Capitolo 2
2. Vulcaniti oligo-mioceniche
2.1. Principali distretti vulcanici
2.1.1. Complesso vulcanico di Serrenti-Furtei
Il distretto vulcanico di Serrenti-Furtei è situato nella parte meridionale della Sardegna a circa 30km a nord di Cagliari, sul bordo orientale della fossa del Campidano; esso fa parte del bacino terziario che si estende, per oltre 200 Km, tra il golfo di Cagliari, a Sud, e quello dell’Asinara, a Nord. Tale settore risulta limitato dagli abitati di Furtei, (a Nord) e di Serrenti, (a Sud) e si estende in direzione NW-SE, in accordo con le principali direttrici tettoniche che caratterizzano la fossa del Campidano. Tale area appartiene al foglio Villacidro ed in piccola parte al foglio Senorbì (fig. 2.1).
L’area è caratterizzata da sequenze vulcaniche e vulcano-sedimentarie che giacciono su metareniti, metapeliti e quarziti del basamento paleozoico e da unità sedimentarie che vanno dal tardo Eocene all’inizio del Miocene ( Assorgia et alii, 1994a e b).
Come evidenziato da precedenti lavori (Assorgia et alii, 1994, Ruggeri
et alii,1997) la sequenza sedimentaria eocenica che ricopre in
discordanza il basamento paleozoico è rappresentata da marne e sabbie marine (arenarie), conglomerati, sabbie e argille fluvio-lacustri. Le unità che vanno dall’Oligocene al Miocene sono a loro volta coperte da conglomerati, sabbie, marne e calcari del Miocene (Aquitaniano-Langhiano) (Ruggeri et alii.,1997) (in fig 2.1 sono rappresentati dalle unità VLG e MML) e localmente conglomerati, sabbie e argille fluvio-lacustri tardo-oligoceniche o sequenze plio-pleistoceniche di conglomerati, sabbie e marne.
Fig.2.1: Rappresentazione del distretto di Serrenti-Furtei (Carta Geologica della Sardegna; in figura sono rappresentate anche alcune unità dei sedimenti miocenici,
La sequenza vulcano-sedimentaria comprende prodotti esplosivi (principalmente depositi di caduta, surge e flussi piroclastici), colate e duomi lavici e sub-vulcaniti, con intercalazioni di rocce epiclastiche e sedimentarie (Assorgia et alii, 1994a).
Correlazioni stratigrafiche basate su criteri litologici e composizionali con altre vulcaniti della Sardegna suggeriscono che il vulcanismo nell’area di Serrenti-Furtei sia avvenuto durante il periodo dall’Oligocene superiore al Miocene (Pecorini, 1966).
L’attribuzione stratigrafica si accorda con alcune età K/Ar che variano tra 25.5±1.1 e 23.6±0.9 Ma (Oligocene inferiore) (Beccaluva et
alii, 1985, ricalcolati da Savelli et alii, 1979).
La sequenza descritta è stata ridefinita sulla base del lavoro di rilevamento geologico dei fogli Villacidro e Senorbì nell’ambito del progetto CARG.
Pertanto sulla base dei dati ricavati dal rilevamento di campagna portato avanti mediante il lavoro della Progemisa e l’aiuto dei consulenti tematici, la sequenza vulcano-sedimentaria dell’area di studio è stata modificata e ridefinita attraverso nuove unità litostratigrafiche descritte nei paragrafi successivi.
L’ossatura strutturale completa è caratterizzata da blocchi di faglia; sono stati individuati alcuni set principali di lineamenti (N 140°, N-S, E-W, e N30-60°) la cui intersezione è spesso luogo di attività idrotermale e mineralizzazione (Ruggeri et alii,1997).
Come evidenziato da precedenti lavori (Ruggeri et alii,1997) il campo vulcanico rappresenta un alto strutturale rispetto al graben del Campidano, situato ad ovest, ed ai sedimenti aquitaniano-langhiani, situati a est.
L’horst centrale è in parte intersecato da alti strutturali (M. Santu Miali, Coronas Arrubias) e da aree basse (Sa Perrima).
Assorgia et alii.(1994 a e b) hanno suggerito l’esistenza una depressione vulcano-tettonica dislocata e parzialmente erosa a M.Porceddu. Inoltre, ulteriori studi (Dessì et alii., 1990) hanno
suggerito che le rocce vulcaniche possono essersi messe in posto come duomi lungo il fianco occidentale di un largo complesso calderico, che nella parte più occidentale è stata ricoperta dai sedimenti aquitaniano-langhiani. Tuttavia sia le strutture della caldera sia gli eventuali depositi piroclastici ad essi associati non sono stati identificati.
Il lavoro di rilevamento svolto nell’ambito del progetto CARG Sardegna ha permesso di evidenziare con maggiore precisione le strutture che caratterizzano il complesso vulcanico di Serrenti-Furtei. Da notare come la mappatura in campagna delle diverse unità riconosciute sia stata resa più difficoltosa dalla presenza delle alterazioni idrotermali che, a partire dal Miocene, hanno interessato gran parte dei depositi vulcanici.
La fase più antica del vulcanismo è caratterizzata dalla messa in posto di lave andesitiche generalmente in forma di duomi che spesso formano importanti rilievi (M.Mannu, M.Candidu).
Successivamente alla messa in posto di tali duomi si è manifestata una attività esplosiva di tipo ignimbritico.
I prodotti di questa attività sono rappresentati dal depositi di spessore metrico di brecce eterometriche monogeniche (depositi di
block and ash flow) e poligeniche, con frammenti litici di metamorfiti
paleozoiche e frammenti juvenili cementati da matrice cineritica (brecce co-ignimbritiche).
La diacronicità degli eventi vulcanici è localmente ben espressa dai rapporti tra le lave in duomi, i prodotti piroclastici intercalati e i depositi epiclastici associati come evidenziato in un recente lavoro sui depositi mineralizzati del settore di Furtei (Ruggeri et alii,1997).
Mentre si concorda con la distinzione di diverse unità piroclastiche, non altrettanto avviene per la definizione di un limite netto delle effusioni laviche, se non in areali limitati dove la sovrapposizione è evidente.
Per le lave andesitiche si è preferito mantenere un’unica campitura mentre sono stati distinti tre unità piroclastiche differenziate sulla base delle caratteristiche sia stratigrafiche che strutturali e tessiturali.
2.2. Descrizione litologica
2.2.1. Andesiti anfiboliche di M.Mannu (MMN)
Rappresenta l’unità più diffusa in affioramento, costituendo l’ossatura della maggior parte dei rilievi vulcanici presenti nel settore esaminato e coprendo una superficie complessiva intorno ai 35 km2.
