian Thrust Belt: K- carbonate succession of M. Kumeta, M- San Cipirellomarls and Corleone calcarenites fm.; Imerese Units: Cs- Scillato and Fanusi fms., c- Crisanti and Caltavuturo fms., FN4- numidian flysch and Tavernola fm.; M. San Salvatore-M.Cuccio Subunits: Mu- Mufara Fm., cd- cherty limestones and dolomites, FN3- Portella di Mandarini clays and numidian flysch; Panormide Units s.s.: PA- Meso-Cenozoic carbonate

succession, FN2- numidian flysch; FN1- allochthonous numidian flysch, Ms- Terravecchia fm.

Fig. 503 - Panoramica del versante destro della Valle del F. Jato, a sud di Palermo. La Sottounità M. San Salvatore-M. Cuccio, assieme alla copertura numidica èin ricoprimento sui livelli del Serravalliano-Tortoniano inferiore (marne di S. Cipirello) che compongono il tetto di M. kumeta (Sistema a Thrust Esterno).

- Panorama of the right side of the F. Jato Valley, south of Palermo. The M. San Salvatore-M. Cuccio Subunit, together with the numidian cover tectonically lies over the Serravallian-Lower Tortonian levels (S. Cipirello marls fm.), that compose the top of M. Kumeta (External Thrust System).

Fig. 504 – Dettaglio della fig. 503, che mostra gli strati verticali dei calcari conselce e dolomie della Sottounità M. San Salvatore-M. Cuccio, appartenenti ad

una grande piega frontale con asse E-O (cut-off).- Detail of fig 503, showing vertical strata of cherty limestone and dolomite of the M.San Salvatore-M. Cuccio Subunit, belonging to a frontal big fold with EO axis (cut-off).

come unità Sicane, M. Judica, Gagliano, Imeresi eLercara, ed originariamente ospitate nel Paleoba-cino Ionico. Tali successioni si estendono sino adorizzonti clastici ascrivibili al Serravalliano (M. Ju-dica ed Imeresi) ovvero al Tortoniano inferiore (Si-cani), mostrando così un inizio della deformazionetardivo rispetto alle unità più interne. Al disopradelle unità Ionidi poggiano le unità Sicilidi, cui siassocia l’unità Lercara, e tutte assieme vengono ul-teriormente trasportate verso le aree di avampaese.

Per quanto riguarda l’unità di Lercara, essa ècompresa tra le coperture tortoniane al tetto e leunità Sicane a letto. I rapporti di sovrapposizionetettonica sul flysch numidico “esterno” sono chiarisul fianco meridionale dell’anticlinale numidica, vi-sibile a M. Lista S. Giorgio alla confluenza tra Val-lone Macaluso e il F. San Leonardo (a NE diVicari). In questa zona il flysch numidico e la so-vrastante formazione Tavernola formano un’anti-clinale di rampa sud-vergente, cioè unaculminazione strutturale, che modifica l’originalerapporto di sovrapposizione dell’unità di Lercarasui livelli numidici. Tale unità inoltre è collocata indepressioni strutturali, come a Cozzo Rasolocollonei pressi di Cerda, dove occupa la stessa posizionestrutturale delle unità Sicilidi, ricoperte in discor-danza dalla f.ne Terravecchia della zona di Scillato

(v. Titolo III, Sottopar. 2.1.7.).Nel Titolo III, Par. 1.1., nelle figure 108 e 118

tratte da CATALANO et alii (2000a), il profilo a dire-zione meridiana a sud di Rocca Busambra per-mette di ricostruire con discreta attendibilità lasequenza temporale delle fasi tettoniche di tra-sporto, dedotte dai dati di campagna e dalle lineesismiche: i contatti di ricoprimento, come avvienein molti altri casi, risultano più recenti man manoche si va in profondità, ad eccezione della dorsaledi Rocca Busambra, sollevatasi successivamentecome prodotto fuori sequenza (breaching) del sot-tostante Sistema a Thrust Siculo-Pelagiano.

Tali dati, arricchiti da osservazioni di campagna,mostrano come le strutture interne alle unità Sicaneritaglino nettamente le marne di S. Cipirello del Ser-ravalliano-Tortoniano inferiore, comprese anche lesoprastanti unità alloctone (unità Lercara) (v. Tav.4). Sul versante meridionale dei Monti Sicani le suc-cessioni meso-cenozoiche formano un fronte estesoin senso ovest-est, in accavallamento sulla forma-zione Terravecchia, coinvolgendo anche le evaporitimessiniane, estremamente deformate (fig. 505). Per-tanto l’età del sovrascorrimento è pliocenica.

Verso ovest nei dintorni di Burgio e di Sambucadi Sicilia la deformazione interessa anche depositiplio-pleistocenici (v. fig. 167).


Fig. 505 – Panoramica della dorsale (da est ad ovest) M. Cammarata, M. Gemini, Pizzo della Rondine e Pizzo dell’Apa, costituita da unità Sicane in ricoprimentosulla f.ne Terravecchia (a). A sud di M. Cammarata i calcari con selce (f.ne Scillato) del Trias superiore sono sovrapposti tettonicamente alle argille tortoniane

della f.ne Terravecchia (b).- Bird’s eye view of the ridge (from east to west) M. Cammarata, M. Gemini, Pizzo della Rondine e Pizzo dell’Apa, that is made up by Sicanian Units overthrusting the Terravecchia

fm. (a). South of M. Cammarata the Upper Triassic cherty limestones (Scillato fm.) thrust over the Late Tortonian clay of the Terravecchia fm. (b).

Gli elementi strutturali sopra descritti risultanocoevi con l’apertura del Bacino Tirrenico, i cui ef-fetti sull’attuale configurazione dell’Orogene Ap-penninico-Maghrebide e sulla conformazione adarco del settore calabro-peloritano sono sostanzial-mente mio-pliocenici e quaternari.

A partire quindi dal Miocene superiore la mi-grazione del sistema catena-avanfossa ha portatoal progressivo coinvolgimento delle unità già im-pilate e dei vari depositi di avanfossa con la forma-zione di cunei tettonici e di bacini satellite. In Siciliacentrale è possibile distinguere un wedge costituitoda depositi clastici del Miocene medio-superiore(f.ne Castellana Sicula) con intercalazioni di mélan-ges derivanti dalle unità Sicilidi e di olistostromi (ar-gille brecciate). Essi sono ricoperti in discordanzadalla f.ne Terravecchia, che passa verso l’alto alleevaporiti messiniane e ai Trubi del Pliocene infe-riore. L’intera successione sedimentaria si presentafortemente deformata con strette pieghe e costi-tuisce gran parte del cuneo alloctono mio-plioce-nico della Falda di Gela, di cui si è trattato inprecedenza.

Attualmente si distinguono due vaste depres-sioni strutturali, il “Bacino di Castelvetrano” e il“Bacino di Caltanissetta”, che costituiscono avan-fosse interne occupate da un cuneo orogenico(thrust-wedge).

