Per prendere confidenza con alcuni termini utilizzati varrebbe la pena la lettura di questa voce da wikipedia (https://it.wikipedia.org/wiki/Tettonica_delle_placche).
La Sardegna ha una storia geologica molto antica le cui tracce, individuate nei protoliti (rocce originarie) di alcune rocce metamorfiche affioranti a Capo Spartivento nel Sulcis meridionale, si perderebbero nel Precambriano (?) – Cambriano inferiore, facendone le rocce più vecchie d’Italia (550 MA circa).
Secondo una ricostruzione generalmente condivisa, all’inizio del Paleozoico la futura Sardegna, o meglio le varie parti che successivamente l’avrebbero composta, faceva parte del margine settentrionale di Gondwana, una delle mega placche nelle quali era divisa la litosfera più di 550 milioni di anni fa. In realtà Gallura, Anglona e Asinara settentrionale, con la Corsica, avrebbero fatto parte di un’altra micro placca, o terrane, posta fra Gondwana e l’altra mega placca Laurussia, e si sarebbero unite al resto della Sardegna gondwaniana nel Carbonifero inferiore (330-350 Ma circa), durante l’Orogenesi ercinica e la costituzione del super continente Pangea.
Gli eventi legati al Ciclo ercinico sono stati determinanti nel caratterizzare la struttura geologica della Sardegna; il basamento sardo-corso è la prosecuzione della catena ercinica sud europea (Mauri, Montagna Nera e Massiccio centrale francese) ed ha condiviso la maggior parte dei successivi eventi geologici (prima di convenire nella posizione attuale nel Miocene) con l’Europa meridionale ed in particolare sono numerose le affinità geologiche e paleontologiche con l’area catalano-provenzale.
Il metamorfismo connesso con alcune fasi del Ciclo ercinico ha inciso in maniera più o meno profonda sulle formazioni rocciose del pre-Carbonifero inferiore; esso è progrado (soggetto ad aumento di temperatura e pressione) spostandosi da SW verso NE e passa dall’anchizona (grado molto blando) del Sulcis-Iglesiente al basso/medio grado della Sardegna sud orientale e centrale fino alle migmatiti (rocce metamorfiche dove è avvenuta una parziale fusione) dell’area nord orientale dell’Isola e del nord dell’Asinara. Spostandosi verso NE risulta quindi più complicato risalire al panorama geologico pre-ercinico a causa delle più intense trasformazioni metamorfiche da cui deriva l’impossibilità di risalire ai protoliti o di stabilire un’adeguata correlazione stratigrafica fra le varie formazioni rocciose, anche per l’assenza di fossili guida.
(pre?)Cambriano inferiore-Ordoviciano inferiore: tra le placche Armorica e Gondwana in reciproco allontanamento si apre l’Oceano sud armoricano; mentre i margini delle due placche rimangono passivi per lungo tempo, su di essi si instaura un potente ciclo di sedimentazione terrigena e carbonatica al quale attualmente corrispondono estese formazioni rocciose affioranti nella Sardegna meridionale e centrale e in maniera minore nella Nurra e nel Goceano. Queste formazioni saranno soggette ad un metamorfismo più o meno spinto durante il Ciclo ercinico.
Ordoviciano medio: inizia la progressiva chiusura dell’Oceano sud armoricano (le due placche si riavvicinano), con subduzione di crosta oceanica al di sotto del margine settentrionale di Gondwana, del quale ricordiamo la Sardegna fa parte; ne consegue un ciclo vulanico calcalcalino, di composizione da riolitica ad andesitica e subordinatamente basica, associato ad un arco vulcanico continentale (o di tipo andino) con numerose attività sia effusive che intrusive (corpi subvulcanici e granitoidi) e contemporanea sedimentazione in ambiente continentale; gli affioramenti delle metavulcaniti (il prefisso meta- indica rocce che sono state metamorfosate) legate a questo ciclo ricoprono ed intrudono i sedimenti precedenti e sono rinvenute estesamente nella Sardegna centrale e sud-orientale, saltuariamente nel Gennargentu, Baronie, Goceano e Nurra e sono completamente assenti nella Sardegna sud-occidentale, quello che doveva essere il retro-paese, con l’eccezione dei granitoidi identificati come Ortogneiss di Capo Spartivento, nel Sulcis Meridionale.
