base UNITÀ A LIMITI INCONFORMI UTILIZZATE PER LA CARTOGRAFIA DEI DEPOSITI QUATERNARI NEI FOGLI CARG DELLA SICILIA NORD-OCCIDENTALE Cipriano Di Maggio, Mauro Agate, Antonio Contino, Luca Basilone & Raimondo Catalano Dipartimento di Geologia e Geodesia, Università degli Studi, Palermo, e-mail: dimaggio@unipa.it RIASSUNTO: Di Maggio C. et al., Unità a limiti inconformi utilizzate per la cartografia dei depositi quaternari nei fogli CARG della Sicilia nord-occidentale. (IT ISSN 0394-3356, 2009). Sono riportati i risultati di uno studio sui depositi quaternari del settore settentrionale siciliano compreso tra Trapani e Cefalù. Dettagliati rilevamenti di campagna e analisi stratigrafiche condotti in questa area nell’ambito del Progetto CARG hanno consentito di definire diverse unità a limiti inconformi, del rango di sintema e subsintema, che costituiscono la sintesi regionale degli affioramenti quaternari della Sicilia nord-occidentale. Sono state riconosciute e studiate numerose successioni di terreni di ambiente da continen- tale a marino costituite da: depositi fluviali, paralici e marini (conglomerati monogenici o poligenici, areniti e/o peliti sciolte o variamen- te cementate), accumuli eolici (sabbie e arenarie quarzose o carbonatiche, a stratificazione e laminazione incrociata), terreni colluviali (suoli e detriti rimaneggiati con allineamenti di ciottoli), depositi di falda (detriti sciolti o stratificati e cementati), concrezioni calcaree (travertini, croste calcitiche e depositi di grotta) e macereti di frana. I depositi continentali, tipici di ambienti dominati da erosione, affio- rano in piccoli e sottili lembi relitti, spesso discontinui e incompleti; i depositi marini e paralici, caratteristici di ambienti a prevalente sedimentazione, si rinvengono in bacini locali e costituiscono affioramenti più estesi e potenti. Il rinvenimento di superfici di disconti- nuità di importanza regionale che limitano inferiormente e superiormente i corpi rocciosi, ha consentito la proposizione di sette distinti sintemi che ricoprono un periodo di tempo che va dal Pleistocene inferiore all’Olocene. Le discontinuità, marcate a volte da paleosuo- li, sono rappresentate da superfici di erosione subacquea (piattaforme di abrasione marina e falesie) o subaerea (superfici, ripe, canali, solchi e cavità prodotti da erosione idrica, processi gravitativi o fenomeni carsici), da superfici di non deposizione o, nel caso del limite superiore, dall’attuale superficie topografica. Le datazioni e le correlazioni di depositi e limiti inconformi sono state rese possibile da alcuni elementi vincolanti quali: a) presenza di forme fossili significative; b) datazioni isotopiche di depositi desunte dalla letteratura geologica; c) continuità fisica di alcune superfici di discontinuità; d) significato paleoambientale o paleoclimatico di depositi e superfici di discontinuità; e) rapporti geometrici fra superfici di discontinuità e/o corpi rocciosi. ABSTRACT: Di Maggio C. et al., Unconformity-bounded stratigraphic units of Quaternary deposits mapped for the CARG Project in Northern and Western Sicily. (IT ISSN 0394-3356, 2009). Quaternary deposits of NW Sicily mapped for the CARG Project (Geological Survey of Italy) during detailed geologic and geomorpho- logic surveys are made up of: a) fluvial, coastal or marine deposits (mono or polygenic conglomerates, arenites or lutites variously cemented, with plane, inclined or cross-bedded stratification/lamination); b) aeolian deposits (quartzous or carbonate sands/sandsto- nes, with cross-bedded stratification/lamination); c) colluvial terrains (reworked soils and breccias variously cemented, in some case laminated, with stone lines); d) scree slopes (breccias or stratified slope deposits – éboulis ordonné); e) carbonate speleothems (traver- tines, calcretes and cave deposits); e) landslide debris. Lower and upper boundaries of the Quaternary rocks consist of unconformity surfaces (marked by palaeosols at places), such as: wave cut platforms and cliffs; gullies and rills; erosion surfaces due to sheet ero- sion or sheet flood; stream channels, fluvial erosion scarps and fluvial erosion/depositional surfaces; separation or depletion surfaces due to mass movement; non depositional surfaces; topographic surfaces. The detection of some unconformity surfaces of regional extent allowed us to define seven main synthems; they have been mapped in several geologic 1:50.000 sheet maps. The Marsala synthem is a Lower Pleistocene 2-80 m thick body of marine/ coastal conglomerates, arenites and lutites, with abundant corals, algae, bryozoa, mollusca (Arctica islandica,Chlamys septemradiata), benthic foraminifera and planktonic foraminifera (Hyalinea baltica, Globorotalia truncatulinoides excelsa); its lower boundary is a marine abrasion surface cut into pre-Quaternary rocks. The Piana di Partinico synthem is made up of 1-5 m thick marine/coastal conglomerates and arenites located on a number of marine terrace sur- faces related to sea high stand phases of Middle Pleistocene (Oxygen Isotope Stages – OISs - 17-7); these rocks appear correlatable with 1-3 m thick continental deposits (colluvial terrains and travertines) rich in fossil vertebrates belonging to the early Middle Pleistocene Elephas falconeri Sicilian Faunal Complex; its lower boundary is a wave cut platform carved into Marsala synthem or pre- Quaternary rocks. The Polisano synthem is 1-10 m thick aeolian sandstones and sands with intercalations of breccias talus; the body deposited in coastal, perched or barrier dune, contains rare terrestrial gastropods shells, late Middle Pleistocene in age (OIS 6); its lower boundary is a non-depositional surface at the top of the Piana di Partinico synthem or older rocks. The Barcarello synthem encompasses 1-2 m thick marine/coastal conglomerates and arenites with a rich warm-temperate “Senegalese fauna” including Strombus bubonius; they belong to two orders of marine terrace (OISs 5e and 5c or 5a) and laterally pass into 1-5 m thick, welded col- luvial deposits; the latter are composed of both lutitic terrains (reworked soil) and breccias with angular rock fragments (reworked scree and sediment) in a abundant silt or fine-grained clay matrix (reworked soil) containing terrestrial mollusc shells and fossil vertebrates of the Upper Pleistocene Elephas mnaidriensis Sicilian Faunal Complex; their age is correlated with the OIS 5; the lower boundary of synthem is a marine abrasion surface laterally extending to a continental erosion surface; the latter is cutting the Polisano synthem or older rocks. The Imera Settentrionale synthem is made up of Middle – Upper Pleistocene 1-3 m thick fluvial deposits located on river terrace surfaces lying between about 5 and 100 meters above the valley bottom; its lower boundary is a stream erosion surface. The Raffo Rosso synthem is composed of 1-2 m thick coastal dune aeolian sandstones and sands, 1-7 m thick colluvial or gravitational deposits with fossil mammals of the late Upper Pleistocene Pianetti and Castello Sicilian Faunal Complex, 2-10 m thick stratified slope deposits of the last glacial climatic event (OISs 4-2); the lower boundary is a non-depositional surfaces at the top of the Barcarello/Imera Settentrionale synthems or older rocks. The Capo Plaia synthem is made up of coastal to continental deposits of the last glacial climatic event end – Holocene age (OISs 2-1); its lower boundary is formed by variously originated erosion or non-depositio- nal surfaces; the upper boundary is the present day topographic surface. Significant environmental changes during the Quaternary, directly or indirectly due to tectonic movements (block faulting or uplifting) and/or climatic fluctuations in their turn triggering erosion / depositional processes, appear to originate both unconformity surfaces of regional extent and deposits. Parole chiave: stratigrafia, sintema, Quaternario, Sicilia nord-occidentale, Italia. Keywords: stratigraphy, synthem, Quaternary, NW Sicily, Italy. Il Quaternario Italian Journal of Quaternary Sciences 22(2), 2009 - 345-364 346 C. Di Maggio et al. 1. INTRODUZIONE I depositi quaternari della Sicilia nord-occidentale sono stati oggetto di numerosi studi. GIGNOUX (1913; 1926) per primo segnala depositi marini e di spiaggia del Pleistocene inferiore e superio- re. FABIANI (1941), TONGIORGI & TREVISAN (1953), OTTMAN & PICARD (1954), BONIFAY & MARS (1959), BUCCHERI (1966) e RUGGIERI et al. (1968) concentrano le loro attenzioni sui terreni tirreniani affioranti in diverse località delle coste della Sicilia occidentale. Sulla base del contenuto paleontologico, RUGGIERI (1967; 1971; 1973), RUGGIERI & SPROVIERI (1975; 1983), RUGGIERI et al. (1975a), RUGGIERI et al. (1975b) e RUGGIERI et al. (1984) forniscono schemi stratigrafici dei depositi pleistocenici marini della Sicilia nord-occidentale, corredati da una proposta di suddivi- sione del Pleistocene inferiore nei piani Santerniano, Emiliano e Siciliano. La comprensione delle relazioni esistenti fra terrazzi marini e depositi marino-continen- tali mediante l’ausilio di analisi paleontologiche e ter- moluminescenza o di studi integrati a carattere geo- morfologico, paleontologico e geologico-strutturale, consente a MAUZ et al. (1997) e DI MAGGIO et al. (1999) di ricostruire l’evoluzione stratigrafica e morfotettonica di alcune aree della Sicilia nord-occidentale, dal Pleistocene medio all’Attuale. Numerosi sono gli studi paleontologici sui deposi- ti continentali a vertebrati (SCINÀ, 1831; DE GREGORIO, 1925; VAUFREY, 1929; BRUGAL, 1987; BURGIO et al., 1989; BURGIO & FIORE, 1997), in cui il riconoscimento di specie continentali contribuisce alla definizione di schemi bio- cronologici basati su dati stratigrafici, aminostratigrafici e geomorfologici (BELLUOMINI & BADA, 1985; BURGIO & CANI, 1988; BADA et al., 1991; BONFIGLIO & BURGIO, 1992; DI MAGGIO et al., 1999; BONFIGLIO et al., 2003). Gli studi stratigrafici sui depositi continentali sono esigui e limitati a poche e semplici segnalazioni di alcu- ni corpi sedimentari (GI G N O U X, 1913; TO N G I O R G I & TREVISAN, 1953; OTTMANN & PICARD, 1954; RUGGIERI & MILONE, 1974). Locali o parziali ricostruzioni di successioni di ter- reni continentali e dei rapporti esistenti fra queste suc- cessioni e depositi marini e di spiaggia sono prodotte da HUGONIE (1979; 1982), DI MAGGIO (1997), AGNESI et al., (1998), COTTIGNOLI et al. (2002), BONFIGLIO et al. (2004) e CONTINO (2005; 2007). Tecniche e metodi per studiare la stratigrafia dei terreni continentali e le loro relazioni con i depositi paralici e marini, finalizzate alla ricostruzione delle geo- metrie dei corpi rocciosi e delle successioni sedimenta- rie, sono offerte dal Progetto nazionale di CARtografia Geologica alla scala 1:50.000 (Progetto CARG). Nell’ambito di questo Progetto, particolare attenzione è rivolta al rilevamento dei depositi continentali plio-qua- ternari, per i quali è espressamente raccomandato l’uti- lizzo di unità stratigrafiche a limiti inconformi (“Unconformity-Bounded Stratigraphic Units”, UBSU); il loro impiego ha trovato campo d’applicazione anche nel caso di depositi marini debolmente deformati. Si tratta di unità stratigrafiche formali costituite da corpi rocciosi delimitati al letto e al tetto da ben definite e identificabili superfici di discontinuità. Corpi rocciosi e discontinuità devono possedere importanza regionale affiorando, anche se in maniera discontinua o frammen- taria, in aree alquanto estese. La loro unità base è il sin- tema (CHANG, 1975) che può comprendere due o più subsintemi e/o unità litostratigrafiche; a loro volta due o più sintemi possono costituire un supersintema (ISSC, 1994). Per ciò che concerne il rilevamento dei fogli geo- logici della Sicilia nord-occidentale interessati dal Progetto CARG, recenti e dettagliati studi hanno con- sentito di definire, attraverso il riconoscimento di super- fici di discontinuità di importanza regionale, sette UBSU del rango di sintema, che ricoprono un intervallo di tempo compreso fra il Pleistocene inferiore e l’Olocene; esse rappresentano una sintesi complessiva delle suc- cessioni di depositi quaternari. 