La tipologia prevalente è rappresentata da lave massive faneritiche, di colore nerastro e grigio-nerastro quando la roccia è fresca, verdastro o violaceo quando alterata; la struttura è porfirica per fenocristalli di plagioclasio e anfibolo (max 2cm.), rari quarzo e biotite, con tessitura da isotropa a pseudofluidale in pasta di fondo plagioclasica. Si tratta di corpi lavici massivi in struttura di duomi singoli (M.Mannu, M.Candidu, M:Atziaddei)(fig.2.2) o coalescenti. Alla periferia di alcune di questi duomi sono riconoscibili lembi di brecce autoclastiche (fig.2.3) prodotte durante l’accrezione della massa di lava.
Le andesiti rappresentano generalmente i depositi di base del complesso vulcanico.
Gli affioramenti più importanti si hanno in corrispondenza di duomi a pianta subcircolare che formano dei rilievi, come ad esempio a M.Mannu, M.Candidu, M.Atziaddei, che raggiungono altezze intorno ai 300m s.l.m. e che generalmente non presentano una facies piroclastica; sono collocati soprattutto nella zona meridionale del distretto vulcanico di Serrenti-Furtei.
I duomi analizzati dal punto di vista morfologico appartengono in gran parte al tipo definito come Peleean Domes (Williams e Mc Birney,
1979) anche se talvolta si possono avere fenomeni di coalescenza. I dati utilizzati in questo caso fanno riferimento alla carta di rilevamento e sono stati supportati da osservazioni alla scala dell’affioramento e da osservazioni petrografiche ed analisi chimiche riguardanti la composizione delle lave.
Fig.2.2: Foto panoramica con il M.Candidu in primo piano e il M.Mannu sullo sfondo.
Fig.2.3: Breccia autoclastica a blocchi (10-50cm) di andesite porfirica (S’Alluminu).
I duomi di Furtei potrebbero essere dovuti ad una situazione nella quale il volume di lava iniettata è molto piccolo rispetto a quello
Gli affioramenti del foglio Senorbì sono rappresentati da M.Leonaxi (fig.2.4) e N.ghe Sioccu. M.Leonaxi, situato a S di Serrenti e a NE di Villagreca, è rappresentato da un duomo andesitico la cui tipologia è analoga a quella dei duomi di Furtei.
Fig.2.4: Foto panoramica del M.Leonaxi.
La presenza di un ampio fronte di cava permette una buona esposizione degli affioramenti; le andesiti presentano un colore verdastro presso il fronte di cava dovuto all’alterazione la quale è evidenziata anche dalla presenza di vene rosse silicee e vene bianche di calcedonio.
Vicino alla strada sotto M.Leonaxi, si possono osservare depositi vulcanoclastici rappresentati da brecce di probabile origine franosa, come evidenziato dalla presenza all’interno della matrice di clasti andesitici e clasti di diversa composizione.
Un altro deposito probabilmente legato alla formazione del duomo è quello osservato lungo la strada che va verso Villagreca, vicino al paese di Nuraminis, rappresentato da una breccia monocomponente dove i clasti sono rappresentati solamente da andesite.
Questo affioramento è rappresentato da depositi di volcanic
avalanche, probabilmente dovuti a fenomeni franamento di un duomo
lavico.
Il deposito mostra un passaggio da clasto-sostenuto a matrice-sostenuto con una porzione massiva che gradualmente passa ad una porzione brecciata.
Presso Nuraghe Sioccu è stato invece osservata una formazione andesitica costituiti da lave più vescicolate e composizionalmente più basiche rispetto alle andesiti dei duomi di Furtei. In letteratura (Assorgia, 1997) questa formazione viene collocata all’interno di una unità distinta rispetto all’unità MMN. Tale formazione si ritrova anche negli affioramenti presso Monastir, a sud di Villagreca (che non rientrano nei fogli Villacidro e Senorbì). Nell’ambito di questo lavoro la formazione di Nuraghe Sioccu è stata collocata all’interno dell’unità MMN.
2.2.2. Piroclastiti ed epiclastiti di M.Ibera (MIR)
Si tratta di una ignimbrite costituita da più unità di flusso piroclastico con livelli saldati, alternati a livelli meno saldati, affiorante nella zona a sud del settore di Serrenti-Furtei e precisamente presso il paese di Serrenti e nelle zone a S e a NE di esso.
L’estensione areale di questi depositi è nell’ordine dei 3 km2.
Gli affioramenti migliori sono osservabili nei rilievi di M.Ibera e M.Atzorcu, situati a NW di Serrenti, in corrispondenza di fronti di cava, di cui quella di M:Atzorcu risulta ancora in attività.
livelli non saldati, di colore grigio, con pomici di dimensioni centimetriche (max 15cm.), con abbondanti litici di andesiti violacee e verdastre (max 5cm.) e cristalli di anfibolo (fig. 2.5). Sono stati osservati due tipi di pomice e precisamente pomici bianche e pomici grigie.
Fig.2.5: M.Ibera: particolare sull’ultimo banco di piroclastite di flusso (MIRa) ricca in pomici (max15cm.).
L’unità formata da queste ignimbriti comprende anche depositi di origine sedimentaria-epiclastica formati dal loro smantellamento. La facies MIRc è rappresentata da calcari marnosi e selciferi grigi e nerastri di probabile ambiente lacustre, alternati a livelli pelitici chiari, notevolmente silicizzati e interessati da fenomeni plicativi che deformano la sequenza. Questi depositi caratterizzano i terreni affioranti in località Arruinali sulla sella immediatamente a SE di M.Mannu.
La facies MIRd è rappresentata da brecce co-ignimbritiche poligeniche a clasti di andesite e calcari lacustri selciosi grigio chiari, arenarie e siltiti giallastre che caratterizzano la base della sequenza piroclastica affiorante a sud di M.Ibera.
Nel M.Ibera è stato osservato un affioramento presso fronti di cava dimessi. La base della sequenza del M.Ibera è rappresentata da ignimbriti (fig. 2.6) con forte presenza di caolinizzazione; alla base della sequenza piroclastica (vedi fig. 2.6) si può osservare la sequenza epiclastica con frammenti di vulcaniti e frammenti di basamento paleozoico. La parte rossa, che rappresenta l’ignimbrite di base, è poco saldata mentre la parte bianca, che rappresenta il deposito epiclastico, è fortemente alterata da intensa caolinizzazione.
Fig. 2.6: M.Ibera: parte basale del deposito MIRa.
Nella parte rossa si vedono clasti di andesite con grossi anfiboli; derivati dall’’unità MMN.