Nell’Ordoviciano medio si colloca la così detta Fase sarda, periodo in cui le formazioni rocciose cambro-ordoviciane sarebbero state dislocate in seguito ad influssi tettonici non collisionali, di natura transpressiva/transtensiva, connesse probabilmente al ciclo orogenico caledoniano.
Ordoviciano superiore-Carbonifero inferiore: continua l’avvicinamento fra le due placche durante la chiusura dell’Oceano sud armoricano ma, come si evince dall’assenza di ogni attività vulcanica, termina il processo di subduzione al di sotto di Gondwana, il cui margine settentrionale torna ad essere passivo; è in questo periodo che si colloca la Trasgressione caradociana (il Caradociano è uno dei piani del Ordoviciano superiore) con deposizione, sulle sottostanti formazioni, di sedimenti terrigeni grossolani, da continentali a litorali, intercalati e intrusi da basalti intra-placca dovuti alla condizione distensiva seguita al termine della fase di subduzione. Per decine di milioni di anni, fino a tutto il Devoniano, sul margine passivo di Gondwana si instaura così un generalizzato ciclo sedimentario di mare poco profondo, che passa con continuità dalle argilliti carboniose con livelli calcarei (Silurano) ad argille marnose con calcari tentaculiti (Devoniano inferiore) fino a sedimentazione di calcari pelagici (Devoniano medio/superiore); nel Carbonifero inferiore, nell’area centro-meridionale dell’Isola, si segnala la deposizione del flysch ercinico al di sopra dei sedimenti sopracitati. Durante questo lasso di tempo l’Oceano sud armoricano viene subdotto al di sotto della placca armoricana, come testimonia il rinvenimento di metabasiti (“relitti” di crosta oceanica) affioranti sporadicamente nel Complesso migmatitico nel NE dell’Isola e soprattutto lungo la Linea Posada-Asinara (vedi di seguito).
Carbonifero inferiore – Permiano/Triassico inferiore: con la collisione fra le placche nel Carbonifero inferiore (è il momento della creazione del super continente Pangea), il margine armoricano sovrascorre sul margine di Gondwana dando luogo alla fase compressiva (formazione dell’orogene) del Ciclo ercinico sardo; le conseguenze sono deformazioni, impilamento di unità tettoniche e metamorfismo barroviano sin-cinematico variabile dall’anchizona al basso/medio grado fino alla facies anfibolitica e migmatitica. Le strutture geologiche derivanti dal Ciclo ercinico sono tutte conservate ed individuabili in Sardegna e, in relazione al grado di metamorfismo che le caratterizza in senso crescente, si riconosce:
– una Zona esterna a scorrimenti e pieghe (thrust and folds belt), sottoposta ad anchi-metamorfismo, nel Sulcis-Iglesiente
– una Zona a Falde suddivisa in Falde esterne (Sarrabus, Gerrei, Arburese, Sarcidano, Barbagia, Salto di Quirra) e Falde interne (Gennargentu, Goceano e Nurra), sottoposte a metamorfismo di basso grado (fino alla facies degli Scisti verdi)
– un Complesso Metamorfico di alto grado in Facies anfibolitica e migmatitica nella Sardegna settentrionale (Baronie, Gallura, nord della Nurra, Asinara)
– Linea Posada-Asinara, una fascia milonitica (zona di scorrimento) che divide quest’ultimo complesso metamorfico dagli altri e che si estende dalla Valle del Rio Posada alla Gallura occidentale, all’Anglona e fino all’Asinara settentrionale; lungo di essa affiorano limitatamente delle metabasiti di alto grado derivanti da crosta oceanica (MORB, Middle Oceanic Ridge Basalt) e che apparterrebbero al vecchio oceano sud armoricano completamente subdotto.
