Geologia Sardiniei

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Călcâiul de Perda Liana , unul dintre elementele simbolice ale istoriei geologice a Sardinia: acest monument al naturii este rezultatul modelării erozive a doi munți suprapuse, unul „recente“, format prin ridicarea de sedimente depuse de o mezozoic mare, cealaltă mai veche, formată prin ridicarea sedimentelor depuse în paleozoic din două oceane diferite începând cu aproximativ 500 de milioane de ani în urmă.

Geologia Sardiniei este produsul unei succesiuni de evenimente geologice care au durat aproximativ o jumătate de miliard de ani, începând de la începutul paleozoicului și care fac din această regiune geografică una dintre cele mai vechi din centrul Mediteranei .

În acest interval de timp s-au produs procese sedimentare, tectonice, magmatice și erozive care, în general, fac insula morfologică și cronologică eterogenă. Majoritatea acestor evenimente au implicat în comun Sardinia și Corsica , care din punct de vedere tectonic sunt regiuni contigue care aparțin aceluiași bloc . În prezent, regiunea trece printr-o fază de continentalitate în timpul căreia au loc procese exclusiv erozive și sedimentare care o fac o formațiune stabilă și nu foarte activă din punct de vedere geologic.

Precambrian

Chia : aflorile reziduale ale unității din Capo Spartivento, probabil din epoca precambriană. În dreapta muntele Filau, în centru muntele Settiballas. Reliefurile din fundal în centru sunt intruziuni de granit din paleozoicul târziu.

Datorită rarității aflorimentelor, se știe foarte puțin despre istoria geologică a Sardiniei în perioada premergătoare începutului paleozoicului, confundată parțial cu formațiuni geologice care datează din Cambrianul inferior , din cauza datării incerte. O origine precambriană probabilă a fost atribuită protolitelor situate în sudul Sardiniei (lângă Capo Spartivento ) și în cel nordic în diverse situri din Gallura , Baronie , Anglona și Asinara . Protolitii din nordul Sardiniei se află la nord de linia Posada-Asinara . [1]

Aceste formațiuni antice au fost implicate, în funcție de cazurile, în procesele de anathexis și intruziunea Pluton granit în timpul hercinic orogeny , având ca rezultat formarea de migmatite (agmatites și nebulites), grad mediu metamorfite ( micascists , orthogneiss ) sau de grad înalt ( amfibolit ).

Originea aflorimentelor situate în Sulcis , atribuită Precambrianului sau Cambrianului inferior, este îndoielnică. Acestea sunt două formațiuni metamorfo-magmatic-sedimentare contigue distincte, situate în localitatea Chia ( Domus de Maria ) la nord de promontoriul Capo Spartivento. Conform lucrărilor recente, aceste formațiuni ar face parte dintr-o unitate tectonică pre-paleozoică, numită unitate Capo Spartivento , compusă din ortogneisele granodioritice ale Muntelui Filau și șisturile mica din Muntele Settiballas [2] .

paleozoic

Piatra de balerină Nuoro: până la începutul secolului al XX-lea, acest bolovan de granit, reziduu al proceselor erozive, oscilant la atingerea umană a fost vizibil în Nuoro [3]

În timpul paleozoicului , în urmă cu 540 până la 250 de milioane de ani, regiunea a fost afectată de unele evenimente geologice importante care au dus la formarea așa-numitei baze paleozoice sarde-corsice, care constituie o impunătoare și complexă formațiune geologică formată în principal din roci metamorfice, denumite generic „șisturi” și roci intruzive din seria alcalină și din seria alcalin-calciu, denumite generic „granite”. [4]

De-a lungul paleozoicului, geologia blocului sardin corsic este asociată cu cea a celor mai vechi formațiuni geologice din centrul și sudul Europei și este determinată de patru procese geologice importante:

  • Procese sedimentare cu facies predominant marin, dezvoltate în prima jumătate a paleozoicului în timpul a două transgresiuni , respectiv de la Cambrian inferior la Ordovician inferior și de la Ordovician superior la Carbonifer inferior . Aceste procese au produs sedimente de o putere considerabilă, de ordinul, conform formațiunii stratigrafice , de zeci sau sute de metri, până la, în unele cazuri, peste o mie de metri, ca în formațiunea Bithia. [5]
  • Procesele tectonice și vulcanice asociate cu evenimente periferice ale orogeniei caledoniene și cu procesele tectonice de riftare și plăci care implică marginea nordică a Gondwana și teranul detașat de aceasta, s-au dezvoltat în timpul Ordovicianului începând din Cambrianul superior . Aceste procese au condus la formarea unui prim nucleu de pământ apărut, în timpul Ordovicianului Mijlociu , corespunzător actualei sud-vest a Sardiniei ( Sulcis-Iglesiente ) și a unei activități vulcanice submarine-subaeriene care a produs depozite de lavă și piroclaste din care încă mai există aflorimente situat în principal în partea central-estică a Sardiniei. [5]
  • Procesele tectonice, magmatice, preponderent intruzive și metamorfice asociate cu orogenia herciniană , s-au dezvoltat în timpul Carboniferului și al Permianului inferior . Acesta este cel mai complex ciclu geologic și care a determinat formarea și ridicarea bazei paleozoice sarde-corsice. Orogenia herciniană face parte din mișcările tectonice care au dus la coliziunea continentului Gondwana cu Laurussia și la formarea supercontinentului Pangea ( Permian ). Tectonica s-a manifestat printr-o succesiune complexă de pliere și împingere , în direcția nord-est-sud-vest, care a implicat, cu un metamorfism regional , depozitele produse în ciclurile sedimentare și vulcanice din Cambrian până în Carboniferul inferior. Al doilea a avut loc cu ascensiunea și plasarea ulterioară a unei magme anatectice , care a produs, cu o dinamică complexă, intruziunea unui batolit de granit cu litologie eterogenă, intruziunea venelor de diferite compoziții și, în cele din urmă, un metamorfism de grad mediu sau înalt, cauzate de litologii prezente în straturile mai profunde. [5]
  • Procesele tectonice, magmatice, în principal efuzive și erozive, s-au dezvoltat în timpul Permianului și au continuat la începutul Mesozoicului. Este un ciclu geologic care face parte din procesul post-chinez. În urma formării supercontinentului, blocul sardo-corsic este implicat într-o succesiune complexă de extensii, asociate cu activități vulcanice și procese erozive și sedimentare care modifică drastic geomorfologia. [5]

Pe baza complexității acestor evenimente și a perioadei lungi care le-a generat, geologia paleozoicului sardin poate fi încadrată în funcție de abordări diferite, bazate respectiv pe tectonică, stratigrafie și litologie. Aceasta din urmă constituie abordarea cea mai complexă: intervalul de timp destul de lung, asociat cu două cicluri de transgresiune și regresie marină, două evenimente orogenetice și trei procese magmatico-vulcanice fundamentale eterogene, a condus la stabilirea unei largi varietăți de litotipuri a căror distribuție este extrem de pulverizat, până la punctul în care în unele subregiuni, cum ar fi în teritoriile care se extind de la Barbagia la Sarrabus , nu este posibil să se evidențieze una sau câteva litologii caracteristice, dacă nu într-un mod generic. [5]

Pentru un tratament schematic și în același timp organic, paleozoicul sardez este compus structural din combinația a trei elemente structurale:

  • Baza metamorfică herciniană: este complexul geologic format în faza culminantă a orogeniei hercinice, în timpul Carboniferului . Acesta derivă dintr-un metamorfism - de diferite grade de la mic la mare, până la transformări migmatitice reale - care implică formațiuni geologice dezvoltate de la Cambrian la Carboniferul inferior . Protolitii afectați de acest metamorfism sunt de diferite tipuri, în principal sedimentari, dar sunt de asemenea bine reprezentați cei de origine magmatică, atât intruzivă, cât și efuzivă, și metamorfici. Acestea din urmă, interesate doar marginal de metamorfismul orogeniei herciniene, derivă din implicarea într-un proces orogenetic mai vechi, orogenia caledoniană . Litotipurile care alcătuiesc baza metamorfică herciniană sunt denumite în mod obișnuit, într-un mod generic și informal, „șisturi paleozoice”. [5]
  • Complexul intruziv târziu-hercinian: este un complex geologic cunoscut sub denumirea de „ batolitul sardo - corsic ”, format și pus în aplicare, în decursul a aproximativ 40 de milioane de ani, de la Carboniferul superior până la Permianul inferior , prin magmatismul anatectic produsă de coliziunea herciniană . Cele lithotypes ale acestui complex sunt roci deranjante ale seriei calcoalkaline, a diferitelor compoziții ( de la sienit la tonalite ), denumit în mod obișnuit, într - un mod generic și informală, „granitului“ sau, mai corect, „granitoidele“. În urma plasării plutonilor, batolitul sardo-corsic este strâns integrat cu baza metamorfică: împreună formează așa-numita bază paleozoică, din care aproximativ 50% din aflorimente sunt reprezentate de granit. [5]
  • Acoperire vulcanică-sedimentară paleozoică târzie: este cel mai puțin caracteristic complex geologic, dar care a contribuit la configurația definitivă a bazei paleozoice. Din punct de vedere temporal, acest element este situat în Permian și continuă în Triasic și este asociat cu trei procese fundamentale: tectonic, vulcanic și sedimentar. Primele două sunt plasate ca procese geologice care închid ciclul hercinian, în timp ce cel sedimentar este un complex important de transformări, în faza continentală, care au erodat și modelat baza. [5]