La Depressione di Castelvetrano è confinata anord dalle dorsali appartenenti al Sistema a ThrustSiculo-Pelagiano (Monte S. Giuliano di Erice,Monti di San Vito lo Capo, M. Inici e M. Bonifato),dalle propaggini occidentali dei Monti di Palermoe dalla dorsale di M. kumeta, e ad est dai MontiSicani. Questo settore è caratterizzato da un si-stema a thrust prevalentemente sepolto, nel qualele successioni mesozoiche sono ricoperte in discor-danza da biocalcareniti glauconitiche (equivalentialle calcareniti di Corleone), che a loro volta pas-sano alle marne di S. Cipirello. Queste ultime sonosormontate tettonicamente da lembi di flysch nu-midico e formazioni di origine più interna (unitàPrepanormidi di CATALANO et alii, 2000a). La f.neTerravecchia e le evaporiti poggiano in discordanzasulle varie unità, ma sono a loro volta deformate,in particolare a sud dei Monti Sicani. Procedendoverso sud le unità alloctone chiudono e la sedimen-tazione mio-pliocenica, più o meno lacunosa, as-sume via via il carattere dei depositi di avampaese(dorsale di M. Magaggiaro e zona di Sciacca). NelTitolo III, Par. 1.1. sono stati forniti elementi sullostile strutturale delle unità tettoniche presenti in Si-cilia occidentale.

La Fossa di Caltanissetta è delimitata a nord daiMonti di Trabia e di Termini Imerese, e dalle dor-sali delle Madonie e dei Nebrodi; verso ovest ilconfine con i Monti Sicani è rappresentato da un

importante elemento strutturale localizzato lungola Valle del F. Platani (v. Tav. 4); verso est si estendea comprendere l’intero settore centro-meridionaledell’Isola, attraverso l’area di Enna-Caltanissettafino a Centuripe-M. Judica, e verso sud ai settoridi Agrigento-Licata, fino ad includere il cuneofrontale della Catena Apenninico-Maghrebide(Falda di Gela).

La Fossa di Caltanissetta, un tempo ritenuta unaprofonda depressione, delimitata da faglie direttee riempita da vari chilometri di olistostromi(BENEO, 1958), è in realtà caratterizzata da un re-golare e geometricamente ben definito sistema athrust, costituito da unità Ionidi, scollatesi dal re-lativo basamento oceanico in subduzione, ricono-scibile nelle linee sismiche lungo la costa tirrenica(v. fig. 163). Le coperture terziarie sono rappresen-tate dal flysch numidico oppure da depositi glau-conitici, ricoperti tettonicamente da ingenti volumidi unità Sicilidi, incluso il flysch numidico “alloc-tono”, a loro volta sigillati in alto dai depositi mio-pliocenici (thrust-top basin deposits) fortementedeformati, costituiti dalla f.ne Castellana Sicula,dalla f.ne Terravecchia, dalle evaporiti messinianee dai Trubi, ricoperti in discordanza dai cicli plio-pleistocenici (v. Titolo III, Sottopar. 4.4.7.).

3.2. – ELEMENTI DI NEOTETTONICA

Per comprendere il quadro strutturale odiernosi deve tener conto preliminarmente di alcuni datifondamentali, selezionati dall’inquadramento geo-logico descritto nel Titolo I, Cap. 2. Il primo datoè la distribuzione delle croste e per conseguenzavanno distinte le aree di subduzione attiva, daquelle in stato collisionale. Il modello, descritto nelCap. 2, si basa soprattutto sull’estensione della cro-sta nord-africana fino a raggiungere il margine tir-renico, dove forma uno slab, quasi del tuttosubdotto e attualmente inattivo (FINETTI et alii,2005a; v. anche figg. 4 e 163). Nella stessa zona èstata riconosciuta una crosta continentale (CrostaPanormide), in stato collisionale con quella afri-cana. Ad est del Golfo di Patti e per tutto il seg-mento calabro-peloritano si riconosce perfetta-mente lo slab ionico (v. fig. 5) e la subduzione ri-sulterebbe ancora attiva. Tale situazione crea unosvincolo nel belt orogenico, anche per effettodell’arretramento dello slab ionico ed il corrispon-dente flusso del mantello tirrenico. L’espressionesuperficiale è rappresentata dal Sistema Sud-Tir-renico già in precedenza descritto (v. Titolo I,Cap. 2.).

Nell’offshore tirrenico FINETTI (2004) denominaFaglia di Vulcano un elemento strutturale concomponente di movimento destro di notevole im-portanza, perché trasferisce verso SE l’edificio ca-


labride, e che avrebbe la sua continuità nella Scar-pata Ibleo-Maltese. Più a SE nel Bacino IonicoDEL BEN et alii (2008) riconoscono una strutturatrascorrente destra, che denominano West Ioniantear-fault (v. Titolo II, Par. 1.5.). Dall’interpretazionedi linee sismiche nello Stretto di Messina FINETTI(2008) riconosce una struttura orientata N-S concomponente destra (v. figg. 97 e 496).

A terra era stato riconosciuto da CRISTOFOLINIet alii (1977) ed analiticamente descritto da ATzORIet alii (1978) e da GhISETTI (1979) un importanteallineamento strutturale, denominano Tindari-Le-tojanni (successivamente ribattezzato Tindari-Giardini). Tale sistema, con un’orientazionecomplessiva NNO-SSE (v. anche NAPPI et alii,1976), collegherebbe le Isole Eolie con la ScarpataIbleo-Maltese. Le superfici delle faglie, inclinate di70-85° verso est, dislocano depositi terrazzati dietà tirreniana, e presentano in prevalenza movi-menti di tipo normale. GhISETTI (1979) ammettetuttavia l’esistenza di movimenti trascorrenti destricon rigetti dell’ordine di 6-7 km.

Durante il rilevamento geologico effettuato perla realizzazione dei Fogli 587 e 600 (Milazzo - Bar-cellona; SERV. GEOL. D’IT., 2011a) si è osservatoche tale sistema è costituito da faglie orientate NO-SE intersecate da altre ad andamento N-S che ri-bassano verso est (fig. 506) e che le strie presentisui marmi dell’unità del Mela e sulle arenarie delflysch di Capo d’Orlando indicano una compo-nente orizzontale (fig. 507).

ulteriori analisi di campagna hanno accertatoche il Sistema Sud-Tirrenico è riconoscibile in tuttol’entroterra siciliano, quale sistema di trasferimento

della fascia orogenica verso SE, man mano che cisi approssima all’Arco Calabro-Peloritano.

La distribuzione stessa delle unità Calabridi,che occupano il settore nord-orientale della Siciliae rappresentano l’estremità meridionale dell’ArcoCalabro-Peloritano, è la prova del trasferimento edel contemporaneo collasso dell’edificio sommitaledel dominio orogenico. AMODIO MORELLI et alii(1976) hanno individuato come tear-fault la cosid-detta “Linea di Taormina”, termine che ha inge-nerato confusione, in quanto trattasi del fronteerosivo di un contatto di ricoprimento fossile delleunità Calabridi su quelle Maghrebidi, ad anda-mento lobato e caratterizzato da vari klippen (S.Fratello, M. Furci e Pizzo Mueli) (v. figg. 364 e367).

