Il Cenozoico

Questa Era, lunga più di 65 Ma, si spinge fino ai giorni nostri.
E’ caratterizzata dalla ripresa di importanti movimenti tettonici globali, con associati cicli vulcanici e deposizionali; nel Burdigaliano (Miocene inferiore) si attua la deriva e la rotazione del blocco sardo-corso, dal margine sud europeo fino alla posizione attuale.

Paleocene-Eocene medio

Già dal Cretacico finale si osserva una generalizzata emersione dei territori isolani che perdura fino al Paleocene superiore quando da un ambiente alluvionale si passa rapidamente ad uno marino e in seguito a regressione nell’Eocene basale ad ambienti lagunari a paralico-continentali, con influenze marine ricorrenti fino all’Eocene medio. I depositi di questo periodo poggiano sul basamento metamorfico, sulle vulcaniti permiane o sui sedimenti mesozoici e sono stati datati anche grazie al ritrovamento di importanti fossili fra i quali quelli di antichi mammiferi perissodattili nel Sulcis.
Fra il Golfo di Palmas e il Golfo di Gonnesa giace un’estesa area che si pensa fosse invasa dal mare a partire dai quadranti orientali; a partire dal basso la successione tardo pliocenica-eocenica inferiore/media è caratterizzata da livelli di calcari d’ambiente da marino a paralico ed evolve verso calcari marnosi e marne di ambiente lagunare e fluviale, con resti di piante, e vari livelli di carbone. Spostandosi verso est l’influenza marina si fa più incisiva; gli affioramenti della Trexenta rispecchiano ambienti lagunari salmastri con frequenti ingressioni marine mentre ancora più ad est, nel Gerrei-Sarrabus e specialmente nel Salto di Quirra, la successione dell’Eocene inferiore-medio rispecchia momenti di più profonda trasgressione, con successioni carbonatiche di forte spessore; più a nord si osservano limitati affioramenti anche al Monte Tuttavista.
Come detto, nel Salto di Quirra gli affioramenti eocenici sono più estesi e presso il Monte Cardiga raggiungono uno spessore di 280 metri; qui la successione del ciclo trasgressivo-regressivo è così rappresentata:
– alla base arenarie a cemento carbonatico ben stratificate, con conglomerati ben elaborati e classati derivanti dal basamento paleozoico; rispecchia un ambiente deltizio e costiero
– verso l’alto si sviluppa un’alternanza di spessori da metrici a decametrici di calcari, calcari arenacei, calcari argillosi e marnosi bioclastici, con ricca presenza di fossili; relativo al momento di maggior copertura marina
– la parte superiore della successione, affiorante sulla sommità del Cardiga, riporta arenarie feldspatiche grossolane in spessi banchi a stratificazione incrociata, unitamente a conglomerati dal basamento paleozoico, rispecchianti la facies regressiva.

Isola La Vacca, prominenza vulcanica oligo-miocenica, dietro le dune di Porto Pino.

Eocene medio-Miocene inferiore

Dall’Eocene medio inizia in Sardegna un periodo di diffusa continentalità e di grande instabilità tettonica, con le principali faglie trascorrenti NE-SW della Sardegna centro-settentrionale, in parte ereditate dalle discontinuità meccaniche erciniche, che provocarono la più importante fase compressiva dopo quella ercinica oramai più di 300 Ma prima. A questa tettonica trascorrente sono associati:
– un’importante attività vulcanica calcalcalina oligo-miocenica, con fenomeni effusivi ed esplosivi, composizione da basaltico-andesitica a riolitica e con apice degli episodi nel Burdigaliano (secondo piano del Miocene inferiore)
– strutture a fiore (flower structure) e bacini di pull-apart nei quali si raccolgono sedimenti sin-tettonici continentali di ambiente fluvio-lacustre oltre che prodotti legati al ciclo vulcanico calcalcalino.
Recentemente queste strutture e il vulcanismo coevo sono stati attribuiti alla deformazione del retro-paese sardo-corso durante la collisione continentale nord-appenninica ma è anche vero che la parte SW dell’Isola, nel Paleogene, era situata in prossimità dei Pirenei ancora in evoluzione, pertanto i depositi sin-tettonici della Formazione del Cixerri (vedi oltre) potrebbero essere legati anche alla Fase Pirenaica.
Nell’Oligocene superiore-Miocene inferiore si osserverà una nuova trasgressione diffusa e ben documentata.

Ciclo vulcanico calcalcalino oligo-miocenico

La bellissima strada costiera Alghero-Bosa, oltre che da spettacolari viste sul mare, è fortemente caratterizzata dai dirupi alti anche più di 500 metri degli altopiani di Villanova Monteleone, composti dall’alternanza di tufi e ignimbriti saldate e tafonate del ciclo vulcanico oligo-miocenico.

Questo Ciclo vulcanico, attivo fra l’Oligocene finale (32 Ma) e il Burdigaliano (15 Ma), è correlato geodinamicamente alla subduzione, iniziata nell’Eocene superiore, della placca Adria al di sotto del Blocco sardo-corso e del margine sud-europeo di cui ancora fa parte, con l’impostazione di un arco vulcanico con orientazione circa N-S (rispetto all’attuale posizione della Sardegna) e interessante tutta la parte mediana centro-occidentale dell’Isola; per la grande estensione degli affioramenti e la potenza delle successioni (centinaia di metri), ha rappresentato uno degli eventi terziari più importanti del Mediterraneo occidentale.
Il Ciclo vulcanico oligo-miocenico è caratterizzato da un’associazione di prodotti con affinità calcalcalina e tholeiitica e nelle fasi finali calcalcalina alta in potassio fino a shoshonitica; la genesi dei magmi deriverebbe da fusione parziale di rocce mantelliche lungo la zona di subduzione oceanica e l’evoluzione dei termini sia andesitici che più differenziati sarebbe avvenuta a debole pressione (profondità di 15-20 km) con possibile contaminazione crostale; per i termini più evoluti riodacititi-riolitici è probabile un’anatessi di rocce metamorfiche e granitoidi nella crosta continentale, dovuta a precedenti e prolungate risalite di magma basico di derivazione mantellica.
Si distinguono quindi diversi complessi vulcanici determinati da sequenze con una grande varietà composizionale e da diverse modalità di emissione; nelle successioni, che includono locali intercalazioni di depositi fluvio-lacustri e marini, si possono riconoscere:
Serie andesitica, da basaltico-andesitica a dacitica, in colate laviche, duomi e cupole di ristagno.
Serie ignimbritica, da dacitica a riolitica, principalmente in espandimenti ignimbritici: flussi piroclatici pomiceo-cineretici saldati e non saldati, surge e fall, brecce vulcaniche.
Sistemi di filoni che localmente attraversano le predette serie.
Affioramenti molto estesi, insieme a copertura di estensione più locale, caratterizzano: Nurra, Anglona, Logudoro, Mejlogu (Monte Minerva), Planargia (spettacolari enormi bolle di tufi saldati sulla costa fra Villanova Monteleone e Bosa), Marghine-Barigadu, Marmilla (basalti a pillow di Masullas), Trexenta (tra Furtei e Monastir), Arburese (Monte Arcuentu, con le caratteristiche creste frastagliate del complesso filoniano ed in attività per quasi 10 Ma), Valle del Cixerri (dove all’incrocio tra le faglie del Campidano e del Cixerri emergono cupole di ristagno, o neck, a composizione andesitico-dacitica come il monte di Castello di Acquafredda o il Monte Gioiosa Guardia), Sulcis tra Portoscuso e Carbonia, le Isole sulcitane di Sant’Antioco, San Pietro, La Vacca, Il Vitello e il Toro e nei dintorni di Pula e Sarroch.

L’imponente cupola di Monte Arcuentu (Arbus), composta da basalti e andesiti del ciclo vulcanico oligo-miocenico

Depositi continentali e marini post Eocene medio-Miocene inferiore: 1° Ciclo sedimentario

Il questo periodo la Sardegna faceva ancora parte del margine sud-europeo, nell’area tra i Pirenei e l’Arco nord-appenninico, e gli estesi affioramenti dell’Isola appartenenti al 1° Ciclo sedimentario, in maggior parte clastici continentali e subordinatamente lacustri, marini (dall’Oligocene finale) ed eventualmente intercalati a prodotti vulcanici oligo-miocenici, sono condivisi da altre regioni sud-europee come Camargue e Baleari.
Questo ciclo sedimentario terminerà nel Burdigaliano (secondo piano del Miocene inferiore) quando viene ricoperto in discordanza dai sedimenti del 2° ciclo sedimentario.
Dal basso verso l’alto questo complesso di sedimenti è stato suddiviso in:

  • Formazione del Cixerri; nome derivato dall’omonima valle, affiora quasi esclusivamente nel SW dell’Isola, nell’area fra Monastir e Serrenti (Campidano meridionale) e sono correlati con i depositi clastici arenaceo-conglomeratici dell’area di Villanovatulo e di parte dell’Arburese (Guspini, Montevecchio, Funtanazza). Questa successione è stata datata, nonostante la scarsità di fossili, fra l’Eocene medio e l’Oligocene superiore, per i contatti inferori e superiori con formazioni corrispondenti ai suddetti periodi; la formazione, corrispondente ad un ambiente alluvionale e fluvio-lacustre con tendenza più distale muovendosi verso le aree orientali, è composta prevalentemente da arenarie quarzoso-feldspatiche generalmente ben stratificate, intervallate da lenti di conglomerati e marne, ed argille siltose spesso contenenti concrezioni ferruginose; i clasti sono di norma ben arrotondati e provenienti da formazioni paleozoiche, mesozoiche e dell’Eocene inferiore, in parte non conosciute negli affioramenti sardi ma caratteristici del dominio pirenaico. Lo spessore della formazione va fra i 150 e i 300 metri.
  • Formazione di Ussana; nome derivato dall’omonimo paese 15 km a nord di Cagliari, preso a riferimento dell’area dove questa formazione affiora estesamente, il Campidano orientale, ma la si rinviene anche nel Sarcidano, nei dintorni di Dolianova (Parteolla), a N di M. Genis (Gerrei) e lungo la fascia costiera tra Capitana e Villasimius (Sarrabus). La successione, di spessore variabile fino ai 500 metri, è costituita principalmente da conglomerati, brecce e arenarie a matrice argilloso-arenacea rosso-violacea, e verso l’alto da microconglomerati, arenarie ed argille talora siltose e spesso fortemente piritose; i depositi clastici più grossolani, in giacitura caotica, sono riferibili ad ambiente di scarpata e conoide alluvionale, quelli a granulometria minore ad ambienti fluvio-lacustri, lagunari e litorali. La Formazione di Ussana, insieme ai sovrastanti depositi aquitaniani (Miocene inferiore), è interpretata come depositi sin-tettonici legati allo sviluppo del Rift Sardo, geodinamicamente collegati con l’apertura del Bacino balearico e con la collisione nord-appenninica precedente alla fase estensionale burdigaliana.
  • Conglomerati poligenici continentali; sono i depositi sin-tettonici connessi con il sistema delle faglie trascorrenti centro-settentrionali.
    Il Conglomerato di Cuccuru ‘e Flores affiora esclusivamente in prossimità dei rilievi carbonatici mesozoici della Sardegna centro-orientale (Montalbo, Monte Tuttavista, Supramonte), lungo faglie transpressive e strutture tettoniche associate. Questa formazione corrisponde quindi a sedimenti di conoide in prossimità di scarpata di faglia, con trasporto limitato, ed è costituita da megabrecce, con disposizione caotica e a volte blocchi di grandi dimensioni, conglomerati e arenarie derivanti da formazioni paleozoiche (graniti, rocce metamorfiche e filoniane, in genere più arrotondati), mioceniche (calcari e dolomie in genere più spigolosi) e paleogeniche (arenarie e calcari fossiliferi).
    Simili formazioni si hanno in corrispondenza dei bacini di pull apart centro-settentrionali di Ottana, di ChilivaniBerchidda, di Benetutti, dell’Anglona, e possono essere considerati come la controparte transtensiva delle strutture transpressive sopra menzionate; si tratta di sequenze di brecce, conglomerati e arenarie che poggiano sul basamento ercinico e che verso l’alto sono intervallate a prodotti vulcanici calcalcalini e di ambiente fluvio-lacustre; l’età dei fossili rinvenuti permette di attribuire la formazione al periodo Oligocene superiore-Burdigaliano inferiore (primo piano del Miocene inferiore).
  • Depositi fluvio-lacustri; sono presenti in diverse località dell’Isola associati, come visto in precedenza, a depositi conglomeratici e vulcanici (F.ne del Cixerri e di Ussana); si tratta di alternanze di livelli arenaceo-siltitici, di calcari e marne in spessori assai variabili e con abbondante presenza di fossili e di resti vegetali talora silicizzati (Foresta fossile di Zuri nel Lago Omodeo).
  • Depositi transizionali e marini; si tratta di formazioni con una certa estensione nella Sardegna centro-meridionale, litologicamente molto eterogenee, eventualmente eteropiche e riconducibili a facies da transizionali (Arenarie di Gesturi) a carbonatiche di mare basso (Calcari di Isili) fino a pelagiche (Marne di Ales); la composizione dei sedimenti rispecchia quella del substrato che viene rimaneggiato, con modesta cementazione di norma carbonatica che aumenta verso l’alto della successione; specialmente in Marmilla affiorano lave basaltiche a pillow testimonianti eruzioni sottomarine.

Miocene inferiore – superiore

Depositi continentali e marini del Miocene (Burdigaliano-Serravalliano): 2° Ciclo sedimentario

A partire dal Burdigaliano (secondo piano del Miocene inferiore), nella fase geodinamica che vede l’apertura del Bacino balearico e la deriva del Blocco sardo-corso, iniziata nel Burdigaliano e terminata nel Burdigaliano/Langhiano (tra 21 Ma e 18 Ma) dopo una rotazione di 35°/45° in senso antiorario, si sviluppa una fase distensiva con l’impostazione di fosse tettoniche di andamento circa meridiano fra il Golfo dell’Asinara e il Golfo di Cagliari (area già sede, come appena visto, del ciclo vulcanico oligo-miocenico), con estesa trasgressione marina e conseguente intensa sedimentazione (2° ciclo sedimentario miocenico), che si protrae fino alla regressione del Miocene medio (Serravalliano inferiore) alla quale segue il 3° Ciclo sedimentario del Miocene superiore (Tortoniano-Messiniano).
Il 2° ciclo sedimentario è in discordanza sui sedimenti del ciclo sottostante e affiora estesamente in Anglona, Sassarese, Logudoro, Marmilla, Sarcidano e nel Cagliaritano.
La successione inizia con conglomerati ed arenarie di ambiente continentale e transizionale (da alluvionale e fluvio-deltizio a barra tidale); nella Sarsdegna settentrionale questi depositi (di spessore maggiore rispetto al sud dell’Isola) si trovano all’intersezione fra le fosse del Burdigaliano superiore (circa NNW-SSE) e le fosse del 1° Ciclo sedimentario (circa NE-SW), con quest’ultime che diventano tributarie delle prime che sono maggiormente depresse; questa correlazione è confermata dalla presenza di ambienti prossimali a NE che via via degradano a litorali e marini verso SW. Nell’area centro-meridionale affiorano depositi sabbiosi e conglomeratici riferiti ad ambiente di barra tidale o fluvio-deltizi, a composizione derivante dal basamento paleozoico e in minor parte delle vulcaniti terziarie; depositi simili, riferiti a delta costiero, sono rinvenuti limitatamente nei dintorni di Orosei.
Successioni di marne, arenarie, calcareniti e siltiti di ambiente marino succedono ai precedenti depositi continentali-transizionali.
Nella Sardegna centro-meridionale questi depositi marini marnoso-arenacei sono noti come Marne di Gesturi e affiorano estesamente con potenze di centinaia di metri, intervallati localmente da minori spessori di calcari e calcareniti; in base alle associazioni fossili, alla successione marnoso-arenacea corrispondono ambienti epibatiali-batiali (maggiori di 200 metri di profondità) mentre a quella calcarea ambienti neritici (minori di 200 metri di profondità); nella Sardegna meridionale, in special modo nel Cagliaritano, al di sopra delle Marne di Gesturi la successione continua con marne argillose (Argille di Fangario) che evolvono verso l’alto in marne arenacee e quindi arenarie marnose testimoniando, anche in base ai fossili rinvenuti, ambienti che passano da batiali per l’inizio della successione a profondità via via minori verso gli strati superiori.
Nella Sardegna centro-settentrionale i depositi marini, affioranti estesamente nel Sassarese e nel Logudoro, rispecchiano un ambiente lagunare e litorale e si instaurano al di sopra della successione continentale di conglomerati e arenarie o delle rocce vulcaniche oligo-mioceniche e sono composti da arenarie e calciruditi con fossili di molluschi bivalvi (ostrea), conglomerati ad ostree con cemento carbonatico manganisifero, unitamente ad elementi del basamento paleozoico o delle sopracitate rocce vulcaniche; in condizione di mare protetto e poco profondo si ha lo sviluppo di una piattaforma carbonatica con depositi che possono arrivare a decine di metri di spessore (Scala di Giocca, Sassari), costituiti da calcari bioermali, calcari marnosi o arenacei, calcareniti e biocalcareniti, ricchi di fossili; lateralmente e superiormente ai calcari di piattaforma affiorano diffusamente depositi marnosi e marnoso-arenacei, testimoni di condizione di mare più profondo.
Nella Sardegna meridionale le Argille di Fangario evolvono, con contatto netto, nelle Arenarie di Pirri (ben esposte a Cagliari Quartu, Pirri, Sestu); è una successione spessa fino a 200 metri, di ambiente litorale e localmente fluvio-deltizio, composta da banchi arenacei ben cementati alternati a sabbie quasi incoerenti e lenti di conglomerati a clasti di rocce paleozoiche. A questa successione, nella Sardegna centro-settentrionale (Capo Frasca, Monte Santo, Monte Pelao, Florinas) corrispondono potenti depositi di sabbie quarzoso-feldspatiche, talora microconglomeratiche o ghiaiose, di ambiente fluvio-lacustre, talvolta con influenza preponderante e continua di materiali detritici provenienti dai bacini laterali del 1° Ciclo sedimentario (ChilivaniBerchidda).

Successione marina e depositi continentali del Miocene superiore (Tortoniano-Messiniano): 3° ciclo sedimentario

La tettonica distensiva in cui si pone il 3° Ciclo sedimentario del Miocene finale si inserisce nel quadro geodinamico legato sopratutto all’apertura del Tirreno meridionale e conseguente migrazione dell’Arco calabro; le condizioni deposizionali marine del Tortoniano evolvono a sempre più regressive nel Messiniano, durante la Crisi di salinità del Mediterraneo.
Nella Sardegna settentrionale (Monte Pelao, Monte Santo, FlorinasIttiri), marne e calcari di piattaforma del Tortoniano rispecchiano un ambiente di mare basso ad alta energia con fenomeni di slumping (crolli) ai limiti della piattaforma. Nel Sinis, a Capo San Marco, la successione parte con marne siltitico-arenacee del Tortoniano, corrispondenti ad un ambiente di acque profonde intorno ai 200-150 metri, ed evolve con i sedimenti calcarei del Messiniano che rispecchiano un ambiente da sub-litorale a lagunare-palustre fino a evaporitico. Nelle colline del Cagliaritano, al di sopra delle Arenarie di Pirri, affiorano i Calcari di Cagliari, una successione carbonatica ricca di fossili databili fino al Messiniano, il cui ambiente deposizionale evolve da fondali marini a 80-60 metri di profondità ad ambienti ad alta energia prossimi al litorale; la successione parte dal basso con calcari marnosi mal stratificati (Pietra Cantone) che passano dopo una discontinuità erosiva (emersione) a biocalcareniti talvolta marnose (Tramezzario) le quali dopo una seconda fase erosiva evolvono in calcari bioermali, tavolta massivi (Pietra Forte o Calcare di Bonaria); a Capo Sant’Elia affiora buona parte della successione dei Calcari di Cagliari con potenza complessiva superiore ai 100 metri.
Affioramenti continentali del tardo Miocene, principalmente conglomerati di ambiente alluvionale e fluvio-lacustre, si rinvengono nelle aree settentrionali dell’Isola che non sono state interessate dalla trasgressione marina (Nurra e fra Oschiri e Berchidda).

Pliocene – Pleistocene

Ciclo vulcanico del Pliocene-Pleistocene

Pedra Mendarza (Giave). Si tratta di un neck, ovvero un condotto vulcanico basaltico d’età plio-pleistocenica solidificatosi in prossimità della superficie ed emerso in seguito all’erosione delle rocce incassanti.

L’ultimo ciclo vulcanico della Sardegna, correlato al regime distensivo conseguente all’apertura del Tirreno meridionale, iniziò alla fine del Miocene superiore (6,6 – 6,4 Ma) a Capo Ferrato, a sud di Muravera nel Sarrabus, per poi espandersi in maniera eterogenea nel resto dell’Isola con l’esclusione del NE e del SW; gli ultimi episodi risalgono a circa 120.000 anni fa, nel Logudoro, sotto gli occhi dei primi ominidi isolani.
Il Ciclo vulcanico plio-pleistocenico è un vulcanismo intraplacca caratterizzato da un ampio spettro composizionale dominato per abbondanza da magmi basaltici ad affinità alcalina e tholeiitica mentre i dati geochimici e isotopici suggeriscono processi di frazionamento a partire da una sorgente mantellica eterogenea a scala regionale. I caratteri giaciturali riflettono un’attività prevalentemente fessurale, legata a direttrici tettoniche sub-meridiane e NW-SE, con colate da modeste dimensioni (Logudoro, Dorgali, Monte Ferru) a plateaux basaltici di discreta dimensione (Campeda, Abbasanta, Orosei, Giare) e due esempi, molto studiati, di apparati vulcanici complessi, con lave più differenziate, ovvero il Monte Arci e il Montiferro.
Il Complesso vulcanico del Montiferro (quota massima 1.050 mt s.l.m. con il Monte Urtigu) ha forma allungata in direzione N-S con estensione di circa 10 km per una larghezza di 4/6 chilometri ed è posto tra la faglia dell’Alto Campidano (N-S) e del Marghine (NE-SW); nel periodo di attività, fra 3,9 Ma e 1,6 Ma, sono stati riconosciuti stratigraficamente i prodotti di quattro unità effusive diverse per chimismo ed età: 1 – lave basanitiche ad analcime caratterizzate dalla presenza di noduli xenolitici ultramafici e gabbrici; 2 – potenti colate e duomi a composizione trachitica e fonolitica (spessore complessivo fino a 300 metri); 3 – basalti alcalini, trachiandesiti; 4 – limitate lave nuovamente basanitiche. Nell’area ad ovest del Montiferro le lave basaltiche si sono spinte fino alla costa di Cùglieri formando così le attuali alte e scure falesie, mentre verso E-NE le lave sono andate a estendersi verso gli altopiani di Paulilatino, Abbasanta, Campeda.
Il Complesso vulcanico del Monte Arci è un esteso massiccio isolato nel margine nord-orientale del Campidano poco a SE di Oristano; è caratterizzato dalle sue tre vette corrispondenti a neck basaltici: Sa Trebina Longa (812 mt), Sa Trebina Lada (795 mt), Su Corongiu de Sizoa (463 mt); l’attività emissiva è in prevalenza di tipo fessurale con prodotti che, in controtendenza con i magmi basici ad affinità alcalina dominanti il ciclo vulcanico plio-pleistocenico, sono rappresentati in maggioranza da rioliti e daciti (magma acido e intermedio) e in minor misura da basalti e trachiti; anche per il Monte Arci sono state distinte quattro fasi caratterizzate da prodotti chimicamente e petrograficamente differenti: 1 – emissione di spesse colate laviche riolitiche; 2 – emissione di colate laviche andesitiche e dacitiche; 3 – emissione di colate laviche e prodotti piroclastici a composizione trachitica; 4 – emissione di lave basaltiche ad affinità alcalina e subalcalina e di andesiti basaltiche.
Particolarmente significative sono le colate laviche ossidianacee, legate alla fase effusiva acida, i cui giacimenti di ossidiana rivestono parecchia importanza in quanto materia prima fondamentale per le popolazioni pre-nuragiche che la utilizzavano per costruire punte e attrezzi taglienti e la commercializzavano in buona parte del Mediterraneo.

Punta Foghe (Tresnuraghes). La particolare conformazione della foce del Rio Mannu che si è fatto strada fra i basalti pleistocenici che caratterizzano anche le alte falesie sullo sfondo.

Oltre ai sopra citati complessi vulcanici sono da segnalare:
Sardegna settentrionale: nel Logudoru e in Anglona gli affioramenti delle colate laviche plio-pleistoceniche, in maggioranza prodotti della serie alcalina, sono di modeste dimensioni ma hanno comunque caratterizzato il paesaggio; le lave si sono riversate su un territorio con morfologia eterogenea, scorrendo in precedenti valli strette e lunghe colmandole oppure si sono espanse in pianori o valli più ampie; i tipici altopiani che si ergono solitari in quest’area, come il Monte Pelao (quota media 650 mt. s.l.m.) o il Monte Santo (733 mt. s.l.m.), si sono formati per erosione differenziata delle formazioni più attaccabili rispetto alle colate laviche basaltiche, più resistenti, determinando una inversione del rilievo accentuata anche dal generale sollevamento dell’Isola in tempi recenti.
Sardegna centrale: le colate, estese ma poco spesse, dei basalti andesitici, hawaiiti e maugeriti degli altopiani noti come Giare tra le quali la più nota, oltre che la più vasta, Giara di Gesturi (celebre per la presenza dei cavallini selvatici) oltre a quelle di Nurri e Serri; ogni Giara sarebbe un apparato vulcanico a se stante, con uno o più centri di emissione dai quali sarebbe fluita l’abbondante lava, talvolta con modesta attività esplosiva, in condizioni sub-aeree a parte in località Tacchixeddu (Orroli) dove sono state individuate lave a cuscino (lava pillows) segno di emissioni sottomarine.

Dettaglio delle pareti basaltiche plioceniche dell’Altopiano del Gollei, sulla riva sinistra del Cedrino; da notare le particolari strutture (fessurazioni) colonnari dovute al raffreddamento.

Sardegna centro-orientale: l’Altopiano di Teccu a Barisardo; l’Altopiano del Golgo a Baunei, le cui lave poggiano sui calcari mesozoici come ben esposto all’interno della Voragine di Su Disterru; l’ampio distretto vulcanico di Orosei-Dorgali le cui lave basaltiche per lo più di tipo pahoehoe (“a corda”) poggiano sul basamento metamorfico, sui granitoidi ercinici o sui calcari mesozoici (come a Calagonone) e si sono impilate in successione all’interno delle valli preesistenti (tra le quali i paleo-corsi del Fiume Cedrino e del Rio Osalla, poi reincisi in nuovi corsi dopo il raffreddamento delle lave) fino a colmarle e solo allora le lave successive si sono espanse sul territorio più pianeggiante formando gli attuali plateaux, come l’Altopiano del Gollei che costeggia il margine sinistro del Lago Cedrino e nel quale sono visibili le particolari fessurazioni colonnari da raffreddamento che indicano un tempo di effusione particolarmente veloce (settimane o mesi).
Sardegna centro-occidentale: affiorano le colate di Capo Frasca e il neck di Guspini nell’Arburese e Capo San MarcoTharros nel Sinis.
Sardegna sud-orientale: nel Sarrabus, come precedentemente detto, è segnalato il primo evento del ciclo vulcanico plio-pleistocenico (6,6-6,4 Ma, nel Miocene superiore) individuato nel Monte Ferru, che con l’altezza di quasi 300 metri, e la sua tipica colorazione rossastra, domina Capo Ferrato a est, gli stagni di Colostrai a nord e la lunga spiaggia di Costa Rei a sud.

La cava di Monte Lisiri (Ittireddu) mette in evidenza la stratigrafia interna delle colate trachibasaltiche del Plio-Pleistocene.

Depositi continentali e marini del Pliocene-Pleistocene

Una nuova trasgressione si attua nel Pliocene inferiore, in seguito alla regressione del Miocene finale (Messiniano), i depositi della quale giacciono in discordanza su un orizzonte erosivo al di sopra di formazioni mioceniche o paleozoiche. Con spessori di poche decine di metri, questi sedimenti ricchi di fossili affiorano limitatamente a Capo San Marco (Sinis), Capo Frasca (Arburese) e nei dintorni di Orosei. L’ambiente deposizionale è litorale e sub-litorale, alla base conglomerati più o meno caotici derivanti da rimaneggiamenti di formazioni sottostanti (fino a paleozoiche) seguiti da marne, arenarie e argille, calcareniti; al tetto, dopo una superficie erosiva, giacciono sedimenti fluvio-lacustri (Orosei), paleosuoli (Capo Frasca) o basalti plio-pleistocenei (Capo Frasca, Capo San Marco).
Al Pliocene medio-Pleistocene inferiore è datata la successione continentale conglomeratica e marnoso-arenacea, di ambiente fluvio-lacustre, nota come Formazione di Samassi; questa formazione, con spessori fino a 550 metri, affiora in maniera discontinua nel Graben (Fossa) del Campidano, una depressione tettonica fra i Golfi di Cagliari e Oristano che ha subito il maggiore sprofondamento nel Pliocene medio-superiore.

Quaternario (2,58 Ma ad oggi)

Il Quaternario, suddiviso in Pleistocene e Olocene, è il periodo più recente che giunge fino ad oggi.
Il Pleistocene (2,58 Ma – 11.700 anni dal presente) coincide con il Paleolitico e con l’evoluzione della specie umana nella forma attuale; è un’epoca in cui si succedono diverse glaciazioni (Günz, Mindel, Riss e la più recente Würm, 11.700 anni fa) intervallate da periodi più miti, determinando variazioni eustatiche di grande rilievo che hanno influito sull’interfaccia costiera della Sardegna. I depositi del Pleistocene sono in gran parte continentali mentre quelli marini, appartenenti al Tirreniano, risultano deboli e discontinui ma ben datati paleontologicamente tanto da essere un riferimento temporale per i depositi continentali.
La formazione delle Alluvioni antiche è diffusa nel Campidano e nella Nurra e più limitatamente nelle pianure costiere del Sarrabus, Sulcis, Orosei e Siniscola, Gallura occidentale; si tratta di sedimenti fluviali di conoide e di piana alluvionale rappresentati da conglomerati, ghiaie e sabbie più o meno costipate, spesso con abbondante matrice siltoso-argillosa arrossata e dai prodotti delle loro alterazioni principalmente a causa delle acque meteoriche.
Nelle aree interne si rilevano depositi di ambiente periglaciale (glacis di accumulo e di erosione, éboulis ordonnés, depositi di versante, terrazzamenti) costituiti da materiale clastico più o meno grossolano, spigoloso e poco smussato, con abbondante matrice argilloso-ferruginosa arrossata e una stratificazione sottolineata da ripetute variazioni granulometriche dovute alle variazioni d’intensità e/o di frequenza del crioclastismo.
Alcuni tratti costieri, come la Gallaura o il basso Sulcis fra Teulada e Capo Malfatano, portano i segni dei cambiamenti morfologici del territorio dovuti alle recenti glaciazioni: le coste a rias; il ritiro del mare, con dislivello di un centinaio di metri rispetto all’attuale livello medio, durante le glaciazioni ha lasciato i territori costieri sotto l’influenza erosiva dei corsi d’acqua che hanno creato valli che sono state nuovamente invase dal mare nei periodi interglaciali come quello attuale; la costa risulta quindi molto frastagliata, con piccole spiagge incastonate fra quelle che erano un tempo le valli e una miriade di isolotti e isole più grandi sparse a breve distanza dal litorale.
Nel Sulcis-Iglesiente e nella Nurra, al di sotto della panchina tirreniana o intercalata ad essa, si ritrovano depositi di origine eolica del Riss e del Würm, ovvero dune fossili composte di arenarie rossastre con cemento calcareo, spesso a stratificazione incrociata e con presenza di fossili di chiocciole e resti di mammiferi.
Lungo la costa dell’Isola, ad un’altezza di 3-4 metri sul livello marino attuale, sono presenti i sedimenti marini e di litorale del Tirreniano (Panchina tirreniana, Pleistocene superiore), costituiti da conglomerati e arenarie a cemento calcareo e biocalcareniti, in genere contenenti una ricca associazione fossilifera di mare caldo come quello che attualmente si trova in Senegal; sopra questi depositi (Sulcis occidentale, Sarrabus, Arburese, Oristanese-Sinis) , in seguito ad una fase regressiva, poggiano sedimenti eolici (dune fossili) intercalati a paleosuoli ricchi di cervidi ed altri mammiferi del Würm.

Vista aerea di Piscinas (Arbus): il maestoso sistema di dune oloceniche si spinge nell’entroterra fino ai primi rilievi boscosi dell’Arburese, costituiti dalla Formazione delle Arenarie di San Vito del Cambriano.

L’Olocene è l’epoca che viviamo attualmente e copre gli ultimi 11.700 anni, dalla fine dell’ultima glaciazione Würm; in Sardegna i depositi olocenici corrispondono a: ghiaie e sabbie di ambiente alluvionale e litorale; sabbie eoliche di retrospiaggia costituenti talvolta dune sabbiose in complessi che si estendono anche chilometri nell’entroterra con altezze di decine di metri (Piscinas, Torre dei Corsari, Porto Pino); lime e argille di ambienti lagunari e stagni costieri; accumuli detritici spigolosi e più o meno grossolani ai piedi dei versanti ripidi; depositi travertinosi che si rinvengono soprattutto ai bordi dei rilievi carbonatici del Cambriano (Iglesiente e Sulcis), del Mesozoico (Tacchi del Sarcidano, Ogliastra, Barbagia ecc.) e dell’Eocene (Salto di Quirra).

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