IL PALEOZOICO

La Sardegna ha una storia geologica complessa e molto antica, come testimoniano i vasti affioramenti rocciosi nei territori del Sulcis e dell’Iglesiente, nel sud-ovest dell’Isola: le loro successioni sedimentarie risalgono al Cambriano inferiore (oltre 530 milioni di anni fa), costituendo così la porzione di crosta continentale più vecchia d’Italia.

Durante il Paleozoico si originarono le successioni rocciose che, verso la fine dell’era, vennero coinvolte nelle fasi dell’Orogenesi ercinica andando a costituire il basamento cristallino della futura Sardegna. Secondo le ricostruzioni paleogeografiche più accreditate, all’inizio del Cambriano i blocchi crostali della futura Sardegna erano collocati lungo il margine settentrionale del supercontinente Gondwana; in questo periodo, tuttavia, i territori sardi non costituivano un blocco unico e continuo: alcune porzioni erano adiacenti mentre altre si trovavano in contesti paleogeografici e in condizioni geodinamiche profondamente differenti.

A supporto di questa moderna visione, della quale si tiene conto in questo sito, intervengono i recenti lavori sulle successioni cambro-ordoviciane della Sardegna meridionale (studi 2018-2023 di F. Cocco, A. Funedda, A. Loi, G. Oggiano e collaboratori) che hanno evidenziato differenze inconciliabili fra l’unità tettonica del Sulcis-Iglesiente, nella Sardegna sudoccidentale, e le unità tettoniche del Sarrabus e Gerrei, nella Sardegna sudorientale. Secondo questi studi entrambi i domini sardi conservano importanti indizi stratigrafico-strutturali del Paleozoico inferiore che sono stati risparmiati, o alterati solo parzialmente, dalle deformazioni e dal metamorfismo legati all’Orogenesi ercinica; inoltre, le recenti indagini confermano le forti similitudini stratigrafiche, già ipotizzate in passato, tra queste unità tettoniche e le serie affioranti nell’attuale Europa occidentale (Pirenei orientali, Occitania, Maures, ecc.), fornendo tasselli cruciali per risolvere il puzzle del frammentato margine nord-gondwaniano.

Qui, i 290 milioni di anni del Paleozoico sono descritti in due blocchi: il periodo pre-Orogenesi ercinica e l’Orogenesi ercinica in quanto tale. All’interno di questi due blocchi sono descritti i territori dell’Isola seguendo la loro collocazione all’interno della classica tripartizione ercinica: Avampaese (blocco del Sulcis-Iglesiente, Sardegna sudoccidentale); Zona delle Fasce Esterna e Interna (Sardegna centrale e sudorientale, Nurra), Zona Assiale (Sardegna nordorientale e centro-settentrionale, Asinara).

I territori della Sardegna tra il Cambriano inferiore ed il Carbonifero inferiore (pre-Orogenesi ercinica)

Contesto geodinamico generale del margine settentrionale di Gondwana

Nel Cambriano inferiore il margine settentrionale del supercontinente Gondwana era localizzato a latitudini medio-basse (sub-tropicali o temperate calde) dell’emisfero meridionale. I più recenti modelli geodinamici a “compartimenti isolati” dimostrano che questo enorme settore non era un blocco monolitico, ma era frammentato da colossali sistemi di faglie trasformi che lo dividevano in settori cinematicamente indipendenti, dominati da forze diametralmente opposte.
In quest’ottica, il margine settentrionale di Gondwana è divisibile in due macro-settori:

– Settore Nordoccidentale (Peri-Gondwana occidentale): sede di estensione crostale, eredità del collasso post-orogenico della Catena Cadomiana, formatasi alla fine del Precambriano; la prosecuzione di questa estensione crostale evolse in un’intensa fase di rifting che, sviluppatasi in modo diacronico da ovest verso est tra il Cambriano superiore e l’Ordoviciano inferiore, portò al definitivo distacco di microcontinenti (tra cui Avalonia, Ganderia e Carolinia) e alla conseguente apertura dell’Oceano Reico. Questo nuovo bacino oceanico si espanse rapidamente, raggiungendo la sua massima ampiezza (stimata in circa 4.000 km) tra l’Ordoviciano superiore e il Siluriano quando Avalonia accelera il suo viaggio verso la Baltica e la Laurentia, allontanandosi dal margine gondwanano. A partire dal Devoniano inizia la subduzione del Reico verso nord sotto la neonata Laurussia, l’oceano comincia a contrarsi a partire da est verso ovest venendo interamente subdotto nel Carbonifero. (Murphy et al., 2021; Linnemann et al., 2021)

– Settore Nordorientale (Peri-Gondwana orientale): era già attiva o in fase di iniziazione la subduzione della Proto-Tetide, di cui l’Oceano Qaidam costituiva un bacino oceanico cruciale, al di sotto del margine settentrionale di Gondwana; nell’Ordoviciano inferiore la subduzione è in una fase matura con la formazione di archi magmatici intra-oceanici e continentali. Alla fine dell’Ordoviciano la subduzione oceanica termina, lasciando spazio a una collisione continentale nella quale il blocco di Qaidam viene trascinato in una subduzione continentale profonda saldando i microblocchi asiatici al margine di Gondwana. All’inizio del Devoniano la regione del Nord Qaidam sperimenta una fase di estensione post-collisionale, collasso orogenico e diffuso magmatismo intracrostale per evolvere nel rifting verso nord della Paleo-Tetide. (Wang et al., 2023)

Durante questi circa duecento milioni di anni trascorsi dall’inizio del Paleozoico, i blocchi crostali del margine settentrionale di Gondwana e quelli più propriamente peri-gondwaniani (Hun Superterrane o Galatian Terranes, a seconda delle teorie) si trovarono così al centro di un gigantesco “tiro alla fune” planetario: stirati dalle forze distensive del Reico da una parte, e schiacciati dalla convergenza del Qaidam dall’altra. I frammenti continentali mantennero un’ampia mobilità, riassestandosi e deformandosi sotto l’influsso di questa marcata asimmetria cinematica fino a quando l’inversione generale dei moti, a partire dal Devoniano, non impose un regime convergente ovunque. Questo portò al definitivo e titanico scontro tra Gondwana e Laurussia, che diede vita all’Orogenesi ercinica (o varisica) e all’assemblaggio del supercontinente Pangea.

Successione del Cambriano inferiore-Carbonifero inferiore del Sulcis-Iglesiente

Successione pre-Fase Sarda (Cambriano inferiore-Ordoviciano inferiore)

Nel Cambriano inferiore il blocco crostale dell’attuale Sardegna sudoccidentale, il Sulcis-Iglesiente, era parte consolidata del margine settentrionale di Gondwana ed era in continuità con i terreni delle future Spagna (Ossa-Morena) e Francia (Montagne Noire). La sua prima successione sedimentaria è autoctona e copre il periodo tra la base del Cambriano e l’Ordoviciano inferiore; questa mega sequenza rispecchia in modo straordinario gli ambienti deposizionali che si succedettero durante circa 60 milioni di anni di evoluzione del margine settentrionale gondwaniano che, come visto precedentemente, divenne un margine passivo a partire dal Cambriano inferiore. I movimenti tettonici connessi a questa lunga fase estensionale portarono alla formazione di bacini profondi che accomodarono un’enorme quantità di sedimenti, per uno spessore chilometrico, passando dagli iniziali ambienti continentali/di transizione verso ambienti di mare epicontinentale sempre più franchi.

Proprio grazie a questa maestosa e lunga subsidenza, che ha intrappolato e protetto i sedimenti, la successione cambro-ordoviciana del Sulcis-Iglesiente è famosa a livello mondiale per la sua estrema ricchezza fossilifera che documenta splendidamente le prime fasi della cosiddetta “Esplosione del Cambriano”, preservando non solo i primi costruttori di scogliere (archeociati) ma anche una vastissima associazione di trilobiti, echinodermi e, nella sua parte finale dell’Ordoviciano inferiore, di graptoliti tra i quali l’importantissimo fossile guida di importanza globale, il graptolite Rhabdinopora flabelliformis.

Formazione di Bithia (Cambriano inferiore)

Se per l’Iglesiente la parte basale della successione sedimentaria affiorante è unanimemente determinata nella Formazione di Matoppa del Gruppo di Nebida (Cambriano inferiore, vedi oltre per la descrizione), per quanto riguarda il Sulcis, e nello specifico la sua estremità meridionale, l’inizio della successione spinge le sue radici stratigrafiche ancor più in profondità.

