IL PALEOZOICO
La Sardegna ha una storia geologica complessa e molto antica, come testimoniano vasti territori del Sulcis e dell’Iglesiente, nel sud ovest dell’Isola, che risalgono al Cambriano inferiore o addiruttra al pre-Cambriano (oltre 530 MA circa), costituendo così il lembo continentale più vecchio d’Italia.
Secondo una ricostruzione abbastanza condivisa, all’inizio del Paleozoico e fino alle fasi compressive dell’Orogenesi ercinica, nel quadro della collisione fra le mega placche Gondwana e Laurussia che avrebbe portato alla formazione del super continente Pangea, i territori che avrebbero costituito la futura Sardegna facevano parte di un’ampia fascia, con sviluppo ovest-est e lunga circa 10.000 km, occupata da numerosi terrane (blocchi crostali) che bordeggiavano il margine nord di Gondwana e conosciuta come Greater Galatian Superterrane.
In quel tempo alcuni dei futuri territori sardi erano fra loro più o meno adiacenti mentre altri erano distanti e posizionati in contesti paleo-geografici e in condizioni geodinamiche totalmente differenti. A supporto di questa ricostruzione, recenti e approfonditi studi sulle successioni cambro-ordoviciane della Sardegna meridionale (che ancora conservano importanti indizi stratigrafico-strutturali del Paleozoico inferiore in quanto non sono state, o non del tutto, obliterate dalle deformazioni e dal metamorfismo della fase ercinica) hanno portato alla luce differenze sostanziali fra l’Unità tettonica del Sulcis-Iglesiente nel sud ovest dell’Isola (Zona Esterna, o avampaese, del Ciclo ercinico) e in particolare le unità tettoniche della Sardegna centro-sud orientale (Zona a Falde Esterna, o zona di transizione, del Ciclo ercinico).
Questo ha permesso di definire in maniera più precisa l’evoluzione geodinamica dei settori del margine settentrionale di Gondwana ai quali appartenevano queste unità tettoniche mentre reciproche e numerose similitudini stratigrafiche con le successioni di unità tettoniche dell’attuale Europa occidentale, come i Pirenei orientali e l’Occitania, hanno fornito ulteriori indizi per tentare di chiarire il contesto paleo-geografico nel quale erano inseritI alcuni dei futuri territori sardi.
Nel Sulcis-Iglesiente, Sardegna sud occidentale, la prima successione sedimentaria è del Cambriano inferiore-Ordoviciano inferiore e rispecchia un ambiente di mare epicontinentale su un margine passivo, legato all’apertura dell’Oceano Rehico a nord di Gondwana; questa successione segna il passaggio da una rampa a sedimentazione terrigena (Gruppo di Nebida) ad una di sedimentazione calcareo-dolomitica (Gruppo di Gonnesa) ad una di transizione da calcareo-dolomitica a nuovamente silicoclastica (Gruppo di Iglesias).
L’intera successione è deformata da pieghe legate ad una fase di raccorciamento nota come Fase Sarda nell’Ordoviciano inferiore e termina bruscamente con una discordanza angolare di livello regionale, la Discordanza Sarda, che corrisponderebbe ad una fase di emersione che perdurò per un lasso di tempo di circa 17 milioni di anni (inizio del Floiano – Ordoviciano inferiore – e base del Sandbiano – Ordoviciano medio); questa lunga continentalizzazione ha visto una importante incisione topografica per lo smantellamento erosivo stimato in circa 1.200 mt delle sottostanti successioni cambro-ordoviciane inferiori.
Al di sopra della Discordanza Sarda si sviluppano una serie di successioni che evidenziano l’instaurarsi di condizioni ambientali e deposizionali compatibli con l’apertura di un rift continentale non vulcanico; si inizia con una potente successione silicoclastica (circa 600 mt di sviluppo massimo) nota come Formazione di Monte Argentu e costituita alla base dai conglomerati matrice-sostenuti storicamente noti come Puddinga, riferibili a depositi di conoide alluvionale e deltizi, mentre verso l’alto evolve in argilliti e siltiti di ambienti tidale e lagunare.
Al di sopra della Formazione di Monte Argentu si passa ad una successione, riccamente fossilifera, che rispecchia ambienti più distali di piattaforma terrigena (Formazioni di Monte Orri e di Portixeddu) per passare verso l’alto a depositi di ambienti glacio-marini datati al Hirnantiano (Ordoviciano finale) che fanno supporre la vicinanza ai territori ghiacciati di Gondwana; si passa quindi alle successioni di piattaforma che testimoniano una estesa trasgressione ed un ambiente di margine passivo continentale fra il Siluriano ed il Carbonifero inferiore.