Baza metamorfică herciniană

Paleogeografie

Cele mai vechi informații despre paleogeografia Sardiniei se referă la configurația din timpul orogeniei hercinice și, prin urmare, datează din Carbonifer. În prima jumătate a paleozoicului, de fapt, Sardinia a trecut doar printr-o scurtă fază a continentalității în Orientul Ordovician ( faza sardă ), ca urmare a evenimentelor periferice de natură non-collisional asociată cu orogeny Caledonian , dintre care rămân urme, The discordie stratigrafică pe Cambrian solurile din Iglesiente-Sulcis și depunerea produselor unui submarin-subaerial activitate vulcanică în Sardinia sud-central și sud-est. [6]

Între Devonian și Carbonifer, are loc coliziunea dintre Gondwana și Laurussia . Ca parte a acestui proces colizional, are loc subducția marginii nordice a Gondwanei sub marginea armoricană a Laurussiei, asociată cu procesele magmatice, metamorfice și orogenetice. Acestea din urmă se manifestă prin înălțarea unui impunător orogen , lanțul hercinian . Amplasarea subsolului sardo-corsic în dinamica orogeniei hercinice nu este încă constatată și există două interpretări diferite, una dintre acestea fiind susținută pe scară largă până în anii nouăzeci , în timp ce cealaltă, mai recentă, s-a dezvoltat de la sfârșitul anii nouăzeci. [6]

În Carboniferul superior , Pangea este acum conformă, iar viitorul bloc sardo-corsic este contigu geografic cu actualul masiv central , masivul Mauresului și Montagna Nera ( Franța ). Această contiguitate geografică va rămâne până în Oligocen , când va începe detașarea și roto-traducerea blocului sardo-corsic. [6]

Ipoteza suturii Gondwano-Armorican
Schema formării lanțului hercinian sud-european conform interpretării clasice. Studii mai recente (Franceschelli și colab. , 2005) implică o schemă mai complexă care poziționează blocul sardo-corsic într-o dinamică secundară a orogeniei herciniene.

Conform interpretării predominante din ultimele decenii ale secolului al XX-lea , consolidată de studiile lui Carmignani și colab. , viitorul bloc sarde-corsic ar constitui un segment al secțiunii sudice a lanțului hercinian: ca parte a coliziunii, viitoarea Sardinia a fost poziționată transversal, cu axa actuală nord-sud rotită cu aproximativ 60 ° în sensul acelor de ceasornic, iar zona Posada-Asinara , orientată aproximativ în direcția sud-nord, ar reprezenta un segment al suturii dintre cele două paleocontinențe, afectat de un proces metamorfic de înaltă calitate. La est de această sutură s-au format reliefurile derivate din marginea armoricană a Laurussiei, corespunzătoare actualelor Gallura și Corsica , la vest reliefurile derivate din marginea nordică a Gondwana, corespunzătoare restului actualei Sardinia central-estică. . Micile afloriri de amfibolite cu relicve de parageneză eclogitică în cadrul metamorfitelor sau migmatitelor de înaltă calitate de-a lungul liniei Posada-Asinara ar constitui relicve metamorfozate ale scoarței oceanice care separau cele două continente antice. În cele din urmă, sudul Sardiniei de astăzi a fost situat la marginea foredeep . [7]

În contextul paleogeografic, linia Posada-Asinara reprezintă continuarea naturală a unei linii care trece din Provence de -a lungul Masivului francez central și nord-vestul Peninsulei Iberice , interpretată ca linia de sutură dintre Gondwana și Armorica.

Ipoteza Hun Superterrane

O interpretare mai recentă[8] consideră linia Posada-Asinara ca derivată din fenomenele tectonice colaterale, prin urmare nu ar fi o zonă de sutură colizională. Această interpretare se bazează pe analogiile cronologice, petrografice și cristalochimice existente între litologiile prezente atât la nord cât și la sud de linia menționată anterior și care ar intra în conflict cu ipoteza unei origini diferite a protolitilor. Cu alte cuvinte, protolitii afectați de metamorfismul de grad înalt prezenți în Gallura și la sud de linia Podada-Asinara ar face parte din aceeași zonă paleogeografică.

Noua interpretare plasează originea subsolului sardo-corsic într-o dinamică mai complexă care se manifestă prin detașarea microcontinentelor și teranelor de Gondwana și derivarea lor către viitorul Laurussia înainte de coliziunea dintre cele două continente, finalizată în Carbonifer . Între Cambrian și Ordovicianul inferior există o ruptură continentală de-a lungul marginii nordice a Gondwana, care este un preludiu la deschiderea anticului ocean Reico și la detașarea microcontinentului Avalonia în Ordovicianul inferior. Migrația spre nord a Avaloniei se încheie între Silurian și Devonian după coliziunea cu continentul baltic și închiderea Mării Tornquist . În același timp, ciocnirea Laurentiei cu Baltica duce la formarea Laurusiei . Localizarea blocului sardo-corsic în această dinamică tectonică nu este încă clară, totuși studiile privind compoziția magmatismului ordovicianului mediu sugerează că blocul sardo-corsic a fost implicat într-un proces secundar extins care a dus la detașarea o terană , cunoscută sub numele de Hun Superterrane , la deschiderea oceanului Paleotethide și la vulcanismul intens al Ordovicianului mijlociu. Conform acestei ipoteze, secțiunea „europeană” a acestui teran a inclus o parte activă nordică, care s-a ciocnit prin subducție cu Laurussia și o parte pasivă sudică, inclusiv viitorul bloc sarde-corsic. Acesta din urmă a fost implicat în orogenia hercinică numai în carboniferul inferior într-o dinamică post-colizională.

În acest context, linia Posada-Asinara este interpretată ca o zonă importantă de tăiere activată în ultimele etape ale orogeniei herciniene, respingând astfel teoria liniei suturii.[8]

Tectonica

Structura bazei metamorfo-granitice paleozoice.

Structura tectonică a bazei hercinice sarde a rămas aproape neschimbată până în epoca actuală, în ciuda evenimentelor tectonice ulterioare care sunt identificate în esență în manifestările periferice ale orogeniei alpine și în deschiderea Fosei sarde . Această structură, modificată doar parțial de procesele erozive, sedimentare și vulcanice din perioadele mezozoice și cenozoice , rămâne în nord-vestul orașului Nurra și în Asinara , în centrul Sardiniei, în toată jumătatea estică a insulei, de la Gallura la Sarrabus și, în cele din urmă, în regiunile de la vest de Campidano ( Arburese și Sulcis-Iglesiente ). [9]

Configurația structurii tectonice, conform ipotezei suturii colizionale, trebuie să fie legată de poziția relativă pe care viitorul bloc sardo-corsic o avea în lanțul hercinian: de la sud-vest la nord-est observăm tranziția de la un metamorfism de grad scăzut. la unul de grad mediu-înalt, până la un metamorfism de grad înalt. În acest gradient există două linii limită, orientate în direcția nord-vest-sud-est: prima este identificată cu linia Posada-Asinara , a doua, convexă spre nord-est, se întinde de la Capo Pecora la Capo di Pula . Cele două linii limită împart baza în trei zone:

1. Complex metamorfic de înaltă calitate din nordul Sardiniei. Corespunde zonei axiale a lanțului hercinian și include relicve ale scoarței oceanice metamorfozate ridicate de coliziunea dintre marginile armoricană și gondwaniană. Este în mare parte înlocuit de punerea în locul intruziunii magmatice târzii herciniene. Ea se extinde peste zona actuală a Gallura , o parte din Anglona și Baronie și, în cele din urmă, în partea de nord a insulei Asinara . [9]

2. Zona înclinată. Corespunde porțiunii lanțului care a suferit o serie complexă de pliuri și împingeri către foredeep , cu o deplasare a terenului alocton de la nord-est la sud-vest. Zona se întinde de la Sardinia central-nordică ( Nurra , Anglona , Goceano , Baronie ) până la Sarrabus și versanții nord-estici ai munților Sulcis-Iglesiente . În această bandă extinsă, se disting două subzone de la nord la sud, respectiv numite „pasuri interne” și „pasuri externe”, fiecare subdivizată în unități.

