relazione rilevamento monti peloritani
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Relazione finale Corso di Rilevamento Geologico:
Modulo di Geologia dei Basamenti cristallini
Responsabile del corso Prof. G. Ortolano
GRUPPO C
NOMI:
Domini strutturali del Mediterraneo centrale: (Carbone S., “Corso di Geologia 2 e Laboratorio di
Geologia 2”, 2010-11)
PREMESSA
La presente relazione geologica ha come oggetto la presentazione di un rilevamento geologico scala 1:5000
di un settore della catena Appenninico-Maghrebide collocato nei Peloritani nord-Orientali. Nell’odierna
configurazione geologica del Mediterraneo centrale i monti Peloritani costituiscono uno dei settori più
interni dell’orogene Appenninico-Maghrebide che, attraverso l’Arco Calabro-Peloritano e la Sicilia,
prosegue oltre il Canale di Sicilia verso le coste del Maghreb in Africa settentrionale. Più specificatamente nel segmento dell’Orogene Appenninico-Maghrebide, affiorante in Sicilia
Nordorientale, sono distinguibili tre principali domini orogenici (LENTINI ET AL.,1994), che rappresentano
tutta la fascia deformata che si estende dall’Africa settentrionale fino all’Appennino centrale. Essi formano
tre edifici a falde tettonicamente sovrapposti, ognuno dei quali assume il rango di “catena”, distinta da
proprie coperture sin- e tardo-orogeniche, di età via via più recente negli edifici più esterni. Ognuno di
questi edifici rappresentava un determinato paleo-settore crostale che caratterizzava la regione prima
dell’evento orogenetico alpino. L’origine delle rocce che attualmente costituisce l’orogene è in genere
paleozoica, benché localmente siano stati rinvenuti locali relitti databili fino al Proterozoico (1,7 Ga).
In Sicilia Nordorientale la sovrapposizione tettonica dei tre domini orogenici presenti ha generato una
geometria a duplex a scala regionale. Il footwall dell’orogene è rappresentato dal Sistema a Thrust Esterno
(ETS) (Lentini et al., 1990, 1996, 2000): esso si è formato dallo scollamento del margine interno del Blocco
Pelagiano e prevalentemente sepolto sotto le falde della catena Appenninico-Maghrebide. Questo
scollamento si è originato durante il sottoscorrimento della placca Africana al di sotto del margine europeo
(post-tortoniano), rappresentato localmente dal dominio panormide, durante il quale i sedimenti marini si
sono deformati, assumendo una geometria embriciata grazie ad una serie di thrust. L’hanging wall del
duplex è costituito da due edifici alloctoni: a) la catena Appenninico-Maghrebide e; b) la catena Kabilo-
Calabride (Lentini et al., 1990, 1996, 2000). La catena Appenninico-Maghrebide si è generata da un
processo di thin-skinned tectonic post-oligocenica. È un edificio alloctono di notevole spessore (fino a 7
km), scollato dai rispettivi basamenti e poggiante su ETS; è costituito da una serie di falde di ricoprimento
derivanti dalla deformazione di sequenze depositatesi in diversi domini paleogeografici ubicati tra il
(Carbone S., “Corso di Geologia 2 e Laboratorio di Geologia 2”, 2010-11)
paleomargine africano e quello europeo. La catena Kabilo-Calabride è costituita da falde di basamento con
resti dell’originaria copertura meso-cenozoica e rappresenta perlopiù il risultato della delaminazione eo-
oligocenica del margine europeo.
Tutto l’edificio orogenico ha vergenza sud orientale ed è in accavallamento sulle aree del dominio di
avanpaese (Blocco Pelagiano), formato ad ovest da crosta continentale con una potente copertura
carbonatica affiorante in corrispondenza del Plateau Ibleo, in Sicilia sud orientale, ad est da una vasta area
a crosta oceanica, il bacino ionico. I due settori dell’avanpaese sono separati da una gradinata di faglie a
orientazione NNW-SSE, la Scarpata Ibleo-Maltese. Verso nord l’avanpaese sottoscorre all’intero edificio
orogenetico, formando dapprima l’avanfossa e poi collegandosi al sistema a thrust esterno, prodotto dallo
scollamento delle coperture sedimentarie del Blocco Pelagiano.