Questo intervallo basale è stato un tema dibattuto per decenni dalla comunità geologica internazionale per la presenza della controversa Formazione di Bithia, dal nome dell’antica città fenicia di Bithia i cui resti archeologici si trovano nella magnifica località costiera di Chia, nell’estremità meridionale del Sulcis poco ad est di Capo Spartivento. L’unità stratigrafica di Bithia è una sequenza sedimentaria dello spessore stimato di circa 500 m, costituita in prevalenza da sedimenti terrigeni (metasiltiti e metarenarie con quarziti laminate) con subordinate lenti carbonatiche; in tempi geologicamente successivi (Ordoviciano Medio-Superiore), questa formazione terrigena è stata intrusa dal corpo magmatico noto come “Granito di Monte Filau” ed il calore di questa intrusione ha generato all’interno delle peliti della Formazione di Bithia una marcata aureola di metamorfismo di contatto termico, le cui rocce (cornubianiti con andalusite) sono storicamente note come “Scisti macchiettati di Monte Settiballas“.

La natura ed il posizionamento stratigrafico di questa formazione sono stati oggetto di un acceso dibattito a causa del suo limitato affioramento, confinato all’area attorno Capo Spartivento, della complessità tettonica del territorio che la ospita, del metamorfismo subito dalle sue rocce (in apparenza superiore a quello delle unità sovrastanti) e delle prove paleontologiche a supporto di ciascuna teoria. Gli studiosi si sono divisi tra chi considerava la Formazione di Bithia come un residuo del basamento cristallino del Precambriano, chi come il basamento della successione autoctona del Sulcis sottostante la Formazione di Matoppa, e chi la considerava come una falda alloctona sovrascorsa nell’attuale posizione geografica in seguito al Ciclo ercinico.

Gli elementi che l’hanno confermata essere la vera base stratigrafica autoctona della successione cambriana del Sulcis sono stati la recente scoperta di un’associazione di archeociati datati senza dubbio al Cambriano inferiore (Costamagna, 2014) e la precisa datazione radiometrica all’Ordoviciano medio-superiore della sola intrusione granitica che taglia la Formazione di Bithia, età in precedenza assegnata a tutta la formazione (Pavanetto et al. 2012; Costamagna et al., 2016).

Gruppo di Nebida (Cambriano inferiore)

Al netto di quanto osservato per l’estremità meridionale del Sulcis, la più antica successione sedimentaria largamente diffusa nel resto del blocco Sulcis-Iglesiente è contenuta nel Gruppo di Nebida del Cambriano inferiore, suddiviso nella Formazione di Matoppa alla base (la maggiormente affiorante) e nella sovrastante Formazione di Punta Manna.

Questa successione, con uno spessore cumulativo tra le due formazioni che si attesta a circa 1.300 metri, testimonia lo sviluppo di un sistema deltizio con una spiccata tendenza regressiva che all’inizio del Cambriano riceveva un’enorme quantità di sedimenti detritici provenienti dallo smantellamento dell’entroterra del supercontinente Gondwana. Essa è costituita da un’alternanza di metarenarie e metasiltiti con un orizzonte calcareo piuttosto continuo e facilmente riconoscibile che marca la base della formazione superiore e con intercalazioni carbonatiche che aumentano nella parte finale della successione; sono evidenti strutture sedimentarie come laminazioni piano-parallele, stratificazioni incrociate a basso angolo, gradazioni, ripple marks e bioturbazioni.

La Formazione di Matoppa, nella parte inferiore del gruppo, rappresenta gli ambienti di mare aperto e distale dell’apparato deltizio (prodelta). All’inizio della fase estensionale la crosta sprofondava (subsidenza) accogliendo grandi quantità di sabbie e fanghi trasportate dai fiumi ma, ben presto, l’enorme e continuo apporto di sedimento superò la velocità con cui il bacino sprofondava e lo sbilanciamento costrinse il delta e la linea di costa ad avanzare verso il largo (progradazione).

Proprio nelle aree più protette e a bassa energia del fronte deltizio iniziarono a svilupparsi le prime biocostruzioni, documentate dalla presenza di lenti carbonatiche ricche di fossili; i protagonisti assoluti di questi ambienti furono gli Archeociati, organismi bentonici lontani parenti delle spugne, ora estinti, che rappresentano i primissimi costruttori di scogliere coralline (i reef) nella storia della Terra.

A causa del continuo avanzamento del delta verso il mare, i sedimenti profondi vennero progressivamente ricoperti da quelli di mare sempre più basso e costiero. Si passa così alla Formazione di Punta Manna, la sezione superiore del gruppo, che registra gli ambienti della porzione più prossimale e dominata dalle maree (tidale) del sistema deltizio. In questa fase il clima si fece via via più arido, portando all’instaurarsi di lagune e piane costiere con ambienti evaporitici (tipo sabkha), segnando la definitiva transizione verso la successiva e sterminata piattaforma carbonatica del Gruppo di Gonnesa.

Nel cuore dei monti dell’Iglesiente, in un’area di circa 10 km x 8 km d’estensione a nord di Iglesias, affiora il cosiddetto “Duomo delle arenarie“, una delle strutture tettoniche più affascinanti del Paleozoico della Sardegna e nota a livello globale in quanto caso di studio da manuale per l’interferenza strutturale di “Tipo 1” del Modello di Ramsay.

Questo tipo di interferenza si crea quando ad una prima serie di pieghe con piani assiali verticali o sub-verticali se ne sovrappone una seconda con piani altrettanto verticali ma disposti perpendicolarmente rispetto al primo sistema; nel punto di intersezione tra due anticlinali la spinta tettonica inarca e solleva l’intero pacco roccioso creando cupole (duomi), mentre all’incrocio tra due sinclinali si formarono depressioni (bacini); il risultato tridimensionale è una geometria a duomi e bacini ben visualizzabile come un cartone delle uova.

Durante la Fase Sarda e all’inizio del Ciclo ercinico il Sulcis-Iglesiente è stato interessato da due distinti impulsi compressivi che generarono pieghe con piani assiali sub-verticali e assi diretti est-ovest; questa sovrapposizione produsse un’interferenza strutturale di “tipo 0” nel quale la seconda spinta tettonica ha agito accentuando leggermente la prima serie di pieghe. Nel pieno del Ciclo ercinico la medesima area ha subito un forte raccorciamento che generò un sistema di pieghe con piani assiali e assi diretti nord-sud il quale, intersecandosi perpendicolarmente con il precedente sistema di pieghe est-ovest, innescò l’interferenza strutturale di Tipo 1 che vediamo magistralmente espressa nel Duomo delle arenarie dell’Iglesiente.

L’attuale aspetto è chiaramente visibile in pianta, ad esempio nella carta geologica CARG 555 Iglesias, ed è opera dell’erosione di milioni di anni che ha “decapitato” la sommità della cupola asportando il pacco di rocce più giovani e portando alla luce nel nucleo le formazioni più antiche e profonde, quelle del Gruppo di Nebida. Le rocce carbonatiche del Gruppo di Gonnesa, totalmente asportate dall’erosione alla sommità del duomo insieme a quelle del Gruppo di Iglesias, si sono preservate lungo i fianchi inclinati della grande struttura. Questo spesso collare di alture carbonatiche che cinge l’antico cuore di arenarie è storicamente noto nella letteratura geologica e mineraria come Anello Metallifero (Auct.), perché è proprio all’interno di questa fascia circolare di calcari e dolomie che si concentrano le grandi mineralizzazioni storiche a piombo, zinco e argento dell’Iglesiente.

Gruppo di Gonnesa (Cambriano inferiore)

Al di sopra del Gruppo di Nebida si sviluppa la potente successione carbonatica del Gruppo di Gonnesa (Cambriano inferiore), il cuore carbonatico del Paleozoico sardo; questa unità stratigrafica, con uno spessore globale estremamente variabile tra i 200 e i 500 m, è suddivisa nella Formazione di Santa Barbara alla base e nella Formazione di San Giovanni alla sommità.

Il significato geodinamico di questo gruppo si inquadra nella prosecuzione della fase di subsidenza e rifting del margine gondwaniano e con la sommersione del blocco del Sulcis-Iglesiente da un mare epicontinentale caldo, limpido e poco profondo; con il progressivo allontanamento dall’entroterra gondwaniano e il definitivo esaurimento degli apporti terrigeni deltizi, si posero le condizioni favorevoli per l’impostazione di un’enorme piattaforma carbonatica.