Andando verso la parte alta del rilievo si incontra la facies MIRa precedentemente descritta e rappresentata da piroclastiti di flusso saldate alternate a livelli non saldati, di colore grigio, con pomici di dimensioni centimetriche (max 15cm.).
Sono state osservate pomici grigie e pomici bianche. Le pomici bianche generalmente sono più abbondanti rispetto alle pomici grigie, le quali evidenziano anche una struttura più fibrosa (fig. 2.7). La paragenesi mineralogica di queste pomici è la stessa, caratterizzate da una tessitura porfirica e una composizione andesitico-dacitica anche se nelle pomici grigie i cristalli spesso non sono riconoscibili. E’ stato osservato, ad esempio nel vulcano Quilotoa o nel Pinatubo (Rosi et alii, 2001), che le pomici fibrose non compaiono all’inizio dell’eruzione ma abbondano successivamente; l’osservazione degli
Ignimbrite di base
affioramenti del M.Ibera ha messo in evidenza una situazione molto simile.
Fig. 2.7: Piroclastite di M.Ibera.
Al top del rilievo di M.Ibera (fig. 2.8), è presente una piroclastite saldata con rari litici di andesite (2-5 cm.) e pomici in prevalente massa di fondo cineritica fine di colore grigio-verdastro, talora a struttura alveolare con blanda fessurazione prismatica colonnare. Dal basso verso l’alto la sequenza presenta una porzione più bassa delle spessore massimo di 1-2m, caratterizzata da una granulometria più grossolana e un maggior grado di saldatura ed una porzione più alta, dello spessore massimo di 5m (fig. 2.9) e caratterizzata da una granulometria più fine. Si possono osservare i joint dovuti a raffreddamento soprattutto nella porzione alta ma evidenti anche
nella porzione bassa; le variazioni litologiche sembrano riflettere variazioni nella quantità di materiale litico nel deposito.
Fig. 2.9: M.Ibera: top del rilievo e porzione bassa della sequenza piroclastica saldata, con joint (linee nere).
2.2.3. Piroclastiti ed epiclastiti di Bruncu de Didus-Riu De
S’allumini (DIU)
La maggior parte dei depositi affiora nel complesso collinare di Bruncu de Didus (S di Furtei) presso la diga del Flumini Mannu, con una estensione prevalentemente in direzione NW-SE.
L’estensione areale di questi depositi è quasi di 1km2.
Sono state distinte due facies principali: una prevalentemente piroclastica (DIUa) e l’altra sedimentaria-epiclastica (DIUb).
La facies piroclastica (DIUa) è rappresentata da depositi di block and
ash flow caratterizzati dalla presenza di litici andesitici e di clasti del
basamento metamorfico paleozoico (fig. 2.11). Questi affioramenti caratterizzano la valle del Rio S’Allumini e il complesso collinare di Bruncu De Didus. Le porzioni più grossolane, probabilmente più
prossime ai centri eruttivi, affioranti lungo la valle del Riu de S’Allumini, sono rappresentate da banchi costituiti da grossi blocchi di andesite alternati a livelli cineritici. Questi depositi affiorano alla base dei prodotti andesitici autoclastici a sud di Località Campu Braxiu.
Procedendo verso est la granulometria dei litici andesitici delle piroclastiti aumenta. Localmente, entro la massa piroclastica, sono inclusi grossi litici di andesite.
In alcuni settori (Cuccuru San Biagio), questa facies piroclastica risulta localmente interessata da un elevato grado di alterazione. La facies DIUb affiora lungo l’alveo del Riu de S’Allumini, ed è rappresentativa di un deposito di ambiente lacustre. E’ costituita da una sequenza di marne argillose e siltiti carbonatiche con frustoli vegetali silicizzati, alternanze di siltiti in livelli di 1-5 cm. ed arenarie fini vulcanoclastici, argille siltose verdognole con frustoli carboniosi; seguono dei conglomerati grossolani (1-7 cm.), poligenici, con elementi andesitici e del basamento paleozoico, siltiti ocracee, calcari grigi silicizzati.
La sequenza piroclastica presso il Riu S’Allumini è rappresentata da depositi di block and ash flow lungo il fiume (fig. 2.10), dove raggiungono spessori anche di 7-8m.
Localmente si osservano frammenti di basamento paleozoico che potrebbero far pensare ad una emissione in parte fluidizzata proveniente da parti più profonde (fig. 2.11).
Per quanto riguarda i depositi osservati lungo la valle del Riu S’Allumini non si sa con esattezza se tali depositi siano da riferire a depositi del M.Ladu e del M:Angurdu.
Fig. 2.10: Depositi di block and ash flow (Riu S’Allumini).
Fig. 2.11: Clasti scuri del basamento paleozoico all’interno del deposito di block e
ash flow (Riu S’allumini).
La parte più alta del versante è rappresentata dalle porzioni che hanno subito meno trasporto (fig. 2.12). Questo aspetto è confermato dal basso arrotondamento dei clasti e dalla taglia relativamente grossolana dei litici.
Fig. 2.12: Depositi di block and ash flow (Riu S’Allumini)..
2.2.4. Piroclastiti ed epiclastiti di M.Porceddu-Coronas
Arrubias (PDD)
Questa successione è rappresentata da una sequenza, in parte eteropica, di depositi piroclastici, epiclastici e sedimentari.
Le facies che sono state contraddistinte in questa unità sono:
-facies PDDa, rappresentata da ignimbriti in bancate di colore rosato o violaceo con fiamme isoorientate in una matrice ricca di cristalli di quarzo, orneblenda, plagioclasio, alternate a livelli di cineriti.
-facies PDDb, rappresentata da una sequenza epiclastico-piroclastica definita da livelli di ceneri e ceneri grossolane con intercalazioni di sedimenti di ambiente lacustre caratterizzati da notevole alterazione
-facies PDDc, rappresentata da livelli fortemente silicizzati che definiscono depositi di silica cap (Marini et alii,1992).
L’esposizione migliore è quella che si può osservare sui fronti di taglio di vecchie cave in località M.Porceddu, dove su un substrato di lava andesitica anfibolica poggia una sequenza di circa 30m di spessore rappresentata alla base da una breccia piroclastica (fig. 2.13). Questa unità , contrassegnata dalla sigla PDDa, è costituita da ignimbriti in bancate di colore rosato o violaceo con pomici isorientate e fiamme in una matrice ricca di cristalli di quarzo, orneblenda, plagioclasio, alternate a livelli di cineriti.
