GEOLOGICA CARPATHICA, JUNE 2005, 56, 3, 255–271

www.geologicacarpathica.sk

Transtensional/extensional fault activity from the Mesozoic

rifting to Tertiary chain building in Northern Sicily

(Central Mediterranean)

FABRIZIO NIGRO

1

 and PIETRO RENDA

2

1

Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, Sezione di Palermo, via U. La Malfa n. 153, 90146 Palermo, Italy; f.nigro@pa.ingv.it

2

Dipartimento di Geologia e Geodesia dell’Università, C.so Tukory n. 131, 90134 Palermo, Italy; renda@unipa.it

(Manuscript received February 25, 2004; accepted in revised form September 29, 2004)

Abstract: Extensional structures of different ages characterize the Sicilian fold-and-thrust belt. Normal faults ranging in

geometry from stepped to listric and formed in different geodynamic settings significantly controlled the pattern of syn-

tectonic deposits. Since Mesozoic times Sicily has experienced deformation related to the opening of the Tethys Ocean.

Between the Upper Triassic and the Cretaceous normal, strike- and oblique-slip faults, developed in northern Sicily, in

the framework of a transtensional deformation regime induced by the oblique rifting of the African and European conti-

nental passive margins. Since Tertiary times a reversal in the general relative plate motion induced convergence, fol-

lowed by collision of the European and African margins. Neogene compressional deformations were locally associated

to extensional structures related to the orogenic wedge taper and to the Pliocene-Pleistocene Tyrrhenian Basin evolution.

The persistent activity of extensional structures at different times and within different tectonic pictures is magnificently

preserved in the following Triassic-to-Recent stratigraphic record: (i) carbonates were deposited on the Jurassic passive

margin, formed by neritic platforms and intervening pelagic basins; (ii) the Cretaceous extension in the Africa plate

boundary followed Late Triassic-Early Jurassic transtension due to Neotethys stretching; (iii) clastic deposition occurred

during Neogene chain building ahead of the advancing thrust front (foredeep deposition) and in the inner sectors of the

orogenic wedge (perched deposition in extensional setting); (iv) the perched-basin deposition at the rear of the wedge

was probably related to the extensional collapse of the taper during the Late Miocene and (v) the attenuation of previ-

ously thickened lithosphere corresponds to the onset of the Tyrrhenian stretching.

Key words: Mesozoic–Tertiary, Sicilian Maghrebian Chain, modes of extension, basin formation, normal faults.

Introduction and objectives

Tectonic inversion, that is the switch from extensional to con-

tractional deformation regimes or vice versa, is an important

process in the evolution of collision mountain belts (e.g. Will-

iams et al. 1989). The early rift-basin history of many orogen-

ic systems is clearly preserved within their stratigraphic record

(e.g. the Alps: Gillcrist et al. 1987; Butler 1989) and, in turn,

mountain  belts  may  be  subject  of  late/or  post  orogenic  col-

lapse (e.g. the Western Cordillera in North America—Conste-

nius  1996).  The  effects  of  extensional  deformations  recog-

nized within orogenic systems generally subdivided into pre-

or post-thrusting events, the successive modifications of pre-

thrusting  extensional  structures  during  orogenic  events  and

their eventual reactivation during the onset of late or post-oro-

genic  extension  (Tavarnelli  1996)  are  not  well  documented.

The goal of this paper is to underline that the Sicilian Maghre-

bian  Chain  is  characterized  by  a  long  history  of  extension,

starting  with  the  formation  of  a  passive  margin  and  active

through the evolution of the fold-and-thrust belt up to its col-

lapse and to the consequent post-orogenic deformations.

In fact, carbonate platforms, belonging to the African pas-

sive margin and characterizing the Sicilian Maghrebian Chain,

developed  during  Mesozoic  times  under  the  crustal  attenua-

tion  regime  which  led  to  the  opening  of  the  Tethys  Ocean

(Dercourt et al. 1986). From the Oligocene onwards, as a con-

sequence  of  the  convergence  of  the  African  and  European

plates,  these  platforms  suffered  contractional  deformations

and  were  affected  by  folding  and  thrusting  during  the  con-

struction  of  the  Apenninic-Maghrebian  Chain.  Syn-orogenic

extensional strains, intense at shallow crustal levels, induced

the  formation  of  basins  in  several  domains  of  the  evolving

chain–foredeep–foreland  system,  namely  in  the  foreland,  in

the foredeep and in the back of the chain (Oldow et al. 1993;

Keller et al. 1994; Tricart et al. 1994).

At shallow crustal levels of the Sicilian Maghrebian Chain

extensional tectonics mainly gave rise to syn-sedimentary nor-

mal faults recognized within the Mesozoic–early Tertiary pre-

orogenic successions and the upper Tertiary syn-orogenic and

post-orogenic successions. Syn-sedimentary normal faults are

also overprinted by Neogene thrust-related deformations.

The evidence of transtensional structures of different ages

and the stratigraphic record of Mesozoic extension has been

described by many authors (Truillet 1966, 1970; Wendt 1965,

1971; Bernoulli & Jenkins 1974; Catalano & D’Argenio 1982;

Bouillin  et  al.  1992;  Martire  et  al.  2000),  and  related  to  the

opening of the Neotethys Ocean. A younger episode of exten-

sional  tectonics,  connected  to  the  evolution  of  the  orogenic

256                                                                                       NIGRO and RENDA

Fig. 1.  A — Tectonic sketch of the Central Mediterranean. 1 — Front of the Apenninic-Maghrebian Chain (in the Ionian Sea: front of the

“Calabrian Ridge”); 2 — front of the Kabilides units and Calabrian Arc borders. B — Tectonic sketch of Sicily. 1 — Etna volcano; 2 — Up-

per Pliocene-Pleistocene deposits (foredeep in Southern Sicily); 3 — deformed Miocene-Upper Pliocene foredeep (Gela Nappe p.p. in the

Caltanissetta Basin); 4 — Peloritani units and related Oligocene-Miocene syn-tectonic deposits; 5 — Sicilidi Units and related Oligocene-

Miocene syn-tectonic deposits; 6 — carbonates of the Panormide Units and related Oligocene-Miocene syn-tectonic deposits; 7 — pelagic

carbonates  Imerese-Sicani  Units  and  related  Oligocene-Miocene  syn-tectonic  deposits;  8  —  units  derived  from  the  Western  sector  of  the

Hyblean-Pelagian  Block  of  Sicily  (compressional  deformation  inside)  and  related  Oligocene-Miocene  syn-tectonic  deposits;  9  —  South-

eastern sector of the Hyblean-Pelagian Block of Sicily (foreland, extensional deformation inside). C — Schematic crustal section across the

Sicily belt, showing the structural style of the extended orogen. Cross-section only shows the main Pliocene-Pleistocene strike-slip struc-

tures. The crustal and sub-crustal thinning factors (McKenzie 1978; Royden & Keen 1980) have been calculated; for their computation we

assumed an initial crustal thickness ranging from 30 km in the foreland areas to 35 km in the inner sector of the chain (Pepe et al. 2000). The

lithospheric initial thickness ranges from 100 km in the external areas to about 200 km in the chain roots. In the strong subsiding sectors of

the analysed transect the δ factor is about 3, the β factor is equal to 5, whereas the necking level is located at about 10 km (Pepe et al. 2000).

The water depth and thickness of the submerged late Tortonian–Pleistocene basin fill deposits related to the stretching factors fit the theoret-

ical values proposed by McKenzie (1978).