2. L’AREA STUDIATA L’area studiata ricopre l’intero settore settentrio- nale della Sicilia centro occidentale, dai Monti di Trapani alle Madonie (Figg. 1, 2). Nelle regioni centrali e orientali del settore in esame sono presenti tre grandi e compatti gruppi montuosi carbonatici (da est verso ovest Madonie, Monti di Termini Imerese e Monti di Palermo), separati fra loro da grandi vallate a sviluppo N-S, incise in depositi argillosi, attraversate dai fiumi Imera Settentrionale e Torto (tra le Madonie e i Monti di Termini Imerese) e dal Fiume Eleuterio (al limite fra i Monti di Termini Imerese e i Monti di Palermo); le regio- ni occidentali e centro-meridionali sono caratterizzate da rilievi carbonatici isolati (Monte Bonifato, Monte Inici, dorsale N-S della penisola di Capo San Vito, Monte Erice e Montagna Grande nelle aree occidentali; dorsali E-O di Monte Kumeta e Rocca Busambra lungo le pro- paggini meridionali dell’area indagata), cui si frappon- gono aree collinari argillose o, lungo la fascia costiera, grandi aree pianeggianti. Queste ultime si rinvengono, in modo discontinuo, anche lungo la fascia costiera dei settori centrali ed orientali. Nel Mediterraneo centro-occidentale, la Sicilia costituisce un segmento di catena che si sviluppa lungo il limite tra la placca africana e quella europea, collega le Maghrebidi africane con la Calabria e gli Appennini e si estende dalla Sardegna fino alla piat- taforma pelagiana (Canale di Sicilia; Fig. 1). Dopo la fase orogenica alpina paleogenica, i movimenti com- pressivi più importanti di questo settore del Mediterraneo sono dovuti alla subduzione della crosta adriatico-ionica. In questo quadro la collisione del bloc- co sardo-corso con il margine continentale africano (BELLON et al., 1977; CHANNELLet al., 1979; DERCOURT et al., 1986) è considerata comunemente come la causa primaria per la gran parte della deformazione compres- siva nella catena sudappenninica-siciliana (CATALANO & D’ARGENIO, 1978; CATALANO et al, 1996 con bibliografia). Dal Miocene superiore, con la fine della rotazione del blocco sardo-corso, parte dell’orogene alpino- appenninico venne interessato da processi distensivi, associati con il progressivo arretramento del piano di subduzione, immergente verso NO, della placca adriati- co-ionica al di sotto della Calabria, responsabili della formazione ed evoluzione del bacino tirrenico meridio- nale (MALINVERNO & RYAN, 1986; REHAULT et al, 1987; FACCENNA et al., 1996; GUEGUEN et al., 1998). Il complesso collisionale della Sicilia e del suo prolungamento offshore (CATALANO et al., 1996) è carat- terizzato da tre elementi tettonici principali: a) un’area di avampaese, affiorante nella Sicilia sud- orientale e presente nel Canale di Sicilia a sud di Sciacca. La successione sedimentaria autoctona 347Unità a limiti inconformi utilizzate per la cartografia dei depositi ... ricopre un basamento cristallino africano ed è costi- tuita da circa 7 km di carbonati di piattaforma e di scarpata-bacino del Triassico-Liassico, di carbonati pelagici del Giurassico-Eocene e di depositi clastici di piattaforma aperta del Terziario (PATACCA et al., Fig. 1 - Carta strutturale della Sicilia (modificata da CATALANO & D’ARGENIO, 1982; CATALANO et al., 1996): 1. Unità dell’Avampaese Ibleo; 2. Unità di piattaforma carbonatico-pelagica (Trapanese-Saccense); 3. Unità di Monte Genuardo (transizione piattaforma-bacino); 4. Unità di mare profondo (Sicano); 5. Unità di piattaforma carbonatica (Panormide); 6. Unità di scarpata-bacino (Imerese-Prepanormide); 7. Unità dei flysch miocenici (numidico e flysch interni); 8. Unità Sicilidi; 9. Unità cristalline Calabro-Peloritane; 10. depositi sinorogeni mio-pliocenici; 11) depositi sintettonici Plio-pleistocenici;12. Vulcaniti Plio-Quaternarie; 13. depositi pleistocenici; 14. quadro di unione dei Fogli geologici CARG in scala 1:50.000. La carta raffigurata in b) illustra i differenti settori crostali della regione centrale del Mediterraneo (modificata da CATALANO et al., 2002): 1. crosta oceanica del Mar Tirreno; 2. crosta oceanica del Bacino Algerino; 3. cro- sta continentale assottigliata kabilo e sarda; 4. crosta continentale (5. assottigliata) africana; 6. crosta oceanica del Mar Ionio; 7. unità tettoniche sarde; 8. unità kabilo-calabridi; 9. unità siciliane-maghrebidi; 10. prisma di accrezione ionico; 11. fronti di sovrascorrimento; 12. faglia con probabile componente transtensiva; 13. isobate (in km) della Moho; 14. limite ipotetico della crosta oceanica ionica o limite margine passivo-oceano ionico; 15. batimetria. Geological map of Sicily (after CATALANO & D’ARGENIO, 1982; CATALANO et al., 1996): 1. Hyblean foreland units 2. Trapanese-Saccense pelagic-carbonate platform units; 3. Monte Genuardo unit (platform-basin transition); 4. Sicanian basinal units; 5. Panormide carbonate platform units; 6. Imerese-Prepanormide slope-to-basin units; 7. numidian and internal flysch units; 8. Sicilidi units; 9. Calabro- Peloritani crystalline units; 10. Miocene-Pliocene synorogenic deposits; 11. Plio-Pleistocene syntectonic deposits;12. Plio-Quaternary volcanism; 13. Pleistocene deposits; 14. location map of the 1:50.000 geological map sheets (CARG Project). b) Simplified structural map of the central Mediterranean area showing the different crustal sectors of the region (after CATALANO et al., 2002): 1. Tyrrhenian oceanic crust; 2. oceanic crust of the Algerian basin; 3. Kabylian and Sardinian thinned continental crust; 4. African continental crust (5. thinned); 6. Ionian oceanic crust; 7. Sardinian tectonic units; 8. Kabilo-Calabridi units; 9. Siculo-Maghrebian units; 10. Ionian accre- tionary wedge; 11. thrust fronts; 12. probably strike-slip (transtensional) fault; 13. isobath (in km) of the Moho; 14. Ionian oceanic crust hypothetical boundary or passive margin-Ionian ocean boundary; 15. bathymetry. 348 1979; CATALANO & D’ARGENIO, 1982; BIANCHI et al., 1989; ANTONELLI et al., 1991); b) un’avanfossa recente, localizzata nell’offshore meri- dionale della Sicilia (Bacino di Gela) e nella regione iblea lungo il margine settentrionale dell’avampaese dove è in parte sepolta dal fronte della catena (Falda di Gela); c) una catena complessa, vergente verso SSE, spessa a luoghi più di 15 km, costituita (dall’interno verso l’esterno) da un elemento “europeo” (Unità Peloritane), un elemento “tetideo” (Unità Sicilidi) ed un elemento “africano” (Unità Appenninico- Maghrebidi). Le unità più interne disposte nell’off- shore settentrionale dell’Isola sono generalmente collassate verso nord in relazione all’apertura del Tirreno centro-meridionale (REHAULT et al., 1987). Recenti lavori, supportati da numerosi profili sismici a riflessione (CATALANO et al., 2000; BELLO et al., 2000), descrivono la catena siciliana come il risultato della sovrapposizione, da occidente ad oriente, di unità tettoniche pellicolari (risultanti dalla deformazione di terreni meso-cenozoici appartenenti agli originari domi- ni bacinali sicilide, imerese e sicano) su un cuneo di thrust, spesso 6-7 km (derivante dalla deformazione di terreni meso-cenozoici appartenenti ad un originario dominio di piattaforma carbonatica trapanese, saccen- se o panormide). L’insieme così strutturato poggia, a sua volta, sull’avampaese non deformato che affiora nel Plateau ibleo e si continua nel Canale di Sicilia (ibleo- pelagiano). Nell’area in studio (Fig. 1) le strutture più antiche sono oggi di difficile riconoscimento poiché ad esse spesso si sono sovrapposti gli effetti della successiva tettonica trascorrente e trastensiva correlabile all’aper- tura del Tirreno (Plio-Pleistocene). I corpi piegati e sovrascorsi, di cui spesso si riconoscono solo i relitti delle strutture originarie, sono oggi dislocati e ribassati, generalmente verso il settore costiero settentrionale. Vengono riconosciuti due sistemi di faglie con anda- mento NO-SE e NE-SO. Quest’ultimo appare il più importante anche in ragione dei rigetti riconoscibili che raggiungono il migliaio di metri. Nel Pliocene inferiore le aree più settentrionali hanno subito una subsidenza differenziale che è stata attiva fino a 2.4 milioni di anni fa, con settori che si approfondivano rapidamente. Durante questo intervallo il substrato deformato venne scomposto lungo faglie listriche dirette con crescita che hanno determinato l’a- pertura di half-graben progressivamente riempiti da sedimenti clastici. Negli ultimi 500.000 anni l’area risulta tettonica- mente ancora attiva, con faglie dirette e trascorrenti che dislocano anche i depositi del Tirreniano, o di età più recente (ABATE et al., 1998), affioranti a quote differenti lungo la fascia costiera. Questi movimenti accompa- gnano un lento ma prolungato sollevamento che inte- ressa la piattaforma continentale, la costa e anche le aree più interne, lungo tutta la Sicilia nord-occidentale (MAUZ et al., 1997; DI MAGGIO et al., 1999). I meccanismi focali compressivi e/o transpressivi ricavati dagli eventi tellurici di bassa intensità e profon- dità, recentemente verificatisi nell’offshore di Capo San Vito (AGATE et al., 2000), suggeriscono come l’attività tettonica nell’area sia attualmente segnata dal succe- dersi di eventi compressivi e/o traspressivi. I caratteri geomorfologici e morfotettonici di vaste aree della Sicilia nord-occidentale sono stati descritti da HUGONIE (1979; 1982), DI MAGGIO (1997; 2000), AGNESI et al. (2000a), AGNESI et al. (2002) e BONFIGLIO et al. (2004). Dati inediti recenti, cui si aggiungono ricerche specifiche condotte nell’ambito del Progetto CARG, integrano le informazioni contenu- te in letteratura. L’assetto geomorfologico della Sicilia nord occidentale è contrassegnato da una sostanziale congruenza tra tettonica e morfologia, con una signifi- cativa coincidenza fra alti e bassi strutturali e topogra- fici. Questa coincidenza è da imputare in alcuni casi a processi tettonici, in altri all’erosione selettiva. Infatti: a) nei settori costieri occidentali e settentrionali si rin- vengono grandi forme tettoniche (horst, graben e half- graben) dovute a eventi distensivi