Il Paleozoico

Le scogliere di Cala Domestica, poco a sud di Buggerru, mettono in risalto in un contesto paesaggistico eccezionale i metacalcari e le metadolomie cambriane della Formazione di Gonnesa.




La Sardegna ha una storia geologica ricca e complessa le cui tracce, individuate nei protoliti di alcune rocce metamorfiche affioranti a Capo Spartivento nel Sulcis meridionale, si perderebbero nel Precambriano, facendone le rocce più vecchie d’Italia; in questo periodo l’Isola faceva parte del margine settentrionale di Gondwana, una delle mega placche (supercontinenti) nei quali era divisa la litosfera più di 500 milioni di anni fa.
In realtà la Gallura e l’Asinara settentrionale, insieme alla Corsica, facevano probabilmente ancora parte di Armorica, placca minore posta fra Gondwana e l’altro supercontinente Laurussia, e si sarebbero uniti al resto della Sardegna nel Carbonifero inferiore, durante l’orogenesi ercinica e la costituzione del mega-continente Pangea.

Il grado di metamorfismo correlato all’Orogenesi ercinica, che ha inciso sulle formazioni rocciose sarde del Cambriano-Carbonifero inferiore, è progrado da SW verso NE e passa dall’anchizona nel Sulcis-Iglesiente alle migmatiti dell’area nord orientale dell’Isola e del nord dell’Asinara; muovendosi verso NE risulta quindi più complicato risalire al panorama geologico pre-ercinico per l’impossibilità di risalire ai protoliti delle rocce metamorfosate, stabilire una adeguata correlazione stratigrafica fra le varie formazioni rocciose o perchè le strutture di tali formazioni non sono riconoscibili, obliterate dalle intense trasformazioni erciniche.

Una probabile ricostruzione cronologica degli avvenimenti del Paleozoico sardo prevedrebbe che:

  1. Precambriano-Ordoviciano inferiore: tra Armorica e Gondwana si apre l’Oceano sud-armoricano, i margini delle due placche rimangono passivi per lungo tempo durante il quale si instaura un potente ciclo di sedimentazione al quale corrispondono determinate formazioni rocciose della Sardegna centrale e meridionale.
  2. Ordoviciano medio: inizia la progressiva chiusura dell’Oceano sud-armoricano, con subduzione di crosta oceanica al di sotto del margine settentrionale di Gondwana, Sardegna inclusa; ne consegue un ciclo vulanico calcalcalino, a composizione da riolitica ad andesitica e subordinatamente basica, associato ad un arco continentale di tipo andino (continentale); le rocce vulcaniche legate a questo periodo, poi blandamente metamorfosate durante l’Orogenesi ercinica, sono rinvenute estesamente nella Sardegna centrale e sud-orientale (Zona delle Falde esterne ercinica), saltuariamente nel Gennargentu, nelle Baroniee nella Nurra (Zona delle Falde interne erciniche) e sono completamente assenti nella Sardegna sud-occidentale (Zona esterna ercinica), con eccezione degli Ortogneiss di Capo Spartivento, nel Sulcis Meridionale.
  3. Siluriano-Devoniano: continua la contrazione dell’Oceano armoricano ed il conseguente avvicinamento delle placche armoricana e gonwaniana; inizio di subduzione di crosta oceanica anche al di sotto della placca armoricana mentre già dall’Ordoviciano superiore e fino a tutto il Devoniano il margine di Gondwana, come dimostra l’assenza di attività vulcanica per decine di milioni di anni, rimane passivo e si instaura nuovamente un potente ciclo sedimentario marino generalizzato. La subduzione è testimoniata dal metamorfismo in Facies eclogitica rinvenuto nelle metabasiti in facies anfibolitica (“relitti” di crosta oceanica) che affiorano sporadicamente nel Complesso migmatitico e soprattutto lungo la Linea Posada-Asinara.
  4. Carbonifero inferiore: in seguito alla completa chiusura dell’Oceano sud-armoricano, il margine di Armorica sovrascorre sul margine di Gondwana, subdotto, dando luogo alla fase compressiva del ciclo ercinico sardo con deformazioni, impilamenti di unità tettoniche e metamorfismo barroviano sin-cinematico dall’anchizona al medio/basso grado. La Linea Posada-Asinara è una fascia milonitica che si estende dalla Valle del Posada alla Gallura occidentale, l’Anglona fino all’Asinara settentrionale e lungo di essa, come anticipato poco sopra, affiorano limitatamente metabasiti derivanti da crosta oceanica (MORB) appartenenti al vecchio oceano subdotto; per queste motivazione è stata interpretata come la sutura fra le placche Armorica e Gondwana.
    Una teoria più recente, basata sul ritrovamento di rocce simili a livello cristallo-chimico, petrografico e cronologico (determinandone in sintesi l’origine dagli stessi protoliti) sia a nord che a sud della Linea Posada-Asinara, identificherebbe la stessa non come una sutura bensì come un’importante zona di taglio trascorrente a diversi livelli crostali, attivata sia durante il tardo-ercinico che fino al Terziario.
  5. Carbonifero superiore-Permiano: analogamente ad altri settori della catena ercinica europea, in seguito allo scontro fra le placche Armorica e Gondwana e al termine della fase collisionale si ha il collasso gravitativo del cuneo orogenico ercinico (o riequilibrio gravitativo); si instaura quindi una lunga fase distensiva che interessa tutto lo spessore della crosta con conseguente riattivazione dei sovrascorrimenti come faglie o zone di taglio, risalita delle metamorfiti di diverse profondità con deformazioni duttili sin-metamorfiche, messa in posto del Batolite granitoide sardo-corso e del connesso Complesso filoniano, Ciclo vulcanico calcalcalino del Carbonifero superiore-Permiano-(?)Triassico inferiore e infine formazione di bacini molassici continentali derivanti dallo smantellamento delle neo formazioni.