Non è semplice riconoscere tra le faglie riferibilial Sistema Sud-Tirrenico elementi trascorrenti cheabbiano un carattere crostale, probabilmente per-ché in prossimità della superficie essi tendono a di-sperdersi nel complicato edificio orogenico. Lo slabionico riconosciuto in corrispondenza del marginetirrenico della Sicilia, presenta, procedendo versoest, un progressivo arretramento in direzione SE,trovandosi prima al disotto del segmento pelori-tano, e poi di quello calabrese (v. fig. 496). Ciò in-dicherebbe la presenza di tagli crostali en échelon,orientati NO-SE a carattere trascorrente destro. Insuperficie una di queste strutture potrebbe essererappresentata, nel settore Peloritano, dal Sistemadi Tindari.

In Sicilia centro-orientale un elemento che de-nuncia la presenza di una struttura crostale è la tor-sione in senso orario dell’asse della sinclinale di


Fig. 506 – Veduta panoramica da nord della Valle del T. Failazza ad ovest degli abitati di Frassani e Campogrande. La Faglia di Tindari (f) ribassa verso est gligneiss occhiadini (unità dell’Aspromonte) (A), mettendoli a contatto con il Flysch di Capo d’Orlando (B) a sua volta ricoperto tettonicamente dalle Argille

Scagliose dei Monti Peloritani con lembi delle Calcareniti di Floresta (C).- Panoramic view from north of the T. Failazza Valley west of the villages of Frassani and Campogrande. This area is downfaulted eastward by the Tindari Fault (f), that affects theaugen gneiss (Aspromonte Unit) (A), putting them in contact with the Capo d’Orlando Flysch (B) in turn tectonically covered by the Argille Scagliose of Peloritani Mounts, with blocks

of Floresta Calcarenites (C).

Nicosia (v. fig. 409 e zona tra Nicosia e Nissorianella Carta Geologica a scala 1:250.000), che indicaun trascinamento in destra della fascia orogenica;inoltre la deviazione di corsi d’acqua, come il F.Dittaino, evidenzia l’età estremamente recente ditale sistema. Tutto ciò farebbe ipotizzare l’esistenzadi due lineamenti a carattere crostale, che delimi-terebbero una fascia, all’interno della quale sarebbeubicato l’edificio vulcanico del M. Etna (v. fig. 496).

I sistemi di faglie che con orientazione NNO-SSE tagliano il fianco orientale del M. Etna mo-strano movimenti obliqui con componentedestra, come la faglia di S. Leonardello, che tagliacolate del tardo Wurmiano (MONACO et alii, 1997;AzzARO et alii, 1999).

L’attività del Sistema Sud-Tirrenico è dimo-strata anche nei rilievi sottomarini della zona anti-stante Acitrezza, in cui è presente una strutturaorientata NO-SE, che passa tra i due piccoli corpisub vulcanici, noti localmente come “la Secca deiSaurari” (ChIOCCI et alii, 2011). Questi presentanouna dislocazione con una componente orizzontaledestra di circa 250 m. Se si considera l’età di talicorpi vulcanici, appartenenti alla fase delle tholeiitibasali e cioè tra 542 e 496 ka, si ottiene un rate dicirca 0,5 mm. Nella immagine di figura 508 si os-serva una scarpata orientata O-E, che presentacioè lo stesso allineamento del fronte sepolto dellaFalda di Gela, che si collega dalla periferia ovest diCatania (come dedotto dal sondaggio Catania 6) aquesta zona ad oriente della città.

Nella Carta Geologica allegata, il Sistema Sud-Tirrenico appare diffuso su tutto il territorio sici-liano e compatibile con l’estensione del BacinoTirrenico e la torsione dell’Arco Calabro. un esem-pio è dato dalla dorsale di Rocca Busambra, costi-

tuita da carbonati meso-cenozoici, come descrittonel Titolo III, Par. 1.3, e delimitata su ambo i latinord e sud da faglie a prevalente componente ver-ticale. Essa è compresa alle sue estremità da duefaglie orientate NO-SE con una componente dimovimento destro, come indicano la torsione del-l’asse dei terreni glauconitici miocenici, il “rigetto”orizzontale del flysch numidico, nonché l’anda-mento sinuoso della cresta della dorsale stessa (fig.509, v. anche fig. 117). Nella medesima area BAR-RECA et alii (2010) e BARRECA & MAESANO (2012)distinguono strutture compressive orientate E-O,che subiscono successivamente rotazioni orarieconnesse alle zone di taglio destro orientate NO-SE del Sistema Sud-Tirrenico.

Il Sistema Sud Tirrenico disegna anche l’anda-mento della costa tirrenica siciliana. Ciò è partico-larmente evidente nella costa messinese da Capod’Orlando al Golfo di Patti e a Tindari. Nell’area

365GEOLOGIA DELLA SICILIA -TETTONICA

Fig. 507 – Faglia trascorrente destra di Tindari. Specchio di faglia nei calcari cristallini dell’unità del Mela, nei pressi di Tindari sulla S.S. 113 Messina-Palermo,km 68. Le strie oblique indicano una componente destra del movimento (a). Strie orizzontali nelle arenarie del flysch di Capo d’Orlando affioranti in località

Collaina a SO di Casino a sud di Falcone (b).- Strike slip dextral Tindari Fault. Fault plane in the crystalline limestones of the Mela Unit, near Tindari along the SS 113 Messina-Palermo, km 68. The oblique striae indicate adextral component of movement (a). Orizontal striae in the sandstones of the Capo d’Orlando flysch cropping out in Collaina locality, SW of Casino south of Falcone village (b).

Fig. 508 – Immagine della zona sommersa di fronte all’abitato di Acitrezza(Catania), nella quale si osserva la dislocazione in destra, che interessa i corpisub vulcanici della Formazione Acicastello, e una scarpata orientata circa

E-O (da ChIOCCI et alii, 2011).- Image of the submerged area in front of the Acitrezza village (Catania), in which itis possible to observe the dextral strike-slip, affecting the subvolcanic bodies of the Aci-castello Formation, and the E-O oriented escarpment (after CHIOCCI et alii, 2011).

ad est di Palermo l’accostamento dell’unità di tran-sizione Panormide – Imerese affiorante a M. Ca-talfano (Aspra – Capo zafferano) suggerisce lapresenza di un elemento strutturale orientato NO-SE sepolto nell’area di Bagheria e che in qualchemodo influisce sull’andamento rettilineo dellacosta tra gli abitati di Casteldaccia, Altavilla M. e S.Nicola l’Arena. A tale sistema si associano faglieantitetiche a componente sinistra orientate NE-SO. uno dei tanti esempi è quello della faglia chedelimita ad ovest le dolomie di M. Mirto a SE diPartinico (fig. 510). Alla base di M. Gallo una fagliaorientata sempre NE-SO ribassa i calcari giuras-sico-cretacici, e delimita la depressione della pianadi Mondello, occupata dalle calcareniti pleistoceni-che (fig. 511).