ripetutisi nel corso del Quaternario, con imponenti scarpate di faglia riela- borate dal mare (falesie di faglia o paleofalesie di faglia degradate); b) nelle aree immediatamente più interne si trovano forme strutturali derivate (brachianticlinali o rilievi di anticlinale e brachisinclinali o valli di sinclinale), delimitate da estese scarpate e versanti di linea di faglia. In questo secondo caso e malgrado l’erosione selettiva, la congruenza fra struttura e morfologia si è realizzata grazie alla sovrapposizione di rocce tenere (coperture terrigene cenozoiche) su rocce dure (carbo- nati mesozoici). Questo assetto ha favorito: 1) lo sman- tellamento delle coperture più erodibili e la conseguen- te esumazione del più resistente substrato carbonatico nelle situazioni di alto strutturale, dove il rallentamento dell’erosione ha determinato situazioni di alto topogra- fico (principali rilievi montuosi); 2) il continuo e progres- sivo approfondimento delle originarie aree di basso strutturale, nelle quali gli spessori delle coperture erano maggiori, con la conseguente formazione di accentuati bassi topografici (principali depressioni val- live). Rare sono le situazioni di inversione del rilievo, localizzate nelle aree in cui si è avuta la venuta a gior- no di rocce tenere al di sotto di rocce dure. Molto dif- fuse le forme relitte dovute, o conseguenti, a: erosione laterale/spianamento (differenti cicli, ripetuti dalle aree sommitali verso le quote più basse, di superfici di spia- namento, glacis di erosione in rocce tenere, piattafor- me di abrasione marina e superfici di erosione fluviale); processi di approfondimento (gole fluviali, valli a “V”, valli sospese ed abbandonate); aumento delle energie del rilievo (diverse forme prodotte da erosione selettiva o da deformazioni gravitative profonde di versante). Le modificazioni geomorfologiche del rilievo sono indotte da una tendenza all’abbassamento del livello di base dell’erosione (AGNESI et al., 2000a; DI MAGGIO, 2000; AGNESI et al., 2002). Questa tendenza sembra essere d e t e r m i n a t a d a l l a f a s e d i u p l i f t r e g i o n a l e d e l Quaternario. Alla fase di sollevamento si sono sovrim- poste oscillazioni ad alta frequenza (1-2.10 2 ky) indotte dalle fluttuazioni glacioeustatiche (CATALANO et al., 1998), con l’alternarsi di stazionamenti del livello di base ad alte (durante eventi climatici caldi) e a basse quote (durante eventi climatici freddi). La fase di uplift, unitamente alla riduzione areale del settore settentrio- nale della catena emersa prodotta dalla tettonica distensiva, è quindi responsabile del ripetersi dei pro- cessi morfogenetici verso quote via via più basse. C. Di Maggio et al. 349 3. METODI E TECNICHE ANALITICHE I depositi quaternari sono stati cartografati alla scala di 1:10.000, con particolare cura anche per gli affioramenti di modesta estensione, separando i diffe- renti litotipi affioranti (Fig. 2). Sono state ricostruite numerose (più di un centi- naio) e dettagliate colonne stratigrafiche che hanno mostrato i rapporti geometrici esistenti fra i litotipi. Osservazioni paleontologiche, granulometriche, tessiturali e composizionali dei depositi, hanno consen- tito il riconoscimento delle strutture sedimentarie princi- pali e le associazioni fossilifere più indicative. Studi geomorfologici, condotti tramite indagini dirette e osservazioni fotogeologiche, hanno contribuito sia al riconoscimento delle facies sedimentarie dei depositi (attraverso l’individuazione di forme di accu- mulo e dei relativi sedimenti), sia all’interpretazione del contesto geomorfologico e morfotettonico in cui le suc- cessioni di terreni si sono conservate. Di conseguenza le ricerche hanno privilegiato: aree interessate da “rapi- da” sedimentazione marina o costiera (graben e half- graben presenti lungo le fasce costiere, sommersi durante il Pleistocene inferiore e, a partire dal Pleistocene medio, gradualmente emersi); superfici di terrazzi marini o fluviali; zone al piede di scarpate o di versanti rocciosi fortemente acclivi; versanti argillosi a media o bassa inclinazione; aree di fondovalle; spiagge e aree costiere; depressioni o cavità carsiche; grotte carsiche o marine. Particolare cura è stata rivolta allo studio delle superfici di discontinuità. La loro interpretazione è stata possibile grazie ad analisi stratigrafiche (riconoscimento di discordanze angolari, paraconcordanze, lacune), stratigrafico-geomorfologiche (riconoscimento di super- fici di erosione/deposizione attraverso la ricostruzione dei processi morfogenetici responsabili della loro gene- si) e pedogenetiche (riconoscimento di paleosuoli). Per la ricostruzione delle successioni di terreni e la datazione e correlazione di depositi e/o superfici (Fig, 3) sono stati utilizzati: 1) metodi geometrici basati sui principi di sovrapposizione (depositi più recenti ricopro- no superfici e depositi più antichi), intersezione (superfi- ci di discontinuità tagliano depositi e/o superfici più antichi e risultano sigillate o tagliate, rispettivamente, da depositi o superfici più recenti) e di continuità (pro- secuzione fisica, più o meno ininterrotta, di affioramenti e, soprattutto, di superfici di discontinuità), che hanno consentito la ricostruzione di elementi ante e post quem; 2) contenuto fossilifero, che ha permesso il rico- noscimento di depositi e superfici “guida” (vincoli cro- nologici); 3) datazioni di depositi condotte in passato da altri autori con metodi di termoluminescenza (MAUZ et al., 1997) o di aminostratigrafia (HEARTY et al., 1986; BADA et al., 1991), le cui informazioni sono state ricava- te da consultazione bibliografica; 4) affinità fra depositi anche molto distanti, ma con analoghe caratteristiche e uguali relazioni geometriche con altri corpi rocciosi e/o superfici; 5) analisi altimetriche basate sulle quote asso- lute (per superfici di terrazzi marini e relativi depositi) o sulle differenze di quota rispetto ai fondovalle (per superfici di terrazzi fluviali e relativi depositi), tenendo naturalmente conto delle possibili deformazioni tettoni- che; 6) analisi paleoclimatiche e paleoambientali, che hanno vincolato la collocazione di alcuni corpi rocciosi a ben definiti eventi climatici, caldi o freddi, del Quaternario. 4. LITOFACIES DEI DEPOSITI QUATERNARI Nell’area studiata sono stati riconosciuti numerosi corpi rocciosi quaternari (Fig. 2) caratterizzati da speci- fiche facies. Depositi marini: arenarie calcaree o quarzose a stratificazione piano-parallela, con livelli ruditici, conte- nenti coralli, briozoi, alghe e molluschi (fra questi ultimi alcuni ospiti nordici), passanti localmente a biolititi a Fig. 2 - Carta dei sintemi quaternari della Sicilia nord-occidentale: 1. sintema di Capo Plaia; 2. sintema di Raffo Rosso; 3. sintema di Barcarello; 4. sintema di Polisano; 5 sintema della Piana di Partinico; 6. sintema dell’Imera Settentrionale; 7. sintema di Marsala; 8. principali scarpate/versanti di faglia e falesie/paleofalesie di faglia. Quaternary synthem map of NW Sicily: 1. Capo Plaia synthem; 2. Raffo Rosso synthem; 3. Barcarello synthem; 4. Polisano synthem; 5 Piana di Partinico synthem; 6. Imera Settentrionale synthem; 7. Marsala synthem; 8. main fault scarps or slopes and fault cliffs or aban- doned cliffs. Unità a limiti inconformi utilizzate per la cartografia dei depositi ... 350 coralli, di ambiente di piattafor- ma o di scogliera; argille a fora- miniferi planctonici e con mollu- schi ospiti nordici, di ambiente neritico-batiale. Questi depositi si rinvengono lungo le aree costiere pianeggianti impostate su depressioni tettoniche. Depositi di transizione: ghiaie attuali o conglomerati relitti, talvolta bioclastici, gene- ralmente poligenici ed eterome- trici, a ciottoli prevalentemente appiattiti, con contenuto fossili- fero prevalentemente costituito da ospiti senegalesi, di ambien- te intertidale; arenarie calcaree o quarzose a stratificazione e laminazione piano-parallela, inclinata o incrociata, con livelli bioturbati, a luoghi ricche di gusci di molluschi, di ambiente di spiaggia sommersa; sabbie attuali o arenarie relitte a stratifi- cazione o laminazione piano- parallela, di ambiente di spiag- gia intertidale ed emersa; arena- rie e conglomerati a stratifica- zione e laminazione piano-paral- lela o inclinata, di ambiente di delta sommerso; sabbie attuali e arenarie calcaree o quarzose, a stratificazione e laminazione incrociata, in facies di duna di retrospiaggia; blocchi decimetri- ci (diametro massimo 1 m), da sciolti (attuali) a cementati, organizzati in cordoni paral- leli alle attuali o antiche linee di costa, in posizione comunque arretrata e a pochi metri di distanza dalle ripe marine, prodotti dalle mareggiate più intense (depositi di tempesta). I depositi di transizione si ritrova- no su antiche superfici di abrasione marina, all’interno di grotte marine, lungo fasce costiere attuali o relitte o alternati ai precedenti depositi marini, testimoniando così antiche oscillazioni del livello marino. Depositi fluviali: ghiaie e conglomerati poligenici a ciottoli prevalentemente arrotondati, talvolta con strut- ture embricate; sabbie e arenarie generalmente mono- geniche, con livelli a laminazione incrociata o piano- parallela; rari e sottili livelli pelitici con blanda stratifica- zione piano-parallela. Questi depositi sono solitamente organizzati in livelli ben classati a struttura lenticolare. Sono presenti nei principali fondovalle, costituendo le attuali pianure e conoidi alluvionali, e sospesi lungo i versanti vallivi, ove ricoprono superfici di erosione flu- viale abbandonate. Depositi eolici: sabbie e arenarie di natura quarzo- sa o carbonatica, a stratificazione e laminazione incro- ciata, contenenti raramente gusci di polmonati. Al loro interno, ma solo nel caso di depositi di duna di ostaco- lo, si alternano a livelli ruditici a ciottoletti, ciottoli e più rari blocchi rocciosi spigolosi (accumuli di crollo o detri- ti di falda) derivanti dalla degradazione dei sovrastanti versanti. Si rinvengono al piede dei principali versanti montuosi che si affacciano lungo le aree costiere pia- neggianti della Sicilia nord-occidentale, costituendo così delle dune di ostacolo, o lungo le stesse aree pia- neggianti, con caratteri di duna costiera. I depositi di duna di ostacolo, essendo generalmente sepolti da detriti e colluvi più recenti, sono stati spesso ricono- sciuti grazie a tagli artificiali; i depositi di duna costiera sono più facilmente riconoscibili in quanto preservano l’originaria forma. Depositi colluviali: suoli pelitici o sabbiosi rima- neggiati, variamente cementati, contenenti, a luoghi, gusci di gasteropodi terrestri o resti di vertebrati; livelli detritici a clasti da arenitici a ruditici (essenzialmente ciottoli), questi ultimi da angolosi a sub-arrotondati e per lo più fangosostenuti in matrice terrosa o sabbiosa; allineamenti di ciottoli alterati immersi in matrice pelitica (“stone line”, sensu RUHE, 1959; RETALLACK, 1990). Affiorano diffusamente in tutta l’area studiata. Gli accu- muli più consistenti si trovano lungo i versanti in argilla, al piede delle