Precambriano(?)/Cambriano – Ordoviciano inferiore

Paesaggio del Cambriano a MasuaPorto Flavia (Iglesias). In primo piano scisti della Formazione di Cabitza; sullo sfondo il maestoso, bellissimo isolotto di Pan di Zucchero (calcare ceroide della Formazione di Gonnesa), alto 133 metri e sulla quale sommità si nota il residuo di una paleovalle che un tempo lo collegava alla costa.


Dal Precambriano all’Ordoviciano inferiore si sarebbe attuata l’espansione dell’Oceano sud-armoricano fra le placche Gondwana ed Armorica; mentre i margini delle due placche rimangono passivi, si instaura una potente successione sedimentaria rinvenibile in estesi affioramenti nella Sardegna centrale e meridionale ed in alcune aree del Gennargentu, della Nurra e del Goceano (rispettivamente la Zona esterna e la Zona a Falde erciniche).

Sardegna SW, Sulcis-Iglesiente

Da oltre un secolo, studi e ricerche geologiche legati allo sfruttamento delle ricche miniere della zona SW dell’Isola hanno fornito un quadro abbastanza chiaro e dettagliato in merito alle successioni geologiche pre-Ordoviciano medio di quest’area. Le formazioni sud-occidentali sono ritenute autoctone e debolmente deformate dal Ciclo ercinico (Zona esterna) mentre in precedenza hanno probabilmente subìto le conseguenze di eventi periferici, non collisionali, legati all’Orogenesi caledoniana. Il rinvenimento, in alcune successioni, di numerosi reperti fossili hanno permesso una datazione più certa delle formazioni e la possibilità di correlarle temporalmente sia reciprocamente che con quelle della Sardegna sud-orientale.

In una limitata area nei pressi di Capo Spartivento (estremità meridionale del Sulcis) è stato rinvenuto un affioramento di micascisti gneissici noto come Scisti di Monte Settiballas; l’intensa ricristallizzazione metamorfica fa ritenere che questa formazione abbia subito un metamorfismo di medio grado ed alto gradiente termico mentre la presente scistosità deriverebbe da un secondo processo metamorfico di minore intensità, quello ercinico; i micascisti sono intrusi dai granitoidi ordoviciani (Ortogneiss di Capo Spartivento) e la formazione è ritenuta il termine più antico delle successioni del Sulcis-Iglesiente, risalente probabilmente al Precambriano.

Nella stessa area, fra Chia e Capo Malfatano ovvero tra i Comuni di Domus de Maria e Teulada, affiora la Formazione di Bithia, nome che le deriva dell’insediamento punico-romano nei pressi di Chia. Questa è una successione silicoclastica (terrigena) del Cambriano inferiore che ha subito un blando metamorfismo ercinico, con spessore apparente stimato fra i 600 e i 1.000 metri, intensamente tettonicizzata e composta da filladi e metarenarie, talora con presenza di metaconglomerati, marmi (questi ultimi con spessori anche di 15-20 metri) e intercalazione di metavulcaniti basiche ed intermedie derivate probabilmente dalla coeva fase di rifting; la F.ne di Bithia rispecchia l’evoluzione su un margine continentale passivo in un periodo di regressione marina. Nel Sulcis meridionale questa formazione succede con contatto tettonico (essendo assoggettate ad un metamorfismo di diverso grado) agli Ortogneiss di Capo Spartivento, mentre ad essa succede la Formazione di Nebida.

La Formazione di Nebida è una successione terrigena del Cambriano inferiore, debolmente metamorfosata dal ciclo ercinico, che affiora estesamente nel Sulcis-Iglesiente con potenza complessiva fra i 600 e i 1.000 metri; la base della successione è composta da metasiltiti e metareniti quarzose che indicano un ambiente deposizionale riconducibile ad un fronte deltizio che tende negli strati superiori verso condizioni lagunari, di spiaggia e poi di piana di marea, quando aumenta prima la matrice carbonatica e poi la presenza di metadolomie e metacalcari oolitici e micritici. E’ segnalata la presenza di fossili di trilobiti, archeociati, brachiopodi, alghe.