TRANSTENSIONAL/EXTENSIONAL FAULT ACTIVITY IN NORTHERN SICILY                                  257

wedge taper (Kezirian et al. 1994; Giunta et al. 2000) and to

large-scale  rotations  (Oldow  et  al.  1990),  has  affected  this

chain since Miocene times.

In this paper we analyse the extensional tectonics along the

Sicilian  Maghrebian  Chain,  from  pre-orogenic  to  orogenic

processes  by  using  several  examples  and  we  propose  an  at-

tempt to extrapolate the role of these tectonics in the formation

of  Mesozoic-Tertiary  basins  for  the  Western  Mediterranean

orogens.  The  Mesozoic  transtensional/extensional  tectonics

was produced during the rifting processes leading to the open-

ing  and  evolution  of  the  Neotethys  Ocean.  The  activity  of

transcurrent/normal  faults  induced  basin  formation  and  con-

trolled facies and thickness distribution of the rift-basin depos-

its.  The  Tertiary  syn-collisional  extensional  tectonics  con-

trolled  the  basin  formation  in  the  orogenic  wedge.  Normal

faults  developed  ahead  of  the  advancing  thrust  front  deter-

mined the accommodation space for foredeep sedimentation.

Structural setting of Sicily

Sicily, located between the Apennines and North-Africa, is

the  easternmost  sector  of  the  Maghrebian  fold-thrust  belt,

formed  during  the  Neogene  (Fig. 1A).  In  the  mainland,  a

southward-tapering orogenic wedge is exposed and the thrust

front  forms  an  arcuate  salient  in  Southern  Sicily  and  in  the

Sicily Channel and Ionian Sea (Fig. 1A).

The Sicilian Maghrebian Chain, corresponding to a  thrust

belt–foredeep–foreland system (Ogniben 1960; Broquet et al.

1966; Grandjacquet & Mascle 1978; Catalano & D’Argenio

1978,  1982),  extends  with  a  dominant  W–E  trend  from  the

Trapani Mts to the Peloritani Mts (Fig. 1B) and it is formed by

a stack of imbricate foreland-verging folds and related thrust

sheets  (Grandjacquet  &  Mascle  1978;  Bianchi  et  al.  1987;

Roure  et  al.  1990;  Catalano  et  al.  2000).  The  north-eastern

corner  of  Sicily  (Peloritani  Mts),  composed  of  sedimentary

and crystalline terrains, is a belt of controversial origin, inter-

preted as a microplate interposed between the African and Eu-

ropean  margins  during  the  Mesozoic–early  Tertiary  times

(Amodio Morelli et al. 1979), or as a segment of the European

margin (Bouillin 1986; Bouillin et al. 1992).

The  tectonic  units  were  piled  along  shallow  thrusts  and

were  transported  southwards  during  the  construction  of  the

Neogene Apenninic-Maghrebian fold-thrust system (Ogniben

1960; Broquet et al. 1966; Scandone et al. 1974; Catalano et

al. 1979; Catalano & D’Argenio 1982).

The syn-tectonic deposits lying on the stacked chain units

are progressively younger toward the foreland, and were af-

fected  by  contractional  deformations  acquired  during  the

southward migration of the thrust front (Caire et al. 1960; Bro-

quet  et  al.  1984;  Roure  et  al.  1990;  Nigro  &  Renda  2000).

These deposits are widespread in central Sicily, in the Nebrodi

Mts and in the southern slopes of the Madonie Mts (Fig. 1).

The south-eastern portion of the island is occupied by the

Hyblean Foreland representing the emergent sector of the Pe-

lagian  Block  (Winnock  1981)  which  extends  from  Tunisia

through to the Sicily Channel.

Compressional tectonics linked to the chain building mainly

developed  through  crustal  block  rotations  and  oblique-slip

thrusting (see Ben-Avraham & Grasso 1990, 1991; Oldow et

al. 1990; Reuther et al. 1993; Lickorish et al. 1999; Nigro &

Renda 2001a for field and paleomagnetic evidence).

Starting from the Northern Sicily coast, a process of crustal

attenuation and subsidence has affected the chain since Late

Tortonian  times  (Kezirian  et  al.  1994;  Giunta  et  al.  2000;

Fig. 1C).  Repeated  failure  of  the  orogenic  wedge  also  oc-

curred during the Pliocene–Pleistocene times (Nigro & Renda

2001b).

The stratigraphic successions of Sicily indicate a deposition

onto differently subsiding and fault-controlled blocks (Scan-

done  et  al.  1974;  Biju-Duval  et  al.  1977;  Catalano  &

D’Argenio 1978, 1982), displaying a facies distribution with

carbonate platforms and intervening pelagic basin during Me-

sozoic–early Tertiary times (Fig. 2).

Palinspastic restorations of the Sicilian Maghrebian Chain

(Catalano  &  D’Argenio  1978,  1982;  Catalano  et  al.  1979;

Dercourt et al. 1986; Casero & Roure 1994) indicate a physio-

graphically  sinuous  continental  shelf  margin,  represented  by

Fig. 2.  Stratigraphic  sketch  of  Sicily.  Carbonate  sedimentation

represents  the  pre-orogenic  strata.  Mesozoic-lower  Tertiary  plat-

forms  are  known  as  Peloritani  (partly),  Panormide  and  Hyblean-

Pelagian, while the intervening pelagic basins are known as Sicilide

and  Imerese-Sicano.  The  Sicilide  Basin  was  characterized  by  tur-

biditic  deposition.  Clastic  deposits  represent  the  Tertiary  syn-tec-

tonic strata filling the basins located inner and outer with respect

to the thrust front.

258                                                                                       NIGRO and RENDA

salients  and  recesses  (Scandone  et  al.  1974;  Catalano  &

D’Argenio 1982).

Structural pattern of the extensional structures

within the Sicilian strata

Various scale normal faults, recognized in Sicily and pro-

duced by extension of the crust, are here ascribed to four main

stages.

We focused mostly on the north-western part of the island

featuring many tectonic units (sites A to F; Figs. 3–10).

Mesozoic extension

Late Triassic–Early Jurassic

Normal/transcurrent fault systems displace the Upper Trias-

sic-Lower Jurassic strata of the Western-Northern Sicily car-

bonate platforms, showing a mostly N–S or E–W orientation

(Trapani and Eastern Madonie Mts; sites A and B in Fig. 3, re-

spectively). Locally preserved slickensides, with pitch indicat-

ing a gently-dipping slip vector, allowed us to recognize later-

al  displacements  for  strike-slip  deformation  mechanism.

Slickensides  and  calcite  fibres  show  left-lateral  and,  to  a

smaller extent, right-lateral displacements.

Dip-slip  faults  (dipping  30°  to  60°)  are  also  present,  with

not  always  well  preserved  kinematic  indicators  and  locally

showing extensional displacements.

Transcurrent  faults  are  characterized  by  damage  zones  in

which strike-slip horses developed (Fig. 3B), with associated

joints and spaced cleavage.

Facies  and  thickness  distribution  of  the  Lower  Jurassic-

Lower  Cretaceous  pelagic  deposits  and  the  stratal  relation-

ships  with  their  substrate  (Wendt  1965;  Mascle  1979;  Tri-

maille  1982)  suggest  tilting  of  faulted  blocks  along  the

carbonate platform-basin boundaries. In several sites (Fig. 3A)

Middle Jurassic pelagic strata onlap and lie on the carbonate

platform faulted strata. The lithofacies of the pelagic strata in-

volved  in  the  strike-slip  faulting  range  from  hemipelagic

(Fig. 3A) to condensed (Figs. 4A, 5E).