Sopra l’ignimbrite di base poggia una sequenza epiclastico-piroclastica (PDDb) definita da livelli di ceneri e cineriti grossolane, sia di deposizione primaria che risedimentate, entro cui si intercalano sedimenti di ambiente lacustre con livelli di calcari laminitici grigio chiari, silicizzati e fanghi carboniosi; i tufi cineritici (fig. 2.14) si presentano debolmente stratificati, fortemente caolinizzati e ossidati. Localmente, intercalati nella sequenza, si osservano orizzonti finemente laminati da grigio scuri a verdastri, con abbondanti solfuri.
Fig. 2.13: M.Porceddu: particolare delle piroclastiti di flusso saldate (PDDa) affioranti alla base del fronte di cava sud-occidentale.
Fig. 2.14: M.Porceddu: particolare dei tufi cineritici.
La sequenza è chiusa da una ignimbrite saldata, molto compatta, dello spessore inferiore ai 2m.
Questo deposito piroclastico è fortemente caolinizzato.
I depositi della parte alta dovrebbero rappresentare l’episodio finale del vulcanismo più antico rappresentato da brecce esplosive.
Nella parte alta del M.Porceddu gli affioramenti sono stati osservati presso ampi fronti di cave dismesse (fig. 2.15), che hanno permesso di analizzare l’intera sequenza (fig. 2.16).
I depositi di M.Porceddu sono interessati da una intensa caolinizzazione che altera in maniera pervasiva le strutture originarie delle rocce. I depositi potrebbero essere collegati a quelli visti per gli altri duomi ma in questo caso non si osservano bene pomici, probabilmente a causa della forte alterazione, che quindi non permette di collegare con esattezza gli eventi.
Fig. 2.16: M:Porceddu: sequenza completa del deposito ignimbritico.
Depositi simili a quelli descritti a M.Porceddu caratterizzano anche il rilievo di M.Coronas Arrubias (fig. 2.17).
Fig. 2.17: foto panoramica di Coronas Arrubias (PDDa, PDDc),.
In questo settore la caolinizzazione è associata a un intenso grado di silicizzazione che definisce delle bancate massive (silica cap) (Marini
et alii,1992) (PDDc), in rilievo morfologico, seguibili quasi in
continuità lungo il versante, la cui genesi viene ricondotta alla precipitazione della silice (silica sinter) (Marini et alii, 1992) per fenomeni di epitermalismo relativi alla parte più superficiale del sistema idrotermale, in acque basse, da fluidi acidi e relativamente freddi (Ruggeri et alii, 1997).
Livelli rossastri a lapilli accrezionali (fig. 2.17b), di diametro inferiore al cm, sono stati osservati in loc.Casteddu, tra M.Ollastu e Coronas Arrubias, alla base dei calcari Acquitaniani (VLG).
I lapilli accrezionali sono particolari particelle sferiche o subsferiche costituite da particelle vetrose che si formano per aggregazione di cenere in nubi eruttive cariche di vapore acqueo.
Sono stati riferiti a questa unità formazionale anche i depositi affioranti nel settore immediatamente a sud di quelli descritti.
Fig. 2.17b: particolare di lapilli accrezionali.
A M.Ollastu (q.223), su un substrato di andesiti porfiriche anfiboliche violacee (MMN: Camp.EM080), affiora una successione rappresentata alla base da una piroclastite con litici di andesite (1-4 cm) in matrice cineritica fine, solitamente alterata, da violacea a grigio verdognola,
variabile dal giallino al viola o grigio scuro (Camp.EM106b), con alternanze di argille siltose ocracee .
La porzione mediano-sommitale della sequenza è interessata da intensa alterazione argillitica (caolino) ed al top chiude un banco fortemente silicizzato (PDDc-silica cap) (Marini et alii, 1992).
Depositi riferiti a questa formazione affiorano anche nel settore compreso tra M.Ladu e M.Angurdu (fig. 2.18).
Fig. 2.18: foto panoramica di M.Ladu (sx) e M.Angurdu (dx).
Su un substrato di andesiti porfiriche anfiboliche (MMN) è visibile localmente il contatto tra il deposito piroclastico (PDDa) e una sequenza epiclastica rappresentata da banchi di arenarie grossolane, siltiti e conglomerati a componente vulcanogenica (PDDb, (fig. 2.19). Al tetto chiude un deposito piroclastico a grossi blocchi (15cm-1m) di andesiti porfiriche in matrice piroclastica fine (fig. 2.20).
Fig. 2.19: M.Angurdu, versante SW: sequenza epiclastica (PDDb) definita da arenarie grossolane, siltiti e conglomerati a componente vulcanogenica.
Fig. 2.20: M.Ladu, top: particolare del deposito piroclastico (PDDa).
In località Cuccuru Tanas, a sud della zona compresa tra M.Mannu e M.Atzorcu, si può osservare (fig. 2.21) un affioramento di brecce con clasti sia ignimbritici, derivati dall’unità MIR, che clasti di lava riferibili all’unità andesitica MMN. Relativamente all’unità ignimbritica in questo caso non si hanno evidenze di messa in posto di depositi ad alta temperatura, ovvero di strutture di raffreddamento (joint radiali) nei clasti, come si avrebbe nel caso di una breccia autoclastica, mentre si ha la presenza di pomici, pertanto si potrebbe trattare in questo caso di un deposito di frana.
Fig. 2.21: particolare del deposito di breccia.
Vicino alla zona di Cuccuru Tanas è stato osservato un affioramento di breccia autoclastica; la breccia, monogenica è formata da clasti di lava andesitica (fig. 2.22).
Fig. 2.22: Breccia autoclastica presso Cuccuru Tanas.
2.2.5. Complesso di M.Santu Miali (SMI)
L’unità di Monte Santu Miali è stata da tempo oggetto di studio attraverso analisi di affioramenti e perforazioni; sulla base di precedenti lavori (Ruggeri et. alii, 1997) tale unità era stata designata con la sigla MSMU ed era stata interpretata come consistente in brecce diatremiche, talus brecce e brecce di riporto risultanti probabilmente da più di una esplosione freatica e/o freatomagmatica; inoltre era stata ipotizzata la possibile presenza di un presunto condotto diatremico dalla forma a imbuto, con un diametro da 200 a 400m, circondato da duomi andesitici appartenenti all’unità di Amigu Furoni; nel presente lavoro l’unità di Amigu Furoni è stata considerata come appartenente all’unità andesitica di M.Mannu (MMN).
Dalle osservazioni di campagna effettuate si è supposto che la struttura vulcanica che caratterizza M.Santu Miali sia formata da un edificio vulcanico di tipo centrale dove una cupola estrusiva si è messa in posto entro un incassante vulcanoclastico (fig. 2.23).