La produttività di questa ‘fabbrica carbonatica’ procedette a ritmi così elevati da riuscire a compensare il continuo sprofondamento del fondale. A mantenere il livello del mare costantemente ‘basso’ non furono però imponenti barriere coralline, ancora assenti nei mari cambriani, bensì una massiccia e rapida precipitazione chimico-fisica di fanghi carbonatici e sabbie oolitiche in acque calde e sovrasature (simili a quelle delle attuali Bahamas o del Golfo Persico). A questo instancabile accumulo di sedimenti si univa l’opera di intrappolamento da parte di sterminati tappeti algali e batterici (stromatoliti) e lo sviluppo di piccole biocostruzioni a spugne primitive (archeociati).

È consolidata da tempo la contiguità, continuità e contemporaneità della grande piattaforma carbonatica del Sulcis-Iglesiente con quelle sviluppatesi nella zona Ossa-Morena (Spagna) e Montagne Noire (Francia) le quali mostrano grande affinità stratigrafica, faunistica e strutturale con le formazioni sarde.

La prima successione sedimentaria di questa grande piattaforma carbonatica è registrata nella Formazione di Santa Barbara (corrispondente al membro storico della “Dolomia rigata”, spessore 50-300 m), che si pone in stretta continuità evolutiva con le facies tidali del sottostante Gruppo di Nebida. Gli ambienti deposizionali corrispondono a una piana di marea e a lagune costiere di tipo sabkha, sviluppatesi in un clima fortemente caldo e arido.

Questo contesto è perfettamente documentato dalle dolomie primarie grigio-chiare finemente stratificate e laminate, caratterizzate dall’alternanza di fanghi carbonatici, stromatoliti (le strutture stratificate generate dai tappeti algali), noduli di selce nera, brecce da disseccamento (le cosiddette strutture tepee) e tipici pseudomorfi su gesso o anidrite, testimoni di un’intensa evaporazione; il contenuto fossilifero è estremamente scarso.

Procedendo verso l’alto, la successione registra un importante mutamento paleoclimatico verso condizioni più umide e un progressivo innalzamento del livello del mare. Si passa così alla Formazione di San Giovanni (corrispondente al “Calcare ceroide” e alle sue varianti dolomitizzate diageneticamente, note come “Dolomia grigia” o “Dolomia gialla”, spessore 150-300 m). Questa unità testimonia l’instaurarsi di una vasta piattaforma carbonatica di mare aperto, paragonabile a quella delle attuali Bahamas, i cui ambienti sono rispecchiati da calcari grigi massivi e chimicamente purissimi, ormai totalmente privi di inquinamento terrigeno, al cui interno si riconoscono sabbie oolitiche e oncolitiche, pochi resti di trilobiti, echinodermi e isolate biocostruzioni ad archeociati e alghe calcaree.

Il Gruppo di Gonnesa custodisce ed esalta un patrimonio di assoluto valore che va oltre il puro interesse geologico. Questa sequenza carbonatica è storicamente nota con il nome di “Metallifero” per via dei ricchi giacimenti di piombo, zinco, ferro e barite racchiusi al suo interno. Sfruttate fin dall’antichità, queste immense risorse minerarie hanno vissuto il loro apice industriale tra l’Ottocento e la fine del Novecento, guidando la nascita di decine di siti estrattivi supportati da infrastrutture all’avanguardia e di altissimo pregio ingegneristico.

Inoltre, questo imponente complesso roccioso si esprime visivamente con gli spettacolari panorami carsici dell’entroterra e della costa dell’Iglesiente. In particolare, le meravigliose e aspre falesie verticali tra Nebida e Masua, dominate in maniera superba dall’imponente faraglione calcareo di Pan di Zucchero che con i suoi 133 m d’altezza emerge isolato dal mare a circa 300 m dalla costa; queste eccezionali opere della natura sono il risultato dell’erosione meteorica e marina che ha aggredito i compatti e tenaci calcari ceroidi della Formazione di San Giovanni durante le fluttuazioni del livello del mare a seguito dell’alternanza dei periodi glaciali e interglaciali del Quaternario.

Esattamente di fronte al faraglione, la temerarietà ingegneristica degli anni ’20 del ‘900 ha incastonato il porto sospeso di Porto Flavia, costituito da gallerie e silos scavati direttamente nel cuore della montagna che sboccano con un enorme portale scolpito a picco sul mare per caricare i minerali direttamente sulle navi sottostanti.

Gruppo di Iglesias (Cambriano inferiore-Ordoviciano inferiore)

A chiudere il maestoso ciclo sedimentario del Cambriano-Ordoviciano inferiore interviene il Gruppo di Iglesias, suddiviso in due unità sedimentarie dal significato paleoambientale differente: la Formazione di Campo Pisano alla base e la sovrastante Formazione di Cabitza. Le formazioni del Gruppo di Iglesias affiorano estesamente sia nel Sulcis che nell’Iglesiente e in particolare se ne possono seguire cartograficamente due lunghe fasce: la prima a nordovest, tra Fluminimaggiore e l’entroterra di Buggerru, la costa di Masua e Nebida e poi in direzione est fino a lambire a sudovest la cittadina di Iglesias; la seconda interessa le alture del Sulcis settentrionale tra Gonnesa, Narcao e Nuxis e scende ulteriormente in direzione sudest entro la zona sulcitana orientale dei graniti, nelle Foreste Demaniali di San Pantaleo e quindi Is Cannoneris, in territorio di Pula. Altri affioramenti di rilievo sono localizzati nei dintorni delle miniere di Arenas e di Malacalzetta e a nordovest di Domusnovas.

Il Gruppo di Iglesias è un’unità litostratigrafica fondamentale poiché l’evoluzione dei suoi ambienti deposizionali documenta l’avvio di un drastico cambio di regime geodinamico. Dopo decine di milioni di anni di evoluzione come margine passivo in lenta ma costante subsidenza, il settore gondwaniano che ospitava il blocco Sulcis-Iglesiente giunse a un punto di svolta. Il sistema crostale, sotto l’influsso della fase di rifting che avrebbe condotto all’apertura dell’Oceano Reico, subì infatti una brusca accelerazione dei processi tensionali. Questa instabilità strutturale, dettata da un’intensa tettonica distensiva sin-sedimentaria, produsse un rapido cambiamento rispetto al tranquillo ambiente del precedente Gruppo di Gonnesa, innescando il progressivo annegamento della piattaforma carbonatica. L’estensione crostale causò infatti la frammentazione della rigida struttura della piattaforma, generando un articolato mutamento morfologico sottomarino caratterizzato da alti e bassi strutturali (horst e graben). Proprio questo contesto instabile e in rapida subsidenza costituirà il nuovo ambiente deposizionale delle formazioni del Gruppo di Iglesias.

La Formazione di Campo Pisano del Cambriano inferiore-medio, in continuità stratigrafica sulla Formazione di Gonnesa, rispecchia l’inizio e la progressione dell’annegamento della piattaforma carbonatica ed è quindi una sequenza transizionale nella quale la frazione carbonatica subisce una drastica diminuzione fino a sparire. Il suo ridotto spessore, variabile tra i 20 e gli 80 m massimi e talvolta assente per elisione tettonica, è proprio l’indice di un drastico cambiamento: la fine della florida “fabbrica carbonatica” di mare basso e l’evoluzione verso ambienti neritici via via più profondi e scarsamente ossigenati. I nuovi fondali “sprofondati” divennero soggetti quasi esclusivamente al lento deposito di scarsi sedimenti fini propri di un mare più aperto, generando le cosiddette sezioni condensate (in cui in pochi metri di spessore sono racchiusi milioni di anni di storia deposizionale).

Le nuove condizioni ambientali si specchiano perfettamente nelle litologie della Formazione di Campo Pisano, dominate da calcari nodulari grigi o rosati, marne e sottili intercalazioni di argilloscisti rossi e verdi. La particolare struttura di queste rocce riflette l’articolata topografia sottomarina creatasi con il forte impulso di attività tettonica distensiva: le caratteristiche facies nodulari si depositavano al di sopra degli alti morfologici instabili e in via di rapida subsidenza; le limitate facies massive e laminate si deponevano in zone morfologicamente più stabili, situate sia su alti strutturali non soggetti a continui “scuotimenti”, sia in settori di bacino più profondi ma tranquilli. Questi calcari nodulari rappresentano inoltre un orizzonte ricchissimo di vita, contenendo un’abbondante fauna a trilobiti, echinodermi, brachiopodi, foraminiferi e spicole di spugne.

Il definitivo annegamento della piattaforma è marcato dal rapido passaggio alla Formazione di Cabitza del Cambriano medio-Ordoviciano inferiore, che rispecchia l’inesorabile evoluzione del bacino verso un dominio pelagico aperto e relativamente profondo. La parte inferiore della formazione registra tuttavia un temporaneo (nell’ordine forse di qualche milione di anni) evento regressivo con il ritorno ad ambienti ad alta energia, dominati da metarenarie grossolane che conservano laminazioni parallele e incrociate, ripple marks e impronte di canalizzazioni.