scarpate o dei pendii rocciosi fortemente acclivi (intercalati a depositi di falda detritica) e all’inter- no di depressioni, cavità e grotte carsiche o marine. Generalmente si originano lungo superfici inclinate, dove si hanno materiali sciolti (depositi) o rocce tenere (argille alterate e suoli) che possono facilmente essere presi in carico dalle acque dilavanti, sebbene il loro tra- sporto e la loro successiva sedimentazione possa per qualche chilometro inoltrarsi, nel caso di inondazioni a coltre o di trasporto in massa, fino alle confinanti zone pianeggianti. Fig. 3 - Rapporti geometrici fra depositi quaternari e/o superfici di discontinuità lungo il ver- sante occidentale di Montagna Raffo Rosso. El suoli attuali. Sintema di Capo Plaia: CPc accu- muli di crollo; CPcl Detriti di falda e depositi colluviali. Sintema di Raffo Rosso: RRdp detriti stratificati e cementati con intercalazioni di paleosuoli; RRdr detriti stratificati e cementati for- temente rimaneggiati; RRds detriti stratificati e cementati; RRc accumuli di crollo. Sintema di Barcarello: BC depositi colluviali cementati. Sintema di Polisano: PSc accumuli di crollo; PSe depositi eolici. Sintema della Piana di Partinico: PP depositi costieri. SB substrato mesozoico. Geometric relationships between Quaternary deposits and/or unconformity surfaces along the western slope of Montagna Raffo Rosso. El recent soils. Capo Plaia synthem: CPc fall accu- mulations; CPcl breccias talus and colluvial deposits. Raffo Rosso synthem: RRdp stratified slope deposits with palaeosols; RRdr reworked stratified slope deposits; RRds stratified slope deposits; RRc fall accumulations. Barcarello synthem: BC welded colluvial deposits. Polisano synthem: PSc fall accumulations; PSe aeolian deposits. Piana di Partinico synthem: PP coastal deposits. SB Mesozoic substrate. C. Di Maggio et al. Depositi di falda: frammenti rocciosi spigolosi o angolosi, di differente granulometria, sciolti o debol- mente cementati, derivanti dalla degradazione dei ver- santi e accumulatisi alla base dei pendii per processi di caduta di detrito e, occasionalmente, di crollo. Seppelliti da materiali più recenti e affioranti solo lungo tagli natu- rali o artificiali, si hanno anche spessi pacchi di detriti stratificati e cementati (éboulis ordonné), organizzati in livelli solitamente ben classati, tipici di un clima più fred- do ed arido dell’attuale. Si alloggiano al piede delle scarpate e dei versanti rocciosi subverticali, laddove le condizioni topografiche o l’assenza di agenti erosivi ha consentito la formazione di una falda detritica. Depositi di frana: materiali variegati per dimensio- ne e composizione, a giacitura caotica (accumuli di crollo/ribaltamento, colamento e scorrimento traslativo di blocchi) o in qualche modo “ordinata” (accumuli di scorrimento rotazionale o di scorrimento traslativo di roccia in blocco). Si raccolgono al piede di scarpate e pendii molto acclivi (macereti di crollo/ribaltamento o, in minor misura, di scorrimento traslativo) o lungo i ver- santi a componente argillosa (accumuli di scorrimento o di colamento). Depositi chimici: locali concrezionamenti, croste calcitiche e depositi di grotta in genere, o di ben più estesi e potenti corpi di travertino. Si trovano all’interno di cavità e grotte carsiche o marine e in corrispondenza di attuali o antichi punti di risorgenza, cascata o di tur- bolenza fluviale. 5. UNITÀ STRATIGRAFICHE A LIMITI INCONFORMI I depositi appena descritti si rinvengono isolati e in lembi relitti, oppure costituiscono affioramenti più estesi con spessori significativi di differenti litotipi, con variazioni laterali e verticali di facies. I corpi sedimentari sono limitati da superfici di discontinuità e, per i deposi- ti più recenti, il limite superiore è la superficie topografi- ca attuale. Le discontinuità in esame, marcate a volte dalla presenza di paleosuoli, corrispondono tanto a superfici di non deposizione, quanto a superfici di ero- sione subacquea o subarea. Le superfici di erosione individuate costituiscono il risultato di processi di tipo via via marino-costiero, idrico (dovuti alle acque corren- ti superficiali, incanalate o diffuse), gravitativo o carsico. Assumono l’aspetto di: piattaforme di abrasione mari- na; falesie o ripe di erosione costiera, con relativi solchi e grotte marine; superfici di erosione fluviale; scarpate o ripe fluviali; alvei fluviali; rivoli e solchi di ruscellamen- to; superfici dilavate prodotte da erosione areale o inondazione a coltre; superfici di distacco di frana; canali di frana o di trasporto in massa; piani di soluzio- ne chimica (superfici di cavità o di depressioni carsiche in genere). Alcune di queste superfici sono genetica- mente legate a cambiamenti ambientali a vasta scala collegati a variazioni climatiche o ad eventi tettonici, con bruschi passaggi da fasi di sedimentazione (o di erosione) a fasi di erosione (o di sedimentazione): in questo caso esse assumono una importanza regionale. Altre sono invece riconducibili a modificazioni ambien- tali locali, rivestendo un certo interesse solo per aree di limitata estensione. A luoghi la discontinuità-limite fra due o più corpi rocciosi può anche essere verticale e, nel caso di accumuli isolati e discontinui, i depositi più recenti possono ritrovarsi a quote inferiori rispetto a depositi più antichi. L’analisi sedimentaria dei depositi studiati, la geo- metria dei rapporti fra di loro esistenti e la giacitura delle discontinuità a scala regionale ha consentito di separare vari sintemi, più avanti illustrati. Corpi rocciosi e superfici di inconformità sono stati datati e, quando possibile, correlati (Fig. 4) con le curve delle variazioni degli stadi isotopici del 18O ‰ (OIS, Oxygen Isotope Stage) di SHACKLETON (1995). 5.1 Sintema di Marsala L’unità sedimentaria consiste di alternanze local- mente cicliche di: a) sottili livelli di conglomerati, arena- rie e sabbie, con bioclasti (ambiente intertidale o di spiaggia emersa); b) arenarie e conglomerati a stratifi- cazione e laminazione inclinata (Fig. 5) o piano-parallela (ambiente di delta sommerso); c) calciruditi e biolititi a coralli (ambiente di scogliera); d) arenarie e sabbie bio- clastiche o litoclastiche prevalentemente carbonatiche e in subordine quarzose, a stratificazione e laminazione piano-parallela o incrociata, con livelli bioturbati (ambiente di spiaggia sommersa o infra-circalitorale); e) argille, argille marnose e argille siltoso-sabbiose (ambiente infra-circalitorale). La successione risulta a volte interrotta da locali superfici di abrasione marina ubicate a diverse altezze stratigrafiche. Lo spessore varia da 1-2 m fino a più di 90 m. Nella Piana di Palermo questi depositi raggiungono spessori sino a circa 95 m (CALVI et al., 2000; CONTINO et al., 2006). I livelli carbonato-clastici sono caratterizzati dalla presenza di coralli, briozoi, spugne, alghe, vermetidi, scafopodi, echinodermi, foraminiferi bentonici, gastero- podi (Patella spp.), lamellibranchi (Glycimeris spp., Pecten jacobaeus, Chlamys multistriata, Chlamys sep- temradiata, Arctica islandica, Ostrea spp.) e molluschi. I depositi argillo-siltoso-marnosi contengono foraminiferi planctonici (Globorotalia truncatulinoides excelsa) o bentonici (Hyalinea baltica) e ostracodi (DI STEFANO & RIO, 1981). Diffuso in tutta la Sicilia nord-occidentale, affiora in depressioni costiere pianeggianti aperte verso il mare e delimitate verso l’interno da grandi paleofalesie di faglia; queste depressioni coincidono con bassi tettonici. Il limite inferiore, laddove è direttamente osserva- bile sul terreno, è una superficie di abrasione marina intagliata su terreni pre-quaternari e debolmente incli- nata verso mare (mediamente 1°-3°), a luoghi interrotta da paleofalesie o scarpate di faglia alte 1-5 m. Questa superficie è cartografabile lungo le zone periferiche delle piane, dove affiora tra le quote di 150-200 m (aree più interne) e di 1-2 m s.l.m. (zone costiere marginali). Nelle zone costiere centrali il limite inferiore, non diret- tamente visibile, è stato intercettato, attraverso nume- rose perforazioni di pozzi, fino ad alcune decine di metri di profondità al di sotto dell’attuale livello marino. L’età dei depositi viene comunemente attribuita al Pleistocene inferiore (RUGGIERI, 1967; 1978; RUGGIERI et al., 1975b; MAUZ & RENDA, 1991) e, precisamente, alle unità informali Emiliano p.p. e Siciliano (sensu RUGGIERI et al., 1984) corrispondenti alla parte media e alta del Calabriano (nell’accezione di CITA et al., 2006; CITA et al., 2008); l’età del limite inferiore dovrebbe di conse- guenza collocarsi nel Calabriano, parte media. 351Unità a limiti inconformi utilizzate per la cartografia dei depositi ... La località-tipo proposta è l’area di Marsala (estremità occidentale della Sicilia) dove si ha una con- tinua ed estesa successione, potente almeno 80 m, di calcareniti litoclastiche e bioclastiche e di argille e argil- le sabbiose fossilifere, queste ultime presenti nel sotto- suolo o intercettate in profondità da alcuni pozzi. Depositi colluviali, costituiti da prodotti eluviali e detriti rimaneggiati, contenenti resti di vertebrati appar- tenenti al complesso faunistico di Monte Pellegrino (BONFIGLIO et al., 2002, con bi- bliografia) del Pleistocene infe- riore (BURGIO & FIORE, 1997; MA- SINI et al., 2008, con bibliogra- fia), sono stati rinvenuti all’inter- no di cavità carsiche esclusiva- mente nell’area di Monte Pell- egrino (Palermo). Essi poggiano su una superficie di dissoluzione carsica che intacca dei calcari mesozoici. Considerando la loro età (da 1,6 a 0,9 Ma), questi depositi potrebbero appartenere al sintema di Marsala, sebbene l’intervallo di tempo ricoperto (Santerniano – Siciliano, sensu RUGGIERI et al., 1984), non esclu- da una loro collocazione più indietro nel tempo rispetto all’età del sintema in oggetto. 