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Nell’isola di Levanzo i terreni quaternari sono riferibili al Pleistocene sup-Olocene. Sono
osservabili in diverse aree dell’isola all’altezza di 3-5 m. I depositi sono costituiti da lembi di
conglomerati marini e grossi ciottoli con Strombus bubonius (Agnesi et al., 1993).
L’isola di Marettimo è caratterizza da spiagge tirreniane a quote comprese tra 5 e 9 m s.l.m.
(Malatesta, 1957). Inoltre si distinguono alcuni solchi di battente, caratterizzati dalla presenza di
litodomi, osservati alla stessa quota delle spiagge tirreniane, (Malatesta, 1957). I depositi tirreniani
sono in discordanza sui depositi pleistocenici inf. o direttamente sui terreni mesozoici, come si nota
nelle due sezioni di P.ta Libeccio e P.ta Conca (Abate et al., 1996). Questi depositi possono essersi
formati durante la prima e più ampia oscillazione tirreniana, ossia quella relativa al sottopiano
eutirreniano, databile intorno a 125 ky B.P. (Hearty et al., 1996). Dall’analisi dei sedimenti risulta
un tasso di sollevamento di 0,02 m/ka (Cosentino e Gliozzi, 1988). Le differenze di quota che si
rilevano sui depositi quaternari fanno pensare a tassi differenziali di sollevamento all’interno
dell’isola, riferibili ai diversi movimenti subiti dai blocchi interposti tra faglie riattivate o generate
in epoche recenti (Pliocene inf.- Pleistocene) (Abate et al., 1996).

3.1.2 Inquadramento strutturale e cenni sull’evoluzione tettonica
L’arcipelago delle Egadi fa parte della catena Maghrebide siciliana più occidentale, la quale deriva della
collisione cenozoica tra il margine continentale nord africano e il blocco sardo-corso. Le unità tettoniche
derivanti dalla deformazione del margine settentrionale della placca africana presentano una polarità di
sovrascorrimento verso sud ed una dimensione chilometrica (Ogniben, 1960; Scandone et al., 1974;
Catalano et al., 1979; Catalano e D’Argenio, 1982; Nigro e Renda, 2000).
Le successioni rocciose deformate sono ricoperte da depositi sin-tettonici di avanfossa di età Miocene
sup.-Pleistocene, che raggiungono spessori notevoli nelle regioni frontali della catena, e ben affioranti in
Sicilia centro-meridionale (Giunta et al. 2001). Essi sono stati progressivamente coinvolti nella
deformazione compressiva a partire dal Miocene superiore (Grandjacquet e Mascle, 1978; Giunta, 1985;
Nigro e Renda, 2000). La costruzione della catena è stata accompagnata nei settori più interni da
processi estensionali realizzati prevalentemente attraverso riattivazione negativa delle superfici di
sovrascorrimento (Giunta et al., 2000a). I processi di assottigliamento crostale che a partire dal Miocene
sup. hanno condotto alla formazione del Bacino Tirrenico sarebbero stati accoppiati durante il Pliocene,
nel settore sud-tirrenico prospiciente la costa settentrionale della Sicilia, ad un regime tettonico
trascorrente (Boccaletti et al., 1982; Finetti e Del Ben, 1986) che ha causato l’attivazione di un’ampia
fascia di taglio trascorrente destro orientata circa E-O. Alcuni segmenti delle faglie riconosciute lungo la
catena siciliana nord occidentale, tra i Monti di Palermo e le Isole Egadi possono essere ritenuti attivi
per il coinvolgimento nella deformazione dei depositi marini e continentali del Pleistocene superiore
(Giunta et al., 2001).

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