Questo evento regressivo fu molto probabilmente la conseguenza di una concomitanza di fattori: al noto abbassamento eustatico globale del livello dei mari del Cambriano medio si sovrappose il cosiddetto footwall uplift locale. Mentre il bacino sprofondava, i blocchi continentali ai margini delle faglie subivano un sollevamento, innescando un colossale ed improvviso apporto di sedimenti terrigeni che riuscì a riempire lo spazio disponibile nel bacino più velocemente di quanto la subsidenza lo approfondisse. Questo primo intervallo, riconosciuto diffusamente tra Iglesiente e Sulcis, è stato ben determinato nel Foglio CARG 555 Iglesias (Membro di Punta Camisonis) e gli è stato assegnato uno spessore tra pochi metri e fino a 150 m.

La parte intermedia della Formazione di Cabitza (Membro di Punta Su Funu del Foglio CARG 555 Iglesias), con spessori variabili da pochi metri fino a oltre 200 m, indica un mutamento degli ambienti deposizionali a causa del continuo approfondimento del bacino e della diminuzione di energia. L’interruzione dell’enorme afflusso di sabbie lascia il posto a una monotona e ritmica alternanza di metasiltiti e meta-argille, fortemente diagnostiche sul campo per le loro tipiche colorazioni rosso-violacee e verdi. Questi fanghi, depositati in un ambiente di delta influenzato dalle maree, ospitano un’abbondante fauna a trilobiti che documenta il passaggio tra il Cambriano medio e il Cambriano superiore.

Il termine superiore della Formazione di Cabitza (Membro di Riu Cea de Mesu del Foglio CARG 555 Iglesias), i cui spessori nell’Iglesiente superano i 300 metri, rispecchia le definitive condizioni di mare aperto (pelagico) con il lento deposito di fanghi grigi e verde scuro. In questi sedimenti di altomare si è preservata la celebre associazione fossile a graptoliti, tra cui spicca la specie Rhabdinopora flabelliformis, associata ad acritarchi e al trilobite Proteuloma geinitzi. Questo eccezionale contenuto paleontologico ha permesso di datare al Tremadociano (Ordoviciano inferiore) la parte finale dell’unità e di sigillare temporalmente l’intera mega-sequenza deposizionale del Cambriano inferiore-Ordoviciano inferiore del blocco Sulcis-Iglesiente.

Di importanza fondamentale, sia per il definitivo inquadramento di questa immensa sequenza deposizionale, sia per la lettura dell’evoluzione successiva del blocco crostale sudoccidentale della Sardegna, è la netta superficie tettonica ed erosiva che recide il tetto della Formazione di Cabitza.

La Fase Sarda

È estremamente affascinante constatare come un elemento geologico geometricamente bidimensionale, quale la superficie di discontinuità che sigilla il primo grande ciclo deposizionale del Sulcis-Iglesiente, possa racchiudere in sé una lacuna temporale enorme, oltre a un significato epocale in termini di stravolgimenti geodinamici, paleogeografici, paleoambientali e morfologici. Questa straordinaria superficie è nota in letteratura come “Discordanza Sarda” e in alcune località dell’Iglesiente (Nebida, Masua e Domusnovas) arriva a mostrare giaciture sub-verticali. La Discordanza Sarda corrisponde al lunghissimo periodo di continentalizzazione, caratterizzato da emersione, sollevamento ed erosione, noto come Fase Sarda: un evento di rilievo sovra-regionale riconosciuto con certezza anche in altri segmenti dell’Europa meridionale (come nella Zona Ossa-Morena in Spagna e nella Montagne Noire in Francia).

Se dall’inizio del Cambriano il settore del margine settentrionale di Gondwana ospitante il blocco Sulcis-Iglesiente si era evoluto in condizioni di margine passivo, tra l’Ordoviciano inferiore e medio la regione risentì di una drastica riorganizzazione cinematica globale, connessa alla rapida espansione dell’Oceano Reico. Lo stress tettonico indotto dal diacronismo di questa apertura e dalla frammentazione dei microcontinenti peri-gondwaniani generò un’improvvisa inversione geodinamica: le tensioni crostali passarono così da un regime distensivo a uno transpressivo o localmente compressivo, innescando il sollevamento strutturale e il piegamento caratteristici della Fase Sarda.

Questo mutamento delle condizioni geodinamiche è chiaramente impresso nella successione del Cambriano-Ordoviciano inferiore del Sulcis-Iglesiente, deformata da blandi piegamenti e pieghe aperte a scala chilometrica con assi orientati prevalentemente in direzione est-ovest. L’assoluta assenza di scistosità di piano assiale conferma che tale compressione avvenne a livelli crostali estremamente superficiali (tettonica di copertura). Se la teoria classica aveva già individuato questo sistema di pieghe pre-erciniche, i recenti rilevamenti del Foglio CARG 555 “Iglesias” hanno documentato inequivocabili deformazioni fragili ordoviciane, come faglie inverse e sovrascorrimenti. Inoltre, specifici studi strutturali (*) hanno descritto locali rovesciamenti di strato nell’area di Monte Narba (Domusnovas), dimostrando senza ombra di dubbio che il ribaltamento della sottostante Formazione di Cabitza è direttamente legato a questa fase tettonica ordoviciana e non ai successivi accorciamenti del Ciclo ercinico.

È un dato ormai condiviso che la lacuna stratigrafica corrispondente alla Fase Sarda copra un periodo di circa 17 milioni di anni, dall’Ordoviciano inferiore (Floiano) fino all’inizio dell’Ordoviciano superiore (Sandbiano). In questo lasso temporale si verificò un’importante incisione topografica, con uno smantellamento selettivo delle sottostanti successioni stimato fino ad un massimo di circa 1.200 metri, tanto che in alcune località l’erosione raggiunse addirittura gli strati superiori del Gruppo di Nebida.

Recenti indagini (*) hanno inoltre accertato che in questo periodo il blocco crostale del Sulcis-Iglesiente era posizionato ad alte latitudini nell’emisfero australe. In questo contesto, la compressione subita non deve essere interpretata come l’effetto di una dinamica collisionale diretta, bensì come il riflesso delle complesse forze crostali che agivano sul margine gondwaniano. Tale dominio si trovava quindi distante dai territori della Sardegna centro-sudorientale, i quali sperimentavano contesti geodinamiche nettamente diversi.

Questa moderna chiave di lettura “separatista” si pone in netto contrasto con i modelli paleogeografici classici. Questi ultimi presupponevano una contiguità originaria tra tutti i domini sardi fin dal Paleozoico inferiore e interpretavano il Sulcis-Iglesiente come un bacino di retro-arco; le pieghe della Fase Sarda venivano così attribuite alla compressione generata dalla migrazione verso il cratone dell’imponente arco vulcanico di tipo andino situato nel blocco Sarrabus-Gerrei, riconducibile a sua volta a un sistema di subduzione attivo che consumava litosfera oceanica immergendosi al di sotto del margine settentrionale di Gondwana.

* “Ordovician tectonics of the South European Variscan Realm: new insights from Sardinia” (Fabrizio Cocco, Alfredo Loi, Antonio Funedda, Leonardo Casini, Jean-François Ghienne, Gian Luigi Pillola, Muriel Vidal, Mattia, Alessio Meloni, Giacomo Oggiano)

La successione post-Fase Sarda fino al Carbonifero inferiore

Come abbiamo appena visto, la Fase Sarda ha piegato e sollevato le formazioni della prima mega sequenza deposizionale del Sulcis-Iglesiente, trasformando il precedente bacino marino in un’area emersa e montuosa; la Discordanza Sarda, la “cicatrice” che rimane di questa lunga fase geologica, fa da base al successivo mega ciclo deposizionale dell’Ordoviciano medio-Carbonifero inferiore.

Contesto geodinamico e paleogeografico

Dopo il picco compressivo, durante le fasi finali della Fase Sarda al limite tra l’Ordoviciano medio e superiore (base del Sandbiano), si manifesta il collasso distensivo dei rilievi appena costituiti con l’apertura di un sistema di fosse tettoniche (continental rift). I rilievi montuosi del Sulcis-Iglesiente sono fortemente aggrediti dall’erosione e una grande quantità di sedimenti si incanala in queste depressioni, formando enormi conoidi alluvionali che progradano verso le piane costiere.

Nonostante la spinta cinematica legata alla perdurante apertura dell’Oceano Reico stesse traslando rapidamente il margine settentrionale del megacontinente Gondwana verso le alte latitudini dell’emisfero australe, il clima si mantenne inizialmente in un regime caldo, alternativamente umido e arido; questa apparente contraddizione paleoclimatica si spiega con le forti condizioni globali di effetto “super-serra”, dovute a concentrazioni incredibilmente elevate di CO₂​ nell’atmosfera terrestre.