Carbonate or dolomitic breccias, ranging in thickness from

a  few  centimeters  up  to  several  hundred  of  meters  (Trapani

and Palermo Mts, respectively), are present within the pelagic

strata near the transcurrent fault strands.

The faults with lateral displacements locally exhibit oppo-

site dips forming flower structures (Fig. 3A) with widespread

block tilting.

Fig. 3. Mesozoic strike-slip deformations in Western Sicily (faults are plotted in the stereonets). A — Negative flowers affecting the Up-

per Triassic carbonate platform strata and the Lower Liassic pelagic strata (left side of photo) in the Trapani Mts (site A). The Liassic de-

posits overlay the platform during faulting. The Dogger-Malm unfaulted strata post-date deformation in the site. B — Transcurrent fault

displacing carbonate platform strata in the Eastern Madonie Mts (site B). Erosion occurred before the Upper Cretaceous unconformable

deposition of the pelagic deposits. See text for further explanations.

TRANSTENSIONAL/EXTENSIONAL FAULT ACTIVITY IN NORTHERN SICILY                                  259

Fault  breccias  are  also  present  with  thickness  decreasing

eastwards from a few meters (Trapani Mts) to many tens of

meters (Palermo Mts), where tilted blocks of carbonate plat-

form strata are affected by paleokarst structures (Ferla & Bom-

marito 1988).

Fig. 4. Examples of Jurassic and Cretaceous tectonics (faults are plotted in the stereonets). A — Extensional-transtensional faults affect-

ing the Upper Triassic-Lower Liassic carbonate platform-condensed pelagic deposits in the Southern Trapani Mts (site C). Normal fault

activity reveals the wedge geometry of the Dogger growth deep-water strata overlying the carbonate platform. B — Extensional tectonics

during the Dogger–Malm is represented by extensional fractures filled by pelagic deposit of this age. C — Extensional tectonics occurred

during  the  Cretaceous.  Widespread  small-scale  structures,  corresponding  to  sub-vertical  extension  veins  truncated  by  bedding-parallel

stylolites, indicate extensional deformation. D — Syn-sedimentary normal fault affecting the Cretaceous pelagic strata are characterized

by upwards decreasing of displacement and are truncated by load stylolites.

The present-day orientation of these faults is mostly N–S in

site A (Trapani Mts). Instead, in site B (Eastern Madonie Mts)

the orientation of the faults affecting the carbonate platform

deposits is on average W–E and Upper Cretaceous basin de-

posits lie over the fault zones (Fig. 3B).

260                                                                                       NIGRO and RENDA

The Lias-Dogger pelagic (locally condensed) beds overly-

ing  the  Triassic  carbonate  platform  strata  (Fig. 4A)  define  a

typical wedge growth pattern. These strata are mildly folded

and unconformably covered by the Middle Jurassic deep-wa-

ter  deposits.  These  elements,  in  combination  with  observed

block-tilting phenomena, may result from the development of

roll-over structures during deformation.

Extensional  fracture  systems,  locally  filled  by  Dogger-

Malm deposits (Fig. 4B), are present in the hanging-walls of

the faulted blocks, with spectacular examples in the hinge re-

gions of roll-over anticlines (Southern Trapani Mts).

Late Jurassic–Cretaceous

In  Western  Sicily  (Trapani  Mts),  Cretaceous  extensional

tectonics  are  mainly  represented  by  various  scale  normal

Fig. 5. Example of Cretaceous extensional tectonics in the Southern Trapani Mts (site C). (A) 100 m-in-scale listric normal fault affecting

the basin-plain deposits. Listric normal faults fade out upsection within the Cretaceous strata, exhibit various relationships with bedding, and

are characterized by stepped geometry defined by alternating, wide (up to 100 m) sub-horizontal flats connected by low-angle extensional

ramps. The Upper Cretaceous strata post-date faulting. Associated mesoscopic structures are abundant, and mainly consist of fault fans, in

which antithetic normal faults are widely associated with the synthetic master faults. Syn-sedimentary meso-scale structures are recorded in

the footwall. These are represented by extensional fans, with master and antithetic fault sets (B), conjugate set of planar faults (C) and exten-

sional duplexes (D). These sets were probably generated prior to bed tilting during Miocene deformation, because their obtuse bisectors are

normal to the bedding in both hinge regions and limbs of the compression-induced gentle anticlines. The Cretaceous extensional tectonics

followed the Early Jurassic transtension. In photo E (orthogonal to photo A) the flat of the Cretaceous listric normal fault cuts a transtension-

al fault sheaf. The Early Jurassic tectonics induced rapid drowning of the Lower Lias carbonate platform, as shown by the thin condensed

horizons over the neritic carbonates. Faults are plotted in the stereonets. See text for further explanations.

faults, mainly with a trend at low angles to a mean W–E direc-

tion,  that  is  normally  to  the  Middle  Jurassic  transtensional

faults (see stereonets of Figs. 4 and 5).

Bedding-parallel stylolites and bedding-normal en-échelon

calcite veins (Fig. 4C), the most representative syn-sedimenta-

ry extensional structures, show evidence of a simultaneous de-

velopment during the same deformation.

Syn-sedimentary normal faults, characterized by an upward

decrease of displacement along their surfaces, pre-date the di-

agenetic  stylolites  (Fig. 4D).  Soft-sediment  deformation  is

also  suggested  by  fault  tips  accommodated  downwards  by

folding (Fig. 4D).

Examples of syn-sedimentary Cretaceous extensional struc-

tures are also shown in Fig. 5. Cretaceous normal faults have

locally experienced deflection or folding as a consequence of

the superimposed Neogene contraction (see Fig. 5A).

TRANSTENSIONAL/EXTENSIONAL FAULT ACTIVITY IN NORTHERN SICILY                                  261

Fig. 6. Miocene extension during folding and thrusting in the Trapani Mts, followed by Late Miocene (?)-Pliocene extension (site D). Com-

pressional structures are represented by south-verging folds and reverse faults, subsequently northwards tilted due to the activity of a north-

dipping listric normal fault. 1 kilometer-in-scale  contractional structure is represented by a ramp-anticline in which the forelimb is over-

turned  (A).  The  thrusting  provided  the  geometric  superposition  of  the  slope/basinal  deposits  over  the  Western  extent  of  the  carbonate

platform.  Metric-in-scale  structures  indicate  extension  during  folding/thrusting  (as  in  photo  D)  and  after  compression  (photos  B  and  C).

Post-folding extension is represented by innerward-dipping normal faults, which cut folds and cleavage (photos B and C). Locally, previous

shear zones have been re-utilized and negatively inverted. Intra-folding extension (photo D) is already represented by foreland-dipping nor-

mal small faults, generally located in the hinges of the drag folds. These faults may represent the effect of the activation of synthetic struc-

tures during thrusting coupled by shearing. See text for further explanations.

In Fig. 5E a Cretaceous normal fault parallel to bedding de-

fines  an  extensional  flat  truncating  older  faults  which  affect

the carbonate platform and the Jurassic condensed strata.

Several  vertical  faults  with  oblique-slip  kinematics  offset

beds  or  slump  horizons  at  the  outcrop-scale,  act  as  transfer

zones from one decollement horizon to another, accommodat-

262                                                                                       NIGRO and RENDA

ing both flexural shear and producing significant variations in

bed thickness.

Neogene extension

Oligocene-Miocene interplay between compression and ex-

tension

Since Oligocene times, the Sicilian passive margin has ex-

perienced contraction and was affected by thin-skinned, pig-

gy-back  thrusting  (terminology  after  Butler  1987)  that  pro-

duced significant displacements towards the southern foreland

(Broquet et al. 1966, 1984; Catalano et al. 1979; Nigro & Ren-

da 2000).