Le unità tettoniche della Zona a Falde Esterna, e in particolare quelle della Sardegna sud orientale (Unità del Sarrabus e del Gerrei), condividono fra loro più o meno le stesse successioni stratigrafiche per il periodo Cambriano-Carbonifero inferiore, lasciando presagire che fossero in posizioni paleo-geografiche contigue; la successione inizia, senza che sia mai esposto il suo limite inferiore, con una potente deposizione silicoclastica (almeno 600 mt di spessore) del Cambriano medio-Ordoviciano inferiore nota come Arenarie di San Vito e costituita da un’alternanza di arenarie, siltiti e argilliti con strutture sedimentarie ben conservate e che sarebbe correlata con ambienti deposizionali di piattaforma terrigena che vanno dalla piana tidale a condizioni marine più distali; in nessuna delle unità tettoniche della Zona a Falde sono state individuate deposizioni di piattaforma carbonatica che sono invece presenti nel sud ovest dell’Isola, mentre nella successione stratigrafica tardo cambriana delle Unità di Meana Sardo (Sardegna centrale) e del Sarrabus è stata individuata una suite vulcanica con rocce da intermedie a felsiche, probabilmente legate ad una prima fase del successivo ciclo vulcanico dell’Ordoviciano medio. La successione delle Arenzarie di San Vito è soggetta a pieghe che rispecchiano una fase di raccorciamento nell’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 fra il Floiano medio (Ordoviciano inferiore) e il limite Dapingiano-Darriwilliano (Ordoviciano medio); le Falde Interne (Gennargentu, Barbagia, Ogliastra, Goceano e Nurra) sono caratterizzate da una successione simile, anche se più potente, a quella delle Falde Esterne (Filladi del Gennargentu o Postgotlandiano, spessore apparente almeno 2.000 mt) ma non vi è stata individuata con certezza la prova di una discontinuità ordoviciana 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 sud orientale), sormontati da una potente successione vulcanica generalmente costituita dal basso verso l’alto da lave andesitiche (Formazione di Monte Santa Vittoria) seguite da ignimbriti e colate laviche (Porfidi grigi del Sarrabus; Porfiroidi) la cui potenza dei depositi e la tendenza evolutiva delle lave può variare fra le unità tettoniche; questi prodotti, completamente assenti nelle successioni della Sardegna sud occidentale, 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 terrane. La successione vulcanica è sormontata da una successione sedimentaria continua fino al Carbonifero inferiore; inizialmente, in discordanza semplice, vi sono i depositi terrigeni corrispondenti alla trasgressione caradociana dell’Ordoviciano superiore (Katiano, per es. Formazione di Punta Serpeddì nell’Unità del Sarrabus) che testimoniano il passaggio ad ambienti progressivamente più profondi. Nella successione tardo ordoviciana, sopratutto nelle Falde Esterne e in misura minore nelle Falde Interne, sono ospitate rocce vulcaniche riferibili al terzo ed ultimo episodio vulcanico del Paleozoico inferiore; i prodotti di questo evento sono basalti intraplacca conseguenza di una fase distensiva determinatasi o per il termine della subduzione dell’Oceano Rheico ed il riequilibrio dell’arco vulcanico oppure per l’apertura di un rift fra il margine settentrionale di Gondwana e i numerosi terrane che lo bordeggiano a nord. La successione soprastante è costituita dai depositi di margine passivo corrispondenti alle Formazioni degli Scisti a Graptoliti siluriani e dei Calcari nodulari devoniani, ricoperti dai depositi clastici del flych ercinico (Formazione di Pala Manna) che testimoniano l’erosione delle formazioni rocciose dei primi stadi dell’Orogenesi ercinica.
Come emerge dalla descrizione delle successioni del Cambriano-Carbonifere 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 erciniche, confermando che nel Paleozoico inferiore questi territori fossero localizzati in contesti paleo-geografici molto distanti e sottoposti a condizioni geodinamche differenti. Infatti anche se la fase plicativa alla quale sono soggette entrambe le successioni cambro-ordoviciane inferiori e le discordanze angolari Sarda e Sarrabese sono caratteristiche teoricamente in comune fra le Unità delle Falde Esterne e l’Unità del Sulcis-Iglesiente, il lasso temporale correlato alla Discordanza Sarrabese è 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 sud occidentale, segno anch’esso di un contesto geodinamico diverso; in ultimo, le correlazioni della paleo-fauna e delle relative associazioni presenti nelle successioni stratigrafiche coeve non hanno evidenziato affinità.
Già dal Devoniano inizia il lungo periodo di avvicinamento fra Gondwana, i suoi terrane e Laurussia, che collideranno nel Carbonifero inferiore concorrendo (insieme ad altre mega placche) alla formazione del super continente Pangea; è l’avviamento del Ciclo ercinico con il quale iniziano i grandi eventi geodinamici che struttureranno definitivamente il basamento sardo-corso.
In Sardegna è esposto uno spaccato fra i più completi e meglio preservati della catena ercinica sud europea potendosi riconoscere: l’avampaese o Zona Esterna nel sud ovest (Sulcis-Iglesiente); la zona di transizione nota come Zona a Falde, suddivisa fra Esterna e Interna, che si sviluppa a sud est (Sarrabus, Gerrei, Sarcidano, Ogliastra, Salto di Quirra), nel centro (Arburese, Gennargentu, Barbagia, Gocèano) e a nord ovest (Nurra); la Zona Assiale nel nord est (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 sono soggette a diversi gradi di metamorfismo che risulta progrado (soggetto ad aumento della temperatura) muovendosi da sud ovest verso nord est.
