I depositi carbonatici palustri paleocenici della Sardegna centro-meridionale (Italia)

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Geologica Romana 40 (2007), 201-213

I DEPOSITI CARBONATICI PALUSTRI PALEOCENICI DELLA SARDEGNA CENTRO-MERIDIONALE (ITALIA)

Marco Murru, Concetta Ferrrara, Ruggero Matteucci** & Stefania Da Pelo*

* Dipartimento di Scienze della Terra, Via Trentino 51, 09127 Cagliari; murrum@unica.it

** Dipartimento di Scienze della Terra, Università “La Sapienza”, P.le A. Moro 5, 00185 Roma

RIASSUNTO - Depositi carbonatici di ambiente palustre con carofite, microcodium e stromatoliti costituiscono affioramenti di modesta estensione e di esile spessore sparsi nel settore centro-meridionale della Sardegna. Tali depositi sono intercalati tra il substrato paleozoico (più raramente mesozoico), talora tramite ben sviluppati paleosuoli ferruginosi riferibili al Cretaceo sommitale-Paleocene inferiore, ed una copertura prevalentemente terrigena caratterizzata spesso dalla presenza di fossili di ambiente marino transizionale od intertidale (ostreidi, miliolidi), appartenenti al ciclo ingressivo del Paleocene superiore-Eocene inferiore.

Prevalgono le facies micritiche con stromatoliti e carofite; quest’ultime sono soprattutto rappresentate dai talli, comprensivi dei verticilli, la cui abbondanza è indicativa di un ambiente deposizionale dulcicolo poco profondo di bassa energia. Inoltre, è sempre presente microcodium sia in aggregati cristallini, prevalentemente del tipo a

“pannocchia”, sia come accumulo di cristalli isolati e di loro frammenti; questi ultimi possono arrivare a costituire sino a più del 50% dell’intera roccia (microcodite).

Tali depositi, molti dei quali segnalati per la prima volta, testimoniano quindi una fase continentale iniziata probabilmente nel Cretaceo sommitale con la formazione dei paleosuoli ferruginosi e sviluppatasi nel Paleocene con i livelli palustri ricchi in microcodium, paragonabili ai depositi vitrolliani della Francia meridionale. I depositi sardi sono ben inquadrabili nel contesto climatico dell’Europa sud-occidentale, che dovette evolversi, nell’intervallo di tempo considerato, da condizioni tropicali umide o sub-umide a tropicali semi-aride.

PAROLE CHIAVE: carbonati palustri, carofite, microbialiti, microcodium, Paleocene, Sardegna.

ABSTRACT - In the late Cretaceous-Paleocene, Sardinia experienced a long period of subaerial exposure, par- tially interrupted by the marine transgression of the late Paleocene-early Eocene.

Palustrine deposits are preserved in very small and thin outcrops sparse in the central and southern part of the island. Most of them are recognized and described for the first time.

The palustrine deposits are mainly characterized by the abundance of charophyte remains, microbialitic lami- nae and envelopes and microcodium; ostracods and gastropods are also present.

The richness in microcodium and microbialites, the predominance of calcified thalli and the scarcity of fructi- fications of the charophytes, the evidences of a pedogenetic evolution of the deposits are good proxies of a very shallow water sedimentary environment.

The wide areal distribution of the outcrops suggests the presence of at least six main palustrine basins, grouped in two main regions.

Palustrine and lacustrine deposits of the same age are well known from southern France and the Pyrenees; the Sardinian deposits confirm the environmental and climatic uniformity of the southeastern margin of the European paleocontinent, to which the Corso-Sardinian block was joined, in late Cretaceous-Paleocene times.

KEY WORDS: palustrine carbonates, charophytes, microbialites, microcodium, Paleocene, Sardinia.

INTRODUZIONE

Bacini palustri e lacustri paleocenico-eocenici erano molto diffusi nell’Europa occidentale, sia in Francia meridionale che in Spagna. Tali sedimenti continentali sono caratterizzati da stromatoliti e subordinatamente da carofite e microcodium (Freytet & Plaziat, 1965, 1982;

Plaziat, 1981; Zamarreño et al., 1997; Freytet 1973, 1997, 1998; Freytet et al., 2001; Bilotte & Canerot, 2006).