Stepped thrust faults with ramp-flat geometries and with ki-

lometric spacing of the ramps are recognized.

Due to the occurrence of detachments within the multilayer,

thrust-related  folding  produced  multi-harmonic  structures,

splays and duplexes. In particular, folding (one to several hun-

dred meters in size, related to the rheology of the local strati-

graphic  sequence)  was  accommodated  by  flexural-slip  and

buckling mechanisms. The normal limbs dip shallowly north-

to-northeastward,  whereas  the  forelimbs  are  steeply  dipping

southwards, or overturned northwards, defining a clear south-

ern vergence (Fig. 6A). These structures generally nucleated

by steeply N-dipping thrusts.

Faulting and folding developed under simple shear. Flex-

ural shear related structures (such as striae on bed surfaces)

orthogonal to the fold axes have been observed, mostly with-

in the Cretaceous pelagic strata. The simple shear strain in

the thrust hanging-walls may result in a reduction in the rate

of displacement near the base of the asymmetric ramp anti-

clines  and  permits  us  to  identify  overturned  thrust-related

folds (Fig. 6A). Minor structures related to shear consist of

layer-normal  pressure-solution  cleavage  and  layer-parallel

shear planes. The spacing of the cleavage domains is gener-

ally 1 cm or less in the Upper Cretaceous deposits overlying

the Jurassic basins (see Fig. 6). The mean bedding cleavage

intersection lineation trends W–E. No axial-plane cleavage is

recorded in the Upper Cretaceous strata overlying the slight-

ly deformed carbonate platform in the Southern Trapani Mts

(see  Figs. 5  and  9).  Folding-related  cleavage  is  more  and

more  developed  northwards,  in  the  Trapani  Mts  between

Trapani and the S. Vito Peninsula, where the Western Sicily

chain units are exposed.

Extensional  strains  locally  form  within  contractional  fold-

ing.  Intra-folding  extension  is  represented  by  small  normal

faults located near the hinge of the minor drag folds along the

100 m  scale  limbs  (Fig. 6D).  The  high  ratio  of  simple  shear

may have induced vertical thinning coupled to fold amplifica-

tion and asymmetry.

In  the  fold  outer  arcs,  the  strong  mechanically  competent

horizons are broken by extensional faults and fractures. Small-

scale  extensional  faults  located  in  the  overturned  fold  limbs

could result from fold amplification and/or fold-hinge collapse

processes.

Extensional structures, corresponding to foreland-dipping nor-

mal  faults  (Fig. 7),  in  the  forelimbs  of  the  thrust-related  folds,

such as asymmetric ramp anticlines, have also been observed.

Fig. 7. Foreland-dipping normal faults in the forelimb of a metric-

scale blind thrust (Southern Trapani Mts; site E). See text for further

explanations.

Normal faults have also been recognized in the foreland de-

posits.

The abrupt change in thickness near the hinterland-dipping

reverse faults has been commonly observed and interpreted by

Giunta et al. (2002) as the result of normal fault positive inver-

sion during contraction (Fig. 8).

Late Miocene extensional tectonics

Post-folding  extension  is  mainly  represented  by  normal

faults  with  stepped  geometry,  generally  northwards  dipping,

towards the Tyrrhenian Sea.

Stepped normal faults widely affect the Northern Sicily suc-

cessions, where the lower terminations are generally isolated

fault surfaces defining extensional fans. Sometimes, they are

observed to merge within upper detachments to define exten-

sional duplexes (Fig. 9B)

Steeply-dipping normal faults affect the back-limbs of the

thrust-ramp anticlines with geometries which led to elimina-

tion of the effects of extensional deformation through passive

back-tilting of the hanging-walls, and permit to reconstruct the

original  contractional  architecture  of  the  stacked  thrust  pile

(Fig. 9C).

The extensional detachments are mainly located at the base

of the Mesozoic carbonates, Cretaceous basin-plain deposits,

and Oligocene-Miocene foredeep deposits.

Tilting and repeated faulting during extension are suggested

by  development  of  lozenge-shaped,  fault-bounded  basins

(Fig. 10B).  Mesoscopic  normal  faults  are  arranged  to  form

two or more variously dipping fault systems, where fault over-

printing  relationships  are  common.  Both  systems  of  mesos-

copic  faults  appear  tilted  and  displaced  by  steeply  dipping

TRANSTENSIONAL/EXTENSIONAL FAULT ACTIVITY IN NORTHERN SICILY                                  263

Fig. 8. Examples of inverted structures in Western Sicily. The two cross-sections show positive inversion of normal faults, foreland-dipping

in example A,  and chain-dipping in example B.  1 — Pliocene-Pleistocene deposits; 2 — undifferentiated Upper Tortonian-Messinian de-

posits (a); distinguished in cross-section A in Tortonian deposits (b) and Lower Messinian sandstones (c); 3 — Serravallian-Lower Torto-

nian deposits; 4 — Oligocene-Lower Miocene deposits; 5 — Mesozoic carbonate platform deposits. GI in the right-hand side is the growth

index, defined as (hangingwall thickness–footwall thickness)/footwall thickness. See text for further explanations.

normal faults, particularly developed in the Palermo-Madonie

Mts towards the Tyrrhenian coast.

Cataclastic zones several meters thick are present at the base

of the Mesozoic carbonate platform deposits. These catacla-

sites  consist  of  cemented  breccia,  with  clasts  ranging  from

coarse- to medium grained.

Extensional  faults  are  characterized  by  remarkable  varia-

tions in strike, from W–E in Western Sicily to NW–SE in the

more easterly domains. Fault-slip data indicate a normal kine-

matics. Locally, two sets of calcite fibres are superposed along

the fault surfaces. The earlier kinematic indicators have a low

pitch,  suggesting  re-activation  of  pre-existing  oblique-slip

faults under extensional deformation conditions.

The activity of these extensional detachments produced in

places  tectonic  superposition  of  younger  rocks  above  older

ones, with cut-out of lithostratigraphic units present elsewhere

within the Sicilian successions (Fig. 10A).

High-angle  fault  strands  truncate  the  Oligocene-Miocene

thrust  faults,  folds  and  the  extensional  detachments  of  the

Northern Sicily belt, locally also producing metric to kilomet-

ric deformations within the Pliocene-Pleistocene deposits.

Regional-scale evolution

The structural data summarized in the previous sections al-

low us to reconstruct the paleotectonic evolution of northern

Sicily.

Figure 11  shows  the  modes  of  extension  recognized  in

Northern Sicily since the Mesozoic.

Strike-slip  mechanisms,  active  in  the  Maghrebian  passive

margin during Late Triassic–Early Jurassic times (Fig. 11A),

connected with the plate margin rifting and consistent with a

general transtensional regime, controlled the development of

high subsidence sedimentary basins. Fragmentation of the tid-

al platform, increasing of the subsidence (see the abrupt facies

change in carbonates, from tidal to pelagic), local uplift and

emersion episodes (see the hard grounds and paleokarst struc-

tures within the platform carbonate succession; Ferla & Bom-

marito  1988)  and  presence  of  irregular  tectonic  depressions

within the carbonate platform (locally with deposition under

anoxic conditions — Catalano & D’Argenio 1982) testify to

these  Late  Triassic-Early  Jurassic  transtensional  tectonics.

Fault  escarpments  around  these  tectonic-controlled  platform

margins produced a progressive areal decrease of the neritic

depositional  domain  and  the  consequent  re-sedimentation  of

thick wedges of carbonate breccias (Fig. 2).