Analogamente ad altri settori della catena ercinica europea, al termine della fase collisionale si ha il collasso i riequilibrio gravitativo del cuneo orogenico appena formato; 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
– formazione di bacini molassici continentali, colmati dai sedimenti provenienti dallo smantellamento delle neo formazioni.
Tramite analisi isotopiche e relazioni reciproche degli affioramenti, questi processi sono da ritenersi anche sovrapposti temporalmente.
Precambriano(?)/Cambriano inferiore – Ordoviciano inferiore
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 di quest’area; esse risultano le più vecchie della Sardegna e quindi d’Italia.
Estese e preminenti formazioni sud-occidentali sono ritenute autoctone (si sono formate nel medesimo posto in cui si trovano attualmente) e debolmente deformate durante il Ciclo ercinico (di cui compongono la Zona esterna a sovrascorrimenti e pieghe) mentre in precedenza hanno subìto le conseguenze di eventi periferici, non collisionali, legati alle prime fasi dell’Orogenesi caledoniana (sopra menzionata Fase sarda nell’Ordoviciano medio).
I caratteri petrografici e sedimentologici dei protoliti sono per lo più ben riconoscibili e il rinvenimento di numerosi fossili ne ha permesso una datazione attendibile e la conseguente correlazione temporale e paleogeografica con le successioni della Sardegna sud-orientale.
In una limitata area del Sulcis meridionale, presso Capo Spartivento, 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, ovvero quello ercinico; i micascisti sono intrusi dai granitoidi ordoviciani noti come Ortogneiss di Capo Spartivento (vedi in seguito) 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, affiora la Formazione di Bithia (nome che le deriva dell’insediamento punico-romano nei pressi di Chia), una successione silicoclastica (o terrigena) del Cambriano inferiore che rispecchia l’evoluzione di un margine continentale passivo in un periodo di regressione marina; la formazione, di spessore stimato fra i 600 e i 1.000 mt, ha subìto un blando metamorfismo ercinico ed è intensamente tettonicizzata; essa è composta da filladi e metarenarie, talora con presenza di metaconglomerati, marmi (con spessori anche di 15-20 metri) e intercalazione di metavulcaniti basiche ed intermedie derivate probabilmente da una coeva fase di rifting (quando crosta e litosfera sono soggette a tettonica distensiva). Nel Sulcis meridionale questa formazione succede con contatto tettonico agli Ortogneiss di Capo Spartivento, mentre ad essa succede la Formazione di Nebida.
La Formazione di Nebida è una successione terrigena del Cambriano inferiore suddivisa a sua volta nei Membri di Matoppa e Punta Manna, è debolmente metamorfosata dal ciclo ercinico ed affiora estesamente nel Sulcis-Iglesiente con potenza complessiva fra i 600 e i 1.000 metri.
La prima parte della successione è denominata Membro di Matoppa ed è costituita da metasiltiti, metareniti quarzose e quarzoso-micacee e livelli o lenti di calcari biocostruiti; l’ambiente di deposizione corrisponderebbe ad un pro-delta (area di un complesso deltizio interamente coperta dal mare) e sono visibili strutture sedimentarie come stratificazioni e laminazioni parallele e incrociate, gradazioni, bioturbazioni, ripple marks, slumping, con resti fossili di trilobiti, archeociati e rari echinodermi. Superiormente si passa al Membro di Punta Manna che evidenzia una ritmica alternanza di livelli di metareniti, metsiltiti, metargilliti a cemento carbonatico e metacalcari (biocostruiti, oolitici, oncolitici, nodulari) che via via superiormente diventano dolomitici; nei vari livelli è stata rinvenuta una ricca associazione di fossili come alghe, archeociati, trilobiti, brachiopodi, echinodermi; l’ambiente deposizionale rispecchierebbe una condizione marina regressiva in condizioni paleoclimatiche progressivamente più aride, con passaggio da una zona di barriera, laguna e spiaggia ad una zona propriamente di piana di marea.