In sintesi dai dati di letteratura è quindi possibile ricostruire i seguenti paleo domini che costituiscono
l’attuale orogene Appenninico-Maghrebide. La Catena Kabilo-Calabride è perlopiù riconducibile ad un
sistema a falde costituito da frammenti derivanti da un paleomargine europeo, da un bacino tetideo s.l. e
da un paleobacino ionico, questi ultimi su crosta oceanica. questi paloedomini sarebbero stati separati da
una crosta continentale, denominata crosta “panormide” (Catena Appenninico-Maghrebide) che vedeva
infine in posizione più esterna un paleomargine afro-adriatico che attualmente costituisce il Sistema a
Thrust Esterno.
(Carbone S., “Corso di Geologia 2 e Laboratorio di Geologia 2”, 2010-11)
Contesto geodinamico dell’area mediterranea (Ortolano, “Corso di Geologia del Cristallino e Geologia
dei Basamenti”, 2008-09).
Durante l’Oligo-Miocene la Crosta Panormide si è scontrata con la Placca Europea, conseguentemente alla
chiusura della Tetide, la cui crosta oceanica è subdotta sotto il Blocco Europeo, avanzante verso quello
Africano: i sedimenti oceanici, così, si sono inseriti tra il Panormide e l’Europea. Successivamente, a causa
della chiusura di parte del Bacino Ionico, l’insieme delle due catene Kabilo-Calabride e Appenninico-
Maghrebide sono sovrascorse sulla Placca Africana, rappresentata localmente dall’attuale Sistema a Thrust
Esterno.
(Carbone S., “Corso di Geologia 2 e Laboratorio di Geologia 2”, 2010-11)
INQUADRAMENTO GEOLOGICO DEI MINTI PELORITAN
I Monti Peloritani si sviluppano lungo un
allineamento NE-SW da Capo Peloro fino
al bacino dell’Alcantara. Sono costituiti
da un gruppo di rilievi di oltre 1000 metri
d’altezza che degradano verso le coste
ionica e tirrenica fino a raggiungere
quote di 400-500 metri. La petrogenesi
delle metamorfiti dei Peloritani si
ricollega perlopiù all’orogenesi Ercinica,
che ha avuto il suo acme all’incirca 314
Ma. paleogeodinamicamente queste
metamorfici possono essere ricondotte
ad un più vasto basamento ercinico oggi
affiorante in varie aree lungo i margini
perimediterranei a causa dello
smembramento dovuto all’apertura di
vari bacini (Alboran, Algerino, Liguro-
Provenzale ed infine Tirrenico) che
attualmente costituiscono l’ossatura del
Mediterraneo occidentale. In tale contesto è possibile ricollocare i Peloritani nella porzione
meridionale
della lunga sutura
orogenica che
alla fine del
Paleozoico
collegava il Nord-
America, Europa
al Gondwana,
rappresentando
difatti il maggior
evento nella
formazione del
supercontinente
Pangea.
Come si
riscontra
dalla f. di cui sopra è evidente che la storia di questa sutura è registrata nelle aree deformate che si
estendono dal Texas fino alla Russia.
(Ortolano, “Corso di Geologia del Cristallino e Geologia dei
Basamenti”, 2008-09).
Ricostruzione della catena Ercinica all’interno del continente Pangea (Ortolano, “Corso di Geologia
del Cristallino e Geologia dei Basamenti”, 2008-09).
Parte dei basamenti cristallini costituenti tale sutura sono stati successivamente smembrati ed in parte
rilavorati dall’orogenesi alpina che li ha ricollocati nella posizone attuale.