Transcurrent  and  orthogonal  normal  faulting  developed

since  the  Jurassic,  as  the  shallow  expression  of  the  passive

margin development. The orientation of these faults allow us

to reconstruct the pattern, which is summarized in Fig. 11A.

The  Lias  deformation  acts  through  strike-slip  faults

(Fig. 11A1), which determinate roughly tectonic depressions.

In  Sicily  the  Upper  Triassic-Jurassic  extensional  tectonics

(strike-slip faults trending perpendicular to coeval listric nor-

mal fault systems) could be related to the rifting of the African

margin  induced  by  opening  of  the  Neotethys  Ocean.  The

available paleomagnetic data (Nairn et al. 1985; Grasso et al.

1987; Oldow et al. 1990), indicating the Sicilian belt experi-

enced clockwise block rotations from 30° to up 120° during

264                                                                                       NIGRO and RENDA

Neogene time, seem to support this hypothesis. The restored

Jurassic  strike-slip  and  normal  fault  trending,  from  N–S  to

NW–SE  and  from  W–E  to  NE–SW,  respectively,  and  their

distribution  indicate  a  WNW–ESE  trending  sinistral  shear

zone.

The Dogger-Malm up to Cretaceous tectonic subsidence re-

lated to crustal attenuation also dominated the Sicilian Magh-

rebian Chain. Normal fault activity represents the main mode

of deformation in this time (Figs. 4 and 5) and roll-over anti-

clines developed around the edges of the carbonate platform,

characterized by extensive re-deposition processes (Bernoulli

& Jenkins 1974).

A high extension rate vs. subsidence rate is suggested by the

vertical facies trend of Jurassic pelagic carbonates, indicating

a progressive deepening of the pelagic sediments sharply su-

perposed onto shallow-water neritic carbonates and a further

drowning of relict, adjacent carbonate platform domains (Cat-

alano & D’Argenio 1982; Casero & Roure 1994). This strati-

graphic relationship is indicative of a more uniform, high rate

of crustal attenuation.

Fig. 9.  Post-thrusting extension in the Southern Trapani Mts (A and B; site C) and Palermo Mts. (C; site F). In the Southern Trapani Mts,

examples of normal faults are still well recorded in the Upper Cretaceous pelagic deposits of the Scaglia. Normal faults mostly have low-an-

gles, wide flats and displace both the Mesozoic strata and the Middle-Upper Miocene clays deposits (see geological cross-section). The Mi-

ocene normal faults post-date the extensional structures of Figs. 4 and 5 because they cut the load stylolites and displace the Upper Creta-

ceous extensional veins, faults and fractures. Miocene extensional flats run along different stratigraphic levels, to form extensional horses

(A) and duplexes (B). Local re-activation of previous compressional structures, such as roofs/floors bounding duplex, has been recognized

(lower-left side of photo B). Scale invariance is represented in photo C, where a listric normal fault displaces the back limb of an older ramp

anticline, determining the backslide of the tectonic unit, their passive rotation and in consequence roll-over geometries. See text for further

explanations.

TRANSTENSIONAL/EXTENSIONAL FAULT ACTIVITY IN NORTHERN SICILY                                  265

Fig. 10.  Post-thrusting normal faults in places determined a high rate of stretching and chain decoupling. Low-angle normal faults (ex-

tensional detachments) are wide in length and are mostly located at the base or top of the less competent successions. Low-angle normal

faulting  (see  stereonet)  and  passive  rotation  during  extensional  tectonics  development  seem  to  have  determined  tectonic  elisions  of

lithostratigraphic members within the Sicilian successions and mechanical contacts with younger-on-older geometry (A). Along ramps,

repeated faulting and rotation may have determined lozenge geometries (chaos-like structures of Wernicke & Burchfiel 1982; photo B).

See text for further explanations.

The high extension rate also led to a sudden physiographic

uniformity  of  the  passive  margin  during  Cretaceous–early

Tertiary times. This tectonics could be interpreted as a shear

sense reversal of transform faults of the Neotethys Ocean.

The Cretaceous small extensional faults may represent the

shallow  expression  of  the  activity  of  the  roll-over  anticlines

which persisted from the Jurassic (Fig. 11A2).

Collisional tectonics and the consequent crustal asymmetri-

cal  thickening  (Channel  &  Mareschal  1989)  initiated  during

Oligocene times. The modes of extension during these colli-

sional deformations, in both the back and frontal sides of the

orogenic wedge (Figs. 6, 7, 9 and 10), controlled the deposi-

tional  pattern  of  sediments  within  piggy-back  and  foredeep

basin setting. The normal faults, similar to the “foreland-dip-

ping” duplexes of Boyer & Elliott (1982) and particularly in-

tense  in  the  frontal  parts  of  the  orogenic  wedge  during  Oli-

gocene–Miocene  times,  dip  away  from  the  local  tectonic

transport (Fig. 7).

During  the  Neogene  contraction,  Mesozoic  normal  faults

were  reactivated  for  the  thrust  front  migration  towards  the

foreland  (Fig. 11B)  and  the  syn-depositional  faulting  is  sug-

gested by the abrupt thickness change of the deposits near the

faults. The fold amplification under a simple shear allowed the

formation  of  normal  faulting  in  the  limbs  of  the  ramp  anti-

clines (Fig. 11C).

As depicted in Figs. 12 and 13, basin formation during the

Sicily chain building may be in part controlled by extension,

both in the inner sector and external to the thrust front. The

distribution  of  facies  and  thickness  of  Oligocene-Miocene

syn-tectonic deposits supports the model of Fig. 13, where a

266                                                                                       NIGRO and RENDA

Fig. 11. Modes of extensional tectonics recognized in Sicily since the Mesozoic. (A) The scheme summarizes the fault pattern affecting the

passive margin during the Jurassic. It is represented by transcurrent faults orthogonal to dip-slip normal faults. The tectono-sedimentary his-

tory is depicted in the schemes A1 and A2. Syn-sedimentary transtension affect the Triassic-Liassic strata. Then Dogger-Malm deposits rep-

resent the post-tectonic deposition and a new extensional tectonics developed in the Cretaceous. The Mesozoic normal faults were in places

positively inverted during contraction, as depicted in (B). Extension due to normal faulting is suggested by growth strata inducing thickness

change near the faults. Folding of foreland-dipping normal faults may occur during positive inversion for thrust front migration toward the

foreland, as shown by the scheme in the lower part of the figure. The orientation of inherited structures with respect to the tectonic transport

direction permits some remarks on the concepts of re-activation and inversion. If the older fault is antithetically oriented with respect to the

new thrust faults, then it may be more easily rotated or folded (see scheme in the lower part of the Figure). Folding of the fault surface may

apparently change the geometrical position of the fault-blocks, where a folded pre-existing extensional footwall block may partly seem to be

a hangingwall during subsequent compressional tectonics. (C) Extension also occurred during contraction-related folding. The post-thrust-

ing extension is represented mostly by the negative inversion of the thrust faults (D). It allows us to determinate roll-over geometries and the

overall backsliding of the tectonic units. The stretching of the chain was realized through the repeated faulting and the passive rotation of

blocks, allowing the formation of lozenge-like geometries and local elision of stratigraphic sequences within the multilayer (E). See text for

further  explanations.