Il termine superiore è la Formazione di Gonnesa, anch’essa datata al Cambriano inferiore, che testimonia il passaggio definitivo ad una sedimentazione carbonatica in condizioni di elevata salinità tipo sabkha, terreni salmastri e paludosi tipici di ambienti costieri in climi aridi; l’ambiente evolve verso l’alto della successione a piattaforma carbonatica tipo Bahamas, o di ambiente marino di bassa profondità caratterizzato da elevata presenza di fanghi carbonatici derivanti dalla disgregazione degli scheletri calcarei delle alghe e da coralli costruttori. Ha uno spessore variabile fra i 180 e i 480 metri.

Superiormente si passa alla Formazione di Cabitza che testimonia l’iniziale annegamento della piattaforma carbonatica in seguito alla distensione tettonica del Cambriano medio; le condizioni deposizionali della prima parte della successione corrispondono quindi ad un mare epicontinentale, basso e poco ossigenato, con la deposizione di originari calcari nodulari ricchi di fossili di echinodermi, trilobiti, brachiopodi con datazione del Cambriano medio ed uno spessore variabile fra i 20 e i 60 metri; verso l’alto la formazione passa ad una successione di metargilliti e metasiltiti (Scisti di Cabitza), con spessore massimo di circa 400 metri, che indica il passaggio a condizioni di mare più profondo dove la sedimentazione da carbonatica diviene prettamente terrigena; la parte superiore della formazione è stata datata al Cambriano superiore-Ordoviciano inferiore grazie al ritrovamento di fossili di trilobiti e acritarchi.

La sommità della F.ne di Cabitza è in contatto di tipo erosivo e in discordanza angolare con i successivi conglomerati dell’Ordoviciano, noti come Puddinga, la cui parte basale è stata paleontologicamente datata all’Ordoviciano superiore; questa datazione, insieme a quella della parte terminale della Formazione di Cabitza, permette di inquadrare temporalmente la sopra citata fase erosiva (Fase sarda) fra l’Ordoviciano inferiore e superiore; in questa fase sarebbero intervenute dislocazioni tettoniche eocaledoniane delle precedenti successioni, con conseguente fase di emersione ed erosione, in seguito alla quale si sarebbe impostata in discordanza la successiva Puddinga; questa discordanza è nota come Discordanza sarda e può essere messa in relazione temporale con la Discordanza sarrabese individuata nella Sardegna sud-orientale.

Sardegna centrale e sud-orientale

Potenti depositi silicoclastici del Cambriano-Ordoviciano inferiore, noti come Arenarie di San Vito, sono rinvenuti fra Gerrei, Sarrabus, Arburese, Sarcidano, Barbagia (dove tali depositi sono noti come Formazione di Solanas), Goceano meridionale, ovvero l’area corrispondente alle Falde esterne dell’orogenesi ercinica; in queste aree essa rappresenta la formazione più antica affiorante con potenze variabili fino ai 600 metri; una correlazione paleontologica permette di correlarla alle formazioni esposte nel Sulcis-Iglesiente. Il tipo di formazione sembrerebbe compatibile con un ambiente di conoide sottomarina, quindi più distale rispetto a quanto osservato nel SW, con sedimentazione dovuta a correnti di torbida, ovvero masse d’acqua ad alta densità di detriti da finissimi a grossolani, che scivolano sui pendii del fondale marino a grande velocità; la stratificazione è composta da metareniti ben selezionate intervallate regolarmente, con strati da decimetrici a metrici, a metasiltiti e metapeliti.
Nella parte superiore della formazione, le metapeliti risultano dominanti e indicano un passaggio ad un ambiente marino in regressione a causa della tettonica ordoviciana già vista nel Sulcis-Iglesiente; infatti il contatto con la sovrastante successione vulcano-sedimentaria dell’Ordoviciano è quasi sempre marcato dalla presenza di un livello di metaconglomerati, noto come Conglomerato di Rio Ceraxa; nella Sardegna sud-orientale (Sarrabus e parte del Gerrei) questo contatto è anche marcato da una discordanza angolare, nota come Discordanza sarrabese, che arriva fino a 90° e che è da mettere in relazione temporale con la Discordanza sarda verificata nella Sardegna SW.

Monti del Gennargentu, Nuorese, Goceano e Nurra

In quest’area affiora estesamente l’unità stratigrafica cambro-ordoviciana terrigena, composta da originarie successioni silicoclastiche, nota come Postgotlandiano; questa formazione è stata oggetto di un metamorfismo di basso grado durante il Ciclo ercinico (Zona delle Falde interne) ed è generalmente composta da un’irregolare alternanza di livelli da metrici a decimetrici di metarenarie, quarziti e filladi, che nel Gennargentu arrivano a spessori di oltre 2.000 metri. Il grado di metamorfismo, la scarsa presenza dell’orizzonte vulcano-sedimentario dell’Ordoviciano e la mancanza di fossili guida rende difficoltosa una precisa attribuzione stratigrafica e potrebbe includere finanche rocce del Carbonifero inferiore; in diverse aree la correlazione con la coeva formazione delle Arenarie di San Vito sembrerebbe evidente.