La presenza di un sistema trascorrente viene so-stenuta da vari autori, pur se con diversi punti divista. Tra gli elementi più antichi ascrivibili a talesistema può essere riferita la cosiddetta Linea diGratteri, analizzata da RENDA et alii (1999). Si trattadi un allineamento orientato NNO-SSE, che bordail versante occidentale della piattaforma panormidedel massiccio di Pizzo Carbonara. Per gli autori taleallineamento si sarebbe individuato a partire dalTriassico superiore come faglia distensiva e ripetu-tamente riattivato quale rampa laterale.

I rilievi condotti per la Carta Geologica delleMadonie (LENTINI & VEzzANI, 1974) avevano giàevidenziato che alla base del versante occidentaledel massiccio di Pizzo Carbonara e in corrispon-denza di Piano zucchi affiorano lembi di flyschnumidico in appoggio stratigrafico sulla piatta-

forma carbonatica, ma che quest’ultima presentaspessori estremamente ridotti. L’accostamento dicorpi carbonatici con spessori notevolmente di-versi era stato interpretato come dovuto ad unastruttura trascorrente, probabilmente una rampalaterale, coeva con il ricoprimento panormide. L’at-tuale orientazione di tale struttura sembra legata afenomeni di rotazione in senso orario.

In tutta l’area delle Madonie, ambedue le unitàImerese e Panormidi sono intersecate da sistemidi faglie sintetiche ed antitetiche orientate rispetti-vamente NO-SE e NE-SO, riferibili al SistemaSud-Tirrenico. Il primo ha la sua massima espres-sione nel lineamento che attraversa tutta l’area delFoglio Cefalù-Castelbuono (SERV. GEOL. D’IT.,2012a) (fig. 512) dalla zona di Cefalù fino ai din-torni di M. della Grassa, percorrendo per un lungotratto la valle del F. Pollina.

Il sistema antitetico è particolarmente svilup-pato nel massiccio di Pizzo Carbonara e determinaimportanti strutture, come la depressione diIsnello e il graben di Vallone Chiuso. In passato(OGNIBEN, 1960) le faglie erano state erronea-mente interpretate come il contatto di ricopri-mento delle piattaforme carbonatiche sulle argillitidel flysch numidico (fig. 513).

NIGRO et alii (2000) hanno riconosciuto unafase tettonica trascorrente che interessa anche de-positi di età tirreniana. Le faglie a componenteorizzontale hanno orientazioni NO-SE, NE-SO eO-E. Per gli autori sarebbe presente un sistema re-gionale di taglio semplice destro ad andamento O-E. Per RENDA et alii (2000) le strutture presenti nelmargine settentrionale siciliano rappresentano “al-ternativamente il prodotto di un raccorciamento o


Fig. 509 - Quadro strutturale dell’area di Rocca Busambra (Sicilia occiden-tale), dove la dorsale carbonatica meso-cenozoica, la cui culminazione, è de-limitata da faglie orientate circa E-O, è compresa tra due strutturetrascorrenti destre. A NE la dorsale confina con il flysch numidico e a SOcon i terreni glauconitici miocenici (calcareniti di Corleone e marne di S. Ci-pirello). La componente destra del movimento si deduce da elementi mor-fologici (la dorsale di Rocca Busambra mostra una chiara sinuosità) e

strutturali (la torsione oraria dell’asse dell’anticlinale).- Structural framework of the area of Rocca Busambra (western Sicily), where the Meso-Cenozoic carbonate ridge, the culmination of which is bounded by approximately E-Woriented faults, is between two strike-slip dextral structures. To NE the ridge borders thenumidian flysch and to SW the Miocene glauconitic crops out (Corleone calcarenites andS. Cipirello marls fms.). The dextral component of the movement can be deduced frommorphological (the ridge of Rocca Busambra shows a clear sinuosity) and structural

features (the clockwise torsion of the anticline axis).

Fig, 510 – Strie oblique nella faglia trascorrente sinistra, che delimita il versante nord-occidentale di M. Mirto (a SE di Partinico, Monti di Palermo).- Oblique striae in a sinistral strike-slip fault, that bounds the north-western side of M.

Mirto (SE of Partinico village, Palermo Mountains).

di una distensione lungo la direttrice N-S”. La re-lativa analisi strutturale indicherebbe un caratterecinematico lungo una zona di taglio trascorrentedestra orientata E-O (Linea di ustica a nord eLinea kumeta-Alcantara a sud). Per gli autori ciòsarebbe la risposta ad un campo deformativo, incui la direzione di massima compressione orizzon-tale sarebbe NO-SE.

Il sollevamento dell’intera dorsale Nebrodi-Ma-donie è probabilmente legato ai processi collisio-nali più volte citati. La presenza dei Trubi a circa1500 m s.l.m. all’interno delle Madonie orientali (v.Titolo III, Comma 4.2.2.3.) costituisce l’evidenzadi un’età post-Pliocene inferiore della struttura-zione di questo sistema montuoso e fornisce unquadro paleogeografico aggiornato. Nella fasciameridionale dei Monti di Termini Imerese a SE diCaccamo, e in particolare a Pizzo Bosco, la succes-sione regressiva Trubi - sabbie e calcareniti delPliocene inferiore e medio si trovano a poco menodi 1000 m s.l.m. Di contro il Bacino di Cefalù, ubi-cato sul bordo meridionale tirrenico, è delimitatoverso nord dall’Alto di Solunto, cioè da una dorsaleformata da unità cristalline, che molto probabil-mente costituiva l’area sorgente dell’abbondantefrazione silicoclastica della f.ne Terravecchia edoggi collassata per effetto delle faglie riconoscibilisul margine tirrenico (v. Titolo III, Sottopar. 4.2.1.).

Lungo la fascia meridionale della dorsale Ne-brodi-Madonie affiorano enormi volumi di unitàSicilidi di provenienza interna, associati a depositidi bacini satellite, che nel recente passato venivanodenominati depositi “post-orogeni”, perché poste-riori alle fasi di trasporto orogenico, considerate

esaurite nel Miocene medio. un’accurata osserva-zione dei rapporti fra le successioni meso-cenozoi-che imeresi e panormidi, già tra loro sovrapposte,con le unità Sicilidi fa interpretare il tutto comeun generale fenomeno di fuori sequenza (v. fig.512).

Tali rapporti, osservabili lungo una fascia pede-montana orientata circa E-O, avevano suggerito aGhISETTI & VEzzANI (1977) e a GhISETTI (1979)la presenza di un sistema di faglie denominatoAlia-Malvagna (oggi noto come M. kumeta-Alcan-tara) a prevalente direzione N 70-90° e con pianida verticali ad inclinati di 70-80° verso sud princi-palmente a carattere normale. Per questi autori lefaglie dislocano sedimenti messiniani e del Plio-cene inferiore, fino ad interessare depositi conti-nentali del Pleistocene inferiore e, purconsiderandolo un sistema normale, essi nonescludono il carattere compressivo di alcune strut-ture. L’impostazione di tali ricerche, basate su det-tagliate misure mesostrutturali sul terreno,risentono della mancanza di dati di sottosuolo esoprattutto dell’interpretazione della sismica pro-fonda, oggi fortunatamente disponibili. Ciò sievince dal fatto di considerare le strutture analiz-zate “posteriori a quelle legate alle fasi parossisti-che del corrugamento alpino”, ricostruendo unquadro strutturale regionale, in cui gli autori citatiriconoscono una “fase compressiva infra-medio-pliocenica, fasi distensive suprapliocenico-pleisto-ceniche” seguite da una “fase attuale”. Successi-vamente GhISETTI & VEzzANI (1981) raffiguranoil Sistema M. kumeta–Alcantara come una zonadi taglio profonda, che separa il settore di catena


Fig. 511 – Alla base del versante meridionale di M. Gallo si nota una scarpata di faglia orientata NE-SO, che delimita i calcari giurassico-cretacici panormidi conla piana di Mondello occupata da calcareniti pleistoceniche.