Tuttavia, l’intensa erosione dei rilievi e la conseguente forte alterazione chimica dei silicati innescarono un massiccio sequestro di carbonio; a questo si unì il momentaneo rallentamento dell’attività tettonica globale (dorsali oceaniche e subduzioni), che “pompò” meno anidride carbonica nell’atmosfera. La combinazione di questi due fattori fece crollare i livelli globali di CO₂​, attenuando drasticamente l’effetto serra e producendo un forte e rapido raffreddamento planetario (*).

Contemporaneamente, la perdurante e lenta subsidenza del bacino del Sulcis-Iglesiente permise, a partire dal Sandbiano, l’ingressione generalizzata del mare attraverso la cosiddetta Trasgressione Caradociana. Si instaurò così un ambiente di piattaforma neritica dominato da acque ormai fredde, popolato da una ricca fauna bentonica (brachiopodi, trilobiti, briozoi, cistoidi), che con il progressivo approfondimento del bacino evolse verso ambienti pelagici di forte condensazione sedimentaria.

Verso la fine dell’Ordoviciano, nel Katiano, il blocco crostale del Sulcis-Iglesiente venne a trovarsi in stretta prossimità dell’enorme calotta polare gondwaniana, il cui rapido accrescimento sottrasse enormi volumi d’acqua agli oceani provocando un drastico abbassamento glacio-eustatico del livello del mare. Questo evento si rispecchia perfettamente nei paleoambienti del blocco sudoccidentale sardo, che registrarono un brusco ritiro delle acque profonde e il ritorno della deposizione di sabbie e conglomerati costieri. Gli effetti più drammatici del picco glaciale si manifestarono nell’Hirnantiano, al termine dell’Ordoviciano, quando il contesto ambientale mutò radicalmente verso condizioni lagunari o di mare bassissimo dove si deponevano conglomerati eterogenei e caratteristici livelli di ossidi e carbonati di manganese, tipici degli eventi di anossia legati alle glaciazioni. Con la fine del periodo si depositarono unicamente i veri e propri depositi glacio-marini formati dal materiale detritico scaricato sui fondali dallo scioglimento dei ghiacci (**).

Con l’avvento del Siluriano, il blocco del Sulcis-Iglesiente si stabilizzava in un contesto di margine passivo in costante subsidenza; il megacontinente Gondwana proseguiva la sua deriva ma dirigendosi decisamente verso nord con una velocità media stimata in 8 cm/anno (*). L’abbandono delle latitudini polari innescò il rapido smantellamento della calotta glaciale tardo-ordoviciana, con la generazione a livello globale di un imponente innalzamento glacio-eustatico del livello marino. Nei neonati e profondi bacini pelagici, protetti dagli apporti terrigeni continentali, l’ingressione marina e l’elevata produttività biologica superficiale favorirono l’instaurarsi di una severa e persistente anossia sui fondali, rendendoli inospitali per la vita bentonica.

Durante il Devoniano, il raggiungimento di fasce climatiche più temperate e calde da parte del margine settentrionale di Gondwana portò una radicale transizione paleoambientale; il bacino del Sulcis-Iglesiente andò incontro a una graduale riossigenazione delle acque profonde che, unita all’aumento delle temperature, stimolò il ripristino di una vasta piattaforma carbonatica pelagica e di un ecosistema marino aperto e altamente diversificato. Questo prolungato equilibrio sedimentario rimase indisturbato per gran parte del periodo, fino a quando, nel Devoniano superiore, l’avvicinamento dei fronti collisionali legati alla progressiva chiusura dell’Oceano Reico iniziò a destabilizzare permanentemente il margine passivo, preparando il definitivo collasso del bacino.

Tale collasso si concretizzò all’inizio del Carbonifero inferiore, quando la sedimentazione carbonatica fu improvvisamente interrotta dalla deposizione del flysch carbonifero: un imponente accumulo di sedimenti terrigeni sin-orogenici (tipici della facies “Culm”) derivanti dal rapido smantellamento della catena montuosa in sollevamento. Questa enorme massa di detriti si riversò nel bacino marino, corrispondente ora all’avanfossa generata dall’avanzata del fronte compressivo dell’orogenesi ercinica, sotto forma di correnti torbiditiche, olistostromi e giganteschi olistoliti strappati alle formazioni carbonatiche e pelitiche preesistenti.

Questi oltre cento milioni di anni, durante i quali il blocco del Sulcis-Iglesiente ha compiuto un eccezionale viaggio di andata e ritorno verso le gelide latitudini del profondo emisfero australe, sono magistralmente raccontati dalla mega equenza sedimentaria attraverso le formazioni ordoviciane di Monte Argentu, Monte Orri, Portixeddu, Domusnovas e Rio San Marco e da quelle siluriane e devoniane di Genna Muxerru, Fluminimaggiore e Mason Porcus; l’importante successione è sigillata definitivamente nel Carbonifero inferiore con il collasso del bacino documentato dalla Formazione di Pala Manna.

* “Geodynamic evolution of the Earth over the Phanerozoic: Plate tectonic activity and palaeoclimatic indicators” (Christian Vérard, Cyril Hochard, Peter O. Baumgartner, Gérard M. Stampfli)
** “Ordovician tectonics of the South European Variscan Realm: new insights from Sardinia” (Fabrizio Cocco, Alfredo Loi, Antonio Funedda, Leonardo Casini, Jean-François Ghienne, Gian Luigi Pillola, Muriel Vidal, Mattia, Alessio Meloni, Giacomo Oggiano)

Formazione di Monte Argentu

La Formazione di Monte Argentu è la prima successione post-Fase Sarda e giace, tramite la Discordanza Sarda, direttamente al di sopra dell’ultimo termine pre-Fase Sarda; questo, nella maggior parte dei casi, è identificato dalla Formazione di Cabitza ma in alcune località può raggiungere formazioni più antiche, fino a quelle del Gruppo di Nebida. In diverse aree di affioramento, come lungo la litoranea subito a sud di Nebida, la giacitura della sottostante formazione mostra una spettacolare inclinazione di quasi 90° rispetto alla nuova sequenza.

Questa successione ha un chiaro carattere sin-tettonico poichè la deposizione avvenne in un regime estensionale causato dal collasso, sotto il loro stesso peso, dei rilievi generatisi durante le fasi compressive della Fase Sarda; la sin-tettonicità è evidente sia per la composizione e l’evoluzione litologica lungo la successione (come i giganteschi olistoliti franati alla base del deposito), sia per il rigoroso controllo della distribuzione di questa formazione da parte di faglie dirette (normali) e trascorrenti.

Questa unità stratigrafica, con uno spessore variabile tra poche decine di metri e 400 m, corrisponde ad ambienti deposizionali che evolvono dalle grandi conoidi alluvionali ad altissima energia nella parte bassa della successione, alle piane alluvionali fluviali o deltizie distali (lontane dal gruppo montuoso) nella sua porzione mediana, fino agli ambienti transizionali successivamente invasi da acque marine di bassa profondità nella parte sommitale della formazione. Il forte e generale arrossamento delle litologie testimonia condizioni paleoclimatiche fortemente ossidanti, alternativamente caldo-umide e aride, rese possibili dal globale effetto “super-serra” descritto poco sopra. Lungo la successione il contenuto fossilifero è in generale molto scarso e i resti rinvenuti (tra i quali il peculiare artropode Tariccoia arrusensis) non hanno alcun valore biostratigrafico; tuttavia, la sua posizione stratigrafica al di sotto dei successivi depositi marini trasgressivi ne consente l’attribuzione al limite tra l’Ordoviciano medio e superiore (Sandbiano basale).

Gli affioramenti più indicativi e completi sono cartografati nel Foglio CARG 555 “Iglesias” dove sono riconosciuti, dal basso verso l’alto, tre membri distinti corrispondenti alle tre fasi evolutive succedutesi durante la deposizione: Membro di Punta Sa Broccia, Membro di Rio Is Arrus e Membro di Medau Murtas.

