La storia tettonica della catena siciliana è quella di  una migrazione essenzialmente continua verso l’avampaese, accompagnata da deformazione di tipo duplex e da una rotazione oraria delle falde.

In seguito alla collisione (subduzione?) del Miocene inferiore del blocco sardo con il margine africano, l’evoluzione del sistema catena-avanfossa iniziò nell’Oligocene sup. con l’imbricazione interna delle Unità Calabre (Peloritani) già deformate e la loro sovrapposizione sul dominio sicilide. Riflettendo la direzione di trasporto, i bacini di avampaese, in cui si depositavano i Flysch dell’Oligocene sup.-Miocene inf, migrarono progressivamente verso est. La deformazione raggiunse dapprima i domini bacinali con crosta oceanica o continentale assottigliata, con lo scollamento dei terreni sicilidi e dei Flysch del Miocene inf., che si misero in posto verso SE, su domini più esterni, formando le unità strutturalmente più elevate della catena. Il loro trasporto è compreso tra il Langhiano e il Tortoniano inferiore, come dimostrato dalle argille sabbiose del Miocene medio, che sigillano il complesso delle falde numidiche e sicilidi già deformate (Fig. 231).

Questa prima fase di deformazione coinvolse, durante il Miocene inferiore e medio, le unità carbonatiche bacinali (Imeresi-Sicane) con geometrie di duplex e grande trasporto tettonico (Fig. 231). I livelli di scollamento preferenziali furono alla base delle rocce clastiche e carbonatiche permiane, delle marne e dolomie del Trias superiore e delle rocce pelagico-carbonatiche e silico-clastiche torbiditiche del Terziario inferiore.

I sovrascorrimenti profondi scollarono e deformarono le sottostanti successioni rocciose  sepolte di piattaforma carbonatica (Fig. 231) formando culminazioni assiali e strutture di antiformal stack. L’ispessimento in profondità del substrato di piattaforma carbonatica implicò una reimbricazione ed un raccorciamento interno nella sovrastante pila tettonica di carbonati bacinali, ed anche nei livelli strutturali più alti compensando la loro progressiva deformazione  (Fig. 231). La maggior parte dei sovrascorrimenti che coinvolsero i corpi di piattaforma carbonatica si formarono durante il Miocene superiore-Pleistocene inferiore. Questa datazione è supportata dall’età dei depositi sintettonici che riempiono i bacini di tipo thrust-top sulla catena in deformazione, e dal coinvolgimento tettonico dei sovrastanti depositi clastici del Pliocene-Pleistocene inf. durante la deformazione tardiva.
Faglie ad alto angolo riconosciute sul terreno indicano che il sovrascorrimento fu accompagnato da movimenti laterali legati ad una transpressione destra che accompagnava le rotazioni orarie del Miocene sup.-Pleistocene inf. Nei settori settentrionali  della catena (zone di hinterland) il substrato già deformato fu eroso e fagliato dopo il Messiniano con faglie normali listriche e di crescita (Agate et al., 1993). L'evento distensivo determinò l'apertura di semigraben che furono progressivamente riempiti da cunei sedimentari clastici. Successivamente i semigraben furono sottoposti ad un'inversione strutturale nell'intervallo compreso tra 2.5 Ma e 1.4  Ma. Gli ultimi 500 mila anni sono stati interessati da una forte tettonica verticale di carattere distensivo.

Fig. 226

            Fig. 227

Fig. 228

Fig. 229 - Sezioni attraverso la Sicilia.

 Fig. 230 


Fig. 231

            Fig. 232 -– Paleogeografia della Sicilia. In particolare sono evidenziati i bacini flyschoidi.

 
Fig. 233 - Modello della tettonica a zolle dell’evoluzione dell’orogenesi Siciliana (e Nord Africa) (Wezel, 1970).

L’autore cerca qui di spiegare l’evoluzione dell’orogenesi siciliana in termini di tettonica delle zolle mostrando esempi di due tipici modelli attualistici, Atlantico e Pacifico. a = crosta continentale; b = crosta oceanica. La sezione inferiore mostra una fase dell’espansione oceanica (spreading) durante il Cretaceo inferiore. Grazie a questo spreading, si sono depositati i differenti “sedimenti oceanici” che ora appaiono incorporati in unità tettoniche sovrapposte. Sono qui indicati come diacroni e sedimentati in differenti parti del bacino oceanico: 1 = rocce vulcaniche basiche sottomarine e radiolariti; 2 = calcari pelagici; 3 = calcari detritici (microbrecce calcaree con strati più o meno gradati); 4 = argilliti silicee e radiolariti. Il flysch di Monte Soro è considerato come un deposito tra zolle di rialzo continentale. La sezione in alto (Miocene inf.) mostra la progressiva chiusura del bacino oceanico grazie alla subduzione, lungo un piano di Benioff, che porterà, nel Miocene medio, alla collisione continentale.

 Fig. 234