Su tali basi è stata condotta una suddivisione delle rocce costituenti l’Orogene Calabro-Peloritano fatta in
funzione dell’età del Metamorfismo (solo Ercinico, di alta T, solo Alpino, di alta P, o Ercinico con sovra
impronta Alpina). Le ofioliti presenti nel settore settentrionale sono testimonianza di un’avvenuta
subduzione di crosta oceanica, mentre le metapeliti nel settore meridionale dell’unità di Madonna di Polsi
(Pezzino et al., 2008) e della Serie di Alì, costituenti un paleo-cuneo d’accrezione, evidenziano la presenza di
una zona di sottoscorrimento di una crosta continentale assottigliata.
Le tre unità principali dell’Orogene Calabro-Peloritano sono definite: Unità dell’Aspromonte, Unità di
Mandanici, Unità Metapelitica Inferiore.
L’Unità dell’Aspromonte è formata da prevalenti metamorfiti erciniche di medio-alto grado, prive di una
propria copertura sedimentaria meso-cenozoica. In Sicilia essa occupa tutta la porzione NW dei Monti
Peloritani. Giace generalmente sull’Unità di Mandanici (MESSINA et al. 1996a) e ha una potenza media di
1000 m (AMODIO MORELLI et al., 1976). Il basamento polimetamorfico è intruso da plutoniti tardo-
Varisiche e rocce filoniane. Le rocce metamorfiche prevalenti sono paragneiss passanti a micascisti
intercalati da gneiss occhiadini. Localmente sono presenti marmi a silicati. Possono essere preservati relitti
di un evento granulitico realizzatosi a T di 700° e P di 9-10 Kbar (MESSINA, 1996; MESSINA et al., 1996 b, c).
L’Unità di Mandanici è costituita da un basamento pre-alpino composto da filladi, quarziti, meta basiti e
marmi. Essa affiora dalla Fiumara omonima sul versante ionico, fino alla Fiumara di Naso sul versante
tirrenico (BONARDI et al., 1976), limitata al letto dall’Unità Metapelitica Inferiore e al tetto dall’Unità
dell’Aspromonte. Oltre il basamento epimetamorfico, di origine pelitica o pelitico-arenacea con
intercalazioni carbonatiche e vulcano clastiche, l’unità è costituita da lembi di copertura meso-cenozoica
anchimetamorfica, la Serie di Alì. (CIRRINCIONE E PEZZINO, 1991-1994).
L’impilamento tettonico di queste due unità alpine costituisce il Complesso Superiore.
L’Unità Metapelitica Inferiore è costituita da tre unità, formate da un basamento epimetamorfico a solo
metamorfismo ercinico e da discontinue e frammentarie coperture di età meso-cenozoica prive di sovra
impronta metamorfica alpina. Il basamento è formato da prevalenti filladi, metareniti grigio scure,
grafitose, con subordinate metabasiti e semiscisti sericitici grigio chiari o verdastri, con numerose lenti o
vene di quarzo. Le tre unità formano complessivamente il Complesso Inferiore.
Dallo schema strutturale sottostante è possibile osservare la strutturazione attuale della catena Alpina-
Peloritana, con le posizioni relative delle tre unità precedentemente descritte:
1. Unità
dell’Aspromo
nte.
2. Unità di
Mandanici
(basamento e
copertura).
3. Unità inferiori
(basamento e
copertura).
Vista la presenza locale di rocce metamorfiche che hanno dato età geocronologiche assoute riconducibili al
fino al Paleozoico inferiore o al proterozoico, le rocce costituenti l’Orogene Calabro-Peloritano hanno
registrato in tutto tre diverse orogenesi: l’Orogenesi Caledoniana (Cambriano), di alta P e T, l’Orogenesi
Ercinica o Varisica (Devoniano-Carbonifero), di alta T, l’Orogenesi Alpina (Cretaceo inf.-Oligocene inf., 80-
34 Ma), di alta P. Queste ultime due orogenesi hanno inciso profonde trasformazioni sulle litologie presenti,
sia tessiturali che mineralogiche, attraverso diverse fasi che possono essere riconosciute e distinte. Dal
punto di vista tessiturale, la sequenza delle fasi de formative è ovviamente più evidente in rocce dalla
granulometria fine, che accomodano meglio la deformazione (quali le filladi), piuttosto che in rocce più
coerenti e dalla granulometria più grossolana (come gli gneiss), che al contrario registrano meglio le
deformazioni di taglio non coassiali in regime duttile, in quanto i singoli grani riescono a deformarsi a lente,
a seconda dei campi di stress.