- At the base of the southern slope of M. Gallo, an escarpment reveals a NE-SW downfault, that bounds the Jurassic-Cretaceous limestones of the Panormide Unit with the MondelloPlain, occupied by Pleistocene calcarenites.


Fig. 512 – Schema tettonico del Foglio Cefalù-Castelbuono (da SERV. GEOL. D’IT., 2012a), nel quale appaiono distinti i contatti di ricoprimento (sovrascorrimentoprincipale) dai sovrascorrimenti secondari, che sovente invertono l’originaria successione tettono-stratigrafica.

- Tectonic scheme of the Cefalù-Castelbuono sheet (after SERV. GEOL. D’IT., 2012a), in which have been distinguished the regional overthrusts from the thrust, that originate a breaching,which can produce an inverted tectono-stratigraphic succession.

dal Bacino di Caltanissetta; ad essa si associano si-stemi coniugati destri NO-SE e sinistri NE-SO,nonché faglie inverse orientate E-O.

Il quadro strutturale viene perfezionato daGhISETTI & VEzzANI (1984), che analizzano i si-stemi a thrust presenti nella Sicilia occidentale e lerelazioni di questi con la Linea kumeta-Alcantara.Per questi autori i movimenti inversi e trascorrentidestri, nonché i piegamenti, sarebbero concentratilungo direttrici E-O, mentre i sistemi di faglie NE-SO e NO-SE, rispettivamente sinistri e destri, rap-presenterebbero strutture antitetiche e sintetichedel suddetto sistema E-O, il tutto generato da uncampo di stress orientato N-S.

Lo stato attuale delle conoscenze, grazie ad ul-teriori dati e ad una visione più completa, derivantidalla geofisica, in particolare dal Progetto CROP-Mare, e dai nuovi rilevamenti effettuati nell’ambitodel Progetto CARG, porta a privilegiare il SistemaSud-Tirrenico e rivalutare nel suo complesso la tet-tonica compressiva e in special modo l’attivazionedi sistemi a thrust, la cui evoluzione ricade sicura-mente nell’ambito della neotettonica. La Linea ku-meta-Alcantara di GhISETTI & VEzzANI (1981) pergli scriventi è la risultante di una serie di faglie NO-SE en echélon a carattere trascorrente destro e dellerelative coniugate, collegate da fronti di accavalla-mento orientati circa E-O sud-vergenti.

una fase tettonica estensionale di età tortonianaviene sostenuta da NIGRO & RENDA (1999) e daGIuNTA et alii (2000); tuttavia gli stessi elementistrutturali, ritenuti distensivi da tali autori, vengonoal contrario interpretati dagli scriventi come thrustplio-pleistocenici. Nel quadro cinematico, già varievolte descritto in precedenza, assume una partico-lare importanza il breaching, in quanto modifica pro-fondamente i rapporti di sovrapposizione tettonicaoriginaria. Tale fenomeno è presente ovunquenell’edificio orogenico siciliano. L’esempio più vi-stoso è quello della sopra citata Linea kumeta-Al-cantara di GhISETTI & VEzzANI (1981) presente

nel versante meridionale della dorsale Nebrodi-Madonie, lungo la quale le successioni mesozoicheimeresi e panormidi si riaccavallano sulle unità Si-cilidi, in precedenza trasportate al di sopra di essee sulle stesse coperture mio-plioceniche del mar-gine della depressione di Caltanissetta.

Questo stesso fenomeno di breaching si segue sulversante meridionale dei Monti Nebrodi. A norddi Nicosia il Flysch Numidico di M. Sambughettisi accavalla su formazioni mio-plioceniche affio-ranti sul versante meridionale della dorsale.

Tutta la dorsale numidica dalle Petralie fino allavalle del T. Furiano, dove confina con i terreni delflysch di M. Soro, è caratterizzata da sistemi dithrust che originano ripetizioni tettoniche del mem-bro di Geraci Siculo e che coinvolgono sia le coltrisicilidi, che i lembi di flysch numidico “alloctono”.

A sud di Geraci Siculo il flysch numidico (mem-bro Geraci Siculo) delle dorsali C.zo Marino–P.zoPantaleo forma un thrust sud vergente, con accavalla-mento su un mélange di unità Sicilidi e di flysch numi-dico “alloctono”. Poco più a nord la dorsale, su cui sitrova l’abitato di Geraci Siculo, forma un ulteriorethrust interno al flysch numidico (v. figg. 512, 260).

Spesso i thrust sono accompagnati da anticlinalidi rampa, che caratterizzano gli hanging-wall, mentreal foot-wall sono conservate le coltri sicilidi e numi-diche e talora anche le coperture mio-plioceniche.In alcuni casi le monoclinali fagliate delle succes-sioni imeresi ad un’attenta osservazione risultanofianchi di pieghe rovesciate, come si può osservaresul versante nord di M. San Calogero di TerminiImerese, dove le dolomie della f.ne Fanusi si verti-calizzano, ovvero sul lato ovest di Monte dei Cervi(Madonie occidentali) (fig. 514, v. anche fig. 200).Anticlinali si riconoscono a sud dell’abitato di S.Mauro Castelverde e a Castel di Lucio (v. fig. 513).In quest’ultima località si osserva un’ampia anticli-nale del flysch numidico- membro di Geraci conasse E-O rovesciata verso sud e bordata da unthrust sud-vergente (figg. 515, 516). Sul foot-wall sirinvengono coltri sicilidi in gran parte costituite dalflysch numidico della Sottounità di Nicosia, cheoccupano la depressione sul versante destro delVallone Trigna/Burgisato.

Sempre sul versante meridionale dei Monti Ne-brodi i rilievi geologici hanno messo in evidenza irapporti tra il flysch di M. Soro ed il sottostanteflysch numidico con la formazione di Reitano dellazona di Capizzi. Quest’ultimo costituisce un’ampiablanda sinforme, che sul fianco settentrionale ètroncata da un thrust (LENTINI, 2000); pertanto laformazione non è in appoggio stratigrafico comein passato veniva cartografato (SERV. GEOL. D’IT.,1972a; VEzzANI, 1974).

Verso ovest tra Alia e Roccapalumba il flyschnumidico si sovrappone con un thrust orientato E-


Fig. 513 – Il versante nord-occidentale del massiccio di Pizzo Carbonara èribassato da una faglia orientata NE-SO, che mette a contatto i calcari

mesozoici con le argille numidiche di Vallone Chiuso.- The north-western side of the Pizzo Carbonara massif is downfaulted by a NE-SW ori-ented fault, which bounds Mesozoic limestone with the numidian shales of Vallone Chiuso.