TRANSTENSIONAL/EXTENSIONAL FAULT ACTIVITY IN NORTHERN SICILY                                  267

Fig. 12. Shear mechanisms during thrusting may activate Riedel shears (like R-shears), some of these fitting well with the foreland-dip-

ping normal faults active outside the thrust front (upper part of the figure). Invariance scale of deformative mechanisms allow us to pro-

pose that normal faulting may occurs in the foredeep basin during emplacement (lower part of the figure). In an deforming wedge system,

lithospheric flexure of the lower plate for chain loading is mostly realized through normal fault activation. Normal fault domain is present

as far as toe region of the wedge, where extensional forces may propagate up into the foredeep deposits. Normal faulting produces ac-

commodation space for clastic filling and may be more easily developed if the thrusting occurs under non-zero vertical simple shear. Pos-

itive inversion of normal faults in the lower plate occurs due to the thrust front migration forelandwards.

mild  lithospheric  flexuring  developed  in  response  to  the

thrust-induced loading. The scheme of Fig. 13A indicates the

thickness and facies distribution of foredeep deposits in Sicily.

These deposits are composed of rocks eroded from the evolv-

ing thrust belt. Their thickening towards the foreland, and the

vertical  facies  trends  support  the  hypothesis  of  normal  fault

activity in both the thrust front and in the peripheral bulge. As

shown  in  Figs. 7  and  8,  foreland-dipping  fault  systems  may

have  created  the  depressions  where  clastic  deposition  oc-

curred. These faults are antithetic with respect to more con-

ventional hinterland-dipping faults that were developed in the

peripheral bulge. In Sicily, in domains located ahead of the ad-

vancing  thrust  fronts,  the  development  of  syn-thrusting  nor-

mal faults occurred extensively. These structures (masters and

minor  antithetic)  dip  both  foreland  and  hinterland  (Fig. 8),

leading to development of an asymmetric foredeep basin. The

reactivation of the Mesozoic normal faults probably contribut-

ed to the development of the foredeep basin, as described by

Scisciani et al. (2001) in the Apennines. These normal faults

were inverted during the migration of the thrust fronts toward

the foreland, as suggested by the data shown in Fig. 8.

The  high  crustal  thickening  due  to  thrust  stacking

(Fig. 13B) exceeded the critical taper of the orogenic wedge.

The onset of Miocene extensional tectonics characterized by

low-angle normal faults (Figs. 9 and 10) results from the col-

lapse of the orogenic wedge related to excess of the critical

taper threshold, and led to restoration of an internal sub-criti-

cal taper condition. The flats of these fault are regionally de-

veloped,  defining  km-scale  extensional  detachments  (sensu

Lister et al. 1991), usually forming low-angles with the bed-

ding and locally reactivating pre-existing mechanical anisotro-

pies, such as thrust surfaces (for example, lower-left sector of

Fig. 9). This extensional episode is manifested by hinterland-

dipping,  low-angle  detachments  responsible  for  inducing  a

hinterland glide of the uppermost Maghrebide tectonic units.

These normal faults cut downsection through the stratigraphic

268                                                                                       NIGRO and RENDA

sequence of the tectonic pile towards the deepest parts of the

orogenic system, where they are imaged at crustal depths, as

shown by the crustal profile across the Sicilian belt (Fig. 1C).

In the Sicilian mainland the detachment fault systems develop

under  brittle  conditions,  whereas  in  the  Tyrrhenian  offshore

the upper level of necking recognized by Pepe  et  al.  (2000)

may represent the brittle-ductile transition zone.

Perched deposition (molasse) occurred within elongated de-

pressions  during  activity  of  the  low-angle  detachments

(Fig. 13C).  The  faulting  development  was  accompanied  by

block tilting since Tortonian time and is suggested by the fa-

cies distribution of the clastic deposits and by their relation-

ships to the mobile substratum. Upper Miocene deposits over-

lie the faulted back-limbs of thrust ramp anticlines (Giunta et

Fig. 13.  A — This scheme shows the Miocene foredeep deposits and their stratigraphic thickness distribution in Sicily. The provenance of

filling materials is mostly from the chain, allowing us to recognize extension outside the chain front by foreland-dipping normal faults. B —

Foreland-dipping normal faults reduce flexure due to loading in the back of the wedge. Low deflection during thickening crust induces a rap-

id increase in the wedge slope, which becomes the main source area for sediment supply in the foredeep. C — For attainment of high values

of the wedge slope angle, mechanical instability occurs, counterbalanced by extension in the inner sectors. The cyclical development of su-

percritical taper values in the Sicilian wedge occurred during the Pliocene–Pleistocene (Nigro & Renda 2001b) and has been expressed by

extensional failure in its back and the coeval resedimentation processes in its toe region. See text for further explanations.

TRANSTENSIONAL/EXTENSIONAL FAULT ACTIVITY IN NORTHERN SICILY                                  269

Fig. 14. Modes and sequence of extensional structures developed in Sicily from the Mesozoic. From top to bottom, extensional dynamics

occurred during the Mesozoic, allowing basin formation during the rift stage of the Neotethys and the drifting of the African passive con-

tinental  margin.  In  particular,  during  the  late  Triassic–early  Lias,  the  basin  formation  was  dominated  by  transtensional  tectonics,  as  a

consequence of the Maghrebides rifting stage. Transtensional tectonics continued during the Jurassic, when the passive margin had the

maximum rate of extension. During the Late Cretaceous the further extension may have been related to the Sicilide basin opening. This

tectonic episode may also represent the evolution of the Neotethys shear inversion. During the Neogene the Sicilian chain was built and

propagated forelandwards under thrust tectonics. The building Sicilian wedge experienced extension both in the foredeep and in its back,

reflecting collapse due to supercritical taper conditions. The wedge collapse during the Late Miocene (Giunta et al. 2000a) is represented

by low-angle extensional faults, which thinned the chain towards the Tyrrhenian. During the Pliocene–Pleistocene, the different rates of

rotations of the African and European plates controlled the development of the southern Tyrrhenian margin. It was affected by a W–E

trending deep-seated shear zone (Giunta et al. 2000b), which induced transtension in the northern Sicily submerged sectors and transpres-

sion in the central mainland. Transtension characterized the basin opening and the present-day morphostructural settlement of Northern

Sicily. See text for further explanations.

al. 2000). The facies distribution of these sediments of Upper

Miocene age implies that deposition was generally controlled

by syn-sedimentary extensional tectonics and by a northward

shift of the subsidence of the substratum made up of the piled

tectonic units subsequent to the backsliding of the upper tec-

tonic  units.  The  tectono-sedimentary  evolution  of  perched

deposition was controlled by mobility of hanging-wall blocks

during  Tortonian  extension.  The  age  distribution  of  Upper

Tortonian deposits in northern Sicily (with younger rocks sys-

tematically outcropping in the northernmost domains) may be

interpreted  as  due  to  the  interplay  of  detachment-bounded

blocks, footwall uplift and hanging-wall subsidence.

Concluding remarks

A synthetic model for the modes of onset, based on these

data (Fig. 14), shows the evolution of the extensional defor-

mations in northern Sicily since Mesozoic times from the pas-

sive margin stage to the syn-orogenic basin formation.

270                                                                                       NIGRO and RENDA

Crustal attenuation during Triassic–Early Jurassic time, re-

lated to north Africa rifting, was associated with transtensional

faulting  and  great  accommodation  space  filled  by  carbonate

deposition. Late Jurassic–Cretaceous subsidence of the Afri-

can margin was still dominated by a high extension rate, ac-

commodated through activity of listric normal faults reflected

by a minor deposition rate.

The Early Miocene thrusting, induced by the Sardo-Corso

transpressional collision with the African continental margin,

shows extensional deformations accompanying the onset and

evolution of the Neogene orogenic belt, consisting mainly of

normal  faults  affecting  also  the  foreland  and  foredeep  do-

mains.