METAMORFISMO ERCINICO: l’evento metamorfico ercinico ha prodotto nelle rocce una foliazione
penetrativa, con superfici di scistosità S1e, dovute all’isoorientazione di minerali fillosilicatici quali le miche
(Ortolano, “Corso di Geologia del Cristallino e Geologia dei Basamenti”, 2008-09).
nelle filladi e alla loro disposizione in lettini paralleli tra loro. La direzione di questi piani può essere
facilmente riconosciuta, ove presenti, da vene di quarzo che, essendo un minerale più stabile dei fillosilicati,
rende più evidente la deformazione distribuendosi a formare delle vene che si deformano formando delle
pieghe isoclinali, cioè dai fianchi sub-paralleli. Attualmente di queste pieghe rimangono generalmente solo
delle lenti, relitti dei nuclei: il piano assiale di queste pieghe è proprio S1e, e la direzione dell’asse di tali
pieghe viene definita B1e. Successivamente, è stato riscontrato che tali superfici sono
state micropieghettate, dando origine ad una lineazione penetrativa e pervasiva B2e data
dalla culminazione assiale di queste micropieghe visibili anche ad occhio nudo. Il processo
di ha causato noltre la formazione di un Clivaggio di Crenulazione che in qualche caso
evolve ad una vera e propria scistosità S2e osservabile alla microscala.
(Ortolano, “Corso di Geologia del Cristallino e Geologia dei Basamenti”, 2008-09).
METAMORFISMO ALPINO: il successivo evento metamorfico ha seguito delle direzioni preferenziali
differenti rispetto al precedente, producendo delle interferenze con le strutture erciniche. In particolare
l’interferenza che si è creata genericamente è di tipo 3. Ciò che è avvenuto è stato un ripiegamento di
pieghe relitte; le nuove pieghe hanno assi B1a giacenti su piani S1a. Gli assi delle due pieghe sono tra loro
sub paralleli, mentre i piani assiali sono tra loro perpendicolari.
Successivamente, in una fase deformativa definibile come A2, S1a ha subito un piegamento a scala
decimetrica, con lo sviluppo di una nuova superficie, S2a, lungo la quale però non è avvenuta blastesi. La
sua direzione è detta B2a.
(Ortolano, “Corso di Geologia del Cristallino e Geologia
dei Basamenti”, 2008-09).
(Ortolano, “Corso di Geologia del Cristallino e Geologia dei Basamenti”, 2008-09).
SECONDO CICLO (TARDO ALPINO): a seguito degli eventi deformativi precedentemente descritti, è seguita
una fase tettonica collisionale, che ha prodotto pressioni orientate più intense e attive in tempi più veloci:
ciò ha determinato la formazione di zone di taglio duttili, la cui espressione sono rocce milonitiche con una
foliazione penetrativa e pervasiva, definita Fm. In queste rocce la deformazione non è coassiale: il quarzo,
ad esempio, diventa nastriforme. Questa è molto evidente in affioramenti di gneiss occhiadini, in cui è
anche visibile una lineazione milonitica, o Lm, che giace sui piani Fm. Dagli affioramenti di gneiss occhiadini
è inoltre possibile risalire alla direzione delle pressioni orientate, grazie allo studio sulle rotazioni dei
porfiroclasti di feldspati, che sono appunto degli indicatori cinematici.
Criteri cinematici da utilizzare per lo studio degli indicatori
cinematici, quali porfiroclasti, con cui risalire al tipo e alla
direzione degli stress (Ortolano, “Corso di Geologia del Cristallino
e Geologia dei Basamenti”, 2008-09).