O e vergente a sud sulle coltri sicilidi e sull’unitàdi Lercara, nonché sulla formazione Terravecchia(fig. 517).

3.2.1. – Elementi di tettonica attiva

Numerosissimi sono gli studi di tettonica attivache si basano sui caratteri strutturali, geomorfolo-gici, geodetici e sismologici. Non è possibile ripor-tare nelle presenti Memorie un’analisi completadelle ricerche e soprattutto riguardo questo temanotevolmente complesso e spesso dibattuto ci silimiterà ad esprimere delle considerazioni di carat-tere generale, facendo riferimento tuttavia ad al-cuni esempi ricavati da zone particolarmentesensibili e rinviando a pubblicazioni specifiche perun’analisi più approfondita.

In linea generale si è notato che, pur in un con-testo geodinamico del sistema catena-avanfossa,che vede un progressivo spostamento dei feno-meni verso l’esterno, tutte le aree, anche quelle

considerate interne, subiscono gli effetti di una tet-tonica attiva. Della zona di Patti sul versante tirre-nico, caratterizzata da elevata sismicità, si è scrittonel Titolo I, Cap. 2. (v. fig. 6) e si è fornita ancheuna spiegazione, ritenendola un’area che delimitaun settore collisionale relativo alla dorsale Ne-brodi-Madonie da uno in subduzione attiva, quellodell’Arco Calabro-Peloritano. Gli stessi sistemi difaglie sono presenti nelle aree sommerse del bacinodi retroarco tirrenico. Lavori recenti (GIuNTA et alii,2009) mettono in evidenza un’attività tettonica delmargine meridionale tirrenico, legata a eventi tra-spressivi. CATALANO et alii (2011a, 2013a,b) descri-vono i vari sistemi di faglie presenti nelle areesommerse al largo della costa tra Palermo e Castel-lammare del Golfo, che sovente coinvolgono il


Fig. 514 – L’anticlinale di rampa di M. dei Cervi è ben esposta sul fianco occidentale, troncato da una faglia orientata NE-SO, che mette a contatto i calcari conselce (f.ne Scillato) con il flysch numidico e le unità Sicilidi.

- The M. dei Cervi ramp anticline is well exposed on the western flank, cut by a NE-SW oriented fault, with a contact between the cherty limestone (Scillato fm.) and the numidian flyschand the Sicilide Units.

Fig. 515 – Nella zona di Castel di Lucio il flysch numidico (membro di Ge-raci Siculo) forma un’anticlinale rovesciata, bordata alla base da un thrust

sud-vergente (t).- In the Castel di Lucio village area the numidian flysch (Geraci Siculo member) forms

an overturned anticline, bordered at the base by a south-verging thrust (t).

Fig. 516 – Particolare del nucleo dell’anticlinale della figura 515.- Detail of the anticline nucleus of figure 515.

fondo mare (SERV. GEOL. D’IT., 2011b, 2013a,b).Basandosi su dati strutturali e geodetici PALANO

et alii (2012) giungono a fornire uno “scenario” tet-tonico, in cui si definiscono aree divergenti e con-vergenti, queste ultime interessano anche il settoremeridionale del bacino tirrenico, caratterizzato fral’altro da una notevole sismicità.

Per quanto concerne i sollevamenti differenzialidelle aree di catena, si sottolinea il caso dell’abitatodi Naso ubicato all’interno della dorsale peloritana(v. Titolo III, Comma 4.2.2.4.), e che giace su de-positi sabbioso-calcarenitici di età medio pleisto-cenica. Tali depositi si trovano attualmente allaquota di 600 m s.l.m. e sono correlabili con quellidella zona di Barcellona P.G., che vanno da unmassimo di 398 m fino a livello del mare.

Nella zona a sud di Oliveri (Tindari) i depositipleistocenici poggiano in discordanza sulle “ArgilleScagliose” dei Monti Peloritani. La lacuna di terminimio-pliocenici e l’attuale posizione della formazionedi Rometta permettono di ricostruire un’alternanzadi sollevamenti ed abbassamenti, solo in parte attri-buibili a variazioni del livello marino. Analogamenteavviene nel settore calabro-peloritano a cavallo delloStretto di Messina, dove ai depositi del Pliocene in-feriore e medio presenti nell’area settentrionale anord della Fiumara di Catona si contrappongono idepositi pleistocenici della zona meridionale (MottaS. Giovanni) direttamente trasgressivi su terreni cri-stallini o su livelli del Miocene superiore. Ciò per-mette di ricostruire repentine variazioni, e talorainversione, del sollevamento, che possono interes-sare alternativamente settori diversi.

L’analisi dei terrazzi marini che bordano la lineadi costa tirrenica del Messinese e della Calabria me-ridionale risulta determinante per definire i tassi disollevamento e per riconoscere eventuali struttureattive (CATALANO & CINQuE, 1995; CATALANO etalii, 2003; MONACO et alii, 2004).

L’edificio etneo, considerata l’età recente, offreinteressanti esempi di faglie attive, in particolare sulversante orientale e nord-orientale, dove esse nonrisultano coperte da colate di lava. Numerosissimisono i contributi, che analizzano i caratteri strutturalidi quest’area. Per un inquadramento dei caratteristrutturali vengono qui riportati alcune pubblica-zioni, alle quali si rimanda per un approfondimentodelle complesse problematiche riguardanti le rela-zioni tra vulcanismo, strutture tettoniche e sismicità.

La maggior parte delle faglie ritenute attive in-teressa il fianco orientale del vulcano e possonoessere attribuite ai sistemi NNE e NNO (MONACOet alii, 1997). Le faglie sono associate ad una sismi-cità relativamente superficiale e mostrano in preva-lenza rigetti verticali o con componente destra.Analisi strutturali indicherebbero un’estensione conorientazione ONO-ESE. Per questi autori le faglienormali più recenti (sistemi di Acireale, S. Alfio,Piedimonte) controllano la morfologia con scarpateascrivibili al tardo Pleistocene e all’Olocene.

AzzARO et alii (1999) analizzano le relazioni frastrutture riconoscibili sul terreno e sismicità. Perquesti autori la geodinamica dell’edificio etneosembra controllata da un’instabilità del fiancoorientale, che implicherebbe lo scivolamento versomare, quale risultato dell’interazione tra stress tet-tonico regionale, gravità e processi di rifting. Lazona soggetta a tale fenomeno sarebbe delimitataa nord dalla Faglia della Pernicana e a sud dai si-stemi di faglie Trecastagni-Tremestieri. In effetti lafaglia, che, con orientazione NO-SE collega Tre-castagni con S. Gregorio, attraversa l’abitato di S.Giovanni La Punta, causando ripetute lesioni in al-cuni manufatti.

Per AzzARO et alii (1999) il settore tettonica-mente attivo è quello ad est di zafferana ed è inte-ressato dai sistemi della Timpa di Acireale, diMoscarello e di S. Leonardello.