I depositi sono costituiti da lave andesitiche che formano duomi, dicchi e colate (fig. 2.24), cui si intercalano brecce eterometriche e tufi massivi e poligenici, prevalentemente a litici di andesite ma con
abbondanti clasti di metamorfiti paleozoiche e di lave fortemente silicizzate; sono frequenti fasce di breccie autolastiche e sedimentarie, prevalentemente ad elementi di andesite. La base della sequenza potrebbe essere rappresentata dagli affioramenti di M.Craboni (fig. 2.25), costituita dal basso verso l’alto da alternanze di brecciole poligeniche con livelletti cineritici a stratificazione piano-parallela ed incrociata che sfumano in un tufo saldato di colore grigio con pomici e litici di metamorfiti paleozoiche concentrati in livelli preferenziali.
Fig. 2.23: M.Santu Miali: breccia poligenica (SMI).
Fig. 2.25: Brecciole poligeniche con livelletti cineritici (SMI) a stratificazione piano-parallela e incrociata a medio-basso angolo.
Le lave che caratterizzano il rilievo di Santu Miali (MMN) hanno struttura porfirica, faneritica per cristalli di anfibolo, plagioclasio, biotite e raro quarzo (Camp.EM094). La roccia fresca al taglio si presenta di colore grigio scuro, talora nera, con durezza lapidea, che tende dal grigio-verdastro al biancastro nei termini più o meno alterati, con porzioni bruno-giallastre o rossastre nei termini ove è accentuata l’ossidazione ferrosa.
Le vulcanoclastiti che invece affiorano alle pendici e sulla sommità del rilievo sono caratterizzate da strutture massive con variazioni di grana dei diversi componenti: si passa da breccie a megabrecce poligeniche con clasti di metamorfiti paleozoiche, lave andesitiche e pomici, in matrice arenaceo-cineritica. Questi litotipi si rinvengono frequentemente interessati da intensa silicizzazione (Ruggeri et alii, 1992) (fig. 2.26).
Fig. 2.26: Foto panoramica del M.Santu Miali.
La caratteristica più saliente del complesso di M.Santu Miali è data da una diffusa alterazione argillitica dei litotipi, con caolinizzazione dei singoli fenocristalli di plagioclasio ed argillificazione pervasiva di grandi masse rocciose o ancora in patine o in sacche entro fratture o diaclasi. (Ruggeri et alii,1992).
A questa si associano frequentemente mineralizzazioni aurifere a solfuri e solfosali di Fe e Cu. Queste mineralizzazioni vengono riferite ad un’attività idrotermale tardo post-vulcanica di età terziaria, probabilmente aquitaniana (Ruggeri et alii,1992)
L’insieme delle osservazioni effettuate ha consentito di riferire le strutture e i depositi di M.Santu Miali non ad un condotto diatremico ma più probabilmente ai processi connessi con la dinamica dei duomi che caratterizza la gran parte dei prodotti esplosivi del complesso di Serrenti-Furtei.
I prodotti vulcanici di questo complesso sono stati e sono tuttora oggetto di intensa attività estrattiva (fig. 2.27) da parte della Sardinia Gold Mining (S.G.M.) essendo il settore uno dei più grandi poli di ricerca aurifera.
Fig. 2.27: Foto panoramica della cava di M.Santu Miali.
2.2.6. Lave di Bruncu su Sensu (BSU)
Entro i sedimenti terziari sono stati rinvenuti dei prodotti lavici (BSU) e piroclastici (BSUb) legati ad attività sottomarine, già note nel settore (Pecorini, 1966; Maccioni, 1969; Assorgia et alii, 1994) e ricollegate alle manifestazioni vulcaniche sottomarine post-Miocene inferiore della Marmilla. Si tratta di lave massive grigio-nerastre a chimismo andesitico e andesitico-basaltico, con tessitura da fluidale a isotropa, struttura porfirica per fenocristalli di plagioclasio, pirosseno, olivina, in pasta di fondo plagioclasico-pirossenica.
Affiorano in filoni con trends N050°, sills e colate. I prodotti lavici (BSU) caratterizzano il rilievo di Bruncu su Sensu, a SW di Furtei, dove intrudono i sedimenti terziari aquitaniani della formazione della Marmilla. Questi sedimenti in prossimità del contatto con tali lave risultano interessati da fenomeni di termometamorfismo che conferiscono alla roccia un colore grigio.
Sono lave massive senza vescicolarità che potrebbe evidenziare contatto con il sedimento; si osserva solamente la cottura del sedimento.
Piccoli affioramenti di sill andesitici sono presenti ad est di Sanluri (loc. Cuccuru de Marrocco; loc. Corongia), non di rado interessati da fratturazione e attraversati da vene di quarzo.
Affioramenti circoscritti di questi prodotti lavici, basali a terreni sedimentari riferiti alla formazione della Marmilla, sono stati osservati anche in prossimità di località Masoni Margiani, al vertice NE della sezione 547-IV S. Gavino Monreale. Nel settore di Furtei è ricorrente osservare la presenza di facies caotiche, brecciodi, derivate dall’interazione magma-sedimento durante la messa in posto dei prodotti vulcanici. Questi depositi si rinvengono ancora in alcuni tratti non ancora urbanizzati di Furtei e nella periferia est dell’abitato, in corrispondenza della collina in località Perda Arrubia e alla base dei depositi carbonatici di Punta Domus de S’Abila. I prodotti piroclastici (BSUb) sono stati osservati in un unico affioramento lungo la S.S. Sanluri-Lunamatrona, in località Funtananoa. Si tratta di un deposito piroclastico a elementi di andesiti porfiriche anfiboliche.
2.3. Descrizione petrografica
2.3.1. Andesiti anfiboliche di M.Mannu (MMN)
che presentano una alterazione per lo più incipiente e spesso concentrata sulle singole fasi mineraliche.
Le rocce analizzate presentano una tessitura porfirica olocristallina con fenocristalli costituiti soprattutto da plagioclasio e anfibolo (orneblenda) e subordinatamente quarzo e biotite.
La massa fondamentale è da micro a criptocristallina e costituita soprattutto da una associazione feldspatica, identificabile per lo più come plagioclasio, e ossidi.
Talvolta si ha la presenza di pirosseno augitico in microfenocristalli (camp.EM023, EM025, EM083, EM122)(Fig. 2.28).
Fig. 2.28: Campione EM020 (M.Mannu).