Il termine superiore alla Formazione di Nebida è la Formzione di Gonnesa, anch’essa datata al Cambriano inferiore, presente in tutto il Sulcis-Iglesiente in maniera più discontinua e con spessori variabili fra i 180 e i 480 metri. Questa formazione, a partire dal basso, è suddivisa in: Formazione di Santa Barbara (o della Dolomia rigata) composta da metadolomie e metacalcari ben stratificati, corrispondenti ad un ambiente deposizionale generale di piana di marea, in clima ancora caldo e arido, con aree tipo sabhka, evaporitiche, zone inter e supratidali o anche in completa emersione; Formazione di San Giovanni (o del Calcare ceroide) composto da metacalcari massicci di colore grigio e generalmente mal stratificati, corrispondenti ad ambienti deposizionali che si sono evoluti in clima caldo e umido verso una piattaforma carbonatica tipo Bahamas.
Al di sopra della Formazione di Gonnesa si passa alla Formazione di Cabitza che testimonia il progressivo annegamento della piattaforma carbonatica (condizione di profondità sotto la quale non si ha più deposizione carbonatica) in seguito alla distensione tettonica del Cambriano medio; le condizioni deposizionali della prima parte della successione corrispondono 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 nota come Scisti di Cabitza, metargilliti e metasiltiti con spessore massimo di circa 400 metri che indicano 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 Formazione di Cabitza è in contatto di tipo erosivo e in discordanza angolare con i successivi conglomerati 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 (Ordoviciano inferiore), permette di inquadrare temporalmente la sopra citata fase erosiva che prende il come di Fase sarda; in questo periodo le formazioni cambro-ordoviciane inferiori sono soggette a deformazioni legate ad una tettonica transpressiva/transtensiva eocaledoniana, con conseguente 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 (vedi in seguito).
Sardegna centrale e sud-orientale
Potenti ed estesi depositi silicoclastici del Cambriano-Ordoviciano inferiore, noti come Arenarie di San Vito, sono rinvenuti fra Gerrei, Sarrabus, Arburese, Sarcidano, Ogliastra, Barbagia (dove tali depositi sono noti come Formazione di Solanas) e Goceano, ovvero l’area corrispondente alle Falde esterne dell’Orogenesi ercinica; ritrovamenti di fossili paleontologicamente correlabili con le formazioni del Sulcis-Iglesiente ne determinano la medesima epoca cambriana.
Il tipo di formazione sembrerebbe compatibile con un ambiente di scarpata e conoide sottomarina, quindi più distale rispetto alla piattaforma terrigeno-carbonatica vista per le formazioni del SW; si rinvengono episodi di torbiditi (sedimentazione da correnti di torbida, 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 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 queste aree affiora estesamente l’unità stratigrafica cambro-ordoviciana terrigena nota come Postgotlandiano e composta da originarie successioni silicoclastiche oggetto di un metamorfismo di basso grado durante il Ciclo ercinico (del quale corrispondono alla Zona delle Falde interne); questa formazione è generalmente composta da un’irregolare alternanza di livelli da metrici a decimetrici di metarenarie, quarziti e filladi e nel Gennargentu arriva 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.
Ordoviciano superiore – Carbonifero inferiore
Complesso vulcano-sedimentario dell’Ordoviciano
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 Mauri) da questo evento deriverebbe la costituzione di un arco vulcanico continentale che nella Sardegna centrale e sud-orientale si manifesta con una intenso Ciclo vulcanico ad affinità calcalcalina ed attività effusiva ed esplosiva, con prodotti da riolitici ad andesitici e in maniera subordinata basici, oltre che 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 del 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 ancora caratterizzata da metavulcaniti acide di origine effusiva o esplosiva può avere potenza di centinaia di metri (700 metri a Villanovatulo).
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, come già accennato prima, del ridotto corpo intrusivo degli Ortogneiss di Capo Spartivento composto 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.