Complesso vulcanico dell’Ordoviciano

A Punta Masiennera, una delle vette più alte del Goceano con 1.156 metri, affiorano le metavulcaniti acide ordoviciane. Sullo sfondo il paesaggio del Mejlogu e Monte Acuto.

Nell’Ordoviciano si ipotizza la chiusura dell’Oceano sud-armoricano con subduzione di crosta oceanica al di sotto del margine settentrionale di Gondwana; come osservato nelle zone continentali sud-europee prossime alla posizione della Sardegna di allora (Pirenei, Massiccio centrale e dei Maures), da questo evento deriverebbe l’attività di arco vulcanico continentale, di tipo andino, che nella Sardegna centrale e sud-orientale si manifesta con una intenso ciclo vulcanico ad affinità calcalcalina ad attività effusiva ed esplosiva, con prodotti da riolitici ad andesitici e in maniera subordinata basici, anche con fenomeni intrusivi (filoni) nelle precedenti successioni cambro-ordoviciane.

Nella Zona delle Falde esterne i prodotti di questo ciclo vulcanico hanno ampio riscontro nelle metavulcaniti rinvenute al di sopra della sopracitata successione di metaconglomerati grossolani di Conglomerato di Rio Ceraxa. Nel Gerrei la successione è dominata da metariodaciti e metarioliti con struttura occhiadina, talvolta con grandi fenocristalli di K-feldspato (Porfiroidi); nel Sarrabus è maggiormente composta da originarie lave, ignimbriti e tufi di composizione da dacitica a riolitica (Porfidi Grigi); a sud del Gennargentu (Sarcidano e Barbagia) e nella Catena del Goceano, la successione può avere potenze di centinaia di metri (700 metri a Villanovatulo) ed è ancora caratterizzata da metavulcaniti acide di origine effusiva o esplosiva.

Nella Zona delle Falde interne ovvero Gennargentu, Nurra e Baronie, gli affioramenti sono scarsi (ad eccezione dell’area di Lodè caratterizzata dagli omonimi ortogneiss di originari granitoidi) probabilmente perchè l’area fra fossa ed arco vulcanico è stata in seguito compressa e inglobata nelle Falde Interne medesime.

Il Ciclo vulcanico ordoviciano è completamente assente nell’area di retroarco che corrisponderebbe alla Sardegna SW (Sulcis-Iglesiente), ad eccezione del ridotto corpo intrusivo degli Ortogneiss di Capo Spartivento identificato da ortoderivati in facies anfibolitica di granitoidi ordoviciani metamorfosati durante il ciclo ericinico; questa formazione intrude gli Scisti di Monte Settiballas ed è superiormente in contatto tettonico tramite fasce milonitiche e bande cataclastiche con la Formazione di Bithia.

Ordoviciano superiore – Carbonifero inferiore

L’inizio di questo notevole lasso di tempo, circa 100 milioni di anni, è caratterizzato dalla fine del processo di subduzione di crosta oceanica al di sotto di Gondwana, testimoniato dalla fine del Ciclo vulcanico calcalcalino ordoviciano e, in seguito al rilascio dello stress compressivo post subduzione, dalla presenza di basalti intraplacca, intercalati ai sedimenti provenienti dal disfacimento delle precedenti formazioni vulcaniche ordoviciane. Dal Siluriano, come peraltro verificato anche in altre zone dell’Europa meridionale, si instaura un diffuso ambiente di sedimentazione pelagica che ben corrisponde ad un margine passivo come sarebbe stato Gondwana fino a tutto il Devoniano; tra il Devoniano superiore-Carbonifero inferiore si ha l’interruzione della sedimentazione carbonatica e l’instaurarsi di una deposizione terrigena corrispondente al flysh carbonifero, segno dell’inizio della fase compressiva ercinica.

