Relazione sull'Orogene Calabro-Peloritano

Mandanici si riscontra, inoltre, una seconda fase all'interno di questo

ciclo, tettonicamente statica, con pressioni orientate minori rispetto al

precedente evento milonitico;

Terzo ciclo: questo ciclo deformativo è responsabile dell’attuale

strutturazione a falde sud-est vergenti della catena peloritana (fig. 8) e si

sviluppa in ambiente più superficiale. In una prima fase si formano pieghe

ettometriche vergenti verso sud, che coinvolgono anche il contatto

milonitico tra l’Unità dell’Aspromonte e l’Unità di Mandanici, dopo la

quale segue la formazione di thrusts superficiali dimostrati dalla presenza

di cataclasiti.

Fig. 8. Pieghe ettometriche del terzo ciclo alpino; si noti la ripetizione dei litotipi

dell'Upper Complex in prossimità del contatto e le conseguenti intercalazioni di

trucioli di alto grado (Unità Aspromonte- Peloritani) alla base dell’Unità di

Mandanici, così come la posizione rovesciata della copertura sedimentaria dell’Unità

di Mandanici (Serie meso-cenozoica anchimetamorfica di Alì) (disegnato da

Cirrincione R.).

Analisi descrittiva degli affioramenti

In entrambi gli affioramenti, quello sull’Unità dell’Aspromonte e quello

sull’Unità di Mandanici, riscontriamo vari eventi blasto-deformazionali

che sono riassunti nella legenda seguente:

Fig. 9. Legenda indicante tutte le strutture riconosciute nell'affioramento; i pallini

colorati indicano gli assi delle pieghe, le line continue colorate le foliazioni e le

lineazioni ed i trattini le fratture.

Monti Peloritani

L’affioramento è posto lungo un affluente della fiumara d’Agrò

(37°56’51’’ N - 15°17’31’’ E), ed interessa l’Unità di Mandanici. Tramite

l’uso di bussola e martello, sono state rilevate varie strutture deformative

attribuibili alle orogenesi cui sono state sottoposte le rocce di questa

unità. In particolare, nell'affioramento esaminato gli scisti dell’Unità di

Mandanici presentano vari cicli deformativi connessi a diverse fasi delle

due orogenesi sopra descritte, varisica ed alpina (la presenza ed il

riconoscimento di più fasi blasto-deformazionali o, tutt'al più soltanto

deformazionali con assenza di blastesi, è favorita dalla grana fine dei

litotipi in questione). Nell’affioramento l’evento metamorfco più evidente

risulta essere associato alla prima fase deformativa dell’orogenesi

Varisica, in cui si riscontra una foliazione di pieghe isoclinali S1E con

annesso asse di piega B1E (Figg. 10, 12a).

Fig. 10. Piega isoclinale Varisica evidenziata dalla presenza nel nucleo della stessa dal

quarzo; la matita indica l'asse della piega.

A questo primo evento deformativo ne segue un altro, attribuito ad una

seconda fase dell’orogenesi Varisica, in cui la foliazione di piano assiale di

pieghe isoclinali viene ripiegata, a scala millimetrica, da una seconda fase

di piegamento D2E che produce un clivaggio di crenulazione (Figg. 11,

12b).

Fig. 11. Particolare del nucleo quarzoso di una piega isoclinale di prima fase Varisica

ripiegata dal secondo piegamento Varisico (evidenziato l'asse della piega con la

matita).

Fig. 12. a. Pieghe isoclinali di primo ciclo Varisico; b. Clivaggio di crenulazione

causato dal micropieghettamento del secondo evento Varisico.

Poiché questa unità ha subito una leggera sovraimpronta Alpina,

nell’affioramento si possono individuare alcune figure di interferenza

plicative evidentemente differenti da quelle osservate finora. Nella foto

seguente (Fig. 13), infatti, si evidenzia un relitto di piega isoclinale

Varisica, successivamente ripiegata da una fase deformazionale che ha

prodotto una piega chiusa. Questo tipo di piegamento è stato attribuito

alla seconda fase plicativa relativa all’orogenesi Alpina, indicata come D2A

(si noti che questa piega è influenzata da una prima fase alpina D1A che Commentato [BB6]:

non è osservabile poiché produce un piegamento parallelo a D1E). Più che non osservabile, di difficile

distinzione

Fig. 13. Lunga piega isoclinale (la parte gialla la denota), ripiegata come piega chiusa

(il rosso); sono indicati con i pallini azzurro e rosso gli assi della prima e della

seconda fase Alpina.

A volte la D2A produce una classica interferenza plicativa del terzo tipo di

Ramsey (descritta come a manico di ombrello).; qQuesta figura

d’interferenza si crea quando il secondo piegamento Alpino agisce in

maniera più marcata rispetto ad altre pieghe d'interferenza più blande

(Fig. 14.). Commentato [BB7]:

Fig. 14. Piega di prima fase Alpina (blu) ripiegata a manico d'ombrello dalla D2A Quello in blu non è la piega di prima fase

Alpina bensì la B1e. Il rosso è la B1a, mentre la B2a non l’avete

(rosso) con rispettivi assi di piega (pallino blu e rosso). segnata ma si trova esattamente alla fine del segmento rosso

superiore

Gli eventi plicativi sopra descritti riguardano le due orogenesi polifasiche

che hanno interessato l’unità di Mandanici a scala da decimetrica a

millimetrica sino a submillimetrica; in seguito, l’Unità di Mandanici, come

tutte le unità del complesso inferiore e superiore (di cui fa parte), sono

state interessate dall'accavallamento di età tardo-Alpina. Questo

accavallamento ha prodotto delle pieghe a scala ettometrica che

sull'Unità di Mandanici vengono riscontrate grazie alla grana fine del

litotipo; successivamente queste pieghe si sono evolute in thrusts a basso

angolo. Infine, già nella posizione attuale, cessa lo stress orientato (taglio

semplice), e quindi riprende il sopravvento il carico litostatico (taglio

puro) attivando fratture normali ad alto angolo da collasso gravitativo Commentato [BB8]:

(LAF - HAF, Figg. 15, 16). Inserire LAF ed HAF lascia intendere che

entrambe siano connesse al collasso gravitativo. Inserite le LAF nella

giusta collocazione nel testo

Fig. 15. A sinistra fratture normali sintetiche ad alto angolo che tagliano una

precedente frattura a basso angolo (si nota un piccolo rigetto); a destra due fratture

coniugate a basso angolo.

Fig. 16. Visione d'insieme dell'affioramento in cui si notano fratture sintetiche a

basso angolo (arancio) tagliate da fratture sintetiche ad alto angolo (fucsia).

Aspromonte

L’area oggetto di rilevamento si colloca a Nord-Ovest della località di

Samo (38°05’40’’ N - 16°00’13’’ E) ed è ubicata interamente sull’Unità

dell’Aspromonte. Nella zona si ha una sequenza completa di

protomiloniti, miloniti s.s. ed ultramiloniti, più volte ripetuta lungo

l’affioramento a causa di piegamenti continui (Fig. 17). In questa zona si

nota come, durante l’orogenesi Alpina, si è avuta anche la presenza di un

ulteriore fase blasto-deformazionale che sull’Unità di Mandanici non

affiora (se non al tetto dell’unità, dove abbiamo la zona di scorrimento tra

la stessa unità e l’Unità dell’Aspromonte). Questo evento metamorfico

rispetto agli altri è fortemente localizzato nelle zone di taglio duttile

dovute all’accavallamento delle falde ed è definito come metamorfismo

milonitico. Per questi motivi, nell’affioramento si riscontra solo una

foliazione principale che è quella milonitica, che ha praticamente

obliterato quasi del tutto le strutture plicative precedenti relative

all’orogenesi Varisica, oltre alle pieghe ampie dovute al terzo ciclo Alpino

ed anche le strutture fragili successive.

Fig. 17. Ripetizione della sequenza di rocce milonitizzate (di grado dal minore al

maggiore), dovuto al piegamento; è evidenziata anche una frattura a basso angolo.

La foliazione principale di tipo milonitico produce anche una lineazione

definita stretching lineation (L1M), che descrive l’allungamento dei

minerali a comportamento plastico, come il quarzo, a causa della

foliazione milonitica di cui mantiene la stessa direzione (Fig. 18).

Fig. 18. Stretching lineation del quarzo dovuta alla foliazione milonitica.

Evidenti sono anche le strutture fragili come fratture (e a volte vere e

proprie faglie) a basso angolo tagliate da strutture ad alto angolo (Fig. 19).

Fig. 19. Fratture a basso angolo sintetiche tagliate da fratture ad alto angolo

anch'esse sintetiche.

Infine, in questa foto si evidenzia una piega aperta che ripiega la

foliazione S2A. Questa fase di piegamento successiva alla milonisi è

attribuibile alla terza fase deformazionale alpina D3A, successiva

all’accavallamento delle varie unità (Fig. 20).

Fig. 20. Piega aperta di tarda fase Alpina (D3A) compresa tra due fratture a basso

angolo sintetiche.

 Osservazione microscopica in sezione sottile

È stata anche studiata una sezione sottile al fine di ricostruire anche a

scala microscopica la sequenza blasto-deformazionale dell’area.

La sezione sottile studiata proviene dalla località di Santo Stefano di Briga,

quindi al tetto dell’Unità di Mandanici, al contatto con l’Unità

dell’Aspromonte. Si riconosce una tessitura anisotropa, data dalla

isorientazione di gran parte dei minerali costituenti la paragenesi, ed una

struttura lepidogranoblastica, poiché si ha una netta prevalenza di

minerali lamellari rispetto a minerali tabulari o ad abito tozzo

equidimensionali (Fig. 21).

Fig. 21. Sezione sottile del campione studiato a struttura lepidogranoblastica.

Si riscontra una paragenesi generale costituita da: quarzo, muscovite,

granato, biotite, plagioclasio ed ossidi. Il riconoscimento del quarzo è da

attribuire alla sua peculiare assenza di abito cristallino (sono cristalli tutti

anedrali), ed ai suoi bassi colori del primo ordine a nicols incrociati; anche

il plagioclasio non presenta il suo abito cristallino né l'estinzione a bande

tipica dei plagioclasi magmatici, al solo polarizzatore è incolore ed a nicols

incrociati presenta bassi colori d'interferenza del primo ordine (ma Commentato [BB9]:

comunque maggiori di quelli del quarzo), ed ha composizione sodica; la Come fai a dirlo?

muscovite, invece, si riconosce poiché è facilmente isorientata ed a nicols

incrociati ha alti colori di interferenza del secondo ordine; la biotite, al

contrario della muscovite, si riconosce per la sua caratterista pleocroica il

caratteristico pleocroismo, in quanto, essendo un minerale mafico, a

nicols paralleli risulta colorata di un colore leggermente marroncino che

più o meno mantiene a nicols incrociati dove, infatti, presenta anch'essa

alti colori del secondo ordine; il granato si presenta generalmente

euedrale e, dato che cristallizza nel sistema cubic