Creste di Monte Cannarella - Rocca di Cerere Geopark

Creste di Monte Cannarella - Rocca di Cerere Geopark
il percorso è breve ma molto bello. a breve distanza da Enna, si accede dalla strada limitrofa all'abbeveratoio di c.da salinella.
nel punto di partenza c'è un cancello aperto (non so se il terreno è di privati).
il primo tratto il percorso è su selciato tracciato, dopo ci sono solo tratti di sentieri segnati da animali. non ci sono comunque difficoltà particolari nell'ascesa, anche senza sentierio di sale senza problemi, su trreno e su gessi. da intraprendere con pià prudenza la discesa su terreno e rocce a tratti sdrucciolevoli.
il percorso è interessante, per le caratteristiche geologiche, e per il paesaggio.
ci troviamo in uno dei siti pià interessanti del Geopark Rocca di Cerere, caratterizzato dalla presenza di gessi di diversi tipi, da geminati, Lapis specularis, con forme carsiche epigee, gessareniti, ecc. la flora, oltre a quella tipica della zona )ampelodemos, euphorbia, nipitella, timo, ecc), sono presenti specie gispofile come sedum gypsicola.
il paesaggio è molto bello, specialmente al tramonto, con vista sulle colline limitrofe, delle creste limitrofe e degli abitati di Enna E Calascibetta.
in corrispondenza della cresta meglio evitare di camminare sui tratti che presentano diverse fessurazioni.
da non fare d'estate con alte temperature e a seguito di piogge perche i terreni da attraversare sono argillosi..
il cammino si può estendere (non verso monte bruchito per la presenza di recinzione, ma in direzione salinella,
Per capire la formazione di questi gessi nel periodo messiniano, si riporta uno stralcio della pubblicazione "rocca di cerere, li dove nacque il mediterraneo" del rocca di cerere Geopark:
"Il Messiniano
Circa sei milioni di anni fa il Mediterraneo si presentava
più o meno con le dimensioni odierne, fu proprio
all'incirca 5,97 milioni di anni addietro che per motivi
tettonici e, forse astronomici, più probabilmente per il
convergere di cause diverse, che il mare si trovò privo
dell'importantissimo apporto di acque dall'Atlantico.
Così, le condizioni climatiche dell'antico mare, posto in
una delle aree più aride del mondo, iniziarono a
favorire una inesorabile evaporazione delle acque.
Sebbene con momenti di stasi o di rallentamento del
prosciugamento, intorno a 5,60 milioni di anni il livello
del mare si trovò mediamente al di sotto di almeno
1500 metri del livello medio globale. Un fenomeno
incredibilmente unico la cui portata non solo a livello
regionale ma anche globale è ancora non del tutto
compresa. Immaginare un simile calo del livello delle
acque è per noi del tutto furi portata, basti considerare
che il Mar Caspio, residuo della Paratetide, è posto a
soli 28 metri sotto il livello medio del mare e che il
minuscolo Mar Morto, oramai giunto ad essere un
bacino ipersalato, raggiunge la quota di -430 sotto il
livello medio del mare. La diminuzione del livello del
mare per evaporazione comportò anche una serie di
fenomeni deposizionali che sono oggi la chiave di
lettura della incredibile geologia dell'area conosciuta
alla Scienza come Bacino di Caltanissetta o altipiano
gessoso-solfifero ed oggi parte essenziale del Rocca di
Cerere UNESCO Global Geopark. Inizialmente alle
condizioni di un mare chiuso ma ancora vitale, si andò
man mano sostituendo una fase euxinica, nella quale la
sempre maggiore mancanza di ossigeno e la forte
salinità finirono per uccidere la maggior parte delle
s p e c i e v i v e n t i n e l b a c i n o . N e l l e a c q u e ,
particolarmente calde, proliferarono le diatomee,
alghe unicellulari dotate di un rivestimento duro e
resistente costituito da silice idrata, il cui grande
numero favorì la diminuzione dell'ossigeno disciolto e
quindi la sparizione degli altri organismi natanti.
Geologicamente sul fondo del mare si accumularono le
cosiddette “Farine di Tripoli”, rocce silicee ad alto
contenuto di diatomee e radiolari ricche di resti, quasi
sempre frammentari, di pesci, aculei di ricci, parti di
organismi. Subito dopo la evaporazione fu tale da creare i
presupposti per la precipitazione dei sali disciolti
nell'acqua del mare ad iniziare con i carbonati di
calcio CaCO3 e magnesio CaMgO3 che la successiva
diagenesi trasformò in un giacimento roccioso detto
dei “Calcari di Base”.
Successivamente il processo deposizionale vide
precipitare il Solfato di Calcio, CaSO4, dapprima
idrato poi anidro che formò potenti depositi di Gessi,
suddivisi in diversi cicli di deposizione. Infine, nelle
condizioni più estreme, il salgemma NaCl (ialite) ed i
sali potassici e magnesiaci, i cloruri di potassio KCl , di
magnesio MgCl2 ed il bromuro di sodio NaBr.
Questi depositi, variamente accumulatisi in ragione
della permanenza di acque in evaporazione, vennero
trasformati in potenti banchi rocciosi oggi in
grandissima parte giacenti sotto la superficie del
mare.
Circa 5,33 milioni di anni fa, al termine del Miocene, si
ebbe l'apertura dello stretto di Gibilterra e la
conseguente, gigantesca, Alluvione Zancleana.
L'oceano entrò nella vasta depressione portando con
se anche una densa coltre di detriti e con una quantità
d'acqua di gran lunga superiore a quella delle maggiori
cascate odierne. Si è calcolato che il livello del mare
salì con una media di 4/10 metri a giorno.