Sardegna sud-occidentale, Sulcis-Iglesiente

La potente successione del Devoniano superiore-Carbonifero inferiore del Sulcis-Iglesiente, in assenza dell’orizzonte relativo al Ciclo vulcanico ordoviciano, poggia in netta discordanza angolare (Discordanza sarda) sulle successioni del Cambriano-Ordoviciano inferiore; la parte basale di questa successione è composta dai metaconglomerati grossolani, derivanti dal rimaneggiamento delle successioni inferiori, noti come Puddinga che è anche la parte basale della più ampia Formazione di Monte Argentu; nella costa di Nebida (Iglesias) è ben visibile una successione della Puddinga spessa 150 metri e la Discordanza Sarda che la separa dalle sottostanti formazioni.
La F.ne di Monte Argentu, sterile di fossili, dall’iniziale Puddinga evolve in metarenarie e metasiltiti passando così da un ambiente di conoide alluvionale a piane litorali di mare basso e infine a piana alluvionale costiera; lo spessore della formazione si attesta fra i 200 e i 320 metri.
La successione prosegue con alternanze di metasiltiti, metargilliti, metarenarie siltose fini e grossolane, riccamente fossilifere, (Formazione di Monte Orri e Formazione di Portixeddu) e nella parte mediana della successione la deposizione evolve a metasiltiti arenacee e metarenarie fini e grossolane con scarso contenuto fossilifero, corrispondente ad un ambiente marino in regressione e ad alta energia (Formazione di Domusnovas); al di sopra si passa alla Formazione di Rio San Marco, caratterizzata inferiormente da sottili orizzonti di metavulcaniti basiche (dovute al rimaneggiamento dei basalti intraplacca causati dalla distensione crostale) intervallate a metasiltiti mentre superiormente la formazione evolve in stratificazioni di metarenarie e metasiltiti che fanno da transizione ai depositi del Siluriano che sono correlabili ad una sedimentazione epicontinentale; al Siluriano-Devoniano inferiore corrispondono metacalcari nodulari e massivi alternati a metasiltiti e metapeliti scure con presenza di fossili.
Infine nel Sulcis orientale affiora la Formazione di Pala Manna, identificata da depositi terrigeni silicoclastici (metarenarie e quarziti alternate a metasiltiti) propri della deposizione del flysch nell’avanfossa della Catena ercinica fra il Devoniano superiore ed il Carbonifero inferiore.

Sardegna centrale e sud-orientale

L’Ordoviciano superiore delle Falde esterne erciniche, per quanto eterogeneo nella varie zone, poggia sui Porfiroidi dell’Ordoviciano ed è caratterizzato:
– dallo smantellamento, a causa della tettonica distensiva post subduzione, degli apparati vulcanici ordoviciani, con conseguente formazione di bacini ed alti strutturali che imprimono al territorio una morfologia articolata, unitamente ad estese intrusioni di basalti intraplacca
– dalla “Trasgressione caradociana” che interviene man mano sui terreni in via di smantellamento.
Le successioni terrigene partono in genere con metarenarie e metaconglomerati di ambienti marini costieri (come la Formazione di Punta Serpeddì nel Sarrabus) ed evolvono in metapeliti e metasiltiti di ambiente di piattaforma lontano dalle coste.
Al Siluriano e Devoniano del SE dell’Isola appartiene, in comune con molte aree dell’Europa meridionale del margine settentrionale di Gondwana, un ambiente di sedimentazione marina con apporti terrigeni scarsi o assenti che determina successioni di metapeliti e metasiltiti spesso carboniose e ricche di pirite. Indirettamente datati al Devoniano sono marmi massicci o in spesse bancate (il marmo è una roccia metamorfica derivante da rocce sedimentarie quasi completamente carbonatiche o dolomitiche) caratterizzanti ampie aree del Sarcidano, del Trexenta, del Gerrei e rinvenuti anche nel Salto di Quirra e nel Goceano. Nel Sarrabus affiora estesamente la Formazione di Pala Manna, già rinvenuta nella parte orientale del Sulcis, composta da depositi terrigeni derivati dallo smantellamento delle formazioni sottostanti (e forse anche di parti già in posto dell’orogene ercinico) che vanno a depositarsi nell’area di avanfossa della catena in formazione.

Monti del Gennargentu, Barbagia, Baronie, Nurra

A causa dell’elevato grado di ricristallizzazione e deformazione, la successione dell’Ordoviciano superiore non è stratigraficamente databile mentre depositi ritenuti del Siluriano-Devoniano sono rinvenuti abbastanza diffusamente nella Nurra e in Barbagia, dove costituiscono potenti successioni di filladi e quarziti carboniose; isolati affioramenti di marmi, corrispondenti a originarie deposizioni di piattaforma carbonatica, sono rinvenuti in Barbagia a Orani , Funtana Bona e ad Arcu Correboi, dove mostrano spessori apparenti di centinaia di metri.

Vista da Capo Mannu del tratto di costa a nord del promontorio dell’Argentiera (in fondo a centro foto) caratterizzato dal basamento ercinico composto da filladi carboniose, metasiltiti e quarziti derivanti dalle originarie successioni trasgressive del Silurano, metamorfosate durante il Ciclo ercinico.