Fra le sezioni analizzate si possono osservare anche rocce che presentano una tessitura simile più ad una facies clastica piuttosto che ad una vera e propria lava, probabilmente legate alle fasi di autobrecciatura connesse con la formazione dei duomi (campioni EM024, EM026, EM033, EM038a, EM038b); questi campioni presentano le alterazioni più importanti all’interno di questa unità (Fig. 2.29).
Fig. 2.29: Campione EM038b (NP).
Tra i sialici il plagioclasio rappresenta la fase più importante ed abbondante; è presente sia come fenocristallo, con dimensioni anche maggiori di 5-6mm, che nella massa fondamentale di solito in associazione con ossidi.
I fenocristalli di plagioclasio presentano zonatura diretta e oscillante mentre i microliti della massa fondamentale possono presentare tessitura a feltro (camp.EM069).
In due campioni (EM095 e EM122) è stata determinata la composizione del plagioclasio in pasta di fondo mediante il metodo dell’albite statistica, il quale ha evidenziato una composizione An 44-46 (andesina).
Il plagioclasio presenta una alterazione incipiente dovuta a sericite e calcite talvolta in associazione con altre fasi fillosilicatiche argillose; l’alterazione talvolta è presente lungo i bordi ma anche al nucleo, inoltre spesso i cristalli presentano inclusioni di ossidi (camp. EM017).
Il quarzo è presente in quasi tutti i campioni ma con diversa abbondanza; generalmente costituisce una fase accessoria, talvolta
evidenzia fenomeni di riassorbimento dovuti a instabilità della fase mineralica all’interno della roccia.
La fase microcristallina del quarzo è visibile all’interno di vene (camp.EM071) in associazione con feldspato evidenziando probabili fenomeni di ricristallizzazione.
Tra le fasi femiche l’anfibolo rappresenta la fase più importante, caratterizzata da una composizione orneblendica con pleocroismo dal verde al marrone.; esso presenta dimensioni variabili da fenocristalli a microfenocristalli, talvolta anche con dimensioni maggiori di 5-6mm. Spesso si presenta in parte alterato, generalmente concentrata soprattutto lungo i bordi ma talvolta anche nelle porzioni più interne fino in certi casi a sostituire completamente il cristallo, il quale si riconosce in questo caso dalla sezione basale caratteristica.
Un’altra tipica alterazione del minerale è dovuta alla presenza di calcite, sericite e altri fillosilicati tra cui clorite.
All’interno dei fenocristalli di anfibolo sono talvolta visibili inclusioni di plagioclasio (camp.EM021).
La biotite rappresenta una fase nettamente subordinata rispetto al plagioclasio e all’anfibolo; spesso presente in fenocristalli, a volte con dimensioni maggiori di 5-6 mm, generalmente è in parte ossidata, per lo più lungo i bordi, e alterata da clorite e altri fillosilicati.
Un’altra fase femica è rappresentata dal pirosseno augitico, il quale è presente molto raramente (campioni EM023, EM025, EM083, EM122), soprattutto in alcuni affioramenti a E di M.Candidu presso il M.Menga e a N di M.Santu Miali presso M.Ollastu e Cuccuru Cabonis; visibili soprattutto microfenocristalli e microliti in pasta di fondo e più raramente fenocristalli.
Fra gli ossidi si distingue la magnetite, presente in tutte le sezioni osservate spesso con sezioni equidimensionali caratteristiche; presenti inoltre ilmenite e idrossidi.
La massa fondamentale come detto precedentemente si presenta da micro a ciptocristallina e formata fondamentalmente da una fase
feldspatica in associazione con ossidi presenti in percentuale variabile.
Essa risulta alterata sia in modo incipiente che in maniera pervasiva principalmente da fillosilicati tra cui clorite e subordinatamente da calcite e minerali argillosi tra cui sericite; a queste fasi spesso si aggiunge l’ossidazione che altera sia le fasi mineraliche della massa fondamentale che i fenocristalli; l’abbondanza di ossidi e idrossidi spesso conferisce alla roccia una colorazione dal marrone al rosso con variazioni di colore a scala millimetrica (camp.EM022).
La calcite è presente sia come alterazione di singole fasi mineraliche (anfibolo, plagioclasio) che nella massa fondamentale come plaghe e all’interno di vene (camp.EM061); in alcuni campioni l’alterazione dovuta a calcite è abbondante (camp.EM023) con visibile la struttura pavimentosa (camp.EM024).
Un’altra fase talvolta abbondante è rappresentata dall’epidoto (camp.EM038b) che rappresenta una fase secondaria.
Sono presenti inoltre strutture glomerofiriche, come ad esempio nel campione EM029 dove tale associazione è rappresentata da plagioclasio e biotite.
Alcuni campioni presentano all’interno clasti di probabile origine sedimentaria con all’interno aggregati di quarzo microcristallino (camp.EM033).
Le rocce rappresentative di questa unità presentano una associazione mineralogica piuttosto omogenea con l’eccezione dei campioni, descritti precedentemente, nei quali si ha la presenza del pirosseno, la quale rappresenta la variazione più significativa unitamente all’ abbondanza relativa del quarzo.
Le rocce sono state classificate mediante l’analisi microscopica come andesiti anche se la relativa abbondanza del quarzo potrebbe essere indicativa di una composizione più acida e precisamente dacitica; è stato possibile effettuare la determinazione della composizione del
plagioclasio in pasta di fondo solamente in pochi campioni che hanno dato una composizione tipica di un plagioclasio andesinico.
Per quanto riguarda le rocce del foglio Senorbì le sezioni sottili di M.Leonaxi (AE203, AE204) sono rappresentate da andesiti analoghe a quelle osservati a M.Mannu e M.Candidu mentre le sezioni di N.ghe Sioccu (AE208) sono costituite da una paragenesi simile ma caratterizzata dall’assenza di anfibolo e dalla presenza del pirosseno augitico come fase femica più abbondante.
2.3.2. Piroclastiti ed epiclastiti di M.Ibera (MIR)
Le sezioni analizzate relative a questa unità si riferiscono tutte all’unità MIRa, che rappresenta il livello piroclastico.
Le associazioni mineralogiche che caratterizzano questa unità sono simili a quelle dell’unità andesitica poiché i minerali principali sono anche in questo caso rappresentati da plagioclasio, anfibolo e quarzo con biotite e pirosseno subordinati.
Gli affioramenti principali sono situati presso il M.Ibera e pertanto le sezioni sottili analizzate sono state campionate e si riferiscono a tali affioramenti ad eccezione del campione EM014 (prelevato a NW del M.Ibera) che si distingue per la presenza tra le fasi mineraliche del pirosseno.
