Archivio Speciali  Ente Parco  Le zone e gli itinerari  Flora e fauna  Geologia e paesaggio  Speciale funghi  Attività  Notizie  Download foto  Tracciati GPS  Indirizzi utili    Geologia e paesaggio LA GEOLOGIA DELLE MADONIE (di Salvatore Crollo) Le Madonie, dal punto di vista geologico rappresentano un segmento della Catena siciliana strutturalmente costituita dall'impilamento di una successione di unità tettoniche, messe in posto dopo il Miocene inferiore, derivanti dalla deformazione di originari domini paleogeografici individuati durante le fasi di distensione mesozoiche. Le caratteristiche geologiche, stratigrafiche e strutturali sono quelle presenti sia nell'estremo settore occidentale (Monti di Palermo e di Trapani) che in quello orientale e meridionale (Nebrodi e Fossa di Caltanissetta). Stratigrafia Le successioni litostratigrafiche presenti sono: Successioni mesozoico-terziarie con caratteristiche di bacino, riferibili alle Unità Sicilidi (Dominio Sicilide); Successioni mesozoico-terziarie con caratteristiche di piattaforma carbonatica, del suo margine e di scarpata (Dominio Panormide); Successioni mesozoico-terziarie con caratteristiche di bacino (Dominio Imerese, Dominio Imerese Numidico); Successioni paleozoico-mesozoiche clastico-terrigene con caratteristiche di bacino (Bacino di Lercara). Questi domini a partire dall'inizio del Miocene, vengono via via deformati verso l'esterno (dal Nord verso il Sud attuale) dando origine a delle unità tettoniche che impilandosi le une sulle altre, hanno dato origine all'edificio strutturale Madonita. Su queste unità deformate, vanno a deporsi generalmente discordanti: Successioni terrigeno-carbonatiche, evaporitiche e carbonatiche del ciclo Tortoniano-Pliocene; Successioni clastico-terrigeno-carbonatiche del ciclo Pliocene superiore - Quaternario. Evoluzione dell'area La storia paleogeografica delle Madonie, inquadrata nel contesto della Sicilia centro settentrionale, comincia nel Trias inf.-medio ed è legata alla più generale evoluzione del margine continentale periadriatico cui appartiene. Le tappe fondamentali dell'evoluzione cui è andata incontro l'area sono state così individuate: Trias inf.-medio Durante questo periodo inizia lo stadio di separazione continentale e si individua un bacino intracratonico a sedimentazione prevalentemente terrigena (Bacino di Lercara) [2]) impostato nel settore meridionale della Tetide (antico mare che separava l'Africa dall'Eurasia e si estendeva attraverso le Alpi, l'Asia Minore e l'Himalaya fino all'Indonesia). Il Bacino di Lercara è caratterizzato da una sedimentazione clastico terrigena con intercalazioni di vulcaniti alcalibasaltiche, a volte basalti a pillows, da depositi calciruditici e dalla presenza di blocchi neritici risedimentati (megabrecce). Trias superiore - Lias Durante questo periodo, il Bacino di Lercara, evolve a due unità paleogeografiche distinte: Bacino Imerese a Nord e Bacino Sicano a Sud, separati da un alto morfostrutturale sul quale si imposta una sedimentazione neritica (eq. Piattaforma Carbonatica Trapanese). A Nord del bacino imerese e a Sud del bacino sicano, si impostano rispettivamente la Piattaforma Carbonatica Panormide e la Piattaforma Carbonatica Saccense. La Piattaforma Carbonatica Panormide, in questo periodo, è caratterzzata da ambienti di scogliera passanti verso Ovest e Nordovest ad ambienti più interni di laguna e di piana tidale. Il Bacino Imerese invece è caratterizzato da una sedimentazione pelagica (dolomie e calcari dolomitici a liste e noduli di selce con halobie e daonelle). Nelle zone di margine della Piattaforma Carbonatica Panormide, e nelle zone di raccordo tra la piattaforma e il Bacino Imerese si hanno grossi accumuli di brecce, megabrecce e dolomie (Pizzo Dipilo e Monte Quacella), e nelle parti più distali le doloruditi e doloareniti della Fm. Fanusi. Giurassico – cretaceo All'inizio di questo intervallo, in concomitanza con l'apertura della Tetide, si ha l'allargamento del Bacino Imerese a spese della Piattaforma Carbonatica Panormide che viene dissezionata da faglie sinsedimentarie. Il dominio panormide subisce un lungo periodo di emersione seguito da un appofondimento con istaurazione di condizioni pelagiche per passare successivamente al ripristino di condizioni di piattaforma carbonatica fino al Giura superiore-Cretaceo inf. Cretaceo superiore - Oligocene Durante questo periodo la Piattaforma Carbonatica Panormide viene ulteriormente dissezionata in blocchi che annegano rapidamente e la sedimentazione neritica viene sostituita da sedimentazione