Mișcări tectonice herciniene în zona Falde exterioară din Sardinia central-sudică. Deasupra: răsturnarea clapelor externe. În centru: plierea clapelor externe. Partea de jos: eroziune și afloriment.
  • Clapete interne. Este o zonă care a suferit deformații mai complexe și un metamorfism mai aprofundat, tipic pentru zonele cele mai interioare ale orogenilor. Se compune din două complexe tectonice, la nord complexul metamorfic de grad mediu (Asinara, Nurra, Baronie), la sud complexul metamorfic de grad scăzut . Primul include aflorimente situate imediat sub linia Posada-Asinara (Asinara, Northern Nurra, Baronie, Anglona). Al doilea include aflorimentele care sunt situate în mare parte în Gennargentu , Barbagia și Ogliastra . Alte aflorimente mai mici sunt prezente în Goceano și în sectorul sudic al bazei Nurra Hercynian. Subdiviziunea acestui complex în unități tectonice nu este clar definită ca în acviferele externe, deoarece dinamica deformațională care a dus la originea sa este mai complexă. În literatură, o denominație litostratigrafică informală, „Postgotlandianul”, a fost adesea folosită pentru a se referi la sedimentele clastice metamorfozate, care nu pot fi corelate cu alte unități tectonice, care alcătuiesc o mare parte a bazei metamorfice a Gennargentu, Ogliastra. , Barbagia și Goceano. Această denumire derivă din ipoteza inițială, negată ulterior, că originea sedimentelor a fost de natură sinorogenetică și a fost plasată între Devonian și Carbonifer inferior [10] . În cele mai recente lucrări, unitatea de denumire din Barbagia este utilizată mai des pentru a se referi la succesiunile în contact cu unitățile tectonice ale acviferelor externe și, pe latura nordică a Gennargentu, sunt identificate alte două unități, respectiv numite Funtana Bona. și Riu Correboi .
  • Clapete externe. Este o zonă afectată de deformări mai ușoare și de un metamorfism de grad scăzut, tipic pentru straturile de acoperire a orogenului din apropiere. Se întinde de la Sardinia centrală ( Oristanese , Sarcidano , Barbagia di Seùlo , Ogliastra ) până la limitele sudice ale zonei stratului (Sarrabus și munții Sulcis-Iglesiente) și este împărțit în mai multe unități tectonice.

Structura primară a clădirii înclinate este determinată de trei ordine de deformări:

  • răsturnarea frontului extern de la nord-est la sud-vest pe curtea lanțului hercinian, reprezentată în blocul sardo-corsic de actualul Sulcis-Iglesiente ;
  • o serie de pliuri biclinale de dimensiuni kilometrice suportate de versanții externi, cu axă orientată de la nord-vest la sud-est, ale căror afloramente se extind în partea de est a insulei de la Gennargentu la Sarrabus . Aceste aflorimente sunt reprezentate de două antiforms (antiforms de Gennargentu la nord și antiforms de Flumendosa la sud) , separate printr - un synform (synform de Barbagia);
  • două pliuri izoclinale consecutive pe lambourile interne. În general, gradul de metamorfism scade pe măsură ce procedați de la nord la sud, ceea ce face mai ușoară reconstituirea reconstrucției stratigrafice în partea central-sudică a insulei. [9]

3. Zona externă. Corespunde părții anterioare a lanțului hercinian și este alcătuit din solurile native cambro-ordoviciane din Iglesiente-Sulcis, ridicate în timpul orogeniei caledoniene , și din sedimentele clasto-organogene care urmează fazei Sardiniei . Litologiile din această zonă au fost afectate doar marginal de metamorfismul asociat cu orogenia herciniană. Doar succesiunile terigene preordovicianice prezintă un metamorfism regional manifest asociat cu faza sardă a orogeniei caledoniene : de fapt, faldurile formațiunilor sedimentare cambrene și ordovicianice din Iglesiente-Sulcis au o axă orientată de la nord la sud. [9]

Structura tectonică a bazei metamorfice colizionale a suferit modificări profunde de la Carboniferul superior la întregul Permian , derivând din concomitența a trei procese geologice (tectonice, magmatice și eroziv-sedimentare), care, datorită poziției lor cronologice, sunt în general definite ca tard-hercinian sau paleozoic târziu.

Evoluția tectonică hercinică târzie se datorează fundamental unei faze de relaxare post-colizională care se manifestă prin intermediul unor defecte directe și transcurente , noi evenimente de pliere și reactivare a răsturnării. În general, baza suferă o reducere a grosimii și a extensiei orizontale. [9]

Litostratigrafia zonei externe

Din punct de vedere stratigrafic, zona externă (sud-vestul Sardiniei) este compusă din unitatea Iglesiente-Sulcis , care include trei succesiuni sedimentare, intercalate cu două discrepanțe în corespondență cu faza sardină ( Ordovicianul mijlociu ) și faza herciniană (anterioară Carbonifer inferior ). Această ultimă discrepanță este de tip tectonic.

Secvențe terigene preordovicianice mijlocii

Succesiunea preordoviciană este compusă din sedimente marine care au fost depuse din Cambrianul inferior în Ordovicianul inferior în timpul unei transgresiuni marine în care a crescut nivelul mării și mai târziu a avut loc o coborâre. Diferitele medii de sedimentare au produs trei formațiuni stratigrafice indigene:

Formarea Bithia (localitatea Chia ).

Formarea Bithia formează un afloriment care se extinde de la Chia la cap Malfatano în Domus de Maria , în jurul formarea precambriana presupusă a " unități de cap Spartivento ( ortogneiss amonte Filau și micaschists amonte Settiballas) și intruziune granitoid a promontoriu de Capo Spartivento ( monzogranitic granodiorit ). Formarea Bithia este compus în principal din phyllites și metarenaries și este considerat cel mai mic strat, de considerabila putere , peste 1000 m. Această formațiune ar fi în concordanță cu formația Nebida și ar constitui cea mai veche serie a succesiunii paleozoice.

Formarea Nebida ( Teulada ).

Aflorile formațiunii Nebida sunt bine reprezentate de la sud la nord, cu extinderi considerabile între teritoriile Teulada și Santadi , în Sulcis și între teritoriile Iglesias și Fluminimaggiore , în Iglesiente. Formează reliefuri de altitudine modestă datorită eroziunii marcate la care au fost supuse șisturile. Se compune în principal din metarenare și metarenare limoase, cu ciment carbonat, intercalate cu lentile carbonatice ( metacalcari și metadolomie ) și depozite fosile. Dintre fosile, apar trilobiți , arhaciați , brahiopode și alge , echinodermele mai rare. Tipologia clastelor (nisip fin și nămol) și prezența frecventă a organismelor coraligene (arhaciate) denotă un mediu de recif marin, cu fundul mării de mică adâncime. Prezența abundentă a arheologilor, organisme marine tipice din Cambrianul inferior, permite, de asemenea, datarea formațiunii Nebida în această perioadă geologică. [11]

Formația Gonnesa (Faraglione del Pan di Zucchero .)

Mai recentă este formațiunea Gonnesa , chiar dacă datarea se întoarce în Cambrian inferior. Questa successione stratigrafica è rappresentata da fanghi carbonatici (metacalcari e metadolomie), in cui compaiono meno frequentemente trilobiti, archeociati, echinodermi. Questa facies è tipica di una maggiore profondità del mare, dovuta ad un abbassamento dei fondali. Di particolare importanza, sotto l'aspetto storico ed economico, è l'interazione con fenomeni vulcanici sottomarini che hanno portato all'inclusione, fra i sedimenti carbonatici, di depositi di solfuri di piombo , zinco e ferro , sfruttati dall'industria estrattiva. Il complesso cambrico della formazione di Gonnesa è perciò noto anche con la denominazione di "formazione del Metallifero". La formazione di Gonnesa è rappresentata da affioramenti dislocati in modo frammentato che si estendono in modo complementare ai limiti della formazione di Nebida. I più rilevanti, per estensione, circondano in tutte le direzioni la formazione di Nebida nei monti dell'Iglesiente fra i territori di Gonnesa , Iglesias, Domusnovas , Buggerru e Fluminimaggiore . È in questa regione che si è concentrata in passato la maggior parte delle miniere di piombo, zinco e barite . Ai calcari e alle dolomie della formazione di Gonnesa sono associati alcuni siti di particolare interesse geonaturalistico, come le falesie di capo Teulada e il faraglione di Pan di Zucchero e alcune rinomate grotte originate dal carsismo cambrico ( Su Mannau , Fluminimaggiore, San Giovanni , Domusnovas, Is Zuddas , Santadi). I rilievi interessati dalla formazione di Gonnesa sono di modesta entità, sempre inferiori ai 1000 m, ma si identificano con le quote di maggiore altitudine dislocate più a est nei monti del Sulcis ( monte Orbai , punta Sebera , punta Rosmarino e monte Tamara ). [12]

Formazione di Cabitza ( monte Is Caravius , al centro).