La paragenesi è rappresentata da plagioclasio, anfibolo, quarzo, biotite, pirosseno augitico e ossidi. I cristalli si presentano generalmente rotti.
La matrice si presenta di colore grigio e talvolta violaceo, generalmente criptocristallina e talvolta microcristallina (EM014), formata da microliti di plagioclasio e fasi vetrose alterate e con probabili fenomeni di parziale ricristallizzazione comunque non identificabili con precisione a causa dell’alterazione presente.
Alcune sezioni analizzate presentano all’interno della matrice due tipi di pomice, confermando quanto osservato alla scala dell’affioramento. Si hanno pomici biancastre e pomici grigie caratterizzate dalle stesse associazioni mineralogiche ma con una diversa tessitura.
Le pomici grigie generalmente hanno una tessitura fibrosa e in alcuni casi la paragenesi non è riconoscibile mentre le pomici bianche presentano una tessitura porfirica e cristalli generalmente riconoscibili.
Il plagioclasio rappresenta la fase più abbondante sia tra i fenocristalli, spesso rotti, che nella massa fondamentale; generalmente ha un aspetto torbido a causa dell’alterazione, rappresentata soprattutto da sericite in associazione con altri minerali argillosi e calcite; all’interno dei fenocristalli spesso sono presenti inclusioni di ossidi.
L’anfibolo rappresenta una fase subordinata rispetto al plagioclasio; visibili sia fenocristalli, talvolta rotti, che microfenocristalli spesso rotti e fratturati; l’alterazione in questo caso è dovuta soprattutto a ossidazione (lungo i bordi ma anche a sostituire completamente il cristallo) e alla presenza di calcite.
L’anfibolo si rinviene sia come singola fase mineralica che all’interno dei clasti vulcanogenici presenti nella roccia.
Il quarzo è presente sia come singolo fenocristallo che all’interno della matrice sotto forma di aggregati microcristallini; i fenocristalli spesso sono rotti e fratturati e talvolta si possono osservare dei bordi di reazione rappresentati da ossidi (camp.EM032).
La biotite rappresenta una fase subordinata rispetto a plagioclasio e anfibolo, generalmente alterata da clorite e ossidi con strutture di deformazione plastica (kink) (camp.EM043).
Il pirosseno è presente solamente nella sezione EM014, l’unica tra quelle analizzate che non appartiene al M.Ibera ma è situata a NW rispetto al monte; si tratta di pochi microfenocristalli spesso con
Gli ossidi rappresentano fasi piuttosto abbondanti sia come microfenocristalli e microliti che come fasi che alterano la matrice o singole fasi mineraliche.
Come detto precedentemente si ha la notevole presenza di clasti vulcanici, litici a composizione andesitico-dacitica poiché all’interno di questi si hanno le stesse fasi mineraliche che caratterizzano l’unità andesitica (MMN) descritta precedentemente.
I campioni relativi al M.Ibera presentano tutti le stesse fasi mineralogiche.
La sezione relativa al campione prelevato alla base del M.Ibera (EM032) presenta una massa fondamentale criptocristallina notevolmente alterata da calcite e clorite; l’alterazione dovuta a queste due fasi mineralogiche si manifesta con modalità differenti, infatti l’alterazione cloritica si concentra maggiormente sulla massa fondamentale mentre la calcite si concentra soprattutto sui clasti; spesso queste fasi sostituiscono completamente fasi mineralogiche di femici non più identificabili con precisione.
Le sezioni relative alla zona medio-alta del rilievo presentano una massa fondamentale criptocristallina; l’associazione mineralogica rimane sempre la stessa mentre si possono osservare delle variazioni di colore dovute a diversa concentrazione di ossidi e idrossidi (camp.EM043) e presenza di bande sottili con all’interno quarzo microcristallino (camp.EM046).
In prossimità del top del rilievo sono stati prelevati i campioni EM044, EM045 e EM047; la roccia si presenta a grana fine con tessitura microporfirica (camp.EM044)(fig. 2.30) per microfenocristalli di plagioclasio, anfibolo, biotite e ossidi in massa fondamentale criptocristallina rappresentata da una associazione di feldspato, ossidi e idrossidi; le sezioni relative ai campioni EM045 e EM047 sono rappresentative di pomici grigie all’interno delle quali l’associazione mineralogica è analoga a quella precedentemente descritta; la sezione EM047 presenta una notevole alterazione dovuta
soprattutto a calcite che sostituisce quasi completamente la roccia originaria, la quale si riconosce solamente in pochi punti; infine si possono osservare bandature dovute a disposizioni piano parallele di ossidi (camp.EM045).
La grana della roccia presenta una diminuzione nei depositi situati al top di M.Ibera passando da una tessitura clasto-sostenuta a matrice-sostenuta (la sezione EM045 ha una grana più fine).
I clasti vulcanici e le pomici hanno una composizione andesitica o dacitica.
Fig. 2.30: Campione EM044 (NP).
2.3.3. Piroclastiti ed epiclastiti di Bruncu de Didus-Riu
S’Allumini (DIU)
Sono state analizzate tre sezioni sottili appartenenti a questa unità, delle quali due appartengono alla sequenza piroclastica denominata DIUa (camp.EM072 e EM088) e una appartiene alla sequenza sedimentaria ed epiclastica denominata DIUb (camp.EM093).
I campioni relativi alla sequenza piroclastica presentano una tessitura matrice-sostenuta con fenocristalli non abbondanti; si ha una matrice cineritica all’interno della quale si rinvengono oltre che singole fasi mineraliche anche clasti di origine vulcanica con all’interno fasi mineralogiche non sempre distinguibili.
I fenocristalli sono rappresentati principalmente da plagioclasio, quarzo e fasi femiche, queste ultime non esattamente distinguibili ma probabilmente rappresentate da anfibolo o pirosseno.
Il plagioclasio rappresenta la fase più importante e risulta sempre alterato da calcite e sericite spesso in associazione con altri fillosilicati.
Il quarzo rappresenta la fase meno alterata relativamente ai fenocristalli, dove generalmente assume un aspetto limpido; si trova anche come fase microcristallina spesso in associazione con feldspato.
La massa fondamentale è per lo più criptocristallina costituita da feldspato e ossidi ma notevolmente alterata da calcite e fillosilicati, tra cui clorite, ai quali si aggiunge spesso l’ossidazione.
La sequenza epiclastica è rappresentata nella sezione EM093, classificata come una arenite quarzosa all’interno della quale si può osservare una vera e propria stratificazione piano parallela evidenziata dall’alternanza di bande formate da calcite in associazione con quarzo microcristallino e bande a grana più fine con all’interno minerali argillosi.