The Late Miocene extensional stage, induced by the exceed-

ed critical taper values, shows low-angle simple shear defor-

mations, in part represented by the backsliding of the Maghre-

bian tectonic units. In the back domains of the orogenic wedge

normal fault activity was induced by mechanical failure of the

critical wedge taper, and controlled clastic deposition within

satellite (piggy-back) basins.

“Intra-thrusting”  attenuation  affected  the  uplifted  orogenic

belt  favouring  the  opening  of  intramountain  basins,  where

high subsidence and deposition rates were reached within in-

tra-slope, fault-controlled basins.

Acknowledgments:  Grateful  thanks  for  the  helpful  sugges-

tions, the detailed and constructive comments and the support-

ive linguistic corrections, leading to the improvement of the

paper are due to D. Puglisi (University of Catania, Italy), L.

Csontos and to D. Plašienka (Editorial Board member). Work

supported with UNIPA (ex MURST 60 %) and COFIN 2003,

P. Renda funds.

References

Amodio Morelli L., Bonardi G., Colonna V., Dietrich D., Giunta G.,

Ippolito  F.,  Lorenzoni  S.,  Paglionico  A.,  Piccarreta  G.,  Russo

M.,  Scandone  P.,  Zanettin-Lorenzoni  E.  &  Zuppetta  A.  1979:

The  Calabrian-Peloritani  Arc  in  the  frame  of  the  Apenninic-

Maghrebian Chain. Mém. Soc. Geol. Ital. 17, 1–6 (in Italian).

Ben-Avraham Z. & Grasso M. 1990: Collisional zone segmentation

in  Sicily  and  surrounding  areas  in  the  Central  Mediterranean.

Ann. Tectonicae 5, 131–139.

Ben-Avraham Z. & Grasso M. 1991: Crustal structure variations and

transcurrent faulting at the eastern and western margins of the

eastern Mediterranean. Tectonophysics 196, 269–277.

Bernoulli D. & Jenkyns H. 1974: Alpine, Mediterranean and central

Atlantic Mesozoic facies in relation to the early evolution of the

Tethys. Soc. Econ. Paleont. Miner., Spec. Publ. 19, 129–160.

Bianchi F., Carbone S., Grasso M., Invernizzi G., Lentini F., Longa-

retti G., Merlini S. & Mostardini F. 1987: Sicilia orientale: pro-

filo  geologico  Nebrodi-Iblei.  Mem.  Soc.  Geol.  Ital.  38,

429–458.

Biju-Duval B., Dercourt J. & Le Pichon X. 1977: From the Tethys

Ocean to the Mediterranean Seas: a plate tectonic model of the

evolution of the Western Alpine System. In: Biju-Duval B. &

Montadert  L.  (Eds.):  Structural  history  of  the  Mediterranean

basins. Ed. Technip, Paris, 143–164.

Bouillin J.P. 1986: Le bassin  maghrébin: une ancienne limite entre

l’Europe  et  l’Afrique  à  l’Ouest  des  Alpes.  Bull.  Soc.  Géol.

France s. 8, 2, 4, 547–558.

Bouillin J.P., Dumont T. & Olivier P. 1992: Organisation structurale

et  sédimentaire  de  la  paléomarge  nord  téthysienne  au  Juras-

sique dans les monts Péloritains (Sicile, Italie). Bull. Soc. Géol.

France 163, 6, 761–770.

Boyer  S.  &  Elliot  D.  1982:  Thrust  systems.  A.A.P.G.  Bull.  66,  9,

1196–1230.

Broquet P., Caire A. & Mascle G. 1966: Structure et évolution de la

Sicile occidentale (Madonie et Sicani). Bull. Soc. Géol. France

s. 7, 8, 994–1013.

Broquet P., Duée G., Mascle G. & Truillet R. 1984: Evolution struc-

turale  alpine  récente  de  la  Sicile  et  sa  signification  géody-

namique. Rev. Géol. Dynam. Géogr. Phys. 25, 2, 75–85.

Butler  R.W.H.  1987:  Thrust  sequences.  J.  Geol.  Soc.  London  144,

619–634.

Butler  R.W.H.  1989:  The  influence  of  pre-existing  basin  structure

on  thrust  system  evolution  in  the  Western  Alps.  In:  Cooper

M.A. & Williams G.D. (Eds.): Inversion Tectonics. Geol. Soc.

Spec. Publ. 44, 105–122.

Caire A., Glangeaud L. & Grandjacquet C. 1960: Les grands traits

structuraux  et  l’évolution  du  territoire  Calabro-Sicilien  (Italie

meridionale). Bull. Soc. Géol. France 7, 2, 915–938.

Casero P. & Roure F. 1994: Neogene deformations at the Sicilian-

North Africa plate boundary. In: Roure F. (Ed.): Peri-Tethyan

Platforms. Ed. Technip, Paris, 27–45.

Catalano R. & D’Argenio B. 1978: An essay of palinspastic restora-

tion across the Western Sicily. Geol. Romana 17, 145–159.

Catalano  R.  &  D’Argenio  B.  1982:  Geologic  scheme  of  Sicily  (in

Italian).  In:  Catalano  R.  &  D’Argenio  B.  (Eds.):  Guida  alla

Geologia della Sicilia Occidentale. Guide Geologiche Regiona-

li, Mem. Soc. Geol. Ital., Suppl. A., 24, 9–41.

Catalano R., D’Argenio B., Montanari L., Renda P., Abate B., Mon-

teleone S., Macaluso T., Pipitone G., Di Stefano E., Lo Cicero

G., Di Stefano P. & Agnesi V. 1979: Contributo alla conoscen-

za della struttura della Sicilia Occidentale: Il profilo Palermo-

Sciacca. Boll. Soc. Geol. Ital. 19, 485–493.

Catalano R., Franchino A., Merlini S. & Sulli A. 2000: Central west-

ern Sicily structural setting interpreted from seismic reflection

profiles. Mem. Soc. Geol. Ital. 55, 5–16.

Channel J.E.T. & Mareschal J.C. 1989: Delamination and asymmet-

ric  lithospheric  thickening  in  the  development  of  the  Tyrrhe-

nian  Rift.  In:  Coward  M.P.,  Dietrich  D.  &  Park  R.G.  (Eds.):

Alpine Tectonics. Geol. Soc., Spec. Publ. 45, 285–302.

Constenius  K.N.  1996:  Late  Paleogene  extensional  collapse  of  the

Cordilleran foreland fold and thrust belt. Geol. Soc. Amer. Bull.

108, 1, 20–39.

Dercourt J., Zonenshain L.P., Ricou L.E., Kazmin V.G., Le Pichon

X., Knipper A.L., Grandjacquet C., Sbortshikov I.M., Geyssant

J.,  Lepvrier  C.,  Pechersky  D.H.,  Boullin  J.P.,  Sibuet  J.C.,  Sa-

vostin L.A., Sorokhtin O., Westphal M., Bazhenov M.L., Lauer

J.P. & Biju-Duval B. 1986: Geological evolution of the Tethys

from the Atlantic to the Pamirs since the Lias. Tectonophysics

123, 241–315.

Ferla P. & Bommarito S. 1988: Bauxiti lateritiche medio-giurassiche

nei  calcari  della  piattaforma  carbonatica  panormide  di  Monte

Gallo (Palermo). Boll. Soc. Geol. Ital. 107, 579–591.

Gillcrist R., Coward M. & Mugnier J. 1987: Structural inversion and

its controls: examples from the Alpine foreland and the French

Alps. Geodinamica Acta 1, 5–34.

Giunta G., Nigro F. & Renda P. 2000: Extensional tectonics during

Maghrebides chain building since late Miocene: examples from

Northern Sicily. Ann. Soc. Geol. Pol. 70, 81–98.