La formazione di Cabitza (Cambriano inferiore-Ordoviciano inferiore) è l'ultima in ordine cronologico del ciclo preordoviciano. La litologia è originata dal deposito di sabbia e clasti terrosi ( argille e limo ) e da più rari depositi calcarei ed è ricca di fossili, fra cui compaiono anche organismi bentonici . Questa facies denota un successivo sollevamento del fondale marino, con un ambiente di sedimentazione costiero o lagunare . Nei monti del Sulcis, la formazione di Cabitza è dislocata più a est delle altre due successioni, con affioramenti che si alternano a quelli del basamento intrusivo tardo-ercinico, in corrispondenza dei rilievi di maggiore altitudine ( punta Maxia , monte Sa Mirra , monte Nieddu , monte Is Caravius ). Nei rilievi nordoccidentali dei monti del Sulcis, gli affioramenti formano una stretta fascia che si estende, quasi continua, da est a ovest, dal bacino del lago Bau Pressiu fino al territorio di Gonnesa , racchiusa a nord e sud dagli affioramenti delle altre due successioni cambriche. Nell'Iglesiente, infine, la formazione di Cabitza è presente in affioramenti poco estesi che si alternano con quelli della formazione di Gonnesa intorno al massiccio centrale interessato dalla formazione di Nebida. [13]

Successioni terrigene post-Ordoviciano medio

Nel corso dell'Ordoviciano medio si svolge la fase sarda dell'orogenesi caledoniana: l'unità dell'Iglesiente-Sulcis subisce un sollevamento, con il conseguente passaggio ad una fase di continentalità e gli associati processi erosivi a carico dei depositi cambrici. Questa fase è definita da una discordanza stratigrafica con lo strato sovrastante, formato da depositi clastici dell' Ordoviciano superiore affioranti in diversi distretti del Sulcis e dell'Iglesiente. Questi depositi fanno capo a due tipi litostratigrafici rappresentati da cinque strati in concordanza, che, nel complesso, denotano il passaggio da una regressione marina ad una trasgressione :

  • Sedimenti in ambiente continentale di transizione: sono rappresentati dalla formazione di monte Argentu , che nei suoi strati basali è nota come Puddinga dell'Iglesiente . È composta da metaconglomerati originati da clasti calcarei o dolomitici a spigoli arrotondati (Puddinga dell'Iglesiente propriamente detta), metasiltiti e metarenarie. Questa formazione geologica è derivata da un ambiente di sedimentazione tipico delle pianure alluvionali o costiere ed è indice di eventi erosivi occorsi in la regressione marina . La formazione di monte Argentu affiora nell'Iglesiente, nei territori di Buggerru e Fluminimaggiore e, più a sud, fra i territori di Gonnesa e Carbonia .
Formazione di monte Orri sulla sommità e sul versante settentrionale di monte Arcosu . I rilievi collinari alla base del massiccio sono formati dalle arenarie di san Vito per sovrascorrimento tettonico.

Dal Siluriano al Devoniano , la regione attraversa una lunga fase di trasgressione, nel corso della quale si sono depositati sedimenti fini (argille e limi) e carbonatici, poi metamorfosati. In base alla litologia e ai fossili guida, la successione silurico-devoniana è distinta in tre formazioni stratigrafiche: le metargilliti e metasiltiti della formazione di Genna Muxerru ( Siluriano inferiore ) ei metacalcari della formazione di Fluminimaggiore (Siluriano- Devoniano inferiore ) e della formazione di Mason Porcus (Devoniano). Nel complesso questa successione è frammentata in affioramenti poco estesi, dislocati lungo una fascia che si estende da Capoterra ai territori di Fluminimaggiore e Gonnosfanadiga , in quanto ricoperta dal sovrascorrimento dell' unità dell'Arburese o erosa fino all'affioramento della successione tardo-ordoviciana (formazione di San Marco). [15]

La successione sedimentaria-metamorfica pre-ercinica dell'Iglesiente-Sulcis si chiude con la formazione di Pala Manna . Si tratta di un complesso eterogeneo di rocce clastiche originato dal flysch ercinico del Carbonifero inferiore sull'avanfossa. Questo strato, la cui potenza è dell'ordine di alcune centinaia di metri, è rappresentato nella zona esterna da un complesso roccioso che si estende a ovest di Villa San Pietro e Sarroch e, insieme agli affioramenti granitoidi tardo-ercinici, caratterizza la litologia del versante orientale dei monti del Sulcis. Per la sua origine, la formazione di Pala Manna è composta da alternanze di clasti di varia natura, fra cui ricorrono olistostromi e olistoliti dei depositi silurico-devoniani, metaconglomerati, metarenarie, metasiltiti, metapeliti, metavulcaniti e quarzite . I fossili presenti sono in gran parte associati alla natura dei clasti. Dal punto di vista stratigrafico, la formazione di Pala Manna è concordante su quella di Mason Porcus, di cui è presente un affioramento contiguo a ovest, ed è sormontata dall'unità dell'Arburese nel versante nordorientale dei monti del Sulcis. [16]

Litostratigrafia delle Falde esterne

Le Falde esterne rappresentano il fronte esterno dell'edificio a falde traslato nel Carbonifero inferiore da nordest verso sudovest, con sovrascorrimento sulla zona esterna. Dal punto di vista litostratigrafico sono costituite da depositi sviluppati dal Cambriano inferiore al Carbonifero inferiore e metamorfosati nel corso dell'orogenesi, con un grado di metamorfismo varia dall' anchizona al medio-basso ( facies a scisti verdi ). [17]

Come detto in precedenza, il basamento metamorfico delle Falde esterne è suddiviso in unità tettoniche. Alcune di queste sono reciprocamente correlate e prendono denominazioni differenti secondo la dislocazione. Sulla base di queste correlazioni le diverse unità tettoniche sono così raggruppate:

  • Unità basse delle Falde esterne. Sono dislocate lungo il nucleo dell'antiforme del Flumendosa , dall' Oristanese al Salto di Quirra e prendono denominazioni differenti secondo gli affioramenti: unità di monte Grighini (a sud Fordongianus ), unità di Castello Medusa (a sud di Samugheo ), unità di monte Trempu (a ovest di Isili ), unità di Mandas (a est di Mandas e Siurgus Donigala ), unità di Riu Gruppa (a est ea ovest di Armungia ). Sono sormontate dall'unità del Gerrei.
  • Unità del Gerrei : è l'unità intermedia dell'edificio a falde esterne, dislocata lungo l'antiforme del Flumendosa. È sormontata dall'unità di Meana Sardo sul fianco settentrionale dell'antiforme e dall'unità del Sarrabus sul fianco meridionale. Un affioramento correlato all'unità del Gerrei è presente nell'Arburese, a sud di capo Frasca .
  • Unità di Meana Sardo , unità del Sarrabus , unità dell'Arburese : rappresentano il complesso tettonico più imponente, per estensione, dell'edificio a falde esterne e quello con il più basso grado di metamorfismo. Questa falda, sormontata dall' unità della Barbagia (Falde interne), si è staccata dai terreni più antichi e ha oltrepassato l'unità del Gerrei fino a scorrere sull'avanfossa ercinica nella Sardegna sudorientale e nell'Iglesiente sovrapponendosi alla zona esterna. Gli affioramenti sono dislocati lungo la sinforme della Barbagia (unità di Meana Sardo), dove è sormontata dall'unità della Barbagia, sul fianco meridionale dell'antiforme del Flumendosa (unità del Sarrabus) e, infine, sulla zona esterna (unità dell'Arburese). Un affioramento residuo di questo complesso è dislocato in pieno Campidano , ai margini orientali del graben , in un rilievo collinare a ovest di Sardara , attualmente completamente isolato dal resto del basamento paleozoico. L'unità dell'Arburese rappresenta il fronte più esterno dell'edificio a falde della catena ercinica del blocco sardo-corso.

Dal punto di vista stratigrafico, la sottozona delle Falde esterne è interessata da due discordanze . La prima, denominata "Discordanza sarrabese", separa le successioni del Cambriano e dell'Ordoviciano inferiore dai depositi più recenti e coincide con una fase di continentalità che si identifica con la fase sarda delle successioni stratigrafiche della zona esterna. La seconda discordanza separa i depositi di un'attività vulcano-sedimentaria, sviluppatasi nell' Ordoviciano medio in ambiente subaereo, dalle successioni stratigrafiche del periodo intercorso dall' Ordoviciano superiore al Carbonifero inferiore . Nel complesso si individuano perciò tre successioni stratigrafiche separate dalle suddette discordanze:

  • Successioni terrigene del Cambriano-Ordoviciano superiore, in fase di trasgressione marina .
  • Successioni vulcano-sedimentarie dell'Ordoviciano medio, in ambiente subaereo.
  • Successioni terrigene e carbonatiche della trasgressione caradociana (Ordoviciano superiore - Carbonifero inferiore). [18]
Successioni terrigene del Cambriano e dell'Ordoviciano inferiore
Arenarie di san Vito sulle sommità del monte Linas (sullo sfondo) e di punta di San Miali (punto di osservazione in primo piano). Il rilievo in primo piano prima delle vette di monte Linas è granitoide. Sullo sfondo a sinistra è visibile il monte Lisone , complesso montuoso della successione sedimentaria dell'Ordoviciano superiore.

