Strutturalmente il massiccio è una piega anticlinalica a scatola con vergenza in direzione E- NE. La parte sommitale è prevalentemente pianeggiante e ricoperta da una vegetazione erbacea e caratterizzata da evidenti fenomeni carsici.

I versanti hanno un carattere morfologico asimmetrico, quello occidentale è decisamente ripido rispetto a quello orientale caratterizzato da forme più dolci. Questa dfferenza è da imputare a cause tettoniche, alla litologia e alla giacitura degi strati. La pendenza più elevata del versante occidentale è la conseguenza dei collassamento dovuto ai movimenti di distensione post-pliocenici che hanno portato allo sprofondamento della zona occidentale e alla formazione della Valle Umbra. Dal punto di vista litologico nel versante occidentale affiorano calcari molto resistenti e permeabili per fratturazione con andamento generamente a reggipoggio, mentre il versante orientale è caratterizzato da litologie con componente argilloso-marnosa, quindi poco permeabile, con una stratificazione a franapoggio.

Anche la morfologia fluviale rispecchia i diversi caratteri dei due versanti; in quello occidentale si evidenziano tre profonde incisioni (F.sso delle Carceri, F.sso Rosceto e F.sso Renaro) quasi sempre asciutti, mentre il versante orientale è solcato da numerosi piccoli corsi d’acqua che con andamento sub-parallelo e rettilineo confluiscono a nord nel F.Tescio e a SE nel T.Chiona.

INQUADRAMENTO GEOLOGICO REGIONALE

La diversa natura e distribuzione delle rocce affioranti nel territorio interessato, ne rispecchia la complessa storia geologica, per questo motivo, per comprenderne l’origine, è necessario riferirci ad un contesto molto più ampio.

Intorno a 220 milioni di anni fa, nel periodo Mesozoico (Trias superiore), l’Umbria non esisteva ancora. Al suo posto si estendeva il grande Mare della Tetide caratterizzato da bassi fondali e acque calde che hanno consentito la deposizione di grandi quantità di sedimenti evaporitici, costituiti prevalentemente da gesso.

Per un periodo di tempo molto lungo, dal Giurassico (circa 200 milioni di anni fa) al Miocene (circa 10 milioni di anni fa), l’area umbro-marchigiana fu costantemente occupata dal mare. In fondo a questo mare si sono formate le rocce che oggi affiorano nel nostro territorio. Legato al processo di apertura dell’Oceano Atlantico, durato circa 180 milioni di anni, si è verificato un progressivo approfondimento dei fondali marini, che ha determinato il passaggio da un tipo di ambiente di deposizione di piattaforma a uno di mare aperto e più profondo; in conseguenza di ciò la natura dei sedimenti è cambiata, passando da calcarea a marnosa ed ha condotto alla formazione di una successione di rocce stratificate, definita Serie Umbro-Marchigiana, spessa anche più di 1000 metri.

Nel Cretaceo superiore, circa 90 milioni di anni fa, il movimento tra le placche si inverte e la spinta della grande zolla africana su quella europea determina il corrugamento e quindi l’emersione della catena alpina e appenninica. Imponenti correnti sottomarine dense (le torbiditi), costituite da arenarie e marne, hanno trasportato e deposto grandi quantità di sedimenti erosi dalle terre emerse dando origine alle rocce della Formazione Marnoso-Arenacea. Con l’esaurirsi delle spinte tettoniche, ad un generale sollevamento dell’Italia Centrale (4-5 milioni di anni fa), si accompagnano forze distensive, legate all’apertura del Mar Tirreno. Imponenti faglie dirette danno luogo allo sprofondamento di fosse tettoniche, corrispondenti alle attuali zone pianeggianti della regione, all’interno delle quali si sono formati bacini lacustri, oggi scomparsi, spesso di forma allungata, come quello del Lago di Gubbio e della imponente Valle Umbra dalla forma di ipsilon rovesciata.

La storia sedimentaria dei Monte Subasio è strettamente legata a quella del bacino Umbro-Marchigiano in cui si ritrova la stessa successione sedimentaria. E’ costituito prevalentemente da rocce calcaree formatesi da una sedimentazione a carattere
carbonatico iniziata dalla fine dei Trias superiore (circa 210 mi di anni fa) e terminata nel Terziario superiore (circa 10 mi di anni fa) con inizio del corrugamento Alpino-Appenninico caratterizzato da una sedimentazione terrigena

L’assetto strutturale di piega anticlinalica è legato alla tettonica compressiva che durante il Miocene, produsse sistemi di pieghe subparallele che emersero sotto forma di dorsali insulari allungate.

La fase distensiva che intervenne successivamente (a partire dal Pliocene circa 5 mi di anni fa), ha determinato la formazione di zone ribassate che nell’area di studio ha permesso l’affioramento delle formazioni più antiche giurassiche quali il Calcare Massiccio (Lias inf) e la Corniola (Lias medio) visibili in particolare in corrispondenza del F.sso Rosceto, F.sso S.Benedetto  e del F.sso del Lupo (zona Sasso Rosso), dislocate da un sistema di faglie dirette.

In generale quindi, riepilogando,  la storia post-ercinica della nostra regione può essere schematizzata in tre parti:

  • tra il Trias ed il Miocene prevalse la sedimentazione in aree subsidenti che andavano articolandosi anche in modo complesso;
  • tra il Miocene e l’Attuale prevalse la deformazione tettonica che generò l’Appennino Umbro-Marchigiano e condizionò in modo più diretto la sedimentazione;
  • – nel Quaternario (dominò la morfogenesi che si sovrappose ai processi tettonici e sedimentari).