In Sardegna, che insieme alla Corsica faceva parte integrante del bordo meridionale del paleocontinente

europeo, erano noti finora solo alcuni piccoli affiora-

menti riferibili ad un ambiente deposizionale palustre

(Matteucci & Murru, 2002). Nella presente nota vengo-

no analizzate le caratteristiche di tredici successioni con-

tinentali paleoceniche della Sardegna centro-meridiona-

le (Fig. 1), tutte di esiguo spessore. Esse costituiscono

una significativa testimonianza della esistenza di estesi

bacini a sedimentazione palustre durante la fase emersi-

va del Cretacico sommitale-Paleocene anche nell’isola,

del tutto confrontabili con quelli della Francia meridio-

nale e dei Pirenei.

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Fig. 1 - Schema geologico della Sardegna (A - Basamento paleozoico-mesozoico; B - Depositi sedimentari del Maastrichtiano superiore- Eocene; C - Depositi sedimentari oligo-miocenici; D - Basalti plio-pleistocenici; E - Sedimenti continentali plio-quaternari; F - Faglie) e colonne litologiche sintetiche delle località citate nel testo. 1 - Metarenarie-metasiltiti; 2 - Paleosuoli ferruginosi; 3 - Conglomerati; 4 - Marne siltose; 5 - Calcari; 6 - Calcari marnosi; 7 - Dolomie/calcari dolomitici; 8 - Conglomerati con clasti a stromatoliti e microcodium; 9 - Argilliti sabbiose; 10 - Arenarie; 11 - Marne argillose; 12 - Stromatoliti; 13 - Microcodium; 14 - Carofite (oogoni e talli); 15 - Gasteropodi; 16 - Ostreidi; 17 - Nummulitidi; 18 - Alveolinidi; 19 - Ostracodi.

- Geological sketch of Sardinia (A - Paleozoic-Mesozoic basement; B- late Maastrichtian-Eocene sedimentary rocks; C - Oligocene-Miocene sedi- mentary rocks; D - Plio-Pleistocene volcanic rocks (Basalts); E - Pliocene and Quaternary sedimentary rocks; F - Faults) and lithological synthet- ic sections of the studied outcrops. 1- Sandstones; 2 - Ferruginous paleosoils; 3 - Conglomerates; 4 - Marls; 5 - Limestones; 6 - Marly limestones;

7 -Dolostone/Dolomititic limestones; 8 - Conglomerates with clasts containing stromatolites and microcodium; 9 - Sandy clays; 10 - Sandstones; 11 - Clayey marls; 12 - Stromatolites; 13 - Microcodium; 14 - Charophytes (stems and fructifications); 15 - Gastropods; 16 - Ostreids; 17 - Nummulitids; 18 - Alveolinids; 19 - Ostracods.

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INQUADRAMENTO GEOLOGICO REGIONALE

Alla fine del Cretacico la sedimentazione marina ebbe termine su tutta l’isola, nella Sardegna nord-occidentale nel Campaniano (Cherchi & Schroeder, 1995) o nel Campaniano-Maastrichtiano (Oggiano & Mameli, 2001), in quella orientale alla fine del Maastrichtiano inferiore. Tuttavia, i clasti a rudiste e macroforaminiferi rinvenuti entro i conglomerati post-cuisiani di Cuccuru

‘e Flores (Chabrier, 1969; Busulini et al., 1984) testimo- niano la sua persistenza sino al Maastrichtiano superio- re. Durante il Maastrichtiano superiore-Paleocene si è quindi verificata su tutta l’isola una fase di continentali- tà interrotta soltanto da sporadiche e locali incursioni marine (Dieni et al., 1979; Matteucci, 1985; Matteucci &

Schiavinotto, 1985).

La sedimentazione continentale del Maastrichtiano superiore-Paleocene è rappresentata da paleosuoli ad

ironstones (Ferrara et al., 1992; Murru & Ferrara, 1999;

Da Pelo et al., 2004) e da paleosuoli in facies pisolitica a concrezioni goethitico/ematitiche, che mostrano una grande affinità con quelli che si rinvengono nella Francia meridionale (Murru et al., 2007, questo vol.).