TERZO CICLO: questa nuova fase deformativa si è sviluppata in ambiente più superficiale e si divide in due
fasi. La prima, A4, ha sviluppato pieghe ettometriche vergenti verso sud, che sono il risultato mesoscopico
delle pieghe visibili in affioramento, che hanno interessato anche il contatto milonitico tra l’Unità
dell’Aspromonte e l’Unità di Mandanici. La seconda fase, A5, ha portato alla formazione di thrusts marcati
da potenti fasce cataclasitiche. Con la formazione di queste pieghe ettometriche l’unità dell’Aspromonte si
posiziona al di sopra di quella di Mandanici, mentre la copertura sedimentaria di questa (Serie di Alì)
assume una posizione rovesciata.
Ricostruzione dell’evento tettono-metamorfico durante il terzo ciclo deformativo che
ha interessato la catena Peloritana, con l’attuale strutturazione a falde (Ortolano,
“Corso di Geologia del Cristallino e Geologia dei Basamenti”, 2008-09).
TECNICHE DI RILEVAMENTO
Per l’esecuzione del rilevamento
geologico dell’area d’interesse ci
si è avvalsi dell’uso della bussola
da geologo, lente di
ingrandimento 10x, martello da
geologo e una carta a scala
1:10.000 raddoppiata in scala
1:5000. In presenza degli
affioramenti più significativi sono
state fissate delle stazioni di
misura, ad una distanza minima
l’una dall’altra di 100 m. In ogni
stazioni sono state misurate,
tramite la bussola, direzione,
immersione e inclinazione delle
superfici e/o lineazioni
caratterizzanti le giaciture delle strutture osservabili nelle unità affioranti; sono state inoltre studiate le
caratteristiche mineralogiche a scala mesoscopica utili alla classificazione litologica dei terreni in
affioramento. Si è condotto inoltre un rilevamento strutturale, ponendo particolare attenzione alla
ricostruzione delle fasi deformative, la cui sequenza è stata ricostruita in senso tempo-relativo ponendo
particolare attenzione allo stile duttile o fragile della deformazione stessa.
L’area oggetto del rilevamento copre una superficie di circa 2 kmq e si trova nel territorio di Scifì, comune
di Forza d’Agrò (ME), lungo la costa ionica della Sicilia. La zona è compresa tra le coordinate lat 37° 56’23”
long 15°18’20”, lat 37°56’23” long 15°17’25”, lat 37°56’57” long 15°17’25”, lat 37°56’57” long 15°18’20”.
Essa appartiene in larga parte alla Contrada Banda Forza, delimitata dal Vallone Scifì a S e dalla Fiumara
d’Agrò a N. Sono state fissate 8 stazioni di misura lungo tutta l’area. Le misure relative a ciascuna stazione
sono state elaborate con il software STEREONET, utilizzato per rappresentare le proiezioni stereografiche.
LEGENDA PROIEZIONI STEREOGRAFICHE
S1e B1e
B2e
Ciclografica media Lm (lineazione milonitica)
Asse piega post-alpina
Frattura ad alto angolo B1a
Frattura a basso angolo
STAZIONE 1
La prima stazione è collocata tra le coordinate lat 37°56'46'' long 15°17'41'', lat 37°56’55” long 15°17’44”,
lat 37°56’46” long 15°17’44”, lat 37°56’55” long 15°17’41” (183-300 m slm). La litologia prevalente è data
da filladi con una foliazione ben sviluppata: la paragenesi è data da muscovite, quarzo, plagioclasio
(prevalentemente albitico). Il colore grigiastro dato dall’origine pelitica del protolite presenta alternanze
argentee lungo le superfici di foliazione date dalla presenza di muscovite. Sono presenti inoltre noduli e
vene di quarzo, dal colore biancastro, che formano delle pieghe isoclinaliche i cui assi B1e giacciono in
genere sui piani di foliazione S1e. Le lineazioni B2e giacciono sul piano B1e, ma hanno un’orientazione
ruotata di circa 180° rispetto alla direzione di S1e. Le pieghe di quarzo sono più o meno deformate e spesso
ne rimangono solo i nuclei, dalla forma tipica a manico d’ombrello. Subordinatamente sono presenti
quarziti filladiche, caratterizzate da un aspetto più massivo e da un maggior contenuto in quarzo, che ne
determina una colorazione più chiara. Sono state eseguite 11 misure riguardanti la foliazione principale
S1e, una riguardante la B1e e una lineazione B2e. La S1e è orientata prevalentemente NW-SE, con
immersione verso NE e inclinazione media di 30°.