Fig. 517 - Nei pressi di Alia le quarzareniti del flysch numidico (membro di Geraci) (A) sono sovrascorse sulle unità Sicilidi (B) e sulla formazione Terravecchia(C). s – contatto stratigrafico; t – sovrascorrimento secondario.

- Near Alia village the quartzarenites of the numidian flysch (Geraci member) (A) overthrust the Sicilide Units (B) and the Terravecchia formation (C). s- stratigraphic boundary; t – thrust.

La Faglia della Pernicana presenta un anda-mento arcuato e componente sinistra del movi-mento; si tratta di una struttura molto nota estudiata, perché si presta a definire la cronologiadelle sue riattivazioni in base agli spostamenti oriz-zontali di muretti di differente età e fino a tagliarela striscia spartitraffico della strada prov.59, checollega S. Alfio con Linguaglossa (fig. 518).

Sulla base dell’osservazione dei caratteri struttu-rali e geomorfologici e di dati sismologici MONACO& TORTORICI (2000) sostengono che nell’Arco Ca-labro e in Sicilia orientale sia presente una zona dirift attivo (Rift Calabro-Siculo di MONACO et alii,1997) controllato da un sistema estensionale condirezione ESE-ONO lungo circa 370 km. Essoviene ritenuto dagli autori il più attivo sistema si-smico del Mediterraneo Centrale.

D’altra parte la presenza di depositi pleistoce-nici nel substrato sedimentario del vulcano a pocomeno di 800 m s.l.m., affiorante nei pressi di Vena(a sud di Linguaglossa) può essere spiegata soltantocon un’attività a carattere compressivo. Gli stessilivelli affiorano nella zona tra Misterbianco e MottaS. Anastasia a quote di circa 300 m, indicando cosìche il sollevamento è differenziale e che può esserespiegato con un fenomeno contrazionale del sub-strato etneo, mentre il fianco orientale è collassatolungo i sopra citati sistemi di faglie che si prolun-gano verso sud, collegandosi alla Scarpata Ibleo-Maltese.

È apparso evidente, sia per settori specifici par-ticolarmente complessi, come l’area etnea, loStretto di Messina , ma anche per definire l’assettostrutturale regionale, che soltanto la corretta inter-pretazione di dati multidisciplinari può condurread un valido modello geodinamico.

3.3. – CONSIDERAzIONI CONCLuSIVE

I dati esposti nella presente Memoria e coerenticon la Carta Geologica allegata si basano su vin-coli stratigrafici, quali: l’attribuzione cronostrati-grafica delle varie formazioni e della transizionedella sedimentazione da carbonatica a silicocla-stica; i caratteri petrologici e la definizione dellerelazioni tra composizione delle areniti e aree sor-genti. I vincoli strutturali consistono nell’analisidei rapporti geometrici tra le varie unità tettoni-che, non trascurando che fenomeni di breachinghanno determinato profonde modifiche dell’as-setto tettonico originario, e nell’individuazione deivari sistemi di faglie, specialmente quelle connesseall’apertura tirrenica.

I dati di sottosuolo, sondaggi per ricerche diidrocarburi e linee sismiche a varia scala, sono statideterminanti per chiarire l’evoluzione geodinamicae risalire a ricostruzioni paleogeografiche.

Fondamentali sono risultati il contributo delProgetto CARG, che ha fornito l’occasione di ag-giornare le precedenti interpretazioni, e delle lineesismiche del progetto CROP-Mare, che hanno per-messo di estendere l’investigazione alle aree ma-rine. Ciò ha concesso di ricostruire una mappadella distribuzione delle croste e di distinguere lezone di subduzione attiva e non, da quelle dove lostato collisionale inibisce o rallenta la convergenza,riuscendo così ad interpretarne i relativi svincolistrutturali (v. fig. 496).

Rilevamenti sul terreno e analisi stratigrafico-strutturali, integrati dai dati di sottosuolo (sondaggiprofondi e linee sismiche), mostrano che la Siciliae il Tirreno meridionale sono dominati da una tet-tonica trascorrente legata all’evoluzione geodina-mica del bacino di retroarco tirrenico. Oltre aisistemi di faglie trastensive destre, orientate NO-SE e gli antitetici NE-SO a componente sinistra(Sistema Sud-Tirrenico), si associano anche faglienormali circa meridiane (Sistema Medio-Tirrenico,BARRECA & CARBONE, 2008) e thrust sud-vergenti:tutte queste strutture sono coeve e cinematica-mente compatibili (v. fig. 6). Il sistema NO-SE e laderiva (drifting) tirrenica producono, come osser-vabile nella Carta Geologica alla scala 1:250.000,una distribuzione da ovest ad est delle unità tetto-niche, da quelle più esterne a quelle più interne, percui nel Trapanese affiora il Sistema a Thrust SiculoPelagiano, mentre la Sicilia nord-orientale è domi-nata dalle unità della Catena Calabro-Peloritana.

Per questo motivo profili geologici, che pos-sano validamente illustrare le caratteristiche strut-turali della Sicilia, vanno preferibilmente eseguitiutilizzando delle tracce N-S anziché NO-SE, per-ché in tal caso risulterebbero parallele al trendNO-SE del Sistema Sud-Tirrenico che è quello che


Fig. 518 - La strada provinciale 59 è attraversata dalla Faglia della Pernicana, ilcui spostamento in sinistra è rilevabile dai muretti e dalla striscia spartitraffico.- The road 59 is crossed by the Pernicana Fault, the sinistral strike-slip of which is

detectable in the small walls and the white median strip.

interviene a modificare sostanzialmente i rapportifra le unità tettoniche.

un primo profilo geologico basato su dati disottosuolo è stato quello elaborato da BIANChI etalii (1987), esteso dai dintorni di Caronia (MontiNebrodi) fino alla zona di Noto (profilo Nebrodi-Iblei). Esso metteva in evidenza i caratteri strati-grafico-strutturali dell’Avampaese Ibleo edell’Avanfossa Gela-Catania, la sovrapposizionedelle unità tettoniche della Catena Appenninico-Maghrebide e tra queste lo scollamento di ingentivolumi di flysch numidico. Altre informazioni ri-guardavano la notevole differenza di valori dellasuscettività magnetica da k 4500 a 200 tra l’avam-paese flessurato ed il resto della catena, in corri-pondenza di una fascia di trascorrenza a nord diM. Scalpello, e la presenza di un orizzonte struttu-rale profondo oltre 8000 m, successivamente de-nominato “Sistema a thrust sicano”, comprendenteperò unità Sicane e Trapanesi” (LENTINI et alii,1990a), poi “Sicanian thrust System“ (LENTINI etalii, 1990b), e ancora “Catena Sicana” (FINETTI etalii, 1996). Infine FINETTI et alii (2005a) identifi-cano questo orizzonte come un sistema a thrust se-polto derivante dalla deformazione del margineinterno dell’avampaese ibleo-saccense, e ricollega-bile al Sistema a Thrust Siculo-Pelagiano affiorantein Sicilia occidentale.