I paleosuoli sono ricoperti da calcari sterili di ambien- te continentale, solo alcuni dei quali finora noti (Dieni et al., 1979; Barberi & Cherchi, 1980; Murru & Matteucci, 2002; Murru et al., 2003), di spessore generalmente esi- guo (max. pochi metri), seguiti da depositi terrigeni transizionali o marini attribuibili all’ingressione del Thanetiano sup.-Ilerdiano (Ypresiano inferiore).

Nella Sardegna sud-occidentale (Sulcis) la successio- ne paleogenica inizia con depositi a macroforaminiferi che passano rapidamente a calcari di acque basse a miliolidi apparenenti al complesso del “Miliolitico”

Auct. (Cherchi, 1983; Murru & Salvadori, 1980;

Matteucci et al., 2000; Murru & Matteucci, 2002; Murru et al., 2003), cui segue un’alternanza di calcari marnosi, marne ed argilliti con ostracodi dulcicoli, carofite e pol- lini, con numerose intercalazioni di banchi di carbone, ancora attualmente coltivati (“Lignitifero/Produttivo”

Auct.). Sulla base delle associazioni microfloristiche questi depositi vengono riferiti all’Ypresiano superiore- Luteziano inferiore (Pittau, 1977, Salvadori, 1980;

Murru & Matteucci, 2002; Murru et al., 2003).

I depositi molassici della Formazione del Cixerri, legati alla fase tettonica pirenaica che ha interessato l’i- sola durante l’Eocene medio, interrompono definitiva- mente la sedimentazione marina paleogenica. L’età della Formazione del Cixerri è generalmente riferita al Luteziano inferiore-Eocene superiore (Agus & Pecorini, 1978; Barberi & Cherchi, 1980), estesa da Carmignani et al. (2001) fino all’Oligocene superiore.

MATERIALI E METODI

È stato effettuato un rilevamento di dettaglio di cia- scun affioramento, con la raccolta di campioni per cia- scuno dei diversi livelli della successione. I campioni

sono stati sottoposti ad analisi petrografica, mineralogi- ca, geochimica e paleontologica; è stato determinato il contenuto in sostanza organica (O.M.) ed in carbonio organico (C). Per la caratterizzazione geochimica i cam- pioni sono stati analizzati per via umida attraverso anali- si ICP-OES e ICP-MS; per quella mineralogica median- te XRD con un diffrattometro Panalytical X’pert Pro con tubo al Cu. I dati ottenuti sono riportati per ciascun affio- ramento nella descrizione in appendice.

I DEPOSITI PALUSTRI

I depositi palustri si rinvengono nella parte centro- meridionale della Sardegna; due affioramenti sono noti in Sardegna settentrionale (Fig.1); Il substrato è costitui- to sia dal basamento paleozoico che da vari termini della successione carbonatica mesozoica oltre che dai paleo- suoli ferruginosi del Maastrichtiano superiore-Paleocene inferiore. Tutti sono ricoperti da sedimenti marini o transizionali del Thanetiano superiore-Eocene inferiore (Fig. 1, 2), ad eccezione che nella località di Villa- massargia, ove la copertura è costituita dai depositi con- tinentali della Formazione del Cixerri (Fig. 1).

La maggior parte delle successioni di ambiente conti- nentale rilevate è accomunata dalla presenza, spesso dalla prevalenza, di depositi carbonatici privi di signifi- cativi apporti terrigeni. È sempre presente un livello più o meno ricco, ma talora ricchissimo, di resti di carofite, stromatoliti e microcodium; sono molto subordinati, ma quasi sempre presenti, gli ostracodi a valve unite o dis- giunte e i gasteropodi.

Ambiente deposizionale

Le associazioni fossili contenute nei diversi affiora- menti sono relativamente omogenee, differendo tra loro quasi esclusivamente per la percentuale di presenza delle diverse componenti. In genere si distinguono due subli- velli, il primo caratterizzato dalla maggiore frequenza di carofite, il secondo, successivo, dalla maggiore frequen- za di lamine ed inviluppi stromatolitici (Fig. 3d); micro- codium appare essere la componente con maggiore variabilità, essendo presente, talora predominante, in tutto l’intervallo (Fig. 3a, f, g). L’attribuzione degli affio- ramenti ad un ambiente deposizionale di tipo palustre si basa sul significato delle tre componenti biotiche mag- giori.

Le carofite, di cui permangono prevalentemente gli

steli calcificati, sono spesso talmente abbondanti da

costituire l’impalcatura della roccia. Tali alghe, tipiche

di ambiente dulcicolo o salmastro, attualmente prolifera-

no in pochi metri d’acqua, fino ad un massimo di ca. 12

metri. Addensamenti e praterie fitte (meadows), come

dovevano essere quelle di alcuni affioramenti (Piolanas,

Villamassargia), si sviluppano preferenzialmente nei

primi 2 metri di profondità su substrati fangosi e in

acque poco mosse (Terlecky, 1974; Cohen & Thouin,

1987). La prevalenza di talli (Fig. 3c) e la relativa scar-

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Fig. 3 (pagina 205) - Microfacies dei depositi palustri: a - Mudstone-wackestone peloidale bioturbato, con frammenti e aggregati cristallini di microcodium e con glaebules sparsi. Gonnesa; b - Calcare microsparitico a tessitura pseudobrecciata con plaghe micritiche con fratture subcircolari. Medau Margiani Angius; c - Bafflestone a carofite, con steli e internodi; localmente, è presente microcodium con aggregati cristallini a pannocchia. Medau Margiani Angius.; d - Wackestone poroso con peloidi; al centro, una crosta laminare debolmente ondulata, costituita da alternanze di lamine micritiche scure e di sparite chiare. Villamassargia; e - Wackestone a granuli cristallini di microcodium (microcodite); sono presenti frammenti di gusci di bivalvi e numerose fessure ad andamento irregolare, (tracce di radici), solo parzialmente riempite da cemento sparitico: anche il granulo micritico pedogenetizzato al centro è perforato dalle tracce di radici. Medau Margiani Angius; f - Microcodite. La matrice micritica contiene numerosi glaebules pedogenici circondati da veli microbialitici, che inviluppano anche alcuni aggregati cristallini di microcodium. Medau Margiani Angius; g - Aggregati cristallini a pannocchia di microcodium densamente impacchettati; le sezioni trasverse mostrano la tipica morfologia a roset- ta, quelle assiali, il canale centrale. Medau Margiani Angius; h - Wackestone-mudstone con glaebules, bioclasti disciolti e gasteropodi a guscio sottile. Gonnesa.

(page 205) - Microfacies of the palustrine deposits: a - Bioturbated peloidal mudstone-wackestone with sand-sized grains and crystal aggregates of microcodium and with sparse glaebules. Gonnesa; b - Microsparitic limestone with pseudobreccia texture and intragranular cracking in micritic unrecrystallized areas. Medau Margiani Angius; c - Charophyte bafflestone with algal stems and internodal parts; locally is well developed microc- odium with corn-cob crystal aggregates. Medau Margiani Angius; d - Porous wackestone with peloids; in the middle part, a pedogenic laminar crust, slightly undulated, consisting of alternating dark micritic and light sparry laminae. Villamassargia; e - Wackestone with sand-sized crystal grains of microcodium (microcodite); the micritic matrix contains bivalve fragments and root voids, partially filled by drusy calcite, as well boring the pedo- genic granule in the centre; f - Microcodite. The micritic matrix contains numerous glaebules, enveloped by microbialitic rims; the latter envelope as well crystal aggregates of microcodium. Medau Margiani Angius; g - Crystal aggregates of corn-cob microcodium densely packed; the trans- verse sections show the typical morphology “en rosette”, the axial ones, the axial channel. Medau Margiani Angius; h - Wackestone-mudstone with glaebules, dissolved bioclasts and high-spired, thin-shelled gastropods. Gonnesa.

Fig. 2 - Affioramento di Orroli-Coremolla: A) pseudobrecce a microcodium comprese fra il basamento giurassico ed i sovrastanti sedimenti eocenici; B) ricostruzione schematica della sezione. 1) calcari dolomitici giurassici; 2) pseudobrecce; 3) siltiti sabbiose verdi; 4) arenarie fini con gasteropodi turricolati e frammenti di ostreidi; 5) marne calcaree giallognole ad ostracodi ; 6) argilliti giallognole a burrrows; 7) arenarie eoceniche; 8) faglie.

- Orroli-Coremolla outcrop: A) pseudobreccia with microcodium interposed between the Jurassic basement and the Eocene sedimentary rocks; B) Interpretative sketch of the section. 1) Jurassic limestones; 2) pseudobreccias; 3) green sandy silts; 4) fine sandstones with high spired gastropods and ostreid fragments; 5) calcareous marls with ostracods; 6) yellowish agillaceous shales with burrows; 7) Eocene sandstones; 8) faults.

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sità di oogoni potrebbero convalidare l’ipotesi di praterie a pelo d’acqua, essendo probabilmente gli oogoni tra- sportati lontano e dispersi dal vento e/o dal lento scorre- re delle acque.

I depositi microbialitici sono in gran parte costituiti da

film stromatolitici e subordinatamente travertinoidi;

dominano le croste stratiformi, costituite da sub-milli- metriche laminazioni formate da coppie di sottili lamine micritiche e da lamine chiare microsparitiche. Esse costituiscono film planari più o meno ondulati, soprattut-

a b

c d

e

h f

g

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to in relazione alla morfologia del substrato, giungendo ad inviluppare, a volte completamente, singoli bioclasti e granuli (Fig. 3d, f). Sottili filamenti e microtubuli attri- buibili a cianobatteri filamentosi sono molto comuni.

Attualmente, “mats” algali e microbici suscettibili di calcificazione coprono ogni tipo di substrato in condizio- ni perennemente o periodicamente sommerse, con acque sia stagnanti che correnti; prosperano anche in ambienti umidi per acque interstiziali. Talora le comuni- tà algali e microbiche sono associate tra loro, altre volte si sviluppano comunità specifiche (Freytet & Verrecchia, 1998).

Comunque, la loro abbondanza e, come nel caso dei depositi in esame, l’assenza di chiare evidenze di orien- tamento idrodinamico sono considerabili buoni indicato- ri di ambienti umidi o sommersi da acque tranquille a debole profondità.

Microcodium, la cui natura e origine sono ancora dis- cusse (Matteucci & Murru, 2002), sembra avere una for- mazione confinata in ambienti umidi superficiali, come canali fluviali, suoli inondati, superfici e interstrati di cal- cari emersi più o meno carsificati, bacini palustri a sedi- mentazione carbonatica. Freytet & Plaziat (1982), consi- derano la parte inferiore della zona vadosa, nella quale è assicurata la presenza d’acqua e di ossigeno, come l’am- biente più favorevole alla formazione di microcodium.

La frequenza di aggregati integri di microcodium, per lo più nella morfologia a “pannocchia” (Fig. 3g), ma anche in croste laminari, entro i livelli carbonatici di quasi tutte le successioni indagate è coerente con un ambiente di formazione palustre-stagnicolo, con emer- sioni e disseccamenti. La frequenza con cui si rinvengo- no livelli o accumuli localizzati di detrito dovuto alla dis- gregazione delle “pannocchie” e alla frammentazione dei singoli cristalli costituenti (Microcodite; in: Serrano et al., 1995; Martín - Martín et al., 1998), oltre alla loro ampia dispersione in quasi tutti i termini dei livelli car- bonatici, può indicare fasi di incremento energetico del- l’ambiente, con attività di erosione, trasporto, accumulo e/o dispersione, per via acquea o eolica, dei frammenti delle incrostazioni del substrato.

La relativa scarsezza di gusci di gasteropodi terrestri o dulciacquicoli (Fig. 3h) e di ostracodi appare un discre- to indicatore di un sistema palustre soggetto a più o meno prolungate e periodiche emersioni, le quali rendo- no difficile la fossilizzazione dei gusci calcarei esposti e non infossati durante le fasi umide.

Numerosi, peraltro, sono gli indicatori pedologici di ambienti temporaneamente emersi (Platt & Wright, 1992): la diffusione di tracce di disseccamento, costitui- te non solo da fessure sub-verticali, ma anche sub-oriz- zontali e curve (Fig. 3b), fino ad una struttura pseudo- brecciata (Fig. 4); la frequenza di noduli pedogenetici, la cui formazione è legata essenzialmente a fenomeni di dissoluzione e rideposizione del fango carbonatico come cemento microcristallino, evidenziata soprattutto da aureole microsparitiche anche intorno a clasti e granuli di quarzo e da ammassi microsparitici; la presenza, come a Piolanas, di livelli dolomitici attribuibili a mec- canismi di neoformazione nel sedimento in ambiente subarido a partire da calcite magnesiaca, quale frequen- temente si depone nel mezzo palustre-lacustre (Müller et al., 1972).