Dalla fine del processo di subduzione di crosta oceanica al di sotto di Gondwana e terminato quindi il Ciclo vulcanico calcalcalino ordoviciano, interviene il rilascio dello stress compressivo post subduzione, manifestato dalla presenza di basalti intraplacca intercalati ai sedimenti provenienti dal disfacimento delle precedenti formazioni vulcaniche ordoviciane. Dal Siluriano, per 100 MA circa 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 e il Carbonifero inferiore si ha l’interruzione della sedimentazione carbonatica e l’instaurarsi di una deposizione terrigena sin-orogenica corrispondente al flysh carbonifero, segno dell’inizio della fase compressiva ercinica.
Sardegna sud-occidentale, Sulcis-Iglesiente
La potente successione del Ordoviciano 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 ed eterometrici, derivanti dal rimaneggiamento delle successioni inferiori, noti come Puddinga che è anche il membro basale della più ampia Formazione di Monte Argentu. Questa formazione, sterile di fossili, dall’iniziale Puddinga evolve nelle metarenarie e metasiltiti, localmente fossilifere, del Membro di Riu Is Arrus e quindi alle metasiltiti e metapeliti del Membro di Medau Murtas; il paleoambiente a cui potrebbe riferirsi questa formazione passerebbe da conoide alluvionale a piana litorale di mare basso e infine a piana alluvionale costiera; lo spessore della formazione si attesterebbe fra i 200 e i 320 metri. La successione stratigrafica prosegue con la Formazione di Monte Orri e la Formazione di Portixeddu, corrispondenti a depositi neritici ricchi di fossili (specialmente la seconda che è uno dei riferimenti paleontologici più rilevanti del periodo in Sardegna), con alternanze di metasiltiti, metargilliti, metarenarie siltose fini e grossolane; 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, che chiude l’Ordoviciano, caratterizzata inferiormente da sottili orizzonti di metavulcaniti basiche (dovute al rimaneggiamento dei basalti intraplacca causati dalla distensione crostale) intervallati a metasiltiti mentre superiormente la formazione evolve in stratificazioni di metarenarie e metasiltiti che fanno da transizione ai depositi del Siluriano; la successione di mare epicontinentale del Siluriano affiora in maniera discontinua ed è composta inizialmente da metapeliti con locali intercalazioni di metarenarie (Formazione di Genna Muxerru) seguite da alternanze di metacalcari, metapeliti e metargilliti con caratteristici livelli di liditi (Formazione di Fluminimaggiore); nei metacalcari l’associazione fossilifera di conodonti, graptoliti, crinoidi, ostracodi e lamellibranchi può essere riferita al Siluriano superiore-Devoniano inferiore; la successione devoniana si chiude con metacalcari nodulari e massivi alternati a metargilliti e metasiltiti scure.
Infine nel Sulcis orientale affiora la Formazione di Pala Manna, identificata da depositi terrigeni silicoclastici propri della deposizione del flysch nell’avanfossa della Catena ercinica, fra il Devoniano superiore ed il Carbonifero inferiore; si tratta per lo più di metarenarie e quarziti alternate a metargilliti, con locali livelli di metaconglomerati, metavulcaniti basiche, metavulcanoclastiti e metargilliti con associate quarziti nere (liditi); sono state osservate strutture torbiditiche, debris flow, slumping e, in particolare, olistostromi e grandi olistoliti di liditi contenenti graptoliti del Siluriano.
Sardegna centrale e sud-orientale
L’Ordoviciano superiore delle Falde esterne erciniche, per quanto eterogeneo nella varie zone, si sovrappone ai già menzionati Porfiroidi del Ciclo vulcanico 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
– dalla Trasgressione caradociana che interviene man mano a ricoprire i terreni in via di smantellamento.
Le successioni terrigene partono in genere con depositi detritici grossolani seguiti da metarenarie e quindi metasiltiti, queste ultime fossilifere, e corrispondono ad ambienti marini costieri (per esempio la Formazione di Punta Serpeddì nel Sarrabus) che evolvono verso una sedimentazione pelitico-carbonatica, anche questa fossilifera, di ambiente di piattaforma lontano dalle coste.