pelagica ("Scaglia" prima, e marne della Fm. Gratteri poi). I domini paleogeografici perdono via via la loro individualità. La topografia sottomarina fino a questo momento molto articolata, si appiattisce, si ha un dominio prevalentemente di mare aperto, la sedimentazione è di tipo pelagico "Scaglia auct." in tutti e tre i domini disturbata solo da improvvisi apporti di materiale carbonatico, (megabrecce) provenienti dallo smantellamento delle piattaforme carbonatiche poste a Nord e a Sud (Piattaforma Panormide e Piattaforma Saccense) [3]. Si hanno ancora grandi produzioni di megabrecce nel Bacino Imerese e nel Bacino Interno o Sicilide. Oligocene superiore - Miocene inferiore A partire dall'Oligocene superiore, in seguito allo stadio di collisione continentale, i domini paleogeografici più interni (sicilide, panormide ed il margine interno del Bacino Imerese), cominciano a deformarsi ed un grande bacino caratterizzato da sedimentazione terrigena (Bacino Numidico), si instaura sulle aree in via di deformazione a Nord e su quelle non ancora deformate a Sud [4]. Miocene inferiore - Langhiano La sedimentazione del bacino numidico è caratterizzata dalla regressività delle successioni che terminano tutte con depositi pelitici e dal diacronismo delle facies; mentre nel bacino sicano i depositi neritici evolvono via via a sedimenti di mare piu profondo. In questo stesso modo il dominio trapanese, affiorante in un'area ubicata a sud delle Madonie, che fino al Miocene inferiore era rappresentato da una ruga a sedimentazione ridotta, perde via via il significato di alto strutturale. Nel Langhiano le aree più settentrionali vengono raggiunte dalla tettogenesi, si individuano le unità tettoniche e si realizzano gli accavallamenti dei terreni della Piattaforma Carbonatica Panormide (Unità Pizzo Dipilo - Monte Mufara), sui terreni più settentrionali del Bacino Imerese i quali (Monte dei Cervi e le Unità Numidiche), a loro volta, si scagliano sui termini più meridionali. Il raddoppio delle successioni imeresi è stato riscontrato anche nel pozzo Agip Valledolmo 1 [5]e nel pozzo Colla 1 [6]. Su queste unità deformate si vanno a deporre in discordanza i depositi pelagici ed emipelagici fino al Langhiano superiore. Inoltre, durante questo periodo, le unità sicilidi si sovrappongono alle unità anzidette. Serravalliano — Tortoniano Le coltri subiscono una ulteriore traslazione verso Sud e si ha il raddoppio delle unità Numidiche. Il dominio trapanese viene deformato insieme alla porzione settentrionale del Bacino Sicano ed entrambi traslati verso Sud si sovrappongono ai terreni serravalliani del Bacino Sicano. Porzioni delle unità numidiche insieme al substrato imerese, si accavallano ai sedimenti triassici dell'unità Cerda - Roccapalumba; Le Unità Sicilidi subiscono una ulteriore traslazione verso le aree più esterne. Questa importante fase diastrofica segna, tra l'altro, nell'area studiata la fine del bacino numidico (PESCATORE et al. 1987). Tortoniano superiore - Messiniano Si realizza il parziale sollevamento delle zone più interne della catena e si individua una avanfossa nelle aree più meridionali. Si ha la deposizione delle molasse della Fm. Terravecchia che vanno a ricoprire le unità già deformate. Questa sedimentazione avveniva a Sud sul fronte delle coltri in bacini di mare aperto, a settentrione in bacini caratterizzati da depositi terrigeni di ambiente deltizio, alla base, che evolvono a depositi neritici e quindi evaporitici. Durante questo periodo e fino alla fine del Messiniano, si ha un progressivo abbassamento del livello del mare, la formazione di complessi di scogliera, sui bordi dei bacini, che scompaiono con l'avvento della crisi di salinità e la deposizione delle evaporiti. Pliocene inferiore Si instaurano condizioni marine normali testimoniate dalla sedimentazione dei Trubi. Pliocene superiore - Pleistocene Si accentua la tendenza al sollevamento, iniziata nel Miocene superiore. La parte più settentrionale della catena subisce un generalizzato sollevamento e uno smembramento in blocchi lungo linee tettoniche ad andamento Nordovest - Sudest e Nordest - Sudovest, che determinano sollevamenti differenziati da luogo a luogo. Alla fine del Pleistocene si realizza la completa emersione in concomitanza con i sollevamenti regionali che coinvolgono anche ampi settori di avanfossa ed avanpaese. I terrazzi quaternari, distribuiti a varie quote, lungo la fascia settentrionale costiera, testimoniano le oscillazioni eustatiche e i movimenti a prevalente componente verticale. Torna su Lineamenti geomorfologici