Lower hemisphere - St1: 37°56'54'' 15°17'42'' (183-280 m slm) N=12 K=50.00 Sigma=0.120 Peak=30.99
4 %
8 %
12 %
16 %
20 %
24 %
28 %
STAZIONE 2.La stazione è posizionata tra le coordinate lat 37°56’50” long 15°17’33”, lat 37°56’52” long
15°17’37” (123 m slm). La litologia prevalente è data da quarziti filladiche, con una paragenesi prevalente
data da quarzo, plagioclasio, miche quali muscovite (in misura minore rispetto alle filladi), dal colore
grigiastro, con intercalate numerose vene di quarzo frequentemente deformate: è evidente la
sovrapposizione di più eventi deformativi, che hanno modificato l’originaria giacitura di queste vene, e
hanno dato come risultato pieghe “ripiegate” (a causa di un metamorfismo polifasico). Il tutto è stato
ulteriormente complicato dall’azione di un sistema di faglie ad orientazione NNW-SSE, con annesse fratture
ad alto e basso angolo(fig 1). Le filladi sono subordinate. Sono state effettuate 3 misure di S1e, 4 misure di
B1e, 1 misura su pieghe post-alpine (deformazioni “fredde”, più superficiali), 3 misure sulle fratture a basso
angolo, 2 misure sulle fratture ad alto angolo.
Lower hemisphere - St2: 37°56'50'' 15°17'33'' (123 m slm) N=5 K=50.00 Sigma=0.050 Peak=42.24
4 %
8 %
12 %
16 %
20 %
24 %
28 %
32 %
36 %
40 %
Figura 1
STAZIONE 3
La stazione si trova collocata tra le coordinate lat 37°56’56” long 15°17’50”, lat 37°56’56” long 15°17’56”,
lat 37°56’53” long 15°17’50”, lat 37°56’53” long 15°17’56” (124 m slm). La litologia prevalente è costituita
da gneiss e quarziti filladiche. Gli gneiss sono occhiadini, con occhi di feldspato di dimensioni sub-
centimetriche che indicano movimento destro (sono indicatori cinematici), quarzo (presente a formare
vene di dimensione centimetrica o in alcuni casi decimetrica), miche a formare lettini millimetrici che
avvolgono il sialico (hanno un aspetto scuro e argenteo). La foliazione principale è evidente e indicata come
Sm, sui cui piani è inoltre evidente una lineazione milonitica (originatasi durante il movimento lungo shear
zone). Le Sm misurate sono 8 e hanno un orientazione preferenziale NNW-SSE, con un’immersione verso
ESE e un’inclinazione media di 45°. Le fratture ad alto angolo misurate sono 12, con un’orientazione media
E-W.
A S dell’affioramento principale di gneiss sono presenti delle alternanze di gneiss e quarziti filladiche: le due
litologie sono posizionate l’una sull’altra in modo tale che gli gneiss inizialmente siano posizionati
geometricamente sotto le quarziti filladiche, qualche metro più a S-E sopra (fig.2) queste e infine
nuovamente alla base. Considerando il terzo ciclo deformativo, con le fasi A4 e A5 che hanno interessato la
catena, questa alternanza può essere spiegata come il sovrascorrimento dell’unità dell’Aspromonte sopra
quella di Mandanici e con la formazione di pieghe ettometriche, che localmente possono aver trasportato,
piegato e rovesciato lembi dell’unità dell’Aspromonte al di sotto di quella di Mandanici.