Giunta G., Nigro F. & Renda P. 2002: Inverted structures in Western

Sicily. Boll. Soc. Geol. Ital. 121, 11–17.

Grandjacquet C. & Mascle G. 1978: The structures of the Ionian sea,

Sicily and Calabria-Lucania. In: Nairn A.E.M., Kanes W.H. &

Stheli F.G. (Eds.): The Western Mediterranean. Plenum Press,

TRANSTENSIONAL/EXTENSIONAL FAULT ACTIVITY IN NORTHERN SICILY                                  271

New York, 4B, 257–329.

Grasso M., Manzoni M. & Quintili A. 1987: Misure magnetiche sui

Trubi infrapliocenici della Sicilia Orientale: possibili implicazio-

ni stratigrafiche e strutturali. Mem. Soc. Geol. Ital. 38, 459–474.

Kastens K., Mascle J., Auroux C., Bonatti E., Broglia C., Channel

J., Curzi P., Emeis K.C., Hasegawa S., Hieke W., Mascle G.,

McCoy  F.,  McKenzie  J.,  Mendelson  J.,  Muller  C.,  Rehault

J.P., Robertson A., Sartori R., Sprovieri R. & Torii M. 1988:

ODP leg 107 in the Tyrrhenian Sea: insights into passive mar-

gin and back-arc basin evolution. Bull. Geol. Soc. Amer. 100,

1140–1156.

Keller J.V.A., Minelli G. & Pialli G. 1994: Anatomy of late orogenic

extension:  the  Northern  Apennines  case.  Tectonophysics  238,

275–294.

Kezirian F., Barrier P., Bouillin J.P. & Janin M.C. 1994: The Pelori-

tan  Oligo-Miocene  (Sicily)  —  a  remnant  of  the  Algero-

Provençal Basin Rifting. C. R. Acad. Sci. Paris Ser. II, 319 2,

699–704.

Lickorish W.H., Grasso M., Butler R.W.H., Argnani A. & Maniscal-

co R. 1999: Structural styles and regional tectonic setting of he

“Gela Nappe” and frontal part of the Maghrebian thrust belt in

Sicily. Tectonics 18, 4, 669–685.

Lister  G.S.,  Etheridge  M.A.  &  Symonds  P.A.  1991:  Detachment

models for the formation of passive continental margins.  Tec-

tonics 10, 1038–1064.

Martire L., Pavia G., Pochettino M. & Cecca F. 2000: The Middle-

Upper Jurassic of Montagna Grande (Trapani): age, facies and

depositional geometries. Mem. Soc. Geol. Ital. 55, 219–225.

Mascle G. 1979: Etude géologique des Monts Sicani. Riv. Ital. Pale-

ont. Stratigr., Mem. 16, 1–431.

Nairn A.E.M., Nardi G., Gregor C.B. & Incoronato A. 1985: Coher-

ence  of  the  Trapanese  units  during  tectonic  emplacement  in

Western Sicily. Boll. Soc. Geol. Ital. 104, 267–272.

Nigro F. & Renda P. 2000: Un modello di evoluzione tettono-sedi-

mentaria  dell’avanfossa  neogenica  siciliana.  Boll.  Soc.  Geol.

Ital. 119, 667–686.

Nigro F. & Renda P. 2001a: Oblique-slip thrusting in the Maghre-

bide chain of Sicily. Boll. Soc. Geol. Ital. 120, 187–200.

Nigro F. & Renda P. 2001b: Late Miocene-Quaternary stratigraphic

record  in  the  Sicilian  Belt  (Central  Mediterranean):  tectonics

versus eustasy. Boll. Soc. Geol. Ital. 120, 151–164.

Ogniben L. 1960: Geologic scheme of the northeastern Sicily  Riv.

Min. Sic. 64–65, 184–212 (in Italian).

Oldow  J.S.,  Channell  J.E.T.,  Catalano  R.  &  D’Argenio  B.  1990:

Contemporaneous  thrusting  and  large-scale  rotations  in  the

Western Sicilian fold and thrust belt. Tectonics 9, 661–681.

Oldow J.S., D’Argenio B., Ferranti L., Pappone G., Marsella E. &

Sacchi  M.  1993:  Large-scale  longitudinal  extension  in  the

Southern  Apennines  contractional  belt,  Italy.  Geology  21,

1123–1126.

Pepe F., Bertotti G., Cella F. & Marsella E. 2000: Rifted margin for-

mation in the south Tyrrhenian Sea: A high-resolution seismic

profile across the north Sicily passive continental margin. Tec-

tonics 19, 2, 241–257.

Reuther C.D., Ben-Avraham Z. & Grasso M. 1993: Origin and role

of major strike-slip transfers during plate collision in the cen-

tral Mediterranean. Terra Nova 5, 249–257.

Roure F., Howell D.G., Muller C. & Moretti I. 1990: Late Cenozoic

subduction complex of Sicily. J. Struct. Geol. 12, 2, 259–266.

Royden L. & Keen C.E. 1980: Rifting process and thermal evolution

of  the  continental  margin  of  eastern  Canada  determined  from

subsidence curve. Earth Planet. Sci. Lett. 51, 343–361.

Scandone P., Giunta G. & Liguori V. 1974: The connection between

Apulia  and  Sahara  continental  margins  in  the  Southern  Apen-

nines and in Sicily. Mem. Soc. Geol. Ital. 13, 317–323.

Scisciani V., Calamita F., Tavarnelli E., Rusciardelli G., Ori G.G. &

Paltrinieri W. 2001: Foreland-dipping normal faults in the inner

edges  of  syn-orogenic  basins:  a  case  from  the  central  Apen-

nines, Italy. Tectonophysics 330, 211–224.

Tavarnelli E. 1996: Geol. Rdsch. 85, 363–371.

Tricart  P.,  Torelli  L.,  Argnani  A.,  Rekhiss  F.  &  Zitellini  N.  1994:

Extensional collapse related to compressional uplift in the Al-

pine Chain off northern Tunisia (Central Mediterranean). Tec-

tonophysics 238, 317–329.

Trimaille H. 1982: Etude géologique du Bassin de Trapani (Sicile,

Italie). PhD. These, Univ. Franche-Comté, 1–177.

Truillet  R.  1966:  Existence  de  filons  sédimentaires  homogènes  et

granoclassés dans les environs de Taormina (monts Péloritains-

Sicile). C. R. Som. Soc. Géol. France 9, 354–359.

Truillet  R.  1970:  Etude  géologique  des  Péloritains  orientaux  (Si-

cile). Riv. Min. Sic. 115–117, 1–157.

Wendt  J.  1965:  Synsedimentäre  Bruchtektonik  im  Jura  Westsiz-

iliens. Neu. Jb. Geol. Paläont. Mh. 5, 286–311.

Wendt J. 1971: Geologia del Monte Erice (Provincia di Trapani, Si-

cilia occidentale). Geol. Rom. 10, 53–76.

Wernicke B. & Burchfiel B.C. 1982: Modes of extensional tecton-

ics. J. Struct. Geol. 4, 2, 105–115.

Williams  G.D.,  Powell  C.M.  &  Cooper  M.A.  1989:  Geometry  and

kinematics of inversion tectonics. In: Cooper M.A. & Williams

G.D.  (Eds.):  Inversion  tectonics.  Geol.  Soc.  London,  Spec.

Publ. 44, 3–15.

Winnock E. 1981: Structure du Bloc Pelagien. In: Wezel F.C. (Ed.):

Sedimentary  Basins  of  Mediterranean  Margins.  Technoprint,

Bologna, 445–464.