L'assetto geomorfologico è estremamente vario ed è il risultato del modellamento operato dai differenti processi morfogenetici sulle diverse litologie affioranti e dell'interazione di tali processi con le vicissitudini tettoniche e neotettoniche subite dall'area, nonché con le variazioni climatiche susseguitesi in epoca quaternaria, che hanno determinato l'alternarsi di sistemi morfoclimatici con caratteristiche mutevoli. Ne è conseguita la sovrapposizione di forme risultanti da processi differenti, i più recenti dei quali tendono, nella maggior parte delle aree, ad obliterare le morfologie preesistenti. Altrove, ove l'intensità dei processi attuali risulta più attenuata, questi tendono a modellare le forme preesistenti dando luogo ad una coesistenza di morfologie derivate da diversi processi morfodinamici, la cui differenziazione non è sempre di facile attuazione. Le morfologie carsiche originano uno dei paesaggi più caratteristici delle alte Madonie ed assumono notevole interesse per le implicazioni che rivestono sotto il profilo geomorfologico, idrogeologico, pedologico ed archeologico. I processi carsici si sviluppano nei calcari appartenenti alla successione carbonatica "panormide". Questi processi si sono innescati nel Quaternario, seguito dell'erosione delle coperture terrigene, e si sono sviluppati sui terreni carbonatici denudati per la concomitanza di alcuni fattori quali l'intensa fratturazione delle rocce, la presenza di un vasto altopiano sommitale e le caratteristiche orografiche dell'area che, determinando la persistenza del manto nevoso alle quote più elevate, hanno consentito una corrosione prolungata, soprattutto durante i periodi più freddi. Le aree carsiche delle Madonie sono estremamente importanti oltre che per gli aspetti specificatamente geomorfologici, anche per le implicazioni di carattere idrogeologico; esse, infatti, costituiscono l'area di ricarica degli acquiferi che alimentano diverse sorgenti tra le quali la sorgente di Presidiano di Cefalù. L'elevata permeabilità per fessurazione e carsismo, tuttavia, conferisce un'estrema vulnerabilità agli acquiferi nei confronti degli agenti inquinanti. Torna su Note ^ (CATALANO & D'ARGENIO 1978, 1982) ^ CATALANO & D'ARGENIO, 1978, 1982 ^ (CATALANO E D'ARGENIO 1978, 1982; ABATE et al. 1979, 1982b) ^ (CATALANO E D'ARGENIO 1978, 1982; PESCATORE et al. 1987) ^ (CATALANO & MONTANARI, 1979) ^ (CAROLLO S., 1983 Tesi di Laurea inedita) La storia dei monti nelle rocce Le rocce del Parco raccontano una storia affascinante, lunga anche centinaia di milioni di anni: su di esse, infatti, restano incisi in maniera indelebile i segni degli eventi geologici che hanno interessato il territorio delle Madonie dai tempi remoti sino a oggi. Esse costituiscono una preziosa testimonianza del passato di questi monti. Percorrendo un sentiero che attraversa i rilievi del Massiccio del Carbonara, nucleo centrale delle Madonie, è come se ci si immergesse in un mare antico 200 milioni di anni. Infatti le rocce carbonatiche che lo compongono mostrano una ricchezza straordinaria di organismi fossilizzati: coralli, spugne, alghe, idrozoi, gasteropodi, lamellibranchi, brachiopodi ecc. Un tempo essi popolavano un mare poco profondo, lungo una fascia della superficie terrestre con clima di tipo tropicale o subtropicale. Rimangono oggi fissati in queste rocce permettendoci non solo di ricostruirne l’ambiente originario, ma anche di determinare l’età relativa di esse. Al Complesso del Carbonara si contrappone quello di Monte dei Cervi, dal quale è separato dall’incisione del Vallone Madonie. Anche qui si ritrovano rocce di natura carbonatica, che si accompagnano però anche a rocce di natura argillosa, marnosa e silicea. Le più particolari, le "radiolariti", sono il risultato dell’accumulo di piccolissimi organismi a guscio siliceo. Le caratteristiche litologiche e il contenuto fossilifero delle rocce di quest’area indicano un ambiente di formazione tipico di un mare profondo alcune centinaia di metri e lontano dalla linea di costa. Lo scenario che dunque si delinea per questo territorio, volendo andare a ritroso nel tempo, è quello di estese e pianeggianti aree, le piattaforme: parti marginali dei continenti al di sotto della superficie marina, in cui si succedevano ambienti di sedimentazione di mare basso, come piane tidali, scogliere ecc., in adiacenza alle quali si sviluppavano aree bacinali più profonde. Nelle aree periferiche tutt’intorno ai rilievi maggiori, che emergono imponendosi allo sguardo dell’osservatore, affiorano invece successioni di