Al Siluriano e Devoniano corrisponde, in comune con molte aree dell’Europa meridionale ugualmente appartenenti al margine settentrionale di Gondwana, un ambiente di sedimentazione marina con apporti terrigeni scarsi o assenti; la successione poggia con contatto netto e concordante su quella ordoviciana superiore e inizia con metapeliti e metasiltiti spesso carboniose e ricche di pirite nelle quali sono individuati fossili di graptoliti (Scisti a graptoliti, Calcari di Villasalto), alle quali superiormente si intercalano metacalcari con orthoceratidi, tentaculiti pelagici, crinoidi, conodonti, resti di trilobiti, etc.. ed ancora superiormente argilloscisti neri carboniosi contenenti graptoliti.
Al Devoniano sono stati attribuiti marmi massicci o in spesse bancate, caratteristici dell’unità più profonda delle Falde esterne (Unità di Riu Gruppa e Castello Medusa) ed affiorano nel Sarcidano (presso Castello di Medusa), Trexenta (presso Mandas), Gerrei (presso Riu Gruppa), Salto di Quirra e Goceano (Illorai, Ozieri, Silanus); la datazione al Devoniano è attribuita per similitudine con i Calcari di Villasalto della quale i marmi sono la versione più metamorfica.
Nel Sarrabus affiora estesamente la già menzionata Formazione di Pala Manna 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 (presso Orani), Funtana Bona e ad Arcu Correboi, dove mostrano spessori apparenti di centinaia di metri. (Nella foto a destra: vista della costa della Nurra fra Capo Mannu e Capo dell’Argentiera,sullo sfondo; le bellissime scogliere sono composte da filladi carboniose, metasiltiti e quarziti derivanti da originarie successioni trasgressive del Silurano, sottoposte a metamorfismo 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 sud europea; 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 individuate e conservate tutte le strutture geologiche nelle quali si è diversificato il ciclo ercinico, riportate di seguito da NE verso Sud.
Complesso Migmatitico
Questo complesso (Zona assiale o Interna dell’orogenesi ercinica) affiora a nord 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, che affiora fra i tipici graniti, è composta da migmatiti e in associazione con queste troviamo ortogneiss e corpi mafici ed ultramafici che conservano relitti di facies granulitica e eclogitica derivanti da un metamorfismo di medio-alto grado dovuto all’ispessimento crostale. (Foto a sinistra, Faro di Punta dello Scorno, estremo nord dell’Asinara; la formazione rocciosa di quest’area corrisponde alle anfiboliti ultramafiche del margine armoricano sovrascorso su Gondwana; ?Precambriano-Cambriano inferiore)
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 sud armoricano subdotto.
Complesso Metamorfico ercinico prevalentemente in facies anfibolitica
Questo complesso metamorfico corrisponderebbe al cuneo di accrezione ercinico e 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 e nell’Asinara. Si tratta di micascisti, paragneiss e quarziti in Facies anfibolitica. (Nella foto a destra Capo Falcone, Stintino; micascisti e paragneiss)
Complesso plutonico ercinico
Il Complesso plutonico della Sardegna, messosi in posto fra il Carbonifero superiore e il Permiano inferiore (circa 40 MA), affiora per circa un terzo dell’Isola; 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. Nel batolite della Sardegna viene distinta un’associazione magmatica calcalcalina composta in grande maggioranza da granodioriti, monzograniti, leucograniti e tonaliti che evidenziano tessiture da isotrope a fortemente direzionate.
La Gallura e il Monteacuto sono certamente le sub-regioni dove i granitoidi affiorano più estesamente, lasciando ben poco alle altre formazioni rocciose e caratterizzando fortemente il paesaggio con le molteplici forme assunte dalle rocce granitiche sottoposte ad erosione; i graniti continuano ora in vasti ora in limitati e isolati affioramenti ovunque nell’Isola: Goceano, Baronie, Barbagia, Monti del Gennargentu, Ogliastra, Sarrabus, Trexenta, Sulcis, Iglesiente orientale, Arburese e Asinara meridionale.