5.1.1 Considerazioni La deposizione del sintema di Marsala è probabil- mente da collegare ad un evento tettonico distensivo del Pleistocene inferiore che, nelle aree settentrionali della Sicilia, avrebbe dato luogo ad una gradinata di faglie, con rigetti di centinaia di metri e il collasso di grandi blocchi al di sotto del livello del mare. In corri- spondenza dei blocchi meno ribassati si sarebbero create delle condizioni di mare poco profondo che 352 Fig. 4 - Schema di correlazione cronologico. Chronological correlation scheme. Fig. 5 - Piana di Castelluzzo. Sintema di Marsala: calcareniti a laminazione inclinata. Piana di Castelluzzo. Marsala synthem: calcarenites with inclined lamination. C. Di Maggio et al. avrebbero consentito il modellamento dei fondali ad opera del moto ondoso, con la formazione di piattafor- me di abrasione marina progressivamente interessate dalla sedimentazione di depositi costiero-marini. Piattaforme di abrasione si sarebbero sviluppate anche ai piedi delle falesie (scarpate di faglia rielaborate dal mare) a causa del loro arretramento parallelo. Nei bloc- chi più dislocati dalla tettonica, con condizioni di mare più profondo e maggiore spazio di accomodamento, si sarebbero rapidamente accumulati notevoli spessori di depositi di piattaforma interna; questi ultimi ricoprirono direttamente una superficie di erosione posta al tetto dei blocchi sprofondati (superficie di erosione subaerea “annegata”?), come è visibile nei profili sismici a rifles- sione dell’offshore siciliano (AGATE et al., 1993). Il rinve- nimento del limite inferiore dislocato a profondità diffe- renti potrebbe comunque essere indicativo di: a) bloc- chi sprofondati a quote differenti, successivamente col- mati dalla sedimentazione marina; b) blocchi dislocati anche successivamente all’inizio della sedimentazione. La prima ipotesi comporta l’esistenza di una fase tetto- nica più antica dell’inizio della sedimentazione; la seconda ipotesi prevede una prima importante fase tet- tonica, una fase di sedimentazione e, contemporanea- mente o successivamente, una nuova ripresa dell’atti- vità tettonica, con rigetti stavolta dell’ordine di pochi metri (cfr. MAUZ & RENDA, 1991). L’alternanza ciclica di depositi paralici e di mare più profondo e la presenza, al loro interno, di superfici di erosione marina di rango inferiore (piattaforme e palofalesie), dovrebbe invece essere collegata alle oscillazioni del livello marino pro- dotte da fluttuazioni climatiche. I depositi continentali a vertebrati rinvenuti a Monte Pellegrino intrappolati all’in- terno di cavità, potrebbero indicare invece la prosecu- zione di una lunga fase di continentalità, dominata da processi carsici, pedogenetici e di scorrimento idrico diffuso, relativamente ai settori collinari e montuosi pro- spicienti le depressioni costiere. 5.2 Sintema della Piana di Partinico I corpi sedimentari del sintema sono costituiti da alternanze di arenarie bioclasti- che e biolititi algali (ambiente di piattaforma interna), conglome- rati e sabbie con impronte di fondo, depositi di tempesta a laminazione incrociata ed hum- mocky (ambiente di spiaggia), suoli e brecce rimaneggiati (for- mati da livelli terrosi e livelli detritici con clasti immersi in abbondante matrice) e concre- zioni carbonatiche (ambiente continentale). Il contenuto fossilifero è dato da faune marine tipiche di fasi calde del Pleistocene (vari ospiti senegalesi) e da associa- zioni di vertebrati del complesso faunistico siciliano ad Elephas falconeri (sensu BURGIO & CANI, 1988; BONFIGLIO et al., 2002 con bibliografia). I depositi del sintema affiorano nelle depressioni costiere pianeggianti e, in modo discontinuo, lungo l’intera fascia costiera della Sicilia nord-occidentale, poggiati su piattaforme di abrasione disposte a varie quote e appartenenti a più ordini di terrazzi marini (Fig. 6) o alloggiati all’interno di cavità carsiche o marine. Il limite inferiore è una superficie di abrasione marina intagliata su depositi del sintema di Marsala o su terreni più antichi e rinvenuta fra circa 150 e 250 m s.l.m. A quota inferiore, da 150-200 m fino a circa 7-26 m s.l.m., tale superficie risulta tagliata da più recenti ripiani di erosione marina (piattaforme di abrasione e paleofalesie) considerati superfici di inconformità di rango inferiore; questi ripiani vanno a costituire una gra- dinata di terrazzi, prodotta dalle oscillazioni relative del livello marino, su cui si preservano depositi di spiaggia e di piattaforma interna via via più recenti. Sulla base del contenuto paleontologico, delle evidenze, stratigrafiche e geomorfologiche e dei risultati ottenuti da datazioni isotopiche, l’età risulta Pleistocene medio (MAUZ et al., 1997; DI MAGGIO et al., 1999). Località-tipo proposta è l’area tra Alcamo e Partinico (Piana di Partinico) dove affiorano limite infe- riore e depositi di terrazzo marino disposti a differenti quote e riferibili a più fasi di stazionamento alto del mare nel Pleistocene medio. Anche nella Piana di Buonfornello e nei rilievi collinari adiacenti si rinviene una successione ben conservata di depositi essenzial- mente costieri, disposti su una gradinata di terrazzi marini, che si sviluppa da 30 fino a circa 250 m s.l.m. Sulla base del riconoscimento di una superficie di discontinuità di estensione regionale, correlabile con l’evento climatico caldo immediatamente precedente il Tirreniano (OIS 7), è stato possibile distinguere due subsintemi. 5.2.1 Subsintema di Piana di Sopra È rappresentato da successioni di depositi conti- nentali, paralici o marini, con geometrie generalmente tabulari, costituite da alternanze di: a) conglomerati poligenici ed eterometrici a supporto granulare, con ciottoli talvolta perforati da spugne clionidi; b) arenarie 353 Fig. 6 - Piana di Sopra. Sintema della Piana di Partinico: PPcl suoli e detriti rimaneggiati conte- nenti resti di vertebrati del complesso faunistico ad Elephas falconeri; PPm conglomerati di spiaggia. sm superficie di abrasione marina posta a circa 45 m s.l.m. SB substrato mesozoico. Piana di Sopra. Piana di Partinico synthem: PPcl reworked soils and breccias including fossil vertebrates belonging to the Elephas falconeri Sicilian Faunal Complex; PPm coastal conglo- merates. sm wave-cut surfaces located at about 45 m a.s.l. SB Mesozoic substrate. Unità a limiti inconformi utilizzate per la cartografia dei depositi ... e sabbie bioclastiche o litoclastiche, a laminazione piano-parallela o, più raramente, incrociata; c) sottili e rari livelli di biolititi algali; d) depositi colluviali variamen- te cementati, costituiti da suoli terrosi rimaneggiati, con inclusioni di rari clasti da millimetrici a decimetrici, o da livelli detritici di tipo breccia, con frammenti rocciosi tal- volta allineati (stone line) immersi in matrice terrosa e/o sabbiosa. I depositi in esame sono localmente defor- mati da faglie oblique (MAUZ et al., 1997; DI MAGGIO et al., 1999; CONTINO, 2002) Il contenuto fossilifero dei depositi marini e di spiaggia è rappresentato da numerosi ospiti senegalesi come spugne, alghe, coralli (Cladocora caespitosa), frammenti scheletrici di pesci, lamellibranchi (pettinidi, Spondylus spp., Glycimeris spp., Ostrea spp.), gastero- podi (Patella caerulea) e molluschi; quello dei depositi continentali è prevalentemente costituito da gusci di gasteropodi terrestri e da resti di mammiferi apparte- nenti al complesso faunistico ad Elephas falconeri del Pleistocene medio (parte inferiore). Il limite inferiore del subsintema è costituito dalla piattaforma di abrasione del terrazzo marino più antico conservatosi; questa superficie si rinviene lungo la fascia costiera della Sicilia nord-occidentale fra circa 150-250 m s.l.m. Nella piana di Partinico, in corrispon- denza del centro abitato di Alcamo a circa 250 m s.l.m., la stessa superficie appare seppellita da un pacco di sabbie e arenarie fossilifere di spiaggia sulle quali pog- gia un “bancone” di travertino; le datazioni radiometri- che delle concrezioni calcaree superiori, ottenute con metodo aminostratigrafico, hanno restituito un’età di circa 455 +/- 90 ka (BADA et al., 1991). All’interno del subsintema sono riconoscibili diverse superfici di inconformità di rango inferiore, costituite da superfici di erosione marina (piattaforme e paleofalesie) appartenenti a più ordini di terrazzi marini, situate a quote inferiori (fino a circa 16-50 m s.l.m.). Le alternanze di depositi di spiaggia e continentali descritte sono state riconosciute anche all’interno di numerosi ripari e grotte marini o di solchi di battente, posizionati fra circa 30 e poco più di 100 m s.l.m., a quote correlabili con quelle dei diversi ordini di terrazzi marini in esame. Depositi francamente continentali, solitamente detriti o colluvi terrosi di riempimento di grotte, cavità e depressioni di origine carsica, affiorano nelle aree più interne, anche in quelle più lontane dalle zone costiere. Banchi di travertino, attribuiti da HUGONIE (1979) al Pleistocene medio, affiorano in vicinanza di zone di risorgenza o lungo aree caratterizzate da flussi idrici laminari. Gli spessori di queste successioni conti- nentali sono mediamente di 1-2 m, raramente superano i 5 m; solo nel caso dei depositi di travertino si raggiun- gono potenze di una decina di metri. Considerando le quote relativamente elevate alle quali si rinvengono, i depositi marini o di spiaggia che si trovano sulle superfici di abrasione dei terrazzi marini e all’interno di grotte, ripari e solchi marini, dovrebbero essere correlati a fasi di stazionamento alto del livello del mare. Sulla base sia di analisi stratigrafiche, geo- morfologiche e paleontologiche condotte da DI MAGGIO et al. (1999) nell’area di Piana di Sopra (penisola di Capo San Vito, Monti di Trapani), sia di numerose data- zioni effettuate con il metodo della termoluminescenza da MAUZ et al. (1997) su depositi di terrazzo marino distribuiti fra 18 e 40 m s.l.m. nella Piana di Partinico, sono state proposte età correlabili agli OIS 9, 11 e 13- 17 (Pleistocene medio). Sulla base del contenuto fauni- stico e di datazioni isotopiche (BADA et al.,1991; RHODES 1996), i depositi continentali possono invece essere genericamente attribuiti al Pleistocene medio (OIS che vanno dal 17-19 fino all’8). L’analisi stratigrafica dei dati descritti consente di assegnare all’inizio del Pleistocene medio l’età del limite inferiore del subsintema di Piana di Sopra; quest’ultimo rappresenta anche la superficie basale del sintema di Partinico. La località-tipo proposta è l’area di Piana di Sopra (estremità nord-occidentale della penisola di Capo San Vito) dove, lungo alcune paleofalesie delimitanti una piattaforma di abrasione marina sommitale, sono inta- gliati numerosi solchi e grotte contenenti successioni di terreni marini e continentali; cavità e depositi sono distribuiti fra circa 20 e 80 m s.l.m. e sono riferibili a più cicli di stazionamento alto del mare nel Pleistocene medio. 5.2.2.Subsintema di Tommaso Natale I corpi sedimentari sono costituiti da: a) conglo- merati poligenici di spiaggia; b) brecce cementate, con scheletro granosostenuto costituito da blocchi decime- trici da angolosi a sub-arrotondati, con scarsa matrice ruditica fine e arenitica, a giacitura caotica, prodotti da intense mareggiate (depositi di tempesta); c) calcareniti e sabbie calcaree o, in subordine, quarzose, con livelli bioclastici, a stratificazione piano-parallela e laminazio- ne piano parallela o incrociata. Lo spessore medio è di circa 1-2 m. Questi depositi appaiono talvolta dislocati da faglie con rigetti verticali di pochi metri e componen- te di movimento orizzontale (cfr. DI MAGGIO et al., 1999; AGNESI et al., 2000a; DI MAGGIO, 2000). Il contenuto fossilifero è costituito da ospiti sene- galesi quali brachiopodi (Megathiris detruncata), cirripe- di, echinodermi (Arbacia lixula), coralli (Astroides caly- cularis), lamellibranchi (Corbula revoluta, Chlamys multi- striata, Ostrea edulis, Pecten jacobaeus), gasteropodi (Cymatium ficoides, Cantharus viverratus) e molluschi in genere. Il limite inferiore è una piattaforma di abrasione marina che può svilupparsi, a seconda dei diversi setto- ri costituenti la fascia costiera della Sicilia nord-occi- dentale, fra 8-26 m s.l.m. (quota minima) e 15-50 m s.l.m. (quota massima); essa è incisa a spese dei depo- siti del subsintema di Piana di Sopra (o di terreni più antichi) ed è talvolta contrassegnata da paleosuoli. Sulla base del contenuto fossilifero e di datazioni radiometriche effettuate su resti fossili o frammenti quarzosi da HEARTY et al. (1986) nei pressi dell’abitato di Tommaso Natale e da MAUZ et al. (1997) nella Piana di Partinico, l’età di questi depositi (e della sottostante piattaforma di abrasione marina che costituisce il limite inferiore del subsintema) è correlabile con quella dell’ul- tima fase di stazionamento alto del livello marino del Pleistocene medio (OIS 7). La località-tipo proposta è l’area di Tommaso Natale (Monti di Palermo) dove, su una piattaforma di abrasione marina localizzata a circa 45-50 m s.l.m., si hanno i depositi costieri datati da HEARTY et al. (1986). 