rocce di natura argillosa, arenacea e marnosa, costituenti le colline ai margini dell’area protetta. Successivamente alla loro formazione, queste masse rocciose sono state sottoposte a spinte orogenetiche che le hanno sollevate, piegate, fratturate e spostate sino a fargli assumere l’attuale assetto dei rilievi madoniti, nonostante siano intervenuti e tuttora intervengono processi di modificazione. Sebbene tutto appaia immobile, studi recenti dimostrano che le Madonie si trovano in continuo sollevamento sin dal Miocene (periodo geologico iniziato 24 milioni di anni fa) con uno spostamento che varia tra i 5 e i 6 centimetri ogni cento anni. La varietà di litologie presenti, offrendo ciascuna una diversa risposta all’azione modellatrice degli agenti morfogenetici, è causa della varietà di forme e dunque di paesaggi che caratterizzano questo segmento della catena montuosa, che si eleva lungo la costa settentrionale della Sicilia. I paesaggi aspri determinati da versanti scoscesi e pareti ripide contraddistinguono le aree centrali, i complessi del Carbonara e di Monte dei Cervi, costituiti da rocce prevalentemente carbonatiche. A essi si contrappongono le forme dolci e sinuose delle colline argillose ed arenacee, che si estendono attorno ai rilievi maggiori. I colori contribuiscono a rendere maggiormente percepibili le varietà di forme: infatti, il verde e il rosso cupo delle rocce silicee, e il grigio-azzurro e il rosso violaceo di talune argille si contrappongono fortemente alla grigia nudità dei rilievi carbonatici. Nella parte centrale del massiccio montuoso, dove i rilievi si elevano oltre i 1600 metri sul livello del mare, si distingue un esteso altopiano. Qui si ritrovano le vette più alte di tutte le Madonie: Pizzo Carbonara (m 1979), Pizzo Antenna (m 1977), Monte Ferro (m 1906). L’altopiano è separato dagli altri gruppi montuosi da profonde incisioni vallive, e così si possono distinguere verso sud i rilievi di Monte S. Salvatore (1912 m) e Monte Quacella (1869 m). Di quest’ultimo, i processi morfogenetici, legati anche alle variazioni climatiche dell’ultimo milione di anni, hanno modellato il versante sino a conferirgli una peculiare morfologia ad anfiteatro. Verso ovest si ergono il gruppo di Monte dei Cervi (m 1794), Monte Castellaro (m 1656) e Monte Fanusi (m 1472). Verso nord, oltre il Vallone Madonie, si elevano Pizzo Dipilo (m 1385), che rappresenta la propaggine settentrionale del complesso del Carbonara, e i monti che sovrastano l’abitato di Isnello. Significativi e numerosi i corsi d’acqua che solcano il territorio madonita, ognuno con la sua storia evolutiva, il suo corso più o meno tormentato, sinuoso e vario. Fra tutti, l’Imera settentrionale, con un’asta principale lunga 32 km circa, costituisce il limite occidentale delle Madonie. Il limite orientale si fa coincidere con un altro solco vallivo: la Fiumara di Pollina. Torna su Il fenomeno carsico Si può attraversare l’altopiano del Carbonara, camminare per ore e rendersi conto a un tratto di un fatto strano: su questo altopiano non si incontrano fiumi, torrenti o piccoli rivoli. Nonostante sia una regione caratterizzata da abbondanti piogge e da un manto nevoso che alle volte persiste sino a primavera inoltrata, l’acqua non vi scorre superficialmente. Se si osservano attentamente le forme del paesaggio che si prospetta ai nostri occhi, se ne può capire il perché. Le aspre aree rocciose, alternate a depressioni a forma di conca, sono tipiche espressioni del fenomeno carsico. Circa 400 doline solcano detto altopiano; inoltre una vasta gamma di sculture strane risultano ricavate dall’acqua sulla superficie delle rocce calcaree. È l’esempio tangibile di come "la molle acqua scavi la dura pietra". All’interno delle doline o nelle valli si aprono spaccature scavate dall’acqua, grazie anche alla fratturazione e alla facile solubilità delle rocce calcaree entro le quali essa si infiltra. Nel sottosuolo c’è dunque un mondo fatto di meati, fessure, cavità e grotte, dove l’acqua continua il suo corso interrotto in superficie. Ecco dunque un’altra possibilità di fruizione delle Madonie: invece di percorrerle in superficie, su uno dei tanti possibili sentieri, penetrarvi dentro seguendo le vie dell’acqua, per scoprire e ammirare le naturali architetture. (Da Un viaggio fra natura, arte e tradizioni, a cura della cooperativa Progetto Abies - Ente Parco delle Madonie, Palermo settembre 2000) Torna su     Assessorato Regionale Territorio Ambiente Guarda il Video del Parco delle Madonie

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