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 Falde esterne mostrano pieghe isoclinali coricate, scistosità penetrativa e lineazioni mineralogiche e di estensione; a partire dal basso sono state individuate le seguenti Unità:
– 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.
Le Falde Interne corrispondono agli affioramenti di metamorfiti di basso e medio grado derivanti dalle successioni terrigene pre-erciniche e identificate da alternanze di metarenarie, filladi e quarziti; nel Gennargentu sono state individuate almeno tre unità tettoniche sovrapposte (Unità di Funtana Bona, Unità di Riu Correboi e Postgotlandiano) che mostrano affinità con le unità tettoniche della Sardegna centro-meridionale ma se ne differenziano per aver subito deformazioni più complesse e per la sporadicità degli affioramenti del Ciclo vulcanico ordoviciano, dei depositi carbonatici del Siluriano-Devoniano e soptatutto di reperti fossiliferi.
Le sopra citate unità tettoniche, 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 poi ripiegate con la formazione di grandi strutture antiformi (Antiforme del Flumendosa e Antiforme del Gennargentu, separati dalla Sinforme della Barbagia) mentre alla successiva fase distensiva post-orogenica corrisponde un generale sollevamento della Zona a Falde.
Zona esterna
Come precedentemente detto il grado metamorfico a cui sono state assoggettate le formazioni fino al Carbonifero inferiore della Zona esterna è molto blando (anchizona) e le deformazioni erciniche riprendono le pieghe della Fase sarda (eocaledonica) 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 (duomo) di Capo Spartivento.
Carbonifero superiore – Triassico inferiore
La tettonica distensiva 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 vulcaniti tardo paleozoiche, sia effusive che intrusive, affiorano in Ogliastra (tra Perdasdefogu, Monte Ferru di Tertenia, Porfidi rossi di Arbatax, Baunei, Villagrande Strisaili), Barbagia di Seùlo (Monte Perdedu, Punta Alastria) e in misura minore in Gallura (Li Reni – Azzagulta), Baronie (a N del M.te Tuttavista), Sulcis meridionale (entroterra di Capo Teulada) e Nurra (piccoli affioramenti presso il Monte Santa Giusta e nei pressi del Lago Baratz); 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.
I depositi continentali del Carbonifero superiore-Permiano-Triassico giacciono in discordanza sul basamento metamorfico; si tratta in linea generale di sedimentazione di ambiente da conoide alluvionale a 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 Escalaplano e 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 dell’Argentiera la successione continentale permiana composta dalle Formazioni di Punta Lu Caparoni, Pedru Siligu, Porto Ferro e Cala del Vino; queste successioni rappresentano depositi terrigeni (conglomerati, arenarie e peliti) intercalati a prodotti vulcanoclastici, corrispondente a sedimenti in un ambiente tipo braided con piana d’esondazione. (Nella foto a sinistra, depositi alluvionali permiani della Formazione di Cala del Vino nel tratto di costa nord algherese, nella Nurra)
In particolare nella formazione permiana di Cala del Vino presso il promontorio di Torre Porticciolo sono stati eseguiti due scavi che hanno messo in luce, significativamente all’interno della stessa unità stratigrafica, reperti ossei di ben due diversi vertebrati, il secondo dei quali è al primo rilevamento in Italia e fra i cinque nell’Europa occidentale: Alierasaurus ronchii (Aliera è termine che si riferisce ad Alghero, erbivoro tipo Pelycosaur della famiglia dei Caseidae) e del tipo Sphenacodontidae (grande gruppo di predatori).
L’evoluzione geologica post-ercinica della Sardegna, con la fine del Paleozoico e fino all’apertura dell’Oceano Ligure-piemontese nel Giurassico medio, segue un’evoluzione intra-cratonica incentrata sulla profonda erosione delle formazioni erciniche a cui corrisponde un territorio di vaste spianate e modesti rilievi (lo stesso Massiccio del Gennargentu sarebbe stato ridimensionato rispetto al presente), verso una situazione di penepiano generalizzato trasgredito poi localmente, dal triassico inferiore, nei territori di minore altitudine.