5.2.3. Considerazioni La formazione del sintema di Partinico sembra essere collegata all’interazione tra oscillazioni del livello 354 C. Di Maggio et al. del mare (dovute a variazioni climatiche) e graduale e generalizzata tendenza al sollevamento della Sicilia nord-occidentale. La combinazione di questi due fattori ha determinato, lungo le aree costiere, la formazione di superfici di abrasione marina e di falesie che, al succe- dersi di ogni fase di stazionamento alto del mare, si sono ciclicamente ripetute a quote via via inferiori a causa del progressivo innalzamento tettonico della regione in esame; si è così prodotta una gradinata di più ordini di terrazzi marini emersi, con superfici rico- perte da sedimenti. Il ritrovamento a quote differenti, lungo le varie aree di affioramento, della superficie e del margine interno di uno stesso ordine di terrazzo marino (ANTONIOLI et al., 1999; DI MAGGIO et al., 1999; DI MAGGIO, 2000) consente di ipotizzare l’esistenza sia di settori che si sono sollevati con tassi di velocità diversi, sia di blocchi tettonici variamente dislocati. I tassi medi di sollevamento riferibili al Pleistocene medio sono generalmente valutati tra 0,11 e 0,14 m/ka (MAUZ et al., 1997; ANTONIOLI et al., 1998; DI MAGGIO et al., 1999). Il rinvenimento di depositi colluviali pedogenizzati all’in- terno di cavità carsiche nei settori più interni dell’area studiata, è invece indicativo del proseguimento della fase di continentalità di queste regioni. 5.3 Sintema di Polisano La successione dell’unità è costituita da arenarie e sabbie eoliche di natura prevalentemente quarzosa e in subordine calcarea, variamente cementate, a stratifi- cazione e laminazione incrociata (Fig. 7). Tali depositi si rinvengono in facies sia di duna di ostacolo, addossati contro pareti montuose, sia di duna costiera, conser- vando l’originaria forma. Nelle dune di ostacolo gli accumuli sabbiosi mostrano, al loro interno, inclusioni di elementi detritici sparsi, di varie dimensioni, derivanti da processi di degradazione, caduta di detrito e crollo dai sovrastanti versanti montuosi; intercalazioni di livelli ben definiti e relativamente più continui, formate da accumuli caotici di grossi massi frammisti a materiale litoide più fine, a giacitura caotica e dello spessore di qualche metro, sono invece riconducibili a locali feno- meni di crollo. Lo spessore varia da pochi ad una deci- na di metri. Il contenuto fossilifero è dato da rari gusci di gasteropodi polmonati. Affiora in modo discontinuo, con corpi sedimenta- ri isolati, lungo le aree costiere pianeggianti e a ridosso dei principali versanti montuosi rivolti verso mare. Il limite inferiore, ubicato a differenti quote, è in parte una superficie di non deposizione al tetto dei depositi del subsintema di Tommaso Natale e in parte una superficie di erosione subaerea, incisa su terreni più antichi, marcata da chiare discordanze angolari e talvolta da paleosuoli. Lo stesso limite è stato ricono- sciuto nella Piana di Castelluzzo, in località case Polisano (Penisola di Capo San Vito) e nel versante orientale di Monte Gallo (Monti di Palermo). In questi siti affiorano depositi eolici del sintema in oggetto che da una parte ricoprono una superficie (limite inferiore) al tetto di accumuli di terrazzo marino del subsintema di Tommaso Natale e, dall’altra, sono tagliati da superfici di erosione (piattaforme e falesie, coincidenti con il limi- te superiore) di età “eutirreniana” (sensu BONIFAY & MARS, 1959), correlabile all’età dell’OIS 5e, in quanto queste superfici sono ricoperte da depositi a Strombus bubonius. Anche nella Piana di Carini, a Sferracavallo e Montagna Raffo Rosso (Monti di Palermo) i depositi del sintema di Polisano sono a luoghi incisi da superfici di erosione marina o subaerea dell’OIS 5e. Sulla base dei rapporti geometrici, l’età di questi depositi è da riferire all’OIS 6, mentre il limite inferiore va collocato fra la fine dell’OIS 7 e l’inizio dell’OIS 6. La località-tipo proposta è l’area di case Polisano (Piana di Castelluzzo) dove affiorano arenarie di duna costiera che, verso mare, sono intagliate da piattaforme e ripe marine dell’OIS 5 e che, verso monte, ricoprono un terrazzo marino e i relativi depositi del subsintema di Tommaso Natale, questi ultimi correlabili all’OIS 7. 5.3.1 Considerazioni I depositi eolici del sintema vengono considerati tipici di un evento climatico glaciale e probabilmente arido (cfr. HUGONIE, 1979; 1982; ULZEGA & HEARTY, 1986; CREMASCHI & TROMBINO, 1998; D’OREFICE et al., 2007); durante questo evento il vento asportava grandi quan- tità di materiali fini e sciolti dalle piattaforme appena emerse, accumulandole lungo le aree costiere pianeg- gianti (dune di retrospiaggia) oppure rilasciandole ai piedi dei versanti prospicienti le fasce costiere (dune di ostacolo). Gli accumuli eolici del sintema di Polisano ricoprono superfici e depositi del subsintema di Tommaso Natale (correlabili all’OIS 7) e sono incisi da una superficie di erosione dell’OIS 5e; la posizione stra- tigrafica induce a riferire questi depositi al penultimo evento climatico glaciale del Quaternario, correlabile 355 Fig. 7 - Versante meridionale di Monte Gallo. Sintema di Polisano: arenarie eoliche a laminazione e stratificazione incro- ciata. Southern slope of Monte Gallo. Polisano synthem: aeolian are- nites with cross-bedded stratification/lamination. Unità a limiti inconformi utilizzate per la cartografia dei depositi ... con l’OIS 6. Il limite inferiore del sintema (superficie di non deposizione e di erosione subaerea) coincide con seg- menti sepolti dell’antica superficie topografica prece- dente l’evento glaciale in esame; assume quindi un significato climatico. Gli accumuli detritici intercalati fra i depositi eolici, prodotti da processi sia di degradazio- ne fisica delle rocce sia gravitativi, ne confermerebbero il significato in quanto indicativi di un evento di recrude- scenza climatica. 5.4 Sintema di Barcarello L’unità raggruppa depositi costieri e continentali. Tra gli sporadici depositi costieri si riconoscono: a) arenarie e sabbie fossilifere a laminazione piano parallela o incrociata, di spiaggia sommersa; b) conglo- merati poligenici ed eterometrici arrossati, con elementi litoclastici e in subordine bioclastici, a scarsa (o del tutto assente) matrice ruditica fine o arenitica e suppor- to granulare, di ambiente di spiaggia intertidale; c) bioli- titi a vermetidi, di mare basso; d) brecce cementate con blocchi e ciottoli angolosi, a giacitura caotica, con scar- sa e sporadica matrice arenitica (depositi di tempesta). Lo spessore massimo raggiunto è di un paio di metri. I depositi continentali, di natura colluviale, sono: a) arenarie terrose e suoli rimaneggiati da ben cementa- ti a scarsamente coesi, talvolta con tasche di riassorbi- mento, frequenti tracce di bioturbazione e presenza di aggregati argillosi ricchi in ossidi di ferro; b) livelli a cla- sti o blocchi angolosi e alterati, immersi in una ricca matrice terrosa e pelitica fine con tracce di pedorelitti (DI MAGGIO et al., 1999; BOSCHIAN, 2002) e con concre- zioni carbonatiche nodulari, a supporto fangoso, alli- neati a formare orizzonti debolmente inclinati (stone line); c) brecce detritiche fossilifere, da scarsamente a ben cementate, ricche di clasti litoidi angolosi di dimen- sioni da centimetriche a decimetriche e incrostati da ossidi di ferro e/o manganese, a struttura fangosa o granulare, con matrice terrosa o sabbiosa; d) peliti rossastre fini (“terre rosse” rimaneggiate) a laminazione piano-parallela, e) arenarie e sabbie eoliche o di spiaggia rimaneggiate, con inclusioni di elementi ruditici da angolosi a sub-arrotondati, con matrice terrosa. Questi depositi sono incisi da locali superfici di erosione subaerea, prodotte dal dilavamento. Il loro spessore medio è di circa 2-3 m, con valori massimi dell’ordine dei 5 m. Le frequenti interdigitazio- ni fra i depositi costieri e i terreni continentali, riconosciute in alcune aree costiere come a Case Ferriato (Penisola di Capo San Vito, Fig. 8) e nelle località Barcarello e la Cala (Monti di Palermo), testimoniano una loro sostanziale contemporaneità di deposizione. Deformazioni da locali faglie a componente tra- scorrente vengono indicate da ABATE et al. (1998) e NIGRO et al. (2000). I depositi marino-paralici contengono faune banali ma anche importanti ospiti senegalesi, quali vermetidi, echinidi, alghe, coralli, lamellibranchi (Ostrea edulis, Hyotissa hyotis, Glycimeris glycimeris, Spondylus gae- deropus) e gasteropodi (Patella ferruginea, Cerithium lividulum lividulum, Cerithium vulgatum, Strombus bubonius, Mitra fusca, Conus mediterraneus, Conus testudinarius, Cantharus viverratus). I depositi continen- tali sono caratterizzati da livelli con abbondanti gusci di gasteropodi polmonati e resti di vertebrati appartenenti al complesso faunistico ad Elephas mnaidriensis (sensu BURGIO & CANI, 1988; BONFIGLIO et al., 2002 con biblio- grafia) datato al tardo Pleistocene medio - Pleistocene superiore. Il sintema si estende nella fascia costiera della Sicilia nord-occidentale, lungo le fasce pedemontane delle aree collinari e montuose e all’interno di grotte e depressioni carsiche. Il suo limite inferiore è una piattaforma di abrasio- ne marina (Fig. 9) pressoché ininterrotta, localizzata fra l’attuale livello del mare e le quote comprese fra 7 e 25 m s.l.m.; nelle aree più interne la stessa passa ad una discontinua superficie di erosione subaerea (Fig. 10), elaborata da processi di dilavamento. Il passaggio fra la piattaforma di abrasione marina e la superficie di ero- sione subaerea, non osservabile sul terreno, è stato desunto sulla base delle eteropie laterali fra depositi costieri e depositi continentali. Il riconoscimento dei rapporti fra superfici di ero- sione subaeree / depositi a vertebrati e superfici di ero- sione marina / depositi a Strombus bubonius, consente di riferire sia la parte basale dei depositi marino-paralici e dei depositi colluviali ad essi correlati, sia le sotto- stanti superfici di erosione subacquee e subaeree (limi- te inferiore), all’OIS 5e. Il rinvenimento di più recenti conglomerati e arenarie di spiaggia, poggiati su una piattaforma di abrasione marina di rango inferiore situa- 356 Fig. 8 – Case Ferriato. Sintema di Barcarello: BCm arenarie di spiaggia; BCcl suoli rimaneggia- ti con livelli di ciottoli allineati (ca). Case Ferriato. Barcarello synthem: BCm coastal arenites; BCcl reworked soils with stone lines (ca). C. Di Maggio et al. ta fra 0 e 3 m s.l.m. e intagliata su depositi e superfici dell’OIS 5e, consente di datare la parte alta dei depositi del sintema al “neotirreniano” (sensu BONIFAY & MARS, 1959), ossia al periodo di tempo correlabile con l’OIS 5c o 5a (cfr. BUCCHERI, 1966; DI MAGGIO et al., 1999; COTTIGNOLI et al., 2002). L’unità dovrebbe quindi ricopri- re l’intervallo di tempo correlabile con l’intero OIS 5. La località-tipo proposta è l’area di Barcarello (Sferracavallo), dove affiorano depositi di spiaggia, con- tenenti Strombus bubonius, interdigitati con depositi colluviali e poggiati su una piattaforma di abrasione marina intagliata in calcari mesozoici. 