A SO, nel Sulcis e Iglesiente, le successioni del Cambriano-Carbonifero inferiore non sono soggette a metamorfismo o lo sono molto poco (anchizona) mentre prevalgono forti deformazioni dovute a pieghe (fold) e sovrascorrimenti (thrust) accompagnati da scistosità ben evidente; solo nel Sulcis meridionale è raggiunto un grado metamorfico medio in corrispondenza del Duomo (Metamorphic Core Complex) di Capo Spartivento ma questa impronta metamorfica è associata alla fase di distensione crostale post orogenica.
La Zona a Falde, o di transizione, 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-sud ovest-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 nell’Unità di Monte Grighini, la più profonda, 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.
Le Falde esterne (Sardegna centro e sud orientale) sono costituite, a partire dalla più esterna, dalle Unità Tettoniche del Sarrabus, dell’Arburese, di Meana Sardo, del Gerrei, di Riu Gruppa e di Monte Grighini; le Falde Interne, rappresentate dalla successione pre ercinica nota come Postgotlandiano, sono simili alle Esterne ma si differenziano a livello stratigrafico per la mancanza delle vulcaniti medio ordoviciane e dei calcari silurano-devoniani, oltre che per l’assenza di fossili, e per una storia deformativa più complessa legata anche ad un metamorfismo leggermente più spinto; le Falde Interne affiorano estesamente al nucleo della Sinforme della Barbagia e nel Gennargentu e quindi nelle Baronie, nel Gocèano e nella Nurra meridionale.
A nord della Zona delle Falde Interne 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 sud occidentale e nella Nurra e Asinara settentrionali; alcuni ricercatori includono questo complesso nella Zona delle Falde Interne 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 alla Linea Posada-Asinara, una importante zona di taglio (150 km di lunghezza per 10/15 di ampiezza) a livello crostale con forte componente transpressiva, attivatasi alla fine della fase compressiva ercinica e le cui componenti cinematiche sono state ritenute adeguate per l’esumazione delle metamorfiti del HGMC; le caratteristiche della Linea Posada Asinara sono simili ad altre zone di taglio della Catena ercinica sud europea il che suggerisce che insieme formassero un network 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 si ha il riequilibrio ed il collasso gravitativo del cuneo orogenico appena formato; si instaura una lunga fase distensiva che interessa 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
– vulcanismo 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 di circa 40 milioni di anni (fra il Carbonifero superiore e il Permiano inferiore) e forma, con la controparte corsa, 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 grazie alla miriadi di forme che le rocce assumono a causa dell’erosione e dell’alterazione.
Gli affioramenti coprono circa un terzo dell’Isola e sono concentrati nella parte mediana centro orientale, dalla Gallura al Monteacuto, Barbagia, Ogliastra e Sarrabus; tuttavia le coperture granitiche si trovano in grandi affioramenti nel Sulcis, nell’Arburese e nella parte meridionale dell’Asinara mentre molto caratteristico è l’Isolotto granitico di Mal di Ventre 7/8 km al largo della costa miocenica del Sinis e lontano da ogni altra copertura granitica o anche solo paleozoica.
Coevo all’impostazione del batolite, un complesso di manifestazioni sub-vulcaniche (corpi filoniani distinti in basici e sialici) è presente in tutto il basamento sardo rappresentando un’anisotropia molto importante in special modo nel batolite, tanto da costituirne un elemento strutturale che ne condizionerà l’evoluzione tettonica post-ercinica.
La tettonica distensiva post-collisionale ha inoltre indotto un ciclo vulcanico calcalcalino, sia effusivo che intrusivo; si tratta principalmente di complessi ignimbritici riolitici e riodacitici i cui affioramenti si rinvengono in Ogliastra (Perdasdefogu, Monte Ferru di Tertenia, Porfidi rossi di Arbatax, Baunei, Villagrande Strisaili), nella Barbagia di Seùlo (Monte Perdedu, Punta Alastria) e in misura minore in Gallura sud occidentale (Monte Litticheddu), nelle Baronie (a nord del Monte Tuttavista), nel Sulcis meridionale (entroterra di Capo Teulada) e nella Nurra (Monte Santa Giusta, Lago Baratz).
Bacini sedimentari del Carbonifero superiore-Permo-Trias, in discordanza sul basamento metamorfico, raccolgono i materiali del disfacimento ed erosione delle formazioni formatesi; si tratta in generale di sedimentazione di ambiente da conoide alluvionale a fluvio-lacustre che conservano fossili di animali e piante del periodo. Affiorano, seppur spesso in maniera limitata, nel Gerrei (Escalaplano, Lago Mulargia), nel Salto di Quirra (Perdasdefogu), in Barbagia (Seùi, Seùlo), nella Nurra (fra Cala Viola e Porto Ferro) e in misura minore nell’Arburese e nell’Iglesiente.
L’evoluzione geologica post-ercinica della Sardegna 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.