Il Membro di Punta Sa Broccia (noto in precedenza come “Puddinga“) costituisce la parte inferiore della Formazione di Monte Argentu, direttamente a contatto con la Discordanza Sarda, e rappresenta la sezione più chiaramente sin-tettonica dell’intera unità. Il membro, il cui spessore è altamente variabile da metrico (come in località Pira Roma, nell’entroterra di Buggerru) fino a un massimo di 150 m, è caratterizzato dalla deposizione di meta-conglomerati e meta-brecce che si alternano a meta-arenarie e meta-siltiti costituiti da materiale proveniente dal substrato su cui poggia; i clasti, solitamente di dimensione da centimetrica a decimetrica, sono sia arrotondati che spigolosi e la sequenza può essere sia matrice-sostenuta (il cui cemento è classicamente arenaceo-ematitico dal tipico colore rosso vinaccia) che clasto-sostenuta; verso l’alto i conglomerati si fanno molto più minuti, la matrice diviene pelitico-ematitica e sono evidenziate alternanze con metasiltiti, meta-grovacche e meta-arenarie.

La sin-tettonicità è evidenziata anche e sopratutto dalla presenza di olistoliti, blocchi rocciosi di dimensione da metrica a decametrica (talvolta fino a 100 m) costituiti in larga parte dai calcari delle formazioni del Gruppo di Gonnesa e che sono stati strappati dalle formazioni rocciose, crollando nei depositi, durante i violenti movimenti delle faglie sin-sedimentarie. Il Membro di Punta Sa Broccia, col suo tipico colore rosso vinaccia, costituisce le spettacolari scogliere di Nebida.

Segue il Membro di Rio Is Arrus, presente solo nell’area nordoccidentale del bacino (tra Nebida, Fontanamare, Gonnesa e Bacu Abis) ed assente altrove; questa caratteristica geografica, unita all’estrema variabilità dello spessore del membro (compreso tra 0 e 50 m), conferma la geometria irregolare e compartimentata dei bacini di rift.

Questo membro corrisponde ad una netta attenuazione delle dinamiche deposizionali, segnando il passaggio dalle grandi e turbolente conoidi ad una piana alluvionale più tranquilla e distale. Questo si rispecchia in una monotona successione di metasiltiti e metapeliti con subordinate meta-arenarie specialmente nella parte basale e in quella alta del membro; il caratteristico colore grigio identifica una deposizione in specchi d’acqua stagnanti e poveri d’ossigeno.

Il Membro Medau Murtas è la porzione superiore della Formazione di Monte Argentu e affiora con spessori fino a un massimo di circa 200 m. Questo membro è costituito da una monotona successione di metasiltiti e metapeliti con subordinate meta-arenarie ed il colore delle rocce torna al rosso vinaccia del primo membro. La successione lungo questo membro mostra un’evoluzione verso ambienti che risentono della progressiva trasgressione marina; nella parte superiore della sequenza, infatti, appaiono livelli di arenarie grossolane quarzose a laminazione incrociata che testimoniano il passaggio da un ambiente litoraneo ad uno di piattaforma semi-ristretta (non completamente aperta o connessa con un vero e proprio oceano) di acque molto basse.

Nei livelli metapelitici sono talvolta presenti delle caratteristiche macchie di riduzione (reduction spot, piccole porzioni di sedimento nelle quali il ferro è ridotto rispetto al generale ambiente di ossidazione) di colore verde-giallastro e dimensione da pochi millimetri a centimetriche; la forma ellissoidale di queste macchie è estremamente significativa in quanto la direzione di allungamento è un marcatore dello sforzo subito dalla roccia durante le fasi deformative erciniche.

Formazione di Monte Orri

La Formazione di Monte Orri giace generalmente al di sopra della Formazione di Monte Argentu, con un contatto netto nell’Iglesiente e più graduale nel Sulcis; localmente può essere la prima successione a giacere sopra l’ultimo termine pre-Fase Sarda e poggia quindi sulla Discordanza Sarda. L’unità affiora estesamente a nord di Domusnovas e a nordest di Narcao, dove sono raggiunti anche gli spessori massimi di circa 200/230 m. Questi spessori risultano però apparenti, in quanto nelle fasi compressive dell’Orogenesi ercinica l’unità ha sviluppato pieghe isoclinali molto strette con piani assiali verticali; in altre località, come a sud di Gonnesa, raggiunge uno spessore di una decina di metri ma può addirittura non raggiungere il metro.

La Formazione di Monte Orri è la sequenza silicoclastica che marca la Trasgressione Caradociana, quando tra Sandbiano e Katiano (Ordoviciano superiore) il freddo mare trasgredì estesamente i settori delle terre rosse ormai quasi totalmente spianati dalla lunga fase erosiva.

La prima parte della formazione è un’alternanza di metasiltiti grigie o verde oliva, meta-argilliti e metarenarie fini e grossolane grigie; queste ultime presentano strutture sedimentarie a laminazioni incrociate a basso angolo e piano-parallele; sono da sottolineare sottili livelli scuri dove sono concentrati minerali pesanti (placers). L’ambiente deposizionale corrisponde ad un contesto litoraneo (shoreface) a bassa energia dove il mare è agli inizi della sua trasgressione; qui le onde selezionano i sedimenti già presenti sulle ampie piane o quelli nuovi portati dai calmi fiumi e provenienti dalle alture ormai lontane; il contenuto fossilifero è piuttosto povero ma sono presenti bioturbazioni e ichnofossili (impronte, gallerie).

Superiormente, la successione rispecchia un’evoluzione verso ambienti di mare un po’ più profondo, soggetto comunque a repentine variazioni del livello marino, in un contesto di altissima energia a causa di violenti episodi di tempesta. Si passa così a meno frequenti livelli di metasiltiti e prevalenti meta-arenarie grigio chiare (quarzo e subordinati feldspati) a granulometria da media a grossolana, in banchi con spessori da decimetrici a metrici. Qui si osservano strutture sedimentarie come laminazioni incrociate e piano-parallele ma, sopratutto, laminazioni HCS (Hummocky Cross-Stratification) che si formano durante le tempeste quando le onde imprimono la loro forza fino sul fondo rimescolando le sabbie e creando grandi dune arrotondate. Il contenuto di questa parte di successione è costituito da frequenti ichnofossili e rari resti di brachiopodi, bivalvi e trilobiti di acque fredde.

Formazione di Portixeddu

La Formazione di Portixeddu (Katiano) giace in concordanza e con contatto graduale sull’unità di Monte Orri ma, localmente, può poggiare direttamente sull’ultimo termine pre-Fase Sarda. Il nome le deriva dal piccolo borgo marinaro di Portixeddu (Fluminimaggiore), nel limite settentrionale del golfo di Buggerru, dove è esposta la sezione tipo della formazione, studiata da oltre un secolo per il sua ricchissimo contenuto fossile dal quale emerge un’età katiana (Ordoviciano superiore). Gli affioramenti più consistenti dell’unità si rinvengono a nordest di Domusnovas, a sud della Valle del Cixerri, attorno a Gonnesa, presso Bacu Abis e nell’entroterra di Buggerru tra Serra Carcinadas, Pira Roma e Acquaresi.

L’unità stratigrafica di Portixeddu certifica l’aumento di profondità del bacino e le condizioni deposizionali di una piattaforma interna, maggiormente prossimale nella parte bassa della successione e più distale verso la parte alta, di un mare freddo e lontano dalla costa (offshore), meno turbolento dell’ambito costiero dominato da tempeste della precedente formazione. Questo ambiente si rispecchia in una monotona successione, dello spessore massimo di 80 m, di metasiltiti e metapeliti grigio-scure e grigio-verdi, localmente rossastre, con rari livelli scuri millimetrici e strati di meta-arenarie fini alternati con metasiltiti di colore grigio sono presenti solo nella parte inferiore della formazione.

Una caratteristica diagnostica di questa sequenza è la presenza di peculiari noduli centimetrici fosfatici, piritici e silico-alluminosi, che spiccano sulla roccia scura assumendo un colore biancastro a causa dell’alterazione superficiale; la genesi di queste concrezioni avvenne nel fango subito dopo la sua deposizione (diagenesi precoce) ed è intimamente legata alla ricchezza di vita nel bacino: la decomposizione dei resti organici sul fondale creava infatti dei micro-ambienti anossici che innescavano la precipitazione chimica di pirite e fosfati proprio attorno alle carcasse, le quali fungevano da nucleo di accrescimento; non a caso, i fossili si rinvengono molto spesso perfettamente preservati proprio all’interno di questi noduli.

Come indicato poco sopra, questa successione è riccamente fossilifera ed evidenzia in maniera superlativa la composizione della fauna nei mari freddi della fine dell’Ordoviciano, quando il blocco del Sulcis-Iglesiente era localizzato nei pressi della calotta sud-polare di Gondwana; la fauna bentonica è rappresentata da brachiopodi, briozoi, crinoidi e cistoidi (affascinanti echinodermi estinti, le cui placche calcaree tappezzano letteralmente alcuni strati) mentre nei pressi del fondale vivevano gasteropodi, bivalvi e trilobiti (come Dalmanitina o Homalonotidae).