All’interno di questa matrice si ritrovano clasti di origine vulcanica e strutture da slump evidenti soprattutto nelle bande carbonatiche. Le fasi mineralogiche principali sono rappresentate da quarzo, soprattutto all’interno di vene come fase microcristallina, oltre che da calcite e ossidi in associazione con minerali argillosi.
Inoltre si può osservare una variazione granulometrica all’interno della sezione e variazioni di colore dovute soprattutto alla differente concentrazione di ossidi e idrossidi.
2.3.4. Piroclastiti ed epiclastiti di M.Porceddu–Coronas
Arrubias-M:Ollastu (PDD)
Sono state analizzate sezioni sottili riferite sia alla sequenza piroclastica (PDDa) che alla sequenza epiclastica (PDDb).
Le sezioni relative alla sequenza piroclastica (EM074 e EM123) presentano una tessitura porfirica in massa fondamentale microcristallina.
Il campione EM074, prelevato presso la parte alta del M.Ladu, presenta plagioclasio, anfibolo, pirosseno e biotite in massa fondamentale microcristallina costituita da feldspato e ossidi; il campione EM123, prelevato più a nord e precisamente a nord di Coronas Arrubias non presenta l’anfibolo e il pirosseno tra le fasi mineralogiche mentre oltre al plagioclasio è presente il quarzo soprattutto all’interno dei clasti come fase microcristallina.
Le fasi mineraliche risultano spesso rotte e alterate da calcite e sericite (principalmente sul plagioclasio), clorite (soprattutto sull’anfibolo), ai quali si aggiunge l’ossidazione presente soprattutto su anfibolo e pirosseno. L’alterazione cloritica si manifesta anche sulla massa fondamentale (camp.EM074), nella quale si ha anche presenza di calcite, idrossidi e fillosilicati (camp.EM123).
A M.Porceddu sono state analizzate diverse sezioni nelle quali si osserva la presenza di una matrice da micro a criptocristallina formata da una fase feldspatica ma spesso alterata da caolinizzazione molto forte che spesso sostituisce completamente le fasi originarie. Le fasi mineralogiche principali sono rappresentate da plagioclasio e quarzo oltre che da ossidi; i femici spesso sono presenti sia come singole fasi mineraliche che all’interno di clasti di origine vulcanica
ma non sono sempre riconoscibili; l’anfibolo talvolta è riconoscibile per la sezione basale caratteristica.
Le alterazioni si manifestano spesso come ossidazione oppure attraverso la presenza di associazioni quarzoso-feldspatiche microcristalline sia all’interno di clasti che all’interno di vene.
Si ha inoltre presenza di fasi mineralogiche relitte, talvolta riconoscibili, di plagioclasio (camp.EM103) o di femici (anfibolo).
Visibili infine numerose strutture laminitiche messe in evidenza soprattutto dalla disposizione piano parallela di ossidi e idrossidi. Presso M.Angurdu la sequenza epiclastica analizzata è rappresentata da una arenaria vulcanoclastica nella quale si ha una massa fondamentale criptocristallina alterata da calcite, clorite e ossidi all’interno della quale i litici di plagioclasio e i femici (anfibolo o pirosseno), presenti anche all’interno di clasti di origine vulcanica, sono anch’essi completamente alterati.
La fase non alterata è rappresentata dal quarzo, presente anche come microcristallino.
2.3.5. M:Santu Miali (SMI).
Questa unità è rappresentata solamente dal campione EM084, che dalla descrizione macroscopica è stato classificato come un tufo cineritico bianco caolinizzato (fig. 2.31).
L’osservazione microscopica permette di classificare la roccia come tufo; si ha una tessitura matrice-sostenuta con pochi microfenocristalli di plagioclasio e quarzo con femici completamente alterati e non riconoscibili.
La massa fondamentale è da micro a criptocristallina..
Quarzo e plagioclasio sono presenti soprattutto come microliti, talvolta come aggregati microcristallini che sostituiscono forme mineralogiche preesistenti.
Fig. 2.31: Campione EM084.
2.3.6. Lave di Bruncu su Sensu. (BSU)
Sono rappresentate da piccoli affioramenti talvolta in giacitura filoniana e costituiscono gli affioramenti meno alterati relativamente al distretto di Serrenti-Furtei (fig. 2.32).
Dal punto di vista petrografico si tratta di lave in tessitura porfirica per fenocristalli di plagioclasio, anfibolo, pirosseno come fasi principali e subordinatamente olivina e quarzo.
Il plagioclasio è presente sia come fenocristallo che nella massa fondamentale come microlite; di solito presenta dimensione seriata e sono visibili le caratteristiche zonature continua, discontinua, oscillante, concentrica; talvolta si hanno cristalli torbidi a causa dell’alterazione sericitica alla quale può essere associata calcite; i microliti della pasta di fondo presentano spesso una tessitura a feltro
statistica la quale ha evidenziato una composizione An45-An46
(andesina) e in un caso An53 (labradorite).
Tra i sialici il quarzo non costituisce una fase molto abbondante poiché fra le sezioni analizzate è stato ritrovato solamente nel campione EM059 dove è rappresentato da pochi fenocristalli anedrali. Tra i femici il pirosseno rappresenta la fase più importante rispetto all’anfibolo, ad eccezione del campione EM059; presenti sia fenocristalli che microfenocristalli talvolta anche in dimensione seriata (camp.EM063) unitamente a microliti in pasta di fondo; la composizione è augitica e l’alterazione è dovuta a ossidi e idrossidi (soprattutto lungo i bordi) e da fillosilicati, tra cui clorite (sia lungo i bordi che al nucleo) ed in misura minore calcite.
L’anfibolo rappresenta una fase subordinata rispetto al pirosseno risultando peraltro presente solamente in due delle sezioni analizzate; sono presenti fenocristalli in parte ossidati e alterati da clorite e calcite microcristallina.
In alcune sezioni è visibile l’olivina (EM063,DP023), generalmente con forme anedrali, talvolta scheletriche, fratture e alterazioni dovute a clorite in associazione con altri fillosilicati; presenti anche bordi di reazione.
La massa fondamentale si presenta microcristallina e raramente criptocristallina formata soprattutto da plagioclasio, pirosseno e ossidi; calcite e clorite sono presenti come fasi di alterazione secondaria talvolta in associazione con idrossidi e fillosilicati.
In alcune sezioni è stata osservata la presenza di glomerofiri di plagioclasio e pirosseno (camp.EM063).
Tenendo conto delle osservazioni effettuate le rocce appartenenti a questa unità possono essere classificate come andesiti basaltiche.
Fig. 2.32: Campione DP023.