Carbonifero inferiore – Permiano

Durante la collisione fra le placche Armorica e Gondwana nel Carbonifero inferiore, col margine armoricano sovrascorso su quello di Gondwana, una serie di deformazioni, impilamenti crostali e metamorfismo di diversa entità si sono succeduti e accavallati producendo ed elevando tra gli altri il basamento metamorfico ercinico sardo-corso, segmento della più vasta Catena ercinica europea e a quel tempo contiguo con l’area catalano-provenzale; in Sardegna affiora una sezione completa della catena ercinica impostata con direzione NW-SE.
Il grado del metamorfismo barroviano connesso con la fase collisionale aumenta passando dall’anchizona nel Sulcis-Iglesiente, al basso grado fino alla Facies degli Scisti verdi nella Zona a Falde, alla Facies anfibolitica e a quella migmatitica rispettivamente a sud e a nord della Linea Posada-Asinara. Dal Carbonifero superiore fino al Permo/Trias si instaura una tettonica distensiva legata al collasso gravitativo della catena ercinica con rilascio degli stress post orogenetici e risalita delle metamorfiti della Zona interna, la messa in posto del Complesso intrusivo plutonico e filoniano, del ciclo vulcanico del tardo paleozoico e di bacini molassici nei quali si raccolgono i detriti del disfacimento delle neo formazioni.

Nell’Isola sono quindi ben individuati i complessi nei quali si è diversificato il ciclo ercinico, riportati di seguito da NE verso Sud.

Complesso Migmatitico

Questo complesso, o Zona assiale o interna dell’orogenesi ercinica, affiora nelle Baronie settentrionali, tra i granitoidi tipici della Gallura (Sardegna NE) e nel nord dell’Asinara, quindi al di sopra della Linea Posada-Asinara; esso rappresenta il margine armoricano sovrascorso durante la collisione ercinica sulle metamorfiti di medio grado del margine gondwaniano. La litologia dominante è composta da migmatiti, rocce nelle quali c’è commistione fra una parte metamorfica ed una ignea per condizioni al limite con l’anatessi, e in associazione con queste troviamo ortogneiss (monzogranitici e granodioritici) e corpi mafici ed ultramafici (anfiboliti) che conservano relitti di facies granulitica e eclogitica che dimostrano un metamorfismo di medio-alto grado dovuto all’ispessimento crostale.

Vista da Punta della Scomunica verso il Faro di Punta dello Scorno; la formazione rocciosa a centro foto corrisponde al Complesso migmatitico ercinico.

Linea Posada-Asinara

Probabile sutura fra le placche Armorica e Gondwana, è una fascia milonitica costituita da micascisti, paragneiss in facies anfibolitica e quarziti, derivanti da originarie rocce sedimentarie, che separa il Complesso migmatitico a nord dal Complesso metamorfico di medio grado nell’area subito a sud; è caratterizzata nella sua lunghezza da corpi di anfiboliti e anfiboliti ultramafiche con relitti di paragenesi granulitiche, derivanti da basalti di crosta oceanica (MORB), testimoni del vecchio oceano subdotto.

Complesso Metamorfico ercinico prevalentemente in facies anfibolitica

Secondo la ricostruzione geodinamica che prevede lo scontro fra Armorica e Gondwana, questo complesso metamorfico corrisponderebbe al cuneo d’accrezione ercinico; gli affioramenti delle metamorfiti che lo caratterizzano sono localizzate nell’area a sud della Linea Posada-Asinara: nelle alte Baronie (area di Siniscola e del Montalbo nord-occidentale), nei dintorni del Lago Coghinas, localmente ad est di Viddalba (Anglona), nell’estremità settentrionale della Nurra, nell’Asinara. Si tratta di micascisti, paragneiss e quarziti in Facies anfibolitica.

Complesso plutonico ercinico

Monte Pulchiana (Tempio Pausania) è il più grande monolite granitico della Sardegna messosi in posto durante la fase distensiva tardo ercinica. Processi di weathering chimico-fisico lo hanno cesellato e scolpito nelle mille forme visibili attualmente.

I plutoni sono corpi rocciosi granitoidi formatisi in profondità nella crosta terrestre in seguito al raffreddamento di masse magmatiche di grandi dimensioni e possono avere strutture, forme e composizioni molto diverse; in un lasso di tempo di milioni di anni, successive iniezioni di magma possono susseguirsi e formare una serie di plutoni i quali andranno complessivamente a costituire un batolite, un enorme formazione rocciosa che, in seguito a dislocazione tettonica ed erosione, può emergere in superficie sopraelevandosi e formando catene montuose imponenti.

Il vecchio tracciato della SS125 nel tratto della gola del Rio Picocca, immersa fra i leucograniti tipici del Sarrabus.

Il complesso plutonico della Sardegna affiora per circa un terzo dell’Isola e forma, insieme a quello della Corsica, il Batolite sardo-corso, uno dei più importanti della Catena ercinica europea con uno sviluppo di 400 km di lunghezza per oltre 50 km di larghezza, messosi in posto in un arco di tempo di circa 40 Ma (fino al Permiano inferiore). Nella parte di batolite della Sardegna viene distinta un’associazione calcalcalina riferibile al Carbonifero superiore-Permiano inferiore. Il batolite è composto in grande maggioranza da granodioriti, monzograniti, leucograniti e tonaliti che evidenziano tessiture da isotrope a fortemente direzionate; la Gallura è certamente la sub-regione dove i granitoidi affiorano più estesamente e poi le Baronie, la Barbagia, i Monti del Gennargentu, il Sarrabus, il Goceano, il Sulcis e Iglesiente orientali, l’Arburese, l’Asinara meridonale (Fornelli, parte orientale di Tumbarino).