Formazione di Domusnovas

La Formazione di Domusnovas (Katiano) giace in concordanza sull’unità di Portixeddu, dalla quale differisce fortemente, se non per il medesimo contesto di rampa distale, per le sue caratteristiche sedimentologiche legate ad un contesto regressivo, connesso a sua volta ai cambiamenti paleoclimatici globali. L’unità di Domusnovas, il cui spessore massimo e cumulativo è di circa 100 m, è costituita da due membri, non sempre presenti entrambi in affioramento e con significato paleoambientale estremamente differente: il Membro di Maciurru alla base e il Membro di Punta S’Argiola alla sommità. Affiora diffusamente lungo la valle del Rio San Marco e in maniera più limitata subito ad est del paese di Domusnovas, lungo una stretta fascia nordovest-sudest tra la valle del Cixerri e Monte Arcosu, in località Arcu Perdu Secci a sudovest di Capoterra e presso Bacu Abis (sud di Gonnesa).

Il Membro di Maciurru (spessore tra 0 e 40 m) giace in concordanza sull’unità di Portixeddu dalla quale si distingue per il netto cambiamento di granulometria dei sedimenti. La base del membro mostra infatti strati spessi 5-15 cm di meta-arenarie grigie (quarzo, feldspati e abbondanti miche) a granulometria medio-fine caratterizzate da strutture sedimentarie a laminazione incrociata; la presenza di fossili è piuttosto scarsa e si evidenziano resti di brachiopodi, briozoi e articoli di crinoide. Tra la parte mediana e alta del membro le meta-arenarie, di colore grigio chiaro, evolvono verso una granulometria medio-grossolana e conglomeratica, con grani e clasti di quarzo e subordinati feldspati, subarrotondati e in genere poco selezionati. Il significato paleoambientale di questo membro è chiaramente legato ad una fase regressiva, causata da una drastica diminuzione del livello marino dettata dal “sequestro” di ingenti quantità d’acqua da parte del rapido accrescimento della calotta sud-polare gondwaniana; nel bacino si riversano così le sabbie grossolane provenienti dai territori emersi ora molto più ravvicinati.

Si passa verso l’alto, nettamente, al Membro di Punta S’Argiola (spessore tra i 10 e i 60 m) che mostra un nuovo cambio delle caratteristiche sedimentarie. Infatti, dopo un primo periodo di importante diminuzione del livello del mare ed un elevato apporto di sedimenti dalle nuove terre emerse, la calotta polare si stabilizza e i terreni emersi si ghiacciano e con essi i fiumi e l’apporto di sedimenti verso il mare aperto; solo il particolato più fine rimasto in sospensione nelle fredde e ossigenate acque polari può via via depositarsi così come, grazie alle medesime condizioni, solo i carbonati possono precipitare. Questa evoluzione è perfettamente rispecchiata dal fatto che le meta-arenarie del precedente membro lasciano il posto a metapeliti massive di colore verde, più o meno carbonatiche e con numerosi resti di brachiopodi e briozoi, che evolvono nella parte intermedia a metapeliti carbonatiche rossastre con livelli metrici ricchissimi di fossili (cefalopodi, brachiopodi, briozoi, crinoidi, trilobiti e ostracodi) e infine, nella parte alta, a metargilliti e metasiltiti rosse. In quest’ultimo intervallo sono caratteristici i livelli (croste) e i noduli neri, di taglia centimetrica, costituiti da ferro e manganese; la loro presenza è distintiva di condizioni di rampa distale o scarpata molto particolari: la sedimentazione è quasi del tutto assente, l’acqua dei fondali è fredda e ossigenata e attorno a piccoli nuclei di sedimento hanno modo di precipitare chimicamente, in lassi di tempo molto lunghi, il ferro e il manganese presenti naturalmente nell’acqua del mare.

Formazione di Rio San Marco

L’Ordoviciano si sta concludendo con la sua ultima sequenza sedimentaria per il blocco crostale del Sulcis-Iglesiente.

La successione del Cambriano-Carbonifero inferiore della Zona a Falde esterna e interna ercinica (Sardegna centro e sudorientale)

Per il periodo Cambriano-Carbonifero inferiore le unità tettoniche della Zona a Falde Esterna (Sardegna centro-sudorientale) condividono fra loro una simile successione stratigrafica, lasciando presagire che fossero in posizioni paleogeografiche più o meno contigue; la successione inizia, senza che sia mai esposto il suo limite inferiore, con una potente deposizione silicoclastica (almeno 600 m di spessore) del Cambriano medio-Ordoviciano inferiore nota come “Arenarie di San Vito”; questa è costituita da un’alternanza di arenarie, siltiti e argilliti con strutture sedimentarie ben conservate e sarebbe correlata ad ambienti deposizionali di piattaforma terrigena che vanno dalla piana di marea a condizioni marine più distali; in nessuna delle unità tettoniche della Zona a Falde sono state individuate deposizioni di piattaforma carbonatica (presenti, invece, nel sudovest dell’Isola) mentre nella successione stratigrafica del tardo Cambriano delle Unità di Meana Sardo (Sardegna centrale) e del Sarrabus (sudest) è stata individuata una suite vulcanica con rocce da intermedie a felsiche, probabilmente legata ad una prima fase del successivo ciclo vulcanico dell’Ordoviciano medio. La successione delle Arenarie di San Vito è soggetta a pieghe che rispecchiano una fase di raccorciamento dell’Ordoviciano inferiore nota come Fase Sarrabese, ed è troncata alla sommità da una netta discordanza angolare, la Discordanza Sarrabese, che corrisponderebbe ad una interruzione di sedimentazione di circa 6 milioni di anni, corrispondenti al periodo tra il Floiano medio (Ordoviciano inferiore) e il limite Dapingiano-Darriwilliano (Ordoviciano medio); le unità tettoniche della Zona a Falde Interna (Gennargentu, Barbagia, Ogliastra, Goceano e Nurra) sono caratterizzate da una successione simile a quella della Zona Esterna nonostante uno spessore più potente (Filladi del Gennargentu o Postgotlandiano, spessore apparente almeno 2.000 m) ma in esse non è stata individuata con certezza la prova di una discontinuità dell’Ordoviciano inferiore.

Al tetto della Discordanza Sarrabese si individua un orizzonte di metaconglomerati alternati a siltiti e argilliti dello spessore di qualche decina di metri (per es. Metaconglomerati di Muravera nella Sardegna sudorientale), sormontati da una spessa successione vulcanica generalmente costituita, dal basso verso l’alto, da lave da acide ad andesitiche (ad esempio Formazione di Monte Santa Vittoria), ignimbriti e colate laviche (Porfidi grigi del Sarrabus; Porfiroidi) la cui potenza dei depositi e la tendenza evolutiva delle lave può variare fra le varie unità tettoniche; questi prodotti, completamente assenti nelle successioni della Sardegna sudoccidentale, corrispondono ad un ciclo vulcanico calcalcalino che perdurò per circa 20 milioni di anni, durante i quali proseguirono le fasi evolutive di un arco vulcanico continentale (di tipo andino) in risposta alla subduzione dell’Oceano Rehico al di sotto di Gondwana e dei suoi terrani.

Al di sopra della successione vulcanica si depose una successione sedimentaria continua fino al Carbonifero inferiore che annovera, inizialmente, i depositi terrigeni corrispondenti alla trasgressione Caradociana dell’Ordoviciano superiore (Katiano, per es. Formazione di Punta Serpeddì nell’unità tettonica del Sarrabus) che testimoniano il passaggio ad ambienti marini progressivamente più profondi. Nella successione tardo ordoviciana, sopratutto della Zona Esterna e in misura minore della Zona Interna, sono ospitate rocce vulcaniche riferibili al terzo ed ultimo episodio vulcanico del Paleozoico inferiore i cui prodotti sono basalti intraplacca legati ad una fase distensiva. La successione prosegue con depositi di margine passivo corrispondenti agli Scisti a Graptoliti siluriani e ai Calcari Nodulari devoniani, ricoperti dai depositi clastici del flych ercinico (Formazione di Pala Manna) testimonianti l’erosione delle formazioni rocciose instauratesi nei primi stadi dell’Orogenesi ercinica.