Lower hemisphere - St3: 37°56'56'' 15°17'53'' (124 m slm)
N=8 K=50.00 Sigma=0.080 Peak=44.94
4 %
8 %
12 %
16 %
20 %
24 %
28 %
32 %
36 %
40 %
44 %
Figura 2
STAZIONE 4
La stazione si trova compresa tra le coordinate lat 37°56’54” long 15°17’57”, lat 37°56’54” long 15°18’02”
(121 m slm). E’ delimitata ad W da un thrust ad orientazione NNE-SSW. La litologia prevalente è data da
due tipi di rocce distinte che però hanno subito lo stesso grado metamorfico; tuttavia la differenza del
protolite dal punto di vista mineralogico, ha portato le rocce ad assumere un aspetto differente dopo
l’evento metamorfico. In generale tuttavia esse possono essere indicate come scisti di basso grado, o
cloritoscisti, originatisi da un protolite pelitico-arenaceo, appartenenti all’Unità Metapelitica Inferiore. La
paragenesi è data da clorite, quarzo, plagioclasio, muscovite (le superfici hanno un aspetto lucido). Una
litologia ha una colorazione giallastra e una grana più grossolana, arenitica, con una scistosità sviluppata ma
non penetrativa. La seconda litologia ha una grana più fine, pelitica, una colorazione verdastra con
alterazioni di colore rosso-bruno. La foliazione è nettamente più sviluppata e penetrativa. Sono state
effettuate nove misure sul piano di foliazione principale S1e, due sulle fratture ad alto angolo e due su
quelle a basso angolo. L’orientazione preferenziale delle S1e è NNE-SSW.
Lower hemisphere - st4: 37°56'54'' 15°17'57'' (121 m slm)
N=9 K=50.00 Sigma=0.090 Peak=28.47
4 %
8 %
12 %
16 %
20 %
24 %
28 %
Lower hemisphere - st4: 37°56'54'' 15°17'57'' (121 m slm)
N=9
STAZIONE 5
La stazione è compresa tra le coordinate: lat 37°56’35’” long 15°18’00”, lat 37°56’35” e long 15°18’15”, lat
37°56’32” e long 15°18’15”, lat 37°56’32”, long 15°18’00”. La litologia presente è data da filladi con le
stesse caratteristiche della stazione 1. La foliazione è pervasiva. Sono state effettuate 13 misure sulla S1e,
tre misure sulla B1e, 5 misure sulle fratture ad alto angolo e una misura su una piega post-alpina. Le S1e
sviluppano una piega asimmetrica a vergenza WSW il cui asse è orientato NNW-SSE. Le fratture ad alto
angolo presentano un orientazione media NNE-SSW.
Lower hemisphere - St5: 37°56'35'' 15°18'4'' (274 m slm)
N=14 K=50.00 Sigma=0.140 Peak=24.29
2 %
4 %
6 %
8 %
10 %
12 %
14 %
16 %
18 %
20 %
22 %
24 %
STAZIONE 6
E’ compresa tra le coordinate lat 37°56'29” long 15°17'37”, lat 37°56’29” long 15°17’53”, lat 37°56’34''
15°17'37, lat 37°56’34” long 15°17’53'' (300-430 m slm). La litologia presente è data da filladi, la cui
foliazione è pervasive. In alcuni affioramenti le vene di quarzo presentano un piegamento polifasico, in cui
le pieghe di origine ercinica sono state ripiegate dalla fase metamorfica alpina. Sono state effettuate 17
misure della S1e, 5 misure dell fratture ad alto angolo e una delle fratture a basso angolo, tre misure
relative agli assi di piega B1e e 1 relativo all’asse B1a. Le S1e hanno un’orientazione preferenziale NW-SE,
un’immersione verso NE e un’inclinazione media di 10°.
