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Paleozoico Terziario Quaternario
Il territorio sulcitano ha subito fin dalle ere più antiche una complessa evoluzione geologica, che ha influenzato profondamente sia la costituzione litologica, sia l’assetto strutturale che quello geomorfologico attuali. Le rocce che costituiscono l’ossatura dei rilevi risalgono prevalentemente all’era più antica: il Paleozoico. Solo alcune aree, ai limiti esterni del Parco, sono costituite da litologie più recenti del Terziario e Quaternario. |
Le rocce metamorfiche
In questo settore della Sardegna affiorano le rocce più antiche del Paleozoico sardo. Si tratta di rocce studiate per anni dai geologi, e distinte con nomi che ricordano le località di affioramento o le zone in cui sono state studiate e descritte per la prima volta: la Formazione di Bithia (dal nome di un insediamento costiero cartaginese nei pressi di Chia), la Formazione di Gonnesa e quella di Nebida, la Formazione di Cabitza, la Formazione di Monte Orri, l’Unità di S. Leone e l’Unità dell’Arburese.
Queste rocce si sono originate per deposizione dei sedimenti in un ambiente prevalentemente marino, in un periodo compreso tra il Cambriano (circa 570 milioni di anni) e il Carbonifero inferiore (circa 280 milioni di anni), ma forse l’inizio della sedimentazione risale addirittura al Precambriano superiore (670 milioni di anni).
Sul fondo di un antico mare si depositarono inizialmente sedimenti arenacei ed argillosi con livelli calcarei (Formazione di Bithia, Precambriano? - Cambriano inf.); questi sedimenti continuarono a depositarsi anche successivamente dando origine ad arenarie calcaree, calcari e dolomie (Formazione di Nebida, Cambriano inf..); successivamente il livello del mare subì un abbassamento e si formò una piattaforma su cui sedimentarono fanghi carbonatici (Formazione di Gonnesa, Cambriano inf.); un nuovo approfondimento del mare determinò una ripresa della sedimentazione di sabbie ed argille (Formazione di Cabitza, Cambriano medio - Ordoviciano sup.). La datazione di queste litologie è consentita dal ritrovamento, all’interno degli strati, di resti fossili. Queste rocce, infatti, sono riccamente fossilifere, contengono resti di Alghe, Trilobiti, Echinidi, Spugne, Crinoidi, Archeociatine (organismi simili ai coralli costruttori di scogliere).
Le località di affioramento di tali litologie sono caratterizzate da rilievi piuttosto alti ed aspri, le rocce arenacee ed argillose di colore grigio scuro, verdastro o rossastro, costituiscono alcune delle cime più elevate dell’intero massiccio montuoso: M.te Is Caravius (1113 m), M.te Sa Mirra (1087 m), M.te Nieddu (1041 m) P.ta Sa Gruxitta (1093 m), P.ta Maxia (1017 m), P.ta Sebera (979 m), M.te Arcosu (948 m), M.te Tamara (850 m), M.te Seddas (845 m), P.ta Rosmarino (736 m), M.te Orbai (688 m), M.te Is Crabiolus Mannu (512 m). Particolarmente affascinanti per le grandi pieghe e per il loro aspetto marmoreo, dai colori grigi e neri, sono le litologie calcareo-dolomitiche della Formazione di Gonnesa, ben visibili a P.ta Sebera, M.te Tamara e M.te Orbai.
Tra la fine del Cambriano e l’inizio dell’Ordoviciano si verificarono dei movimenti tettonici legati all’orogenesi caledoniana, che in questa zona della Sardegna, provocarono l’emersione delle rocce sedimentatesi sul fondo del mare, il loro piegamento e la successiva formazione di montagne, che vennero parzialmente erose. Pertanto sopra alle litologie cambriche iniziarono a sedimentare nuovi depositi trasportati dai fiumi nel fondo dei mari.
Queste litologie, molto particolari per i loro colori rosso-violacei e verdastri, sono quelle della Puddinga (Ordoviciano inf - Ordoviciano medio): si tratta di depositi che indicano un ambiente di sedimentazione di piana alluvionale e costiera, costituiti da conglomerati e arenarie contenenti grossi blocchi di calcari e dolomie cambriani. Successivamente si verificò la sedimentazione, in un ambiente di mare poco profondo, di arenarie, argille e siltiti, ricchi di resti fossili di Briozoi, Brachiopodi, Tentaculiti, Graptoliti, Crinoidi, Trilobiti, che andranno a costituire la Formazione di Monte Orri (Ordoviciano sup.) visibili tra Monte Orbai (nei pressi dell’omonima miniera) e Monte Orri (Villamassargia).
Nell’area della Miniera di San Leone (Capoterra) affiorano rocce dell’Ordoviciano sup. fino al Siluro-Devonico dai colori scuri. In questa località si possono osservare: metarenarie, metaquarziti e metasiltiti con rari livelli di metaconglomerati a clasti di quarzo, liditi e quarziti. In alcune litologie talvolta sono contenuti resti fossili di Briozoi, Brachiopodi, Gasteropodi, Coralli e Crinoidi che indicano un ambiente sedimentario marino, dapprima litorale, poi progressivamente più profondo. Inoltre sono presenti: metaquarziti, metasiltiti grigio scure e metacalcari fortemente silicizzati, associati a mineralizzazioni quali skarns a magnetite, andradite, hedenbergite, wollastonite ed epidoto, che fino a metà del secolo fa venivano intensamente coltivate nella miniera.
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Nella zona di M.te Santo e M.te Padenteddu (Pula) si possono rinvenire Coralli, Crinoidi e Cefalopodi nei calcari del Devoniano.
Verso nord-est, tra Capoterra (Santa Lucia) e Villamassargia affiorano, al di sopra di tali sedimenti, le litologie più recenti del Paleozoico (Unità dell’Arburese). Si tratta di rocce stratificate, arenaceo-argillose appartenenti ad un complesso sedimentario attribuito al Carbonifero inferiore, denominato Flysch ercinico (tipico di una sedimentazione sottomarina). Questi sedimenti si depositarono mentre l’antico continente dell’Europa mediterranea subiva i primi effetti dell’orogenesi ercinica.
I movimenti tettonici compressivi, molto più energici di quelli della precedente orogenesi caledoniana, determinarono la formazione della Catena Ercinica europea e causarono enormi deformazioni nelle rocce sedimentarie preesistenti. Queste inizialmente emersero dal mare, quindi vennero piegate e fratturate ripetutamente; questo è il motivo per cui attualmente queste rocce presentano spesso gli strati arcuati. In pratica furono trasformate da rocce sedimentarie in rocce metamorfiche. Gli stessi movimenti tettonici, inoltre, causarono forti processi erosivi, con la conseguente sedimentazione di potenti coltri di depositi terrigeni alla base delle catene montuose in fase di sollevamento.
Le spinte tettoniche, infine, fecero sì che intere masse rocciose, assai estese, furono piegate e spostate di parecchi chilometri, andando a ricoprire rocce più antiche. Così le rocce dell’Unità dell’Arburese (sedimentatesi più a nord, verso il centro della Sardegna) emersero dal mare e furono trasportate verso sud-ovest nella zona del Sulcis- Iglesiente, fino a ricoprire, in parte, le litologie sopra descritte.
I graniti e le manifestazioni filoniane
Grande parte dei rilievi del Parco è costituita da rocce di origine magmatica intrusiva o plutonica. Si tratta del Batolite del basso Sulcis la cui età è stata valutata intorno ai 289 milioni di anni (Carbonifero superiore). Anche i graniti sono una conseguenza dell’orogenesi ercinica: durante il Carbonifero i magmi provenienti dal mantello della crosta terrestre risalirono in superficie e iniziarono a consolidarsi sotto le rocce paleozoiche appena descritte. Solo successivamente, durante il Mesozoico, il Terziario ed il Quaternario, l’erosione asportò gradualmente le rocce metamorfiche che li ricoprivano ed essi vennero alla luce, formando i rilievi attuali.
I graniti si rinvengono in due settori separati da una dorsale di rocce metamorfiche, orientata in direzione sud-ovest nord-est.
A nord e nord-ovest costituiscono un imponente ammasso, compreso tra le foreste di Gutturu Mannu, Guttureddu e Is Cannoneris, culminante nelle cime di M.te Lattias (1086 m), Monte Genna Strinta (846 m), M.te Mannu (724 m), M.te Is Pauceris Mannu (721 m), Monte Sollai (724 m), P.ta Calamixi (824 m), M.te S. Barbara (615 m). A sud formano gli areali delle foreste di Monte Santo e Piscina Manna fino ai rilievi costieri di Santa Margherita, Domusdemaria, Chia e Capo Spartivento, culminanti nelle vette di Monte Santo (864 m), S’Olioni (856 m), P.ta Is Crabus (576 m).
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Prevalgono i leucograniti rosati, talvolta grigi, formati soprattutto da quarzo e feldspati alcalini, plagioclasi, biotite, muscovite e anfiboli. I minerali generalmente sono di piccole dimensioni e conferiscono alla roccia un aspetto isotropo, ma si riscontrano anche tipi a grana fine oppure tipi porfirici a grossi cristalli di feldspato rosato e di quarzo.
Ai graniti sono frequentemente associate altre litologie legate al ciclo magmatico ercinico. Lungo le fratture della roccia risalirono dei fluidi a composizione diversa dai graniti che si consolidarono dentro queste spaccature. Si tratta di porfidi quarziferi (differenziati acidi a composizione leucogranitica) che si rinvengono appunto in giaciture filoniane; oppure di quarzo idrotermale bianco, che costituisce la maggior parte delle manifestazioni filoniane presenti all’interno del bacino e di cui si rinvengono filoni lunghi parecchie centinaia di metri.
L’intrusione granitica produsse nelle rocce incassanti fenomeni di termometamorfismo: le alte temperature del magma granitico causarono importanti modificazioni delle loro caratteristiche. Le zone di contatto furono interessate, infatti, da processi di silicizzazione che ne aumentarono la compattezza e ne determinarono la trasformazione in quarziti, scisti macchiettati, marmi, cornubianiti, spesso associati agli skarns mineralizzati, cui si è fatto cenno precedentemente.
Tutto il complesso montuoso paleozoico è delimitato da faglie e
fosse di sprofondamento tettonico, che hanno avuto origine durante l’era Terziaria (o
Cenozoico) e sono state poi riattivate dai movimenti neotettonici quaternari (durante il
Plio-Pleistoce). Verso est la Fossa del Campidano è delimitata da faglie a direzione
NNO-SSE, coincidenti grosso modo con l’alveo del Rio Santa Lucia di Capoterra; a nord
la depressione del Cixerri è impostata essenzialmente su faglie dirette E-W; ad ovest la
depressione del basso Sulcis (Santadi, Nuxis) ed a sud la zona costiera sono delimitate da
faglie a direzione NNE-SSW. Queste faglie hanno provocato l’abbassamento di ampie
superfici ed il loro successivo colmamento ad opera delle vulcaniti oligo-mioceniche e dei
sedimenti eocenici.
Le fasce pedemontane e costiere che circondano il massiccio montuoso sono costituite,
quindi, da litologie più giovani appartenenti all’era Terziaria.
Nel settore di Santadi, Narcao e Villaperuccio, tra Sarroch e Pula e nella valle del
Cixerri, a sud di Siliqua, sono presenti litologie di origine vulcanica. Si tratta di
rocce andesitiche e riolitiche, rosso-violacee o grigio-verdastre, appartenenti al ciclo
vulcanico dell’Oligocene medio e del Miocene inferiore (circa 29 - 15 milioni di
anni).
Le andesiti e le andesiti basaltiche in colate e cupole di ristagno formano i rilievi
di P.ta de Su Ferru (222 m), del Castello di Acquafredda di Siliqua (253 m), del
M.te Arrubiu di Sarroch (262 m); le rioliti e le daciti formano espandimenti tabulari, di
tipo ignimbritico, quali Sa Pranedda - Serra Murdegu (350 m), o piccole cupole di
ristagno.
Spesso tali litologie sono ricoperte da depositi terrigeni: conglomerati, arenarie,
argille, con intercalazioni calcaree fossilifere, dai colori giallastri e rossastri. Si
tratta dei sedimenti appartenenti alla Formazione del Cixerri (Eocene medio - Oligocene),
che indicano la presenza in quel periodo di bacini fluvio-lacustri, riempiti da sedimenti
provenienti dallo smantellamento delle litologie circostanti.
Il Quaternario è rappresentato da depositi detritici alluvionali,
marini e palustri, costituiti da ghiaie più o meno cementate, da sabbie, argille e limi,
si può osservare in tutte le piane costiere ed interne. Queste litologie infatti
ricoprono in modo più o meno continuo tutte le litologie delle ere precedenti.
La piana di
Capoterra
La Piana di Capoterra in un ampio ventaglio che, dal punto
di confluenza tra il Rio Guttureddu e il Rio Gutturu Mannu, si apre sino agli stagni
costieri costituendo la
piana deltizia del Rio S. Lucia, è uno degli esempi migliori di tali litologie.
L’intera successione sedimentaria copre un periodo compreso tra il Pliocene sup. e
l'Olocene e può essere distinta in tre gruppi litologici fondamentali in base alle
modalità di formazione: depositi pedemontani sotto forma di glacis, depositi in coni ed
in falda di detrito, alluvioni ciottolose, sabbiose e limoso-argillose di origine
fluvio-palustre e marina.
Fioriture primaverili
nei glacis tra Capoterra e Sarroch
Litologie simili si rinvengono lungo tutta la fascia costiera meridionale, particolarmente
rilevanti dal punto di vista paesaggistico sono le
dune costituite da sabbie
eoliche, presenti nella zona Chia e Porto Pino.