5.4.1 Considerazioni La formazione del limite inferiore del sintema di Barcarello è riconducibile all’ultimo evento climatico caldo del Pleistocene (OIS 5e) durante il quale: a) lo stazionamento della superficie del mare nel tempo, ad una quota di circa 5-7 m superiore rispetto al livello marino attuale (B L O O M & YONEKURA, 1985; RADTKE, 1989), ha prodotto una piattaforma di abrasione marina (oggi limite inferiore dei depositi costieri); b) una fase morfogenetica domina- ta da importanti processi di dila- vamento, probabilmente favoriti da un periodo relativamente lungo di semiaridità, ha contri- buito alla formazione di una superficie di erosione subarea (oggi limite inferiore dei depositi continentali). L’attuale rinveni- mento della piattaforma di abra- sione da 0 m s.l.m. fino a quote comprese fra 7 e 25 m s.l.m. (margine interno) è indicativo di aree che, a partire dal tempo corrispondente all’OIS 5e, si sono sollevate con tassi diffe- renti compresi fra 0 (aree stabili) e 0,2 m/ka (cfr. CO S E N T I N O & GLIOZZI, 1988; MAUZ et al., 1997; ANTONIOLI et al., 1999; DI MAGGIO et al., 1999; DI MAGGIO, 2000). I depositi colluviali, costituiti da suoli rimaneggiati e materiali detritici più o meno grossolani, testimoniano l’alternarsi di con- dizioni climatiche ora favorevoli alla pedogenesi, ora favorevoli alla degradazione fisica delle rocce e allo sviluppo di sporadi- ci ma intensi eventi di erosione idrica diffusa. La presenza di superfici di erosione di rango inferiore (piattaforma di abrasio- ne marina fra 0 e 3 m s.l.m. e locali superfici di erosione subaerea) è prova di un succes- sivo stazionamento marino a quote inferiori, rispetto a quello dell’OIS 5e, e di eventi di ruscel- lamento particolarmente intensi. Questi ultimi sono responsabili anche del trasporto di materiale colluviale fino alle aree costiere allora sommerse. 5.5 Sintema dell’Imera Settentrionale I corpi rocciosi che costituiscono questo sintema appartengono a più ordini di terrazzi fluviali, ubicati all’’interno delle vallate principali e distribuiti da pochi fino ad un centinaio di metri di dislivello rispetto ai fon- dovalle attuali. I depositi alluvionali hanno geometria tabulare e sono costituiti da prevalenti livelli di ghiaie e/o conglomerati poligenici e di arenarie, sabbie e silt. Gli spessori massimi raggiunti, nel caso dei terreni appartenenti agli ordini più recenti, sono di 3 m. Nei depositi alluvionali di un terrazzo fluviale sito in vicinanza della foce del Fiume Imera Settentrionale, sospeso ad una decina di metri di altezza sul fondoval- le, sono stati rinvenuti resti di Hippopotamus pentlandi (BATTAGLIA & CIOFALO, 1883) appartenenti al complesso 357 Fig. 9 – Estremità nord-occidentale della Penisola di Capo San Vito. Limite inferiore del sinte- ma di Barcarello (sm - piattaforma di abrasione marina) situato a 2-3 m s.l.m., intagliato su carbonati mesozoici (SB) e ricoperto da conglomerati di spiaggia (BCm); seguono detriti di falda (CPd) e ciottoli di spiaggia (CPm) del sintema di Capo Plaia. North-western end of Penisola di Capo San Vito. Lower boundary of the Barcarello synthem (sm – wave-cut platform) located at 2-3 m a.s.l., carved on Mesozoic carbonate rock (SB) and covered by coastal conglomerates (BCm); talus breccias (CPd) and coastal pebbles (CPm) of Capo Plaia synthem follow. Fig. 10 – Versante occidentale di Montagna Raffo Rosso. Limite inferiore del sintema di Barcarello (sc – superficie di erosione idrica), inciso su depositi eolici del sintema di Polisano (PS) e ricoperto da detriti e suoli rimaneggiati (BC). Western slope of Montagna Raffo Rosso. Lower boundary of Barcarello synthem (sc – water erosion surface) incised on the aeolian deposits of Polisano synthem (PS) and covered by reworked breccias and soils (BC). Unità a limiti inconformi utilizzate per la cartografia dei depositi ... faunistico ad Elephas mnaidriensis (tardo Pleistocene medio - Pleistocene superiore). MAUZ et al. (1997) effettuano datazioni con il metodo della termoluminescenza su campioni di un conglomerato sterile. Tale conglomerato, erroneamente scambiato da questi Autori per un deposito di terrazzo marino, è in realtà un deposito di un terrazzo fluviale. Esso è infatti localizzato all’interno della valle fluviale del Fiume Iato, in un tratto in cui il corso d’acqua attra- versa, tagliandola, la Piana di Partinico; risulta sospeso, lungo il versante in destra idrografica, ad una altezza di circa 15 m rispetto al fondovalle. I risultati di questa datazione restituiscono un’età di 227 +/- 40 ka. Depositi alluvionali, ben conservati su piani di ero- sione laterale appartenenti a vari ordini di terrazzi di erosione in roccia, affiorano “sospesi” rispetto ai fondo- valle lungo alcuni settori dei bacini idrografici dei fiumi Pollina, Imera Settentrionale (Fig. 11), San Leonardo e Belice. Il limite inferiore del sintema, riferibile al terrazzo fluviale più antico riconosciuto nella Sicilia nord-occi- dentale, è una superficie di erosione laterale, incisa su rocce pre-quaternarie, localizzata lungo la valle del Fiume Imera Settentrionale, a circa 230 m s.l.m. e a un centinaio di metri di altezza rispetto al fondovalle. Discordanze di rango inferiore sono presenti ad altezze inferiori dai fondovalle. L’età del limite inferiore del sintema viene qui cor- relata alla parte inferiore del Pleistocene medio sulla base di alcune considerazioni ed osservazioni: 1) le valli fluviali dei corsi d’acqua tirrenici si sono verosimilmente individuate a causa di processi di approfondimento ed erosione regressiva successivi alla tettonica distensiva del Pleistocene inferiore; 2) le superfici dei terrazzi e i relativi depositi appaiono preservati solo nelle porzioni medio basali dei versanti vallivi, costituendo forme rela- tivamente recenti; 3) l’apporto dei dati paleontologici e radiometrici. I depositi dei differenti ordini di terrazzi dovrebbero invece ricoprire un intervallo di tempo che va dal Pleistocene medio al Pleistocene superiore. Sulla base di queste considerazioni, il sintema dell’Imera Settentrionale è correlabile con i sintemi della Piana di Partinico, di Polisano e di Barcarello. Tuttavia l’assenza di continuità laterale tra questi sin- temi, la difficile identificazione - all’interno dei depositi del sinte- ma dell’Imera Settentrionale - dei limiti inferiori dei sintemi di Polisano e Barcarello e la meto- dologia di rilevamento suggerita dal SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA (2001) hanno indotto gli Autori a definire questa distinta UBSU. La località-tipo proposta si rinviene lungo il tratto di valle del Fiume Imera Settentrionale tra Cozzo Gracello e Monte Riparato, dove si riconoscono almeno tre ordini di terrazzi flu- viali, con i relativi depositi, distribuiti da 5-7 m a poco più di 100 m di altezza rispetto all’at- tuale fondovalle. 5.5.1 Considerazioni La genesi dei diversi ordini di superfici di erosione fluviale (limite inferiore e discontinuità di rango minore) è verosimilmente da ricondurre a fasi di stazionamento alto del livello marino (corrispondente al livello di base fluviale) del Pleistocene medio; durante queste fasi (coincidenti con eventi climatici caldi) dovevano svilup- parsi processi di sovralluvionamento delle valli, succes- sivamente seguite da fasi di erosione laterale/sedimen- tazione; durante queste ultime si producevano le pianu- re di erosione laterale su cui attualmente si rinvengono i depositi alluvionali sospesi. In corrispondenza di fasi di stazionamento basso del mare (durante eventi climatici freddi) dovevano invece prevalere processi di erosione di fondo, con l’abbandono dei vecchi depositi a quote superiori. L’alternarsi di queste fasi e la loro interazione con la tendenza generalizzata al sollevamento della Sicilia nord-occidentale, ha fatto sì che i processi di erosione abbiano prevalso sui processi di sedimenta- zione (predominio dell’approfondimento fluviale sul sovralluvionamento delle valli) e che l’attuale assetto stratigrafico sia caratterizzato da terrazzi fluviali (e rela- tivi depositi) più antichi distribuiti a quote più elevate rispetto a terrazzi fluviali (e relativi depositi) più recenti. 5.6 Sintema di Raffo Rosso Il corpo sedimentario è formato da potenti pacchi di detrito stratificato e cementato e da depositi eolici, entrambi tipici di un evento climatico freddo e probabil- mente arido, e da isolati accumuli di origine colluviale e gravitativa, con livelli pedogenizzati. I detriti stratificati e cementati, di falda detritica (Fig. 12), sono organizzati in più livelli ben classati di spessore variabile da 0,5 a 2 m, con scheletro granoso- stenuto a clasti da molto angolosi a sub-arrotondati del diametro medio di 0,5-20 cm e massimo di 50 cm, con matrice assente o molto scarsa; a luoghi si riconoscono intercalazioni di blocchi e clasti eterometrici a giacitura caotica, interpretabili come accumuli di crollo. I depositi eolici, di ambiente di duna costiera, sono costituiti da sabbie ed arenarie quarzose o calcaree, con tracce di stratificazione e laminazione incrociata. 