Nel settore occidentale CATALANO et alii(2000a,b) propongono dei profili geologici basatisu l’interpretazione di linee sismiche; in particolarenel transetto N-S tra le dorsali M. kumeta-RoccaBusambra e Ribera si riconoscono (v. figg. 106-108) le relazioni tra unità carbonatiche alloctone(unità Sicane nella presente Memoria) e il sistemaa thrust profondo interpretabile come Sistema aThrust Siculo-Pelagiano.

una reinterpretazione del profilo da Rocca-mena a Sciacca (v. fig. 111) mostra le relazioni traAvampaese Saccense, Sistema a Thrust Siculo-Pe-lagiano e l’unità sicana di M. Genuardo; quest’ul-tima ha geometria cuneiforme, indotta dal breachingdella Maranfusa Fault.

I dati fin qui esposti, insieme con i rapporti ana-lizzati nei Monti di Palermo (v. fig. 502) permettonodi confermare la ricostruzione schematica del profilocrostale, che attraversa la Sicilia occidentale in dire-zione N-S da Palermo a Sciacca (fig. 519), che insiemeal profilo della figura 4, relativo alla Sicilia centrale,riassume i caratteri strutturali dell’intera Isola.

I tre profili di BELLO et alii (2000) sono ubicatinella Sicilia centro-orientale; il profilo B ricalcagrosso modo la traccia di quello di BIANChI et alii(1987) e distingue tre grandi unità strutturali, se-parate da due livelli di scollamento: l’elementostrutturale più profondo è rappresentato dall’unitàIblea, raddoppiata nel tratto più settentrionale. Al

di sopra si riconoscono due complessi alloctoni:l’unità Imerese-Sicana e l’unità Sicilide. All’internodell’edificio alloctono sono presenti fenomeni diretrovergenza. Per gli autori “l’assetto tettonico èil risultato di due principali fasi tettoniche. Laprima (Oligocene superiore-Miocene inferiore)causa la sovrapposizione delle unità alloctonesopra l’unità Iblea, mediante lo sviluppo di sovra-scorrimenti regionali a basso angolo. La seconda(Miocene superiore–Pliocene) coinvolge l’unitàIblea e modifica completamente le geometrie delleunità alloctone”. Per gli scriventi l’attribuzioneall’Oligo-Miocene della sovrapposizione sull’unitàIblea non è assolutamente condivisibile, perchéquesta, insieme alla deformazione del marginedell’avampaese è avvenuta a partire dal Miocenesuperiore contemporaneamente all’apertura tirre-nica (Stadio Tirrenico). All’Oligo-Miocene vannosemmai ascritti i rapporti tra le unità Alpino-Teti-dee e di queste con la Piattaforma Carbonatica Pa-normide (Stadio Balearico).

Successivamente FINETTI et alii (2005a), pubbli-cando i risultati degli studi geologici e geofisici delProgetto CROP, elaborano un profilo orientato N-S, compilato analizzando i dati a terra e in mare(linea M6A e M24); il profilo inizia dal Vulcano Si-sifo (Mar Tirreno) e termina nel Graben di Linosa(Canale di Sicilia).

Più ad est un ulteriore profilo riproduce le si-tuazioni strutturali nel bordo meridionale tirrenico,interpretando la linea M26 e terminando nell’en-troterra della dorsale peloritana. un ulteriore pro-filo geologico è stato realizzato (v. fig. 163). Ilquadro strutturale si avvale anche dei profili geo-logici elaborati in Sicilia centrale (CARBONE et alii,1990; LENTINI et alii, 1990a).

Su tutti questi dati si basa il modello strutturaledella Sicilia e delle aree sommerse del Mediterra-neo centrale. Gli aspetti fondamentali riguardanol’estensione della crosta africana fino a raggiungeredall’avampaese il bordo tirrenico e il passaggio aduno slab paleo-ionico, la presenza del Sistema aThrust Esterno, quale culminazione della crostaNord-Africana, lo scollamento dalla crosta ocea-nica paleo-ionica delle unità bacinali (Ionidi), lapresenza della crosta Panormide, originario sub-strato delle piattaforme carbonatiche in ricopri-mento sulle Ionidi, la sovrapposizione delle unitàAlpino-Tetidee (unità Sicilidi) sui terreni flyschoidi(prevalentemente flysch numidico) ed infine la so-vrapposizione delle unità Calabro-Peloritane (v.anche fig. 163).

Recentemente CATALANO et alii (2013c) analiz-zano un transetto crostale esteso dai dintorni diTermini Imerese fino alla zona di Gela, lungo ilquale riconoscono un cuneo orogenico sovrappo-sto all’avampaese africano. Quest’ultimo si estende


in profondità lungo tutto il profilo e presenta unaculminazione indicata come Allochthonous InternalIblean Units. Alla base del cuneo orogenico vi sa-rebbe un sistema a thrust di unità Trapanesi (iden-tificabili con il Sistema a Thrust Siculo-Pelagianodella presente Memoria), sul quale si sovrappon-gono le unità Sicane e quelle Imeresi. Infine laparte alta sarebbe identificabile come flysch nu-midico scollato e in parte “incorporato” nelleunità Sicilidi. Tale profilo viene poi esteso versonord fino al Bacino del Marsili, attraversandol’Alto di Solunto, dove avviene la sovrapposizionedelle unità kabilo-Calabridi su quelle maghrebidi.

Tale contatto viene raffigurato ad alto angolo, conla conseguenza di aumentare notevolmente lospessore delle unità cristalline. Non si comprendequali immagini della sismica abbiano indotto arappresentare in questo modo il ricoprimento trale due catene, che invece a terra risulta inequivo-cabilmente sub orizzontale, come dimostrano icontatti di ricoprimento lungo il fronte con i klip-pen di S. Fratello, M. Furci, Pizzo Mueli, M. So-lazzo e Roccella Valdemone e le finestretettoniche (F.ra di S. Basilio, Longi) di unità Sici-lidi, riconoscibili nella dorsale peloritana fino albordo tirrenico (Torrenova).


Fig. 519 - Profilo geologico Palermo-Sciacca. L’avampaese è rappresentato dalla Piattaforma Saccense. Il Pelagian-Sicilian Thrust Belt costituisce uno spessocuneo tettonico compreso tra la Piattaforma Saccense e le unità Ionidi. Questo sistema a thrust, prevalentemente sepolto, affiora nelle dorsali di Rocca Busambrae di M. kumeta (da FINETTI et alii, 2005a). Nel tratto settentrionale del profilo (margine tirrenico) si ritiene che vi sia la sovrapposizione di almeno tre unità

tettoniche, all’interno delle quali sono state distinte delle subunità.- Palermo-Sciacca geological cross-section. The foreland is represented by the Sciacca Platform. The Pelagian-Sicilian Thrust Belt is a thick tectonic wedge of Mesozoic carbonate platforms,underlying the Ionides. Mainly buried, this thrust belt crops out in the Rocca Busambra and M. Kumeta ridges (after FINETTI et alii, 2005a).In the northern part of the profile (Tyrrhenian

margin) it is believed that there is an overlap of at least three tectonic units, inside of which some subunits have been recognized.

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