Le successioni terrigene che precedono la discordanza sarrabese sono rappresentate dalle arenarie di san Vito , litologia conosciuta negli affioramenti della Sardegna centrale anche con la denominazione di "formazione di Solanas". Si tratta di una delle più imponenti formazioni metamorfico-sedimentarie del Paleozoico sardo, sia per l'estensione geografica sia per lo sviluppo in altezza. La potenza è dell'ordine di centinaia di metri, ma non del tutto accertabile in quanto il limite inferiore è di natura tettonica mentre il limite superiore è determinato da processi erosivi. La litologia è costituita da metarenarie alternate a sedimenti più fini ( metasiltiti e metapeliti ). con impronte di acritarchi dell'Ordoviciano inferiore. La facies di sedimentazione è quella di un conoide sottomarino in ambiente di scarpata . Il grado di metamorfismo è piuttosto basso, derivato in gran parte dalle spinte orizzontali associate all' orogenesi caledoniana . [19]

Gli affioramenti delle arenarie di san Vito, rappresentati in tutte le unità tettoniche delle Falde esterne, si distribuiscono su una vasta area che si estende dalla Sardegna centrale a quella meridionale. Nell'unità di Meana Sardo vi sono affioramenti sui versanti sudorientali del Gennargentu e, nel Sarcidano , fra Laconi , Samugheo e Meana Sardo . [19]

Lungo il fianco settentrionale dell'antiforme del Flumendosa vi sono vari affioramenti, appartenenti a tutte le unità, alternati in modo irregolare a terreni più recenti. I più consistenti sono presenti nell'Oristanese (monte Grighini), nel Sarcidano ( lago Flumendosa ) e, infine, nella bassa Ogliastra ( Tertenia ) e nel Salto di Quirra. La geologia, in quest'ultima regione, è piuttosto complessa, al punto tale che in alcuni siti si sovrappongono arenarie di san Vito di differenti unità tettoniche (Meana Sardo su Gerrei e Gerrei su Riu Gruppa).

Nelle unità del Sarrabus e dell'Arburese, questa formazione litostratigrafica forma gli affioramenti di maggiore imponenza in termini di estensione. Nel Gerrei le arenarie di san Vito dell'unità del Sarrabus formano un complesso litologico monotono dalla costa ( Villaputzu , San Vito ) fino alla Trexenta e al Parteòlla ( Sant'Andrea Frius , Barrali , Donori , Dolianova ). Nei monti del Sulcis si estendono lungo il versante nordorientale, in sovrapposizione sulle successioni postordoviciane della zona esterna, dal bacino del Rio Santa Lucia alle pendici settentrionali del monte Arcosu e del Colle di Campanassissa . Nei monti dell'Iglesiente si estendono quasi ininterrotte lungo il versante orientale del monte Linas , da Vallermosa a Gonnosfanadiga e per gran parte dell' Arburese , da Fluminimaggiore e Guspini fino alla base del promontorio di capo Frasca . Affioramenti delle Arenarie di san Vito emergono infine nella piana del Cixerri , in un complesso collinare compreso fra i territori di Siliqua e Vallermosa , come residui dell'unità dell'Arburese dopo l'apertura della fossa tettonica del Cixerri .

Dal punto di vista geomorfologico, le Arenarie di san Vito rappresentano le più imponenti formazioni del basamento metamorfico-sedimentario, seconde solo alle metarenarie del Postgotlandiano autoctono dell' unità della Barbagia . Le arenarie di san Vito formano infatti le vette del maggiore complesso montuoso della Sardegna meridionale, il monte Linas (punta Perda de Sa mesa, 1236 m, punta Camedda, 1214 m, punta Cabixettas, 1202 m, e punta di San Miali, 1062 m). Meno imponente ma ben visibile dal Campidano è la linea monotona dei monti del Gerrei (800–890 m), dominata solo dal rilievo della formazione di punta Serpeddì ( monte Serpeddì , 1069 m). [19]

Successioni vulcano-sedimentarie dell'Ordoviciano

Come nella zona esterna, nel corso dell'Ordoviciano si svolge una fase di regressione marina segnalata, nelle successioni stratigrafiche delle Falde esterne, dalla presenza di depositi clastici e, soprattutto, vulcano-sedimentarie, poi metamorfosati nel corso dell' orogenesi ercinica , in discordanza angolare sulle arenarie di san Vito ("fase sarrabese").

La discordanza è evidente nello strato basale della successione ordoviciana, di origine clastica, costituito dai Metaconglomerati di Muravera , conosciuti anche con la denominazione di "Metaconglomerati di Rio Ceraxa", che testimonia un'azione erosiva in fase di continentalità a carico delle arenarie di san Vito. Questa formazione, rappresentata da affioramenti discontinui nelle unità del Sarrabus, del Gerrei e di Meana Sardo, è costituita da frammenti grossolani di varie dimensioni di metarenarie, quarziti e metavulcaniti acide, sostenuti da una matrice sabbiosa o filladica. La distribuzione discontinua, con potenze che variano da zero fino a massimi dell'ordine di poche decine di metri, denota una facies sedimentaria di ambiente fluviale. Affioramenti dei Metaconglomerati di Muravera sono presenti nell' unità del Sarrabus a sud di capo San Lorenzo , presso Villaputzu ), mentre quelli dell' unità del Gerrei e dell' unità di Meana Sardo sono distribuiti nel Salto di Quirra . Nell' unità di Riu Gruppa non vi sono invece affioramenti di questa formazione. [20]

Nell'Ordoviciano medio si svolge un'attività vulcanica di origine tettonica associata alla subduzione del braccio armoricano dell' Oceano Reico sotto la placca della Gondwana . La composizione del magma presenta una zonazione geografica da riodacitica ad andesitica , alla quale corrispondono differenti litologie rilevate negli affioramenti di depositi vulcanici nelle unità tettoniche delle Falde esterne. Non è possibile definire una ricostruzione litostratigrafica del complesso magmatico ordoviciano che sia sufficientemente sintetica e rappresentativa di tutta la zona a Falde esterne: sia fra le varie unità tettoniche sia in siti geograficamente distinti di una stessa unità vi sono infatti differenze che concernono la litologia e, dal punto di vista stratigrafico, il rapporto con altre formazioni dell'Ordoviciano medio (Metaconglomerati di Muravera) o del periodo precedente (arenarie di san Vito) e con le successioni dell'Ordoviciano superiore. Va peraltro presa in considerazione l'impossibilità di stimare una posizione cronologica sulla base di fossili guida, trattandosi di formazioni di natura vulcanica. Nei lavori che hanno trattato questa successione ricorrono peraltro denominazioni sia formali sia informali che richiedono una ricostruzione più dettagliata nelle correlazioni cronostratigrafiche dei vari affioramenti. [21]

Sotto l'aspetto topografico, gli affioramenti del complesso magmatico dell'Ordoviciano sono dislocati lungo quattro allineamenti, corrispondenti all'erosione delle antiformi e della sinforme del complesso di pieghe. Quello più a nord, formato da litologie dell'unità di Meana Sardo, si estende dalla Barbagia di Belvì ( Aritzo ) fino all' Ogliastra (a est di Jerzu ). Il secondo, composto da litologie dell'unità del Gerrei a ovest e dell'unità di Meana Sardo al centro ea est, si estende dall' Oristanese ( Siamanna , Fordongianus ) al Sarcidano fino alla valle del Rio Quirra ( Tertenia ). Il terzo, in gran parte composto da litologie dell'unità del Gerrei, si estende nella parte settentrionale del Gerrei , dai limiti della Trexenta ( San Basilio , Siurgus Donigala ) fino al Salto di Quirra ea capo San Lorenzo . Il quarto, composto da litologie dell'unità del Sarrabus, si estende da Dolianova a Muravera . Affioramenti isolati sono infine dislocati nel Medio Campidano ( Sardara ) e nell' Arburese (presso Torre dei Corsari e presso Montevecchio ), correlati all'unità del Gerrei.

Sotto l'aspetto litostratigrafico, le successioni vulcano-sedimentarie sono riconducibili a tre distinte formazioni, denominate rispettivamente formazione di monte Santa Vittoria , Porfiroidi e Porfidi riodacitici , i cui livelli di stratificazione cambiano secondo l'unità tettonica.

Formazione di monte Santa Vittoria ( monte Santa Vittoria ).

La formazione di monte Santa Vittoria è ampiamente rappresentata soprattutto nell' unità di Meana Sardo ( Barbagia e Ogliastra ), ma affioramenti di estensione locale si rinvengono anche nelle altre unità tettoniche, ad eccezione di quelle di monte Grighini e di Castello Medusa. È un complesso di recente istituzione formale che sostituisce vecchie denominazioni informali. È composta, secondo gli strati e la localizzazione geografica, da differenti litologie, rappresentate da rocce effusive metamorfosate (metavulcaniti), di composizione variabile dal sialico ( metarioliti ) al neutro ( metandesiti ), e da rocce clastiche metamorfosate con clasti di origine prevalentemente vulcanica ( metaepiclastiti , metaconglomerati e metagrovacche ). La formazione di monte Santa Vittoria giace direttamente sulle arenarie di san Vito in discordanza angolare (unità di Riu Gruppa) o, in concordanza, sui Metaconglomerati di Muravera (altre unità tettoniche). Gli affioramenti di maggiore estensione sono dislocati lungo una fascia montuosa che parte dal monte Corte Cerbos ( Meana Sardo ) e si dirige in direzione sudest nella Barbagia di Seùlo fino al Salto di Quirra. Più a nord, sormontato dall'unità della Barbagia, è dislocato uno stretto affioramento che si estende dalla Barbagia di Belvì , lungo l'alto corso del Flumendosa , per deviare poi a sud fino all' Ogliastra , a est di Gairo e Jerzu . Affioramenti di modesta estensione sono inoltre cartografati nell' Arburese ( Torre dei Corsari , stagno di Marceddì ). [22]

I Porfiroidi costituiscono la formazione litostratigrafica più rappresentativa dell' unità del Gerrei in termini di potenza . Gli affioramenti di questa unità sono dislocati lungo tutta l' antiforme del Flumendosa , nell'Oristanese ( Siamanna , Villaurbana , Mogorella ), nel Sarcidano ( Laconi , Nurri ) e, soprattutto, nel Gerrei e nel Salto di Quirra . Affioramenti correlati all'unità del Gerrei sono inoltre presenti nell' Arburese , a sud dello stagno di Marceddì ea ovest di Montevecchio . Dal punto di vista litologico, i Porfiroidi del Gerrei sono composti da metavulcaniti acide ( metarioliti e metariodaciti ) a struttura porfirica, contenenti fenocristalli di feldspato potassico e quarzo . Dal punto di vista stratigrafico giacciono sulla formazione di Monte Santa Vittoria oppure, in discordanza, su strati più antichi. [23]

I porfidi riodacitici dell' unità del Sarrabus , detti anche "porfidi grigi" o "porfidi bianchi", affiorano lungo un allineamento che si estende nel Sarrabus da ovest ( Dolianova ) a est ( Muravera ), in concordanza sui Metaconglomerati di Muravera o sulle arenarie di san Vito. Affioramenti di questa formazione sono dislocati anche presso Sardara e nell'Arburese presso Torre dei Corsari , Dal punto di vista litostratigrafico sono corrispondenti ai Porfiroidi del Gerrei: si tratta di metarioliti e metariodaciti a struttura generalmente porfirica, intercalati a piroclastiti metamorfosate ( metatufiti , metaepiclastiti, metavulcaniti). [24]

Successioni terrigene e carbonatiche della trasgressione caradociana

A partire dall' Ordoviciano superiore , anche la Sardegna centrorientale entra in una nuova fase di trasgressione marina che si protrarrà fino al Carbonifero inferiore . Questa fase prende il nome di "trasgressione caradociana", dal nome della prima suddivisione di questo sottoperiodo, il Caradoc, corrispondente all'intero Sandbiano ea parte del Katiano (circa 460-450 milioni di anni fa). La progressiva trasgressione è documentata nella stratigrafia dalle differenti facies di sedimentazione e dai fossili guida, che indicano il passaggio da un ambiente costiero (Ordoviciano superiore) ad uno tipicamente pelagico ( Siluriano - Devoniano ). La litostratigrafia è tuttavia complessa a causa delle differenti condizioni in cui si è svolta la transizione dalla continentalità alla sommersione nelle diverse unità tettoniche, per quanto si possano trovare delle relazioni stratigrafiche. [25]

Lo strato basale di questo ciclo sedimentario è composto da sedimenti clastici originati dallo smantellamento degli edifici vulcanici e dei terreni vulcano-sedimentari dell'Ordoviciano medio, depositati in ambiente costiero o di mare poco profondo. È rappresentato nell' unità del Sarrabus dalla formazione di punta Serpeddì , nell' unità di Meana Sardo dalla formazione di Orroeleddu , nell' unità del Gerrei dalle Metarcose di Genna Mesa . Dal punto di vista litologico si tratta di sedimenti grossolani ( metaconglomerati , metagrovacche , metarcose , metarenarie ) alternati a clasti più fini ( filladi , metasiltiti ) ea quarzite . Tra i fossili guida si rinvengono tracce di briozoi e brachiopodi , soprattutto fra i sedimenti fini degli strati superiori. Nel Sarrabus affiorano anche arenarie silicizzate derivate da un metamorfismo di contatto e denominate Quarziti del Sarrabus . Nell'unità del Gerrei, in concordanza sulle Metarcose di Genna Mesa affiora uno strato di filladi e metasiltiti, denominato Argilloscisti di Rio Canoni . Nel complesso, queste formazioni affiorano con estensioni locali nel Gennargentu , nella Barbagia di Seùlo , nel Salto di Quirra , nel Gerrei e nel Sarrabus. In quest'ultima regione formano la sommità del rilievo più alto, punta Serpeddì (1069 m). [25]

Il Siluriano e il Devoniano sono caratterizzati da successioni sedimentarie tipicamente pelagiche, con la progressiva diminuzione dei sedimenti grossolani e dei fossili bentonici . Queste facies mancano nell'unità del Sarrabus, dove i sedimenti dell'Ordoviciano superiore sono sormontati dal flysch ercinico , mentre sono ben rappresentate nelle altre unità tettoniche delle falde esterne. In queste unità, in particolare quelle del Gerrei e di Meana Sardo, la successione stratigrafica mostra un progressivo approfondimento del fondale marino: sui sedimenti grossolani dell'Ordoviciano superiore poggiano strati terrigeni di sedimenti più fini ( limo e argilla ), a loro volta sormontati da depositi carbonatici. [26]

Lo strato terrigeno è costituito dagli Scisti a Graptoliti ( Siluriano inferiore - Devoniano inferiore ). È composto da metapeliti scure contenenti pirite e, come fossili guida, graptoliti . Nei livelli più bassi questi sedimenti sono intercalati da quarzite scura, mentre in quelli più alti si rinvengono lenti di metacalcari scuri o nodulari contenenti fossili di tentaculiti e, talvolta, orthoceratidi e crinoidi . Affioramenti di scisti a Graptoliti si rinvengono nella Barbagia di Belvì ( Meana Sardo , Gadoni e alto corso del Flumendosa ), nella Barbagia di Seùlo ( Seulo , Esterzili ), nel Sarcidano ( Laconi ), nell'Oristanese ( Busachi ), nel Salto di Quirra ( monte Fittilgiu ), nel Gerrei ( San Basilio e basso corso del Flumendosa, da Ballao a San Vito ). [27]

Lo strato carbonatico chiude in concordanza le successioni della trasgressione caradociana. Le litostratigrafie risalgono ad un periodo compreso fra il Devoniano inferiore e l'inizio del Carbonifero inferiore e sono differenziate, secondo la dislocazione, in tre tipi: metacalcari nodulari contenenti resti di crinoidi e ammoniti ( Calcari di Villasalto e Calcari a Climenie ), metacalcari alternati a metasiltiti con tentaculiti pelagiche ( Scisti a Tentaculiti ) e rocce carbonatiche con metamorfismo più spinto, costituite da marmi , più o meno dolomitizzati, e calcescisti con crinoidi. Affioramenti delle prime due litologie sono notevolmente rappresentati nell'unità del Gerrei e sormontano gli Scisti a Graptoliti nel bacino del basso corso del Flumendosa , dal lago Mulargia al monte Lora . Di particolare imponenza sono gli affioramenti che si estendono da Silius (Calcari a Climenie) al monte Lora (Calcari di Villasalto). Altri affioramenti di una certa rilevanza sono presenti nell'unità di Meana Sardo, sia nella Barbagia di Seulo ( Esterzili ) sia in quella di Belvì ( Meana Sardo , Gadoni ), fra i quali spicca il massiccio calcareo di monte Sa Scova (1186 m). La presenza di fossili di ammoniti del genere Clymenia e di crinoidi indica un ambiente di sedimentazione di mare poco profondo (calcari di scogliera). Affioramenti delle litologie del terzo tipo, di maggior grado metamorfico, appartengono invece alle unità basse delle falde esterne: nell' unità di Castello Medusa ( Asuni ), nell' unità di Mandas ( Rio Mulargia ), nell' unità di Riu Gruppa (Riu Gruppa e punta Durci, presso il Castello di Quirra). Di particolare interesse storico sono i Marmi di Asuni , citati dal La Marmora e oggetto di estrazione fino agli anni sessanta . [28]

Nelle unità basse della zona a falde esterne e nell'unità del Sarrabus, le successioni della trasgressione caradociana si chiudono in discordanza tettonica con i depositi clastici del flysch ercinico che costituiscono la formazione di Pala Manna . Gli affioramenti, analoghi a quelli della zona esterna dislocati nel versante orientale dei monti del Sulcis , sono presenti nella Trexenta ( Mandas , Rio Mulargia, Siurgus Donigala), nel Gerrei ( Ballao , Armungia , Riu Gruppa) e, soprattutto, nel Sarrabus . In quest'ultima regione, la formazione di Pala Manna si estende dal limite orientale della piana del Campidano ( Soleminis , Sinnai ) fino alla piana di Muravera , separando gli scisti paleozoici del Serpeddì e del Gerrei dalle intrusioni granitiche del Sarrabus. [28]

Litostratigrafia delle Falde interne

Le Falde interne costituiscono il risultato di una fase trasgressiva complessa del processo orogenetico ercinico, conseguente al sovrascorrimento delle Falde esterne. Questa fase ha prodotto l'esumazione di rocce di un grado di metamorfismo più spinto, che tende ad aumentare da sud a nord, derivate dalle parti più interne dell' orogene . L'esumazione sarebbe associata a due eventi plicativi consecutivi, di tipo sinclinale, che in parte hanno prodotto il ricoprimento delle falde esterne, come si rileva nell' antiforme del Gennargentu e nella sinforme della Barbagia . Contrariamente alla zona esterna e alle Falde esterne, la ricostruzione stratigrafica delle Falde interne è complicata dal grado di metamorfismo più spinto, in particolare per i litotipi prossimi alla zona assiale, dalla maggiore complessità della dinamica deformazionale, dalla difficoltà di reperimento di fossili guida e dalla minore frequenza di depositi vulcanici. Per questo motivo la suddivisione geografica si basa prevalentemente sulle facies metamorfiche, con la distinzione di un complesso di basso grado, in facies a scisti verdi , e un complesso di medio grado, in facies anfibolitica . Nel complesso di basso grado è ancora individuabile una cronologia stratigrafica analoga a quella riscontrata nelle falde esterne, grazie all'esistenza di alcuni affioramenti di strati correlabili.

Postgotlandiano e rocce correlate del complesso metamorfico di basso grado
Scisti del complesso metamorfico di basso grado della Nurra meridionale ( Argentiera ).

Il complesso di basso grado è in grande prevalenza composto da metasedimenti clastici fini, denominato in passato "Postgotlandiano". Si tratta di una formazione sedimentaria-metamorfica di grande imponenza, sia per l'estensione geografica sia per l'apparente potenza , e di difficile inquadramento sotto l'aspetto litostratigrafico. Questa formazione geologica, infatti, mostra una sostanziale omogeneità stratigrafica, povera di intercalazioni e fossili-guida, è interessata da contatti tettonici complessi e non ancora del tutto noti e in gran parte della Sardegna centrorientale rappresenta l'unica successione litostratigrafica.

Questi aspetti sono alla base dell'attribuzione della sua origine, in passato, a processi sedimentari correlati all' orogenesi ercinica , e alla sua collocazione cronologica fra il Devoniano e il Carbonifero inferiore . Il termine "postgotlandiano", infatti, deriva dal nome con cui in passato diversi autori indicavano il Siluriano (Gotlandiano), corrispondente al piano superiore del periodo come è concepito oggi. Negli ultimi decenni sono state individuate delle analogie stratigrafiche che fanno correlare questa successione a quella ben delineata delle arenarie di san Vito e, pertanto, si collocherebbe cronologicamente fra il Cambriano medio e l' Ordoviciano inferiore . [29]

Dal punto di vista litologico, il Postgotlandiano è costituito da alternanze di metarenarie , filladi ( metapeliti ) e quarzite , di colore grigio, con varie tonalità dal chiaro allo scuro. La potenza apparente della successione supera anche i 1000 metri, tuttavia non è facile risalire alla potenza originaria di questi sedimenti, a causa della complessa dinamica deformazionale. Gli affioramenti del Postgotlandiano e delle rocce ad esso correlate sono distribuiti su un ampio raggio che si estende dalla Nurra all' Ogliastra . [29]

Affioramenti di rocce correlate al Postgotlandiano (filladi e metarenarie) sono presenti nella Nurra, nella Sardegna orientale, fra il monte Albo e il basso corso del Cedrino , e, infine, nella Sardegna centrale. Nella Nurra sono dislocati nella parte meridionale del basamento, a sud dell' Argentiera , e, più a nord, in una fascia che si estende tra Palmadula , Canaglia e Pozzo San Nicola . Nella Sardegna orientale sono dislocati nel Nuorese (tra Orune e Lula ) e nella bassa Baronia ( Galtellì , punta Gurturgius ). Più a est, nella Sardegna centrale, sono dislocati affioramenti di queste litologie fra le granodioriti tonalitiche della Serra di Orotelli , presso il corso medio del Tirso . [29]

Il blocco di punta La Marmora , la vetta più alta dell'Isola, composto dagli scisti del Postgotlandiano e delle arenarie di san Vito in contatto tettonico.

Il Postgotlandiano propriamente detto affiora nella parte settentrionale della Catena del Goceano ( Nughedu San Nicolò ) e fra Orani e Oniferi , ma rappresenta la litologia più imponente nelle Barbagie e, sia pure in misura minore, in Ogliastra, dal Supramonte ai territori di Jerzu e Tertenia e dal Mandrolisai alla costa orientale presso Baunei .

Il contatto inferiore si evidenzia per lo più nella sinforme della Barbagia , dove l' unità della Barbagia si sovrappone all' unità di Meana Sardo . Nella Barbagia di Seùlo e nel settore occidentale della Barbagia di Belvì il Postgotlandiano è generalmente in contatto con i sedimenti terrigeni o carbonatici della tragressione caradociana dell'unità di Meana Sardo, mentre nell' Ogliastra è in contatto con la formazione di monte Santa Vittoria . Più a nord, nel settore orientale della Barbagia di Belvì, a sudest delle vette principali del Gennargentu, è in contatto con le arenarie di san Vito, con le quali forma la parte parte rilevante della sommità del massiccio. Sul versante settentrionale del Gennargentu, i contatti inferiori del Postgotlandiano sono rari e limitati alla dinamica deformazionale nell'ambito delle Falde interne, in corrispondenza delle unità di Riu Correboi e di Funtana Bona . Nel settore settentrionale della catena del Goceano , infine, vi sono contatti inferiori con le Falde esterne sui metasedimenti della trasgressione caradociana a nord ( Nughedu San Nicolò ) e sulle metavulcaniti della successione vulcano-sedimentaria dell' Ordoviciano medio a sud. [29]

Il contatto superiore è in genere rappresentato dai processi postercinici Carbonifero superiore - Permiano (sedimenti a facies continentale e lave acide dell'attività vulcanica effusiva) oppure dai depositi carbonatici del Mesozoico , ma dal punto di vista cronostratigrafico sono di particolare importanza i contatti superiori con le successioni post-Ordoviciano inferiore dislocate negli affioramenti sul versante nordorientale del Gennargentu. [29]

Successioni post-Ordoviciano inferiore del complesso metamorfico di basso grado

Per lungo tempo, quella del Postgotlandiano è stata ritenuta una successione terrigena di età incerta a causa della rarità di fossili-guida. Lo stesso nome indicava una probabile collocazione nel corso della trasgressione marina successiva alla fase sarda ma non correlabile alle successioni terrigene-carbonatiche della trasgressione caradociana delle Falde esterne. [30]

Alcuni affioramenti presenti sul versante orientale del Gennargentu e nella Nurra hanno tuttavia permesso una collocazione del Postgotlandiano in un'epoca precedente la fase sarda , contemporanea a quella che ha visto l'altra imponente formazione terrigena presente in Sardegna, le arenarie di san Vito . Queste litologie indicano l'esistenza, anche nelle Falde interne, di un ciclo geologico analogo a quello rilevato nella zona a Falde esterne, per quanto meno evidente, rappresentato da tre strati, risalenti rispettivamente all' Ordoviciano medio , al Siluriano e al Devoniano . Nel Gennargentu, questi strati sono presenti nelle unità tettoniche di Riu Correboi e di Funtana Bona [ senza fonte ] .

L' Ordoviciano medio è rappresentato da una successione vulcano-sedimentaria correlato alla formazione di monte Santa Vittoria delle falde esterne ed è costituito da metavulcaniti , di composizione variabile dall'acido al basico, e da metaepiclastiti . Nel Gennargentu, l'unico affioramento di queste litologie è compreso tra le filladi del Postgotlandiano di monte Spada e punta de s'Abile a ovest e le successioni terrigene-carbonatiche post-ordoviciane di monte Arbu . Nella Nurra sono invece presenti due affioramenti che si estendono verso nord dalle frazioni di Canaglia e La Pedraia . Il contatto basale di questa successione è rappresentato dalla successione terrigena cambrico-ordoviciana (Postgotlandiano e strati correlati), il contatto superiore è invece rappresentato da litologie del Siluriano differenti nelle due regioni. [30]

Nel Gennargentu, il Siluriano è presente nel versante nordorientale, nel territorio compreso fra la punta de s'Abile e il monte Novo San Giovanni , in due estensioni, rispettivamente intorno all' Arcu Correboi e al monte Novo San Giovanni, a est di Funtana Bona , alternate ad affioramenti del Postgotlandiano ea marmi del Devoniano. La litologia, analoga allo strato basale degli Scisti a Graptoliti delle Falde esterne, è costituita da metasedimenti fini ( filladi scure, metasiltiti ) intercalati a quarzite nera e, raramente, a livelli di calcare. Il contatto superiore è costituito da metasedimenti carbonatici del Devoniano. Nella Nurra sarebbe rappresentato da una formazione composta dallo smantellamento di rocce intrusive basiche ( metagabbri alcalini ), estesa da Palmadula alla penisola di Stintino . L'età di questa litologia è tuttavia incerta, in quanto attribuita in pubblicazioni differenti a periodi che si collocano fra l' Ordoviciano superiore e il Carbonifero inferiore . Litologie analoghe affiorano anche nelle Falde esterne (metadoleriti e metagabbri) in strati locali della trasgressione caradociana. [30]

Le successioni post-Ordoviciane del complesso metamorfico di basso grado si chiudono nel Gennargentu con alcuni affioramenti di metasedimenti carbonatici del Devoniano nelle stesse località delle litologie precedenti (Arcu Correboi e Funtana Bona). L'affioramento più consistente, per estensione, è dislocato a sudovest dell'Arcu Correboi, in uno dei rilievi più alti in prossimità di monte Spada ( monte Arbu , 1564 m). Si tratta di marmi grigi contenenti alternanze di filladi e, talvolta, inclusioni di fossili ( crinoidi , conodonti ). Questa litologia presenta analogie con alcuni depositi carbonatici che chiudono la trasgressione caradociana delle falde esterne nel Gerrei e nel Sarcidano . Il contatto superiore è erosivo o, localmente, tettonico, in questo caso rappresentato dal Postgotlandiano o dalla successione terrigena del Siluriano. [30]

Complesso metamorfico di medio grado

Il Complesso metamorfico di medio grado è composto dalle rocce metamorfiche in facies anfibolitica dislocate immediatamente a sud della linea Posada-Asinara . Gli affioramenti di queste rocce sono presenti in pochi siti della Sardegna centro-settentrionale:

Secondo l'ipotesi collisionale, questo complesso corrisponde al margine gondwanico del tratto sardo della catena ercinica. Il grado di metamorfismo più elevato, prevalentemente in facies anfibolica, non permette di ricostruire la serie stratigrafica dei protoliti come nei complessi tettonici disposti a sud, perciò la datazione delle rocce, più incerta, si basa su metodologie più complesse. Le litologie presentano localmente differenti mineralizzazioni, attribuibili a differenti condizioni ambientali che hanno prodotto il metamorfismo, ma sono in sostanza si riconducono a due categorie di litotipi associate alla natura dei protoliti. [31]

Nella prima categoria ricorrono paragneiss e micascisti e, talvolta, quarzite . Questi litotipi sono indice del metamorfismo a carico di rocce sedimentarie . L'origine cronologica dei protoliti, incerta, si colloca nel Paleozoico ed è presumibilmente correlata alle successioni sedimentarie pre-erciniche della zona esterna e dell'edificio a falde interessato dal metamorfismo di basso grado. Gli affioramenti sono presenti in tutte le regioni interessate dal complesso metamorfico di medio grado (penisola di Stintino, Asinara, Anglona e territorio limitrofo a est del Coghinas, Baronie). [31]

Nella seconda categoria ricorrono gli ortogneiss , derivati dal metamorfismo di medio grado a carico di rocce intrusive ( granito e granodiorite ). L'origine dei protoliti risale all' Ordoviciano medio e si colloca perciò nell'ambito del magmatismo intrusivo associato alla fase sarda . Gli affioramenti di queste metamorfiti sono presenti nelle Baronie, nel nucleo di un'antiforme che si estende dalla costa a nord di Siniscola ( La Caletta ) fino ai territori di Lodè e di Onanì , a nord del monte Albo . [32]

Litostratigrafia della zona assiale

La zona assiale, o zona interna, è quella parte del basamento metamorfico posizionata a nord della linea Posada-Asinara e rappresenta l'aspetto più enigmatico della genesi del blocco sardo-corso. Gli affioramenti, per lo più di modesta estensione e in contatto con i granitoidi del magmatismo intrusivo ercinico, sono dispersi in tutto il territorio della Gallura , in un sito dell' Anglona e nell'estremità settentrionale dell' Asinara .

Le litologie sono rappresentate da rocce metamorfiche in facies anfibolitica , con relitti di facies granulitica , o in facies eclogitica e da migmatiti e sono il prodotto delle trasformazioni a carico della parte più profonda dell' orogene , al limite tra il metamorfismo di alto grado e il processo magmatico di tipo anatettico delle zone di subduzione . [33]

Complesso intrusivo tardo-ercinico

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Copertura vulcano-sedimentaria tardo paleozoica

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Mesozoico

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Cenozoico

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Note

  1. ^ a b Carmignani et al. 1999 , p. 27 .
  2. ^ De Muro et al (2009) Progetto Providune (LIFE07NAT/IT/000519). SIC "Porto Campana" (ITB042230). Report ACTION A.2 "Studi sedimentologici e dinamica marino-costiera" Archiviato il 17 aprile 2012 in Internet Archive .
  3. ^ La storia della pietra ballerina. Nel 1800 era una delle attrazioni più curiose della Sardegna.
  4. ^ Carmignani et al. 1999 , p. 25 .
  5. ^ a b c d e f g h Carmignani et al. 1999 , Introduzione, p. 21-25 .
  6. ^ a b c Carmignani et al. 1999 , p. 21 .
  7. ^ Carmignani et al. 1999 , p. 23 .
  8. ^ a b Franceschelli, Puxeddu, Cruciani (2005) Variscan metamorphism in Sardinia, Italy: review and discussion. Journal of the Virtual Explorer .
  9. ^ a b c d e Carmignani et al. 1999 , p. 83 e seguenti .
  10. ^ Il "Gotlandiano", denominazione usata in passato, corrisponde ai sottoperiodi più recenti del Siluriano .
  11. ^ Carmignani et al. 1999 , p. 30 .
  12. ^ Carmignani et al. 1999 , p. 33 .
  13. ^ Carmignani et al. 1999 , p. 34 .
  14. ^ Carmignani et al. 1999 , p. 36 .
  15. ^ Carmignai et al. 1999 , p. 49 e seguenti .
  16. ^ Carmignani et al. 1999 , p. 56 .
  17. ^ Carmignani et al. 1999 , pp. 25-27 .
  18. ^ Carmignani et al. 1999 , capitoli 2.3.1.1, 2.3.1.2 e 2.3.1.3 .
  19. ^ a b c Carmignani et al. 1999 , pp. 36-38 .
  20. ^ Carmignani et al. 1999 , p. 39 .
  21. ^ Carmignani et al. 1999 , pp. 39-40 .
  22. ^ Carmignani et al. 1999 , pp. 39-41 .
  23. ^ Carmignani et al. 1999 , p. 42 .
  24. ^ Carmignani et al. 1999 , p. 44 .
  25. ^ a b Carmignani et al. 1999 , p. 58 .
  26. ^ Carmignani et al. 1999 , p. 62 .
  27. ^ Carmignani et al. 1999 , pp. 62-63 .
  28. ^ a b Carmignani et al. 1999 , p. 63 .
  29. ^ a b c d e Carmignani et al. 1999 , p. 38 .
  30. ^ a b c d Carmignani et al. 1999 , p. 66 .
  31. ^ a b Carmignani et al. 1999 , p. 68 .
  32. ^ Carmignani et al. 1999 , p. 69 .
  33. ^ Carmignani et al. 1999 , p. 71 .

Bibliografia

  • Carmignani, L.; Rossi, P. et al. Carta Geologica e Strutturale della Sardegna e della Corsica. Servizio Geologico Nazionale e BRGM Service Géologique National.
  • Carmignani, L. et al. (1996) Carta Geologica della Sardegna. Servizio Geologico Nazionale.
  • Carmignani, L. et al. (1987) Structural Model of the Hercynian Basement of Sardinia. Consiglio Nazionale delle Ricerche, Progetto Finalizzato Geodinamica.
  • L. et al. Carmignani, Note illustrative della Carta Geologica della Sardegna a scala 1:200.000 , Roma, Istituto Poligrafico e Zecca dello Stato , 1999.
  • Ignazio Camarda; Sabina Falchi; Graziano Nudda (a cura di), La costituzione geologica , in L'ambiente naturale in Sardegna , Sassari, Carlo Delfino, 1998, pp. 20-28, ISBN 88-7138-131-9 .

Voci correlate

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