Lower hemisphere - St6: 37°56'29-34'' 15°17'42-53'' (300-366 m slm)
N=8 K=50.00 Sigma=0.080 Peak=50.71
4 %
8 %
12 %
16 %
20 %
24 %
28 %
32 %
36 %
40 %
44 %
48 %
STAZIONE 7
La stazione si trova compresa tra le coordinate: lat 37°56’43” long 15°17’43”, lat 37°56’47” long 15°17’43”
(320-330 m slm). La litologia presente è data da filladi con forte presenza di vene di quarzo, con una
scistosità pervasiva; le strutture presenti sono fortemente piegate e l’affioramento assume un aspetto
caotico: queste pieghe sono dunque frutto di un polimetamorfismo (fig. 3). Le misure relative alla S1e
sono15, quelle relative alle fratture ad alto angolo sono 2, 1 per quelle a basso angolo. Due infine sono le
misure diB1e. l’orientazione preferenziale delle S1e è E-W, quella delle fratture ad alto angolo è WNW-ESE.
Lower hemisphere - St7: 37°56'43-47" 15°17'43" (320-330 m slm)
N=15 K=50.00 Sigma=0.150 Peak=28.96
4 %
8 %
12 %
16 %
20 %
24 %
28 %
Figura 3
STAZIONE 8
La stazione è compresa tra le coordinate: lat 37°56’40” long 15°17’58”, lat 37°56’40” long 15°18’15”, lat
37°56’50” long 15°18’00”, lat 37°56’50” long 15°18’15”. La litologia prevalente è costituita da scisti di basso
grado, o cloritoscisti, appartenenti all’Unità Metapelitica Inferiore, dal colore verdastro in cui si evidenziano
patine di ossidazione rosso-brune e dalla scistosità ben sviluppata. La paragenesi è la stessa degli scisti
relativi alla stazione 4. La foliazione principale viene a tratti evidenziata da vene di quarzo parallele ad essa.
Tuttavia questa può risultare spesso orientata in modo diverso, a causa di piegamenti e fratture che ne
hanno modificato la giacitura. Osservando l’andamento generale della direzione S1e, di cui sono state
effettuate diciotto misure, si può infatti notare la presenza di un piegamento comune per tutta l’area
interessata, il cui asse è orientato NNW-SSE: la piega è asimmetrica, con una vergenza verso ESE-WNW.
Sono state inoltre effettuate una misura su una frattura ad alto angolo e due misure su fratture a basso
angolo, orientate NW-SE.
Lower hemisphere - St8: St8: 37°56'44"-50" 15°18'01"
N=18 K=50.00 Sigma=0.180 Peak=33.45
4 %
8 %
12 %
16 %
20 %
24 %
28 %
32 %
CONSIDERAZIONI FINALI
Raccogliendo tutte le misure di S1e
relative ad ogni stazione e plottandole
in un unico stereogramma, si evidenzia
la presenza di un piegamento comune
all’area rilevata ad orientazione NNW-
SSE: la piega è asimmetrica aperta (con
un angolo tra i fianchi compreso tra
70° e 120°). Una probabile origine di
tale struttura può essere ricercata nella
fase deformativa post-alpina (Terzo
Ciclo), fase che è avvenuta cioè
successivamente all’evento
orogenetico alpino e a profondità
relativamente basse, tale da creare
questa piega “fredda” che accomuna
diverse litologie e le diverse unità,
costituenti la catena dei Peloritani, che
sono state rilevate. Le strutture
potrebbero però essere state distorte
da un thrust ad orientazione NNE-SSW
collocata alle coordinate lat 15°17’57”
long 37°56’53”, che rialza il blocco ad
E, dove risultano affioranti le semimetamorfiti. Ciò potrebbe essere confermato dai sistemi di fratture ad
alto angolo che sono state
rilevate, come visibile dal
diagramma sottostante:
Questo primo rose diagram
esprime quello che è il trend
generale nelle orientazioni delle
fratture ad alto angolo, le quali si
dispongono secondo due
direzioni principali: una NNE-
SSW e l’altra WNW-ESE.
Le fratture a basso angolo si
dispongono invece secondo
un’orientazione NNW-SSE.