Il riempimento della grande area depressa avvenne
per stadi, di volta in volta riempiendo le varie
depressioni e, raggiunta la soglia, iniziando con
nuove, grandi cascate, il riempimento di quella più
vicina.
Questo evento si pone perfettamente tra la fine del
Miocene e l'inizio del Pliocene con il suo piano
Zancleano e, geologicamente, questa fase di rientro
del mare, viene evidenziata dal contatto tra i depositi
detti dell'Arenazzolo, una roccia sabbiosa o ad
arenaria quarzosa molto micacea, poco o non
cementata, che segna il limite tra i gessi del Miocene
Superiore ed i Trubi con un contenuto fossilifero
ampio che sembra descrivere delle condizioni
ambientali di “lago-mare”. Dal punto di vista
cronostratigrafico l'Arenazzolo appartiene al
Messiniano superiore (Miocene Superiore) mentre i
“ Tr u b i ” , u n a r o c c i a b i a n c a c o s t i t u i t a
prevalentemente dai gusci carbonatici di microfossili
in prevalenza Foraminiferi planctonici (globigerine),
depositatisi per decantazione in ambiente di mare
profondo sono già dello Zancleano.
Sono presenti diffusamente anche macrofossili
caratteristici di ambiente marino profondo (Coralli
non coloniali, Brachiopodi, Echinidi), che emergono
in diverse parti del territorio. Successivamente il mare acquisisce aspetti che sono
essenzialmente quelli del Mediterraneo odierno e
vedrà la deposizione di marne a diverso contenuto di
argille e sabbia oltre che di ampi complessi di sabbie e
calcareniti con strutture evidenti di stratificazione
anche laminare, un ricchissimo corredo fossile ed
alcune eteropie di facies.
Nel frattempo il grande movimento tettonico tra le
zolle eurasiatica ed africana, spinse all'emersione
quella parte di Sicilia meridionale compresa tra la
catena settentrionale e la costa meridionale che sino
al Pliocene era rimasta sommersa, portando alla luce i
potenti depositi messiniani che saranno per l'uomo
importantissime risorse minerarie per i millenni
dall'età del bronzo ai giorni nostri.
Solo più a Sud del territorio del Rocca di Cerere
Geopark, nell'area delle colline poste attorno la piana
di gela compare una coltre di depositi databili al
Pleistocene ed in particolare al Gelasiano.
Il Messiniano si può complessivamente dividere in due
diverse formazioni, la più antica, detta di Cattolica
Eraclea e quella posteriore di Pasquasia.
Nella formazione di Cattolica Eraclea si distinguono il
Calcare di base, il membro selenitico ed il membro
salifero.
Il Calcare di base, noto anche come “calcare
solfifero” per il fatto di essere la roccia ospitante i
giacimenti di Zolfo, può trovarsi direttamente
deposto sulla formazione Terravecchia o può poggiare
sui Tripoli.
Esso è costituito da calcari microcristallini di colore
che varia dal bianco crema al giallastro e, raramente
al rosato.
Può presentarsi anche con banchi di calcare
dolomitico e di dolomie, spessi sino a 2 metri e
separati da giunti pelitici con livelli di calcilutiti
laminate.
Normalmente la potenza dei depositi di calcare, che a
volte emergono per l'azione differenziata formando
caratteristiche guglie e pinnacoli, non supera i 50
metri. Il Membro selenitico della Formazione di
Cattolica si caratterizza per la presenza di gessi
microcristallini sottilmente laminati in “ritmiti” e
gessi massivi in grossi cristalli geminati.
A volte questi sono alternati a gessoclastiti. Il membro
salifero, presente solo dove avvenne la precipitazione
diretta del Cloruro di Socio e del Sali potassici e
magnesiaci, può avere intercalazioni di anidriti ed
argilliti rosse. In esso, facilmente si distinguono gli
aggregati di cristalli tipicamente cubici. La Formazione Pasquasia comprende un membro
gessarenitico, un membro gessoso-marnoso, Calcari a
Congerie, un membro a fanglomerato e l'Arenazzolo.
Il membro gessarenitico è costituito a gessareniti e
gessopeliti laminate e gradate a base erosiva. In esso
si osservano anche brecce, conglomerati, sabbie ed
argille gessose.
Il Membro gessoso-marnoso è costituito da marne
argillose, silt e sabbie alternate a gessi selenitici
massivi e laminiti gessose. Non di rado in esso si
distinguono dei cicli legati all'incremento della
salinità nei bacini di sedimentazione.
I Calcari a Congerie sono dei calcari bianco-giallastri
misti a biocalcari e marne sabbiose con presenza
faunistica caratteristica di ambiente salmastro. Tra i
fossili appunto le Congerie, Dreissenia, Cardium e
Bithynia, tutte specie che narrano del passaggio dalla
condizione di laguna a quella di mare aperto e franco.
Il membro dei fanglomerati è costituito da ruditi di
colore bruno rossastro associate a gessareniti ed
argille con resti di Ostracodi (Cyprideis pannonica).
L'Arenazzolo è, invece, costituito da arenarie
quarzoso-micacee giallastre e da calcareniti con
frazione silicoclastica. Frequenti frammenti di rocce
cristalline. Ad Eraclea Minoa il limite stratigrafico
superiore dell'Arenazzolo con i Trubi rappresenta il
passaggio Miocene – Pliocene ed è datato a 5,33
milioni di anni segnando anche la fine della grande
crisi messiniana.