358 Fig. 11 – Versante vallivo del Fiume Imera Settentrionale (pressi di Monte Riparato): CP depo- siti colluviali (sintema di Capo Plaia); IM conglomerati fluviali (sintema dell’Imera Settentrionale); sf superficie di erosione fluviale (posta a circa 10 m dal fondovalle); SB sub- strato clastico miocenico. Valley slope of Fiume Imera Settentrionale (near Monte Riparato): CP colluvial deposits (Capo Plaia synthem); IM fluvial conglomerates (Imera Settentrionale synthem); sf stream erosion sur- face (located at about 10 m above valley bottom); SB Miocene clastic substrate. C. Di Maggio et al. I depositi colluviali e gravitativi sono rappresentati da: a) brecce ad elementi ruditici (detriti di falda rima- neggiati); b) sabbie limose, limi argillosi e limi sabbiosi (suoli rimaneggiati) con presenza di concrezioni carbo- natiche nodulari e di livelli a blocchi, ciottoli e ciottoletti allineati (stone line); c) limi sabbiosi con abbondanti pedorelitti; d) livelli a blocchi immersi in limi sabbiosi (depositi da debris flow). Gli spessori complessivi sono dell’ordine di una decina di metri per i detriti stratificati e cementati, di circa 1-2 m per le eolianiti e di 1-7 m per i depositi col- luviali e gravitativi. Il contenuto fossilifero, rinvenuto nei depositi col- luviali, è costituito da molluschi continentali e da un’as- sociazione di mammiferi riferibili ai complessi faunistici di Pianetti e di Castello (BONFIGLIO et al., 2002 con bibliografia) del Pleniglaciale – Tardiglaciale (75-10 ka). Datazioni con la termoluminescenza condotte da Mauz et al. (1997) su sabbie quarzose eoliche affioranti nella Piana di Partinico, hanno restituito età correlabili con gli OIS 4-2. I detriti si rinvengono ai piedi di scarpate e versanti rocciosi fortemente inclinati, i depositi eolici lungo le aree costiere pianeggianti e i depositi colluviali in corrispon- denza di versanti o all’interno di grotte carsiche o marine e, più genericamente, di depressioni di varia origine. Il limite inferiore del sintema è in parte una super- ficie di non deposizione, coincidente con il tetto dei depositi del sintema di Barcarello, ed in parte una pree- sistente superficie di erosione subaerea, incisa su terre- ni ancora più antichi e a luoghi marcata da paleosuoli. All’interno delle successioni detritiche e colluviali si rin- vengono discontinuità di rango inferiore, anche queste contrassegnate da paleosuoli. L’età dei corpi sedimentari viene riferita all’ultimo evento climatico freddo del Quaternario (OIS 4-2) sulla base dei rapporti geometrici fra il sintema di Raffo Rosso e il sintema di Barcarello, dell’ambiente di sedi- mentazione dei depositi in esame e con l’ausilio delle informazioni paleontologiche e radiometriche. La super- ficie di non deposizione basale (limite inferiore) viene collocata all’inizio dell’evento climatico citato e, più specificamente, alla base dell’OIS 4. La località-tipo proposta è il versante occidentale di Montagna Raffo Rosso dove, all’interno di una gran- de cava, è stata portata alla luce una spessa succes- sione di detriti stratificati e cementati poggiata sui depositi colluviali del sintema di Barcarello. 5.6.1 Considerazioni La genesi della superficie basale e dei depositi del sintema di Raffo Rosso è da ricondurre all’innesco di intensi processi di degradazione, favoriti da condizioni climatiche fredde, e di processi eolici, favoriti dall’ab- bassamento del livello marino e dall’emergere di accu- muli sabbiosi prima sommersi; questi processi hanno prodotto, rispettivamente, l’accumulo di notevoli quan- tità di detriti ai piedi dei versanti e la deposizione di sabbie eoliche lungo le aree costiere, con il conseguen- te seppellimento di alcuni tratti dell’antica superficie topografica (limite inferiore del sintema) presente all’ini- zio dell’ultimo evento glaciale. 5.7 Sintema di Capo Plaia Il sintema raggruppa: a) depositi alluvionali che poggiano su piani di erosione laterale o che riempiono parzialmente preesistenti valli a “V” (superfici di erosio- ne fluviale), queste ultime prodotte da processi di approfondimento e di erosione regressiva dei corsi d’acqua a seguito dell’abbassamento del livello marino durante l’ultimo evento climatico freddo del Quaternario; b) depositi ciottolosi e/o sabbiosi di spiag- gia che ricoprono, lungo le coste, superfici di erosione subaerea o di non deposizione, talvolta pedogenizzate, a seguito della loro sommersione per la risalita oloceni- ca del mare; in altri casi i depositi di spiaggia poggiano sull’attuale piattaforma di abrasione marina, in via di for- mazione; c) più cicli di depositi colluviali disposti lungo pendii a componente argillosa o in tratti di versante costituiti da detriti, poggiati su superfici di erosione subaerea prodotte dal dilavamento; d) detriti di falda e accumuli di crollo deposti ai piedi dei versanti su super- fici di non deposizione o di erosione subaerea; e) corpi di frana e depositi gravitativi in genere poggiati lungo locali superfici di distacco o superfici di separazione. In relazione alla loro recente età (fine Pleistocene superiore – Attuale), i terreni di questo sintema costitui- scono i depositi più diffusi e di maggiore estensione. Il limite inferiore è dato da superfici di varia gene- si, fra loro comunque correlabili, che hanno avuto origi- ne durante l’ultima fase di risalita del mare, al passag- gio fra il Pleistocene superiore e l’Olocene (OIS 2-1). Superfici di inconformità di rango inferiore, di età oloce- nica, interessano a varie altezze stratigrafiche i depositi del sintema. Il limite superiore è l’attuale superficie topografica. La località-tipo proposta è una sezione lungo il versante nord-occidentale di Poggio Maria (area di Capo Plaia), dove è esposto un pacco di depositi collu- viali olocenici. Questi depositi si sovrappongono a detriti stratificati e cementati del sintema di Raffo Rosso lungo una superficie di erosione subaerea scavata dalle acque dilavanti. 359 Fig. 12 – Versante occidentale di Montagna Raffo Rosso. Detriti stratificati e cementati (sintema di Raffo Rosso). Western slope of Montagna Raffo Rosso. Stratified slope deposits (Raffo Rosso synthem). Unità a limiti inconformi utilizzate per la cartografia dei depositi ... 6. CONCLUSIONI Lo studio dettagliato dei depositi marini, paralici e continentali del Quaternario della Sicilia nord-occiden- tale condotto nell’ambito del Progetto CARG, ha con- sentito sia di definire un quadro organico e sintetico delle successioni di terreni qui affioranti, sia di ricono- scere, al loro interno, numerose superfici di disconti- nuità, alcune delle quali di importanza regionale. Le superfici di importanza regionale, alcune essenzialmen- te continue altre frammentarie ma correlabili anche a grande distanza, hanno a loro volta permesso la defini- zione di sette UBSU del rango di sintema che ricoprono un arco di tempo che va dal Pleistocene inferiore all’Attuale (Figg. 4, 13). Questi sintemi sono rappresen- tativi dei depositi quaternari della Sicilia nord-occiden- tale; essi sono stati cartografati in numerosi fogli geolo- gici 1:50.000 del Progetto CARG in fase di allestimento per la stampa (Figg. 1 e 2). L’analisi dei corpi rocciosi e dei limiti inconformi suggeriscono importanti cambiamenti ambientali nella Sicilia nord-occidentale durante il Quaternario (AGNESI et al., 1998; AGNESI et al., 2000b). Questi cambiamenti possono essere ritenuti cause (dirette o indirette) del- l’innesco di peculiari processi di erosione e/o sedimen- tazione responsabili della genesi delle discontinuità di importanza regionale e dei corpi sedimentari ricono- sciuti. Importanti eventi tettonici di fagliazione a blocchi o sollevamento, brusche fluttuazioni climatiche o l’inte- razione di eventi tettonici e climatici, sono i fattori prin- cipali all’origine delle modificazioni ambientali. Un evento tettonico del Pleistocene inferiore, responsabile della genesi di faglie a forte componente distensiva (rigetti verticali dell’ordine del centinaio di metri) e del conseguente ribassamento, al di sotto del livello del mare, di alcuni grandi blocchi della Sicilia set- tentrionale, sembra il fattore che ha consentito l’inne- sco di processi di erosione, sommersione e, al tempo stesso, di sedimentazione marina, che hanno prodotto, rispettivamente, la piattaforma di abrasione, l’annega- mento di originarie superfici di erosione subaerea e i sovrastanti depositi del sintema di Marsala. Eventi climatici freddi, con il livello marino stabiliz- zato a quote inferiori rispetto all’Attuale, sono le cause che hanno consentito potenti accumuli di depositi eolici e di detriti stratificati e cementati dei sintemi di Polisano e di Raffo Rosso. In entrambi i casi, questi depositi poggiano su superfici di non deposizione coincidenti con le antiche superfici topografiche della fase iniziale degli eventi freddi. Eventi climatici essenzialmente semiaridi hanno favorito lo sviluppo di processi di dilavamento e la pro- duzione di quantità più o meno abbondanti dei depositi colluviali costituenti parte dei sintemi di Marsala, della Piana di Partinico, di Barcarello e di Raffo Rosso; nel caso del sintema di Barcarello, il dilavamento ha assun- to un’importanza tale da produrre una superficie di ero- sione subarea di estensione regionale. Tali processi hanno anche contribuito allo smantellamento o alla par- ziale rielaborazione di preesistenti sedimenti ancora sciolti o poco cementati; questo meccanismo spieghe- rebbe l’assenza di detriti cementati e stratificati e, più in generale, di altri accumuli continentali riferibili a più anti- chi eventi climatici freddi o caldi del Pleistocene medio. L’interazione fra movimenti tettonici di solleva- mento e fasi di stazionamento alto del mare è invece responsabile della formazione dei diversi ordini di ter- razzi marini e di terrazzi fluviali, che si sviluppano dalle maggiori alle minori quote e sulle cui superfici giaccio- no i corpi sedimentari dei sintemi della Piana di Partinico, di Barcarello e dell’Imera Settentrionale. L’ultima risalita del livello del mare e le condizioni climatiche attuali hanno determinato lo sviluppo della superficie limite inferiore e l’accumulo dei depositi del sintema di Capo Plaia. RINGRAZIAMENTI Ricerca condotta con fondi: PRIN MIUR 2006 e CARG (R. Catalano); PRIN MIUR 2007 e Fondi di Ateneo 2005, 2006 e 2007 dell’Università degli Studi di Palermo (V. Agnesi). Si ringraziano i referee Maurizio D’Orefice e un anonimo per l’attenta lettura del manoscritto, le critiche pertinenti, le puntuali osservazioni e gli utili suggeri- menti che hanno contribuito alla stesura definitiva del lavoro. 360 Fig. 13 - Rapporti tra le unità a limiti inconformi della Sicilia nord-occidentale: 1. sintema di Capo Plaia (stadi isotopici 2-1); 2. sintema di Raffo Rosso (stadi isotopici 4-2); 3. sintema di Barcarello (stadio isotopico 5); 4. sintema di Polisano (stadio isotopico 6); 5. sintema della Piana di Partinico (Pleistocene medio); 6. sintema dell’Imera Settentrionale (Pleistocene medio e superiore); 7. sintema di Marsala (Pleistocene inferiore); 8. substrato pre-Quaternario. Geometric relationships among unconformity-bounded stratigraphic units of NW Sicily. 1. Capo Plaia synthem (isotope stages 2-1); 2. Raffo Rosso synthem (isotope stages 4-2); 3. Barcarello synthem (isotope stage 5); 4. Polisano synthem (isotope stage 6); 5. Piana di Partinico synthem (Middle Pleistocene); 6. Imera Settentrionale synthem (Middle and Upper Pleistocene); 7. Marsala synthem (Lower Pleistocene); 8. pre-Quaternary substrate. C. Di Maggio et al. LAVORI CITATI ABATE B., INCANDELA A., NIGRO F. & RENDA P. (1998) - Plio-Pleistocene strike-slip tectonics in the Trapani Mts. (NW Sicily) - Boll. Soc. Geol. It., 117, pp. 555-567. AGATE M., CATALANO R., INFUSO S., LUCIDO M., MIRABILE L. & SULLI A. (1993) - Structural evolution of the Northern Sicily continental margin during the Plio- Pleistocene – In: MAX M. D. & COLANTONI P. (Eds.), Geological development of the Sicilian-Tunisian Platform, Unesco Rep. Mar. Sci., 58, pp. 25–30. AGATE M., BERANZOLI L., BRAUN T., CATALANO R., FAVALI P., FRUGONI F., PEPE F., SMRIGLIO G. & SULLI A. (2000) - The 1998 offshore NW Sicily earthquakes in the tectonic framework of the southern border of the Tyrrhenian Sea – Mem. Soc. Geol. It., 55, pp. 103-114. AGNESI V., MACALUSO T. & MASINI F. 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