Come emerge dalla descrizione delle successioni del Cambriano-Carbonifero inferiore della Sardegna meridionale, vi sono profonde differenze lito- e crono-stratigrafiche nell’evoluzione della successione del blocco crostale del Sulcis-Iglesiente e di quelli dei futuri territori che costituiranno la Zona a Falde ercinica, confermando che nel Paleozoico inferiore questi territori erano localizzati in contesti paleo-geografici distanti e sottoposti a condizioni geodinamiche differenti. Nonostante la fase plicativa pre-ercinica e le discordanze angolari Sarda e Sarrabese siano caratteristiche teoricamente in comune fra le unità tettoniche delle Falde Esterne e quella del Sulcis-Iglesiente, il lasso temporale correlato alla Discordanza Sarrabese sarebbe però circa un terzo di quello correlato alla Discordanza Sarda, potendo così escludere che possano riferirsi direttamente ad un medesimo evento geodinamico; inoltre, nell’Ordoviciano medio si sviluppa la potente successione vulcanica calcalcalina nelle Falde Esterne che è completamente assente nella Sardegna sudoccidentale, segno anche questo di un contesto geodinamico diverso; in ultimo, le correlazioni della paleo-fauna e delle relative associazioni presenti nelle successioni stratigrafiche coeve non hanno evidenziato decise affinità.

Orogenesi ercinica e strutturazione del basamento cristallino della Sardegna

Già nel Devoniano inizia un lungo periodo di avvicinamento fra Gondwana e Laurussia che, insieme ad altre “micro” placche e unità crostali, collideranno nel Carbonifero inferiore in quella che, in Europa, è nota come Orogenesi Ercinica o Varisica; questa mega ristrutturazione tettonica globale porterà alla formazione del super continente Pangea e, in scala molto più piccola, alla definitiva strutturazione anche del basamento della futura Sardegna.
In Sardegna è esposto uno spaccato fra i più completi e meglio preservati della Catena ercinica sudeuropea, potendovisi ancora riconoscere: l’avampaese, o Zona Esterna, nel sudovest (Sulcis-Iglesiente); la zona di transizione nota come Zona a Falde, Esterna e Interna, che si sviluppa a sudest (Sarrabus, Gerrei, Sarcidano, Ogliastra, Salto di Quirra), nel centro (Arburese, Gennargentu, Barbagia, Gocèano) e a nordovest (Nurra); la Zona Assiale nel nord-nordest (Baronie, Gallura) e nel nord dell’Asinara. A causa delle enormi forze in gioco, la crosta in corrispondenza dell’orogene in formazione e delle sue periferie è soggetta a diversi gradi di metamorfismo che aumenta muovendosi da sudovest verso nordest.

Nel Sulcis e Iglesiente le successioni del Cambriano-Carbonifero inferiore sono soggette a basso o nullo metamorfismo e prevalgono forti deformazioni dovute a pieghe e sovrascorrimenti accompagnati da scistosità ben evidente; solo nel Sulcis più meridionale è raggiunto un grado metamorfico medio in corrispondenza del duomo metamorfico di Capo Spartivento, associato alla fase di distensione crostale post-orogenica.
La Zona a Falde è composta dall’impilamento di varie unità tettoniche, scollate alla base delle proprie successioni del Paleozoico inferiore dall’inizio della fase compressiva e sovrascorse l’una sull’altra con vergenza sud-sudovest-ovest; il procedere dell’impilamento è accompagnato da un metamorfismo di basso grado (facies degli Scisti verdi) che aumenta leggermente a seconda della profondità dell’unità tettonica, raggiungendo la Facies anfibolitica solo in quella più profonda, l’Unità di Monte Grighini (poco ad est di Oristano).
Durante l’impilamento di queste Unità le forze compressive hanno generato pieghe a scala pluri-chilometrica con la formazione degli Antiformi del Flumendosa (a sud) e del Gennargentu (a nord) separati dalla Sinforme della Barbagia; durante la fase distensiva, a causa di faglie dirette ai bordi degli anticlinali, le Unità più interne emergono al centro degli antiformi.

A nord della Zona a Falde Interna il grado di metamorfismo incrementa in modo deciso con l’avvicinarsi alla zona assiale passando prima ad un medio e poi ad un alto grado.
Si distingue prima un Complesso Metamorfico ercinico prevalentemente in Facies Anfibolitica (Medium Grade Metamorphic Complex, MGMC) i cui affioramenti sono concentrati nelle Baronie, nella Gallura sudoccidentale e nella Nurra e Asinara settentrionali; alcuni ricercatori includono questo complesso nella Zona a Falde Interna che in maniera complessiva viene indicata col termine Low to Medium Grade Metamorphic Complex (L-MGMC); più a nord (Baronie, Gallura, area più settentrionale dell’Asinara) si identifica il Complesso Migmatitico ercinico (High Grade Metamorphic Complex, HGMC) o Zona assiale, dove sono raggiunti i più elevati gradi metamorfici.
Queste due zone di diverso grado metamorfico sono disposte rispettivamente a sud e a nord rispetto ad un’importante zona di taglio a livello crostale con forte componente transpressiva (lunga circa 150 km per 10-15 km di larghezza) nota come Linea Posada-Asinara, attivatasi al termine della fase compressiva ercinica; le caratteristiche cinematiche della Linea Posada Asinara sono simili ad altre zone di taglio della Catena ercinica sudeuropea il che suggerisce che insieme formassero una rete che ha accomodato i vari blocchi crostali soggetti alla fase finale del Ciclo ercinico.

Analogamente ad altri settori della Catena ercinica europea, al termine della fase collisionale tra il Carbonifero superiore ed il Permiano inferiore si ha il riequilibrio ed il collasso gravitativo del cuneo orogenico appena formato, con l’instaurazione di una fase transtensiva-estensionale con importanti zone di taglio trascorrenti che interessano tutta la catena e tutto lo spessore della crosta, con i seguenti eventi geodinamici da ritenersi anche sovrapposti temporalmente:
– inversione delle strutture compressive con riattivazione dei sovrascorrimenti come faglie o zone di taglio a basso angolo
– esumazione 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
– formazione di bacini molassici continentali, colmati dai sedimenti provenienti dallo smantellamento delle neo formazioni.

Il Complesso plutonico della Sardegna si è impostato in un lasso temporale di circa 40 milioni di anni (320-280 Ma circa, fra il Carbonifero superiore e il Permiano inferiore) e costituisce, con la controparte della Corsica, uno dei batoliti più importanti della Catena ercinica europea con uno sviluppo di 400 km di lunghezza per oltre 50 km di larghezza. Il batolite sardo è composto in maggioranza da granodioriti, monzograniti, leucograniti e tonaliti che caratterizzano fortemente il paesaggio della Sardegna grazie alla miriadi di forme che le rocce assumono a causa dell’alterazione chimico-fisica e dell’erosione.

Le tettonica distensiva post-collisionale ha inoltre indotto un ciclo vulcanico calcalcalino, sia effusivo che intrusivo; si tratta principalmente di complessi ignimbritici e colate laviche riolitici e dacitici, fino ad andesitici, i cui attuali affioramenti si rinvengono in Ogliastra (tra Perdasdefogu/Ussassai/Ulassai, Monte Ferru, Porfidi rossi di Arbatax, Baunei, Villagrande Strisaili), nella Barbagia di Seùlo (Monte Perdedu, Punta Alastria), nel Gerrei (Escalaplano/Lago Mulargia), nell’Anglona (Monte Ruiu), nella Gallura sudoccidentale (Monte Litticheddu) e in misura minore nelle Baronie (a nord del Monte Tuttavista), nel Sulcis meridionale (entroterra di Capo Teulada), nell’Arburese (entroterra di Scivu) e nella Nurra (Monte Santa Giusta, Lago Baratz).

Parte dei prodotti connessi a questa attività vulcanica si raccolgono in bacini sedimentari intramontani del Carbonifero superiore-Permiano-Triassico inferiore che, in discordanza sul basamento metamorfico, raccolgono anche i materiali dell’alterazione ed erosione delle formazioni erciniche formatesi.

Grazie agli studi sul paleomagnetismo in formazioni rocciose del tardo Paleozoico sono state riscontrate significative rotazioni di singoli blocchi crostali della Sardegna del periodo, fatto evidenziato anche dall’attuale disposizione dei corpi filoniani disposti ad arco fra la parte settentrionale e la parte centrale e meridionale dell’Isola.
L’evoluzione geologica della Sardegna (e in generale di tutta l’area circostante) a cavallo fra Paleozoico e Mesozoico è incentrata sulla profonda erosione delle formazioni erciniche in un clima fortemente arido e surriscaldato, a cui corrisponde un territorio di vaste spianate e modesti rilievi, una situazione di penepiano generalizzato (penepiano ercinico) che, localmente e nei territori meno elevati, verrà trasgredito dal mare della Neo-Tetide solo dal Triassico medio.

Prosegui nel prossimo capitolo della storia geologica della Sardegna, il Mesozoico.

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