Seconda isola del Mediterraneo per estensione, dopo la Sicilia, la Sardegna è una regione italiana a statuto speciale ubicata al centro del Mar Mediterraneo occidentale. La regione occupa una superficie di 24,098 km2 ed è compresa tra i 38° 51' 52" e i 41° 15' 42" di latitudine N e tra gli 8° 8' e 9° 50' di
longitudine E. È lambita a N dalle acque delle Bocche di Bonifacio che la separano dalla Corsica, a W dal Mar di Sardegna, a E dal Mar Tirreno e a S dalle acque dal Canale di Sardegna. Il territorio è prevalentemente collinare (67,9%), le pianure occupano il 18,5 % della superficie con la massima distribuzione nel Campidano che si estende nel centro-sud dell’isola, ed è montuosa per il 13,6 % con le cime più alte nel Massiccio del Gennargentu, situato nella parte centro-orientale della Sardegna. Nessuna regione italiana presenta la varietà di rocce che affiorano in Sardegna e una storia geologica documentata tanto lunga. Le rocce affioranti, diverse per natura e origine, testimoniano una lunga e complessa storia geologica iniziata nel Cambriano (570 Ma), e forse nel Precambriano, e proseguita sino al Quaternario. Da un punto di vista geologico, la Sardegna può essere suddivisa in tre grandi complessi: 1-il basamento metamorfico ercinico, 2-il complesso intrusivo tardo-Paleozoico, 3- le coperture sedimentarie e vulcaniche del tardo-Paleozoico, Mesozoico, Cenozoico e Quaternario. L’evoluzione dell’isola è segnata dalla strutturazione del suo basamento, considerato come l’elemento più orientale della Catena Ercinica Sud-Europea, con subduzione di litosfera oceanica e metamorfismo d’alta pressione a partire dal Siluriano, e collisione continentale con importante ispessimento crostale, metamorfismo e magmatismo durante il Devoniano e il Carbonifero.
La geometria del basamento sardo deriva dalla collisione tra il microcontinente Armoricano e il Gondwana. Il margine amoricano sovrascorso è rappresentato dal Complesso metamorfico di alto-grado che affiora nella Sardegna settentrionale, mentre il margine del Gondwana subdotto è rappresentato dal Complesso metamorfico di basso e medio grado che affiora nella Sardegna centrale e sud orientale. La subduzione si interrompe a causa della Collisione continentale avvenuta nel Carbonifero tra le due placche, con conseguente chiusura dell’oceano interposto tra di esse. La testimonianza di questo processo si trova lungo la linea tettonica Posada-Asinara dove sono state rinvenute evidenze di un paleo- oceano che si è chiuso durante la collisione (Cappelli et al., 1992). Il collasso gravitativo del cuneo collisionale orogenico ha dato luogo alla messa in posto di granitoidi tardo-ercinici che ricoprono circa un terzo della superficie della Sardegna. Insieme a quelli della Corsica, formano il batolite Sardo-Corso uno dei più importanti della catena ercinica europea. L’età dell’orogene è stata determinata tramite datazioni radiometriche e attraverso ricostruzioni stratigrafiche che individuano il metamorfismo tra 350 e 284 Ma e il complesso magmatico intrusivo tra 307 e 274 Ma. La tettonica post-collisione e la successiva evoluzione geodinamica della Sardegna è legata al margine sud-europeo fino all’Oligocene. Dopo la formazione della Catena ercinica nell’Isola si instaurano condizioni di continentalità che perdurano per tutto il Carbonifero superiore, il Permiano e il Triassico inferiore. Durante questo lungo intervallo di tempo, i rilievi ercinici appena formati vengono profondamente erosi sino alla loro peneplanazione (Carmignani et al., 1992). Durante il Mesozoico si ha la formazione di una piattaforma stabile la quale viene interessata da parziali ingressioni marine della Neo-Tetide. Il passaggio dall’ambiente continentale a quello marino è segnato da una facies transizionale permo-triassica costituita da conglomerati quarzosi di ambiente fluvio-lacustre in discordanza sul basamento metamorfico-intrusivo (Carmignani et al., 1992). Una trasgressione iniziata nel Triassico, durante il Giurassico si estende gradualmente verso la parte est del Massiccio Sardo-Corso con la deposizione di un complesso carbonatico. Episodi pelagici testimoniano la presenza di bacini confinati all’interno della piattaforma, collegati alla tettonica estensiva sinsedimentaria; essi sono anche i primi segnali dell’apertura del bacino Ligure-Piemontese, che porterà alla separazione del Massiccio Sardo-Corso dalla Toscana (GEOBASI, Il Foglio IGMI N.549-Muravera). Fino al Cretacico medio si ha una tettonica quiescente e la sedimentazione di mare poco profondo perdura. Questa attività sedimentaria origina una sequenza carbonatica costituita da calcari e calcari-dolomitici. Un primo segnale di una ripresa dell’attività tettonica si ha in concomitanza della Fase Austriaca del Ciclo Alpino, testimoniata da una discordanza angolare di importanza regionale nella piattaforma carbonatica, dove una lacuna stratigrafica contenente bauxite separa le successioni discordanti del Cretacico inferiore e superiore. Questa discordanza è legata all’inizio della subduzione dell’Oceano Ligure-Piemontese e quindi la transizione del margine sub-europeo da passivo ad attivo determina un’inversione della tettonica da transtensiva (Aptiano inferiore -Albiano medio, Rousset, 1969) a transpressiva a partire dall’Albiano superiore (Combes & Peybernes, 1989). Alla fine del Cretaceo superiore la Sardegna è interessata da una generale e definitiva emersione. Durante il Cenozoico la Sardegna assume un carattere continentale o di mare poco profondo con la deposizione di sedimenti clastico-terrigeni e carbonatici. Nell’Oligocene ha inizio l’attività vulcanica terziaria caratterizzata da lave basaltico-andesitiche e da potenti coltri ignimbritiche con affinità calcalcalina che testimoniano la subduzione oceanica, dato che non vi sono
in Sardegna tracce di collisione continentale. Lo stile tettonico che si sviluppa in questo periodo e che interessa il blocco sardo è rappresentato da processi deformativi legati alla convergenza tra l’Europa meridionale e la placca Apula che iniziarono nel Cretacico superiore, con collisione continentale tra l’Eocene superiore fino all’Aquitaniano. Nell’Aquitaniano si osserva una trasgressione marina caratterizzata da importanti depositi terrigeni. Nel Burdigaliano medio (20-18 Ma) cambia il regime geodinamico da trascorrente si passa a una tettonica estensiva che interessa tutto il Mediterraneo occidentale dal margine provenzale all’Appennino settentrionale. Durante questo periodo si ha la deposizione di sedimenti miocenici, legati a una trasgressione con sedimentazione silicoclastica e carbonatica nei bacini intracontinentali della Sardegna e della Corsica, che si protrae fino al Serravaliano. Questa tettonica è contemporanea all’apertura del Bacino Balearico e alla separazione del blocco Sardo-Corso dall’Europa meridionale con una rotazione antioraria di circa 30-35°. La rotazione avvenne a partire dal Burdigaliano superiore (19 Ma) fino al Langhiano superiore (15 Ma) (Vigliotti & Langenheim, 1995). All’interno di questa fase si ha un vulcanismo calcalcalino associato a un modello di subduzione oceanica con formazione di un bacino di retroarco che sarebbe rappresentato dal Bacino Balearico (Alvarez,1972; Lecca et alii, 1997). Il vulcanismo oligo-miocenico sardo rappresenta uno degli eventi geologici terziari più importanti del Mediterraneo occidentale. Nel Serravalliano si ha una nuova emersione ed erosione dell’isola con la formazione di uno hiatus sedimentario visibile nella Sardegna settentrionale. marcato anche da una discordanza angolare. Dal Tortoniano al Messiniano si verifica un nuovo evento trasgressivo, caratterizzato da sedimentazione carbonatica di mare basso. Durante il Quaternario la Sardegna raggiunge una conformazione simile a quella attuale.