Granodioriti nel versante meridionale del Gennargentu, fra i granitoidi più elevati dell’Isola ad oltre 1.400 metri di quota.

Complesso filoniano ercinico

Il complesso di queste manifestazioni sub-vulcaniche è presente in tutto il basamento sardo; corpi filoniani, distinti in basici e sialici, intrudono il batolite granitico e in certi casi anche le vulcaniti permiane. Le giaciture di questi corpi (N-S nella Gallura settentrionale, fino a NE-SW nella Sardegna centro-settentrionale e NW-SE nella Sardegna meridionale) rappresentano un’anisotropia molto importante nel batolite, tanto da costituirne un elemento strutturale che ne condizionerà l’evoluzione tettonica post-ercinica.

Zona a Falde

Nella Sardegna centrale e sud-orientale si colloca il più esteso affioramento di metamorfiti di basso grado del basamento sardo; questa vasta area è nota come Complesso Metamorfico ercinico in Facies degli Scisti verdi o Zona a Falde suddivisa in Falde interne e Falde esterne.
Le unità tettoniche che compongono la Zona a Falde, che prima di accavallarsi occupavano evidentemente un’area molto più vasta, sono state impilate e messe in posto durante la fase compressiva del Ciclo ercinico con vergenza verso SW e sono separate da importanti zone di taglio milonitiche e cataclastiche; l’ispessimento crostale produce un metamorfismo barroviano sin-cinematico, con Facies anfibolitica raggiunta solo nell’Unità di Monte Grighini, la più profonda. I sovrascorrimenti tra le diverse unità tettoniche mostrano deformazioni cataclastiche (fragili) fra le unità più esterne (Unità del Sarrabus sull’Unità del Gerrei) e milonitiche (duttili) fra le unità più interne e fra queste e le Falde interne. Nella fase compressiva finale le suddette unità sono state ripiegate con la formazione di grandi strutture antiformi (Antiforme del Flumendosa e del Gennargentu, separati dalla Sinforme della Barbagia) e nella successiva fase distensiva pieghe asimmetriche e zone di taglio con cinematica diretta hanno favorito il sollevamento dei nuclei più profondi delle unità tettoniche esasperando la geometria antiforme dell’edificio a falde acquisita durante la fase compressiva finale. Alla fase distensiva post orogenetica corrisponde quindi un generale sollevamento della Zona a Falde.

Falde interne

Il complesso delle Falde Interne include la Sardegna centro-orientale (Barbagia, Mandrolisai, Monti del Gennargentu, Ogliastra sud-occidentale), Baronie, Goceano, Nurra nord-occidentale. Questo complesso metamorfico affiora estesamente ed è formato da alternanze di metarenarie, filladi e quarziti dell’originaria successione terrigena nota come Postgotlandiano. Sono state individuate tre unità tettoniche sovrapposte (Unità di Funtana Bona, Unità di Riu Correboi e appunto Postgotlandiano) che mostrano affinità con le unità tettoniche della Sardegna centro-meridionale ma se ne differenziano per aver subito deformazioni più complesse, corrispondenti a due eventi plicativi isoclinali, e una ricristallizzazione metamorfica un po’ più elevata; la successione litostratigrafica si differenzia invece per la scarsa presenza del Ciclo vulcanico ordoviciano e i depositi carbonatici del Siluriano-Devoniano.

Falde esterne

Mostrano pieghe isoclinali coricate, scistosità penetrativa e lineazioni mineralogiche e di estensione; a partire dal basso sono state individuate:
Unità di Monte Grighini, la più profonda delle Falde esterne con metamorfismo dal basso grado fino alla Facies anfibolitica.
Unità di Riu Gruppa, affiora in una serie di finestre tettoniche nella parte culminante dell’Antiforme del Flumendosa, connotata da ricristallizzazioni e deformazioni sin-metamorfiche leggermente superiori rispetto alle unità sovrastanti, tanto che le litologie carbonatiche sono state trasformate in marmi.
Unità del Gerrei, affiora esclusivamente lungo l’Antiforme del Flumendosa e limitatamente in alcuni settori dell’Arburese e del Goceano; è distinta dal notevole spessore delle metavulcaniti ordoviciane, da pieghe isoclinali a tutte le scale con pervasiva scistosità e lineazioni.
Unità di Meana Sardo, affiorante continuamente fra Laconi ed il Salto di Quirra, a S del Gennargentu e nel Goceano; la deformazione compressiva si rileva in pieghe isoclinali chilometriche rovesciate in direzione SW.
Unità del Sarrabus e dell’Arburese, hanno completamente scavalcato l’Unità del Gerrei sovrascorrendo fino ad accavallarsi alla Zona esterna; nell’Unità del Sarrabus la deformazione interna legata alla compressione è minore rispetto alle unità più interne, si osservano sempre pieghe coricate ma la scistosità è meno penetrativa e si ha una maggiore conservazione del protolito (in maggioranza Arenarie di San Vito); nell’Unità dell’Arburese sono state invece evidenziate scistosità più penetrative.
L’importante e pervasiva fase distensiva del Carbonifero superiore-Permiano, correlata al collasso del cuneo orogenico, ha indotto zone di taglio duttili e fragili associate a sistemi di pieghe e faglie trascorrenti e dirette da poco a molto inclinate.

Zona esterna

La sommità delle successioni pre-Ordoviciano medio del Sulcis-Iglesiente è caratterizzato dalla precedentemente menzionata Discordanza sarda derivante da influssi della tettonica eocaledoniana; le deformazioni erciniche riprendono le pieghe della Fase sarda amplificandole e ne sovrappongono di nuove, come quelle con asse N-S che manifestano il maggiore raccorciamento con sovrascorrimenti, pieghe e scistosità ben sviluppata. Nel Sulcis meridionale, dove affiorano le rocce strutturalmente più profonde della Zona esterna, si osserva un aumento del grado di metamorfismo causato dalla distensione a livello crostale che ha il suo apice nel metamorphic core complex (dumo) di Capo Spartivento.

Complesso vulcanico-sedimentario del Carbonifero superiore-Permiano-(?)Triassico inferiore

Il versante meridionale, in territorio di Tertenia, del Monte Ferru (875 mt. s.l.m.), bellissimo esempio degli espandimenti ignimbritici riolitico-riodacitici del Permiano.

La tettonica distensionale post-collisionale ercinica ha indotto, in contemporanea con le fasi finali della messa in posto del Batolite, un ciclo vulcanico calcalcalino e un’intensa deposizione silicoclastica, legata al disfacimento delle nuove formazioni, in bacini molassici stefaniano-autuniani.
Le magmatiti tardo paleozoiche, sia effusive che intrusive, affiorano in Ogliastra (tra Perdasdefogu e Tertenia, Monte Ferru, Porfidi rossi di Arbatax, Baunei, Villagrande Strisaili), Barbagia (Monte Perdedu di Seùlo) e in misura minore in Gallura (nell’area a E-SE di Badesi), Baronie (a N del M.te Tuttavista), Sulcis meridionale (entroterra di Capo Teulada) e Nurra (piccoli affioramenti nel settentrione di Monte Santa Giusta, datati fino al Triassico inferiore); si tratta principalmente di complessi ignimbritici riolitici e riodacitici con livelli di tufi sia grossolani che cineritici e subordinate lave andesitiche o riolitiche; intrusioni filoniane da riodacitiche ad andesitiche giacciono intercalate o iniettate nei sedimenti dello stesso periodo oppure poggiano sul basamento ercincico o ne intrudono le metamorfiti.

Monte Perdedu (1.334 mt. s.l.m. nel territorio di Seùlo) è un testimone del ciclo vulcanico acido del Permiano.

I depositi continentali del Carbonifero superiore-Permiano giacciono in discordanza sul basamento metamorfico; si tratta in linea generale di sedimentazione di ambiente alluvionale e fluvio-lacustre comprendente conglomerati, arenarie, siltiti, con resti vegetali e di organismi d’acqua dolce; a questi sedimenti si uniscono spesso le vulcaniti acide del tardo paleozoico ed il loro rimaneggiamento. Questi bacini sedimentari sono diffusi in particolare nel Gerrei (presso il Lago Mulargia), nel Salto di Quirra, in Barbagia nella zona di Seùi e Seùlo e in misura minore nell’Arburese; nella Nurra, fra Cala Viola e Porto Ferro, è bene esposta, in discordanza sul basamento metamorfico di medio grado del Massiccio dell’Argentiera, la successione continentale del Permiano-Triassico inferiore rappresentata da depositi terrigeni (arenarie e peliti di colore prevalentemente rosso) intercalati a prodotti vulcanoclastici, corrispondente ad una evoluzione ambientale da conoide alluvionale ad ambiente fluviale di tipo braided fino a meandriforme.

L’evoluzione geologica post-ercinica della Sardegna, con la fine del Paleozoico e fino all’apertura dell’Oceano Ligure-piemontese (Giurassico medio), segue un’evoluzione intracratonica incentrata sulla profonda erosione delle formazioni erciniche a cui corrisponde un territorio di vaste spianate e modesti rilievi (lo stesso Massiccio del Gennargentu era ridimensionato rispetto al presente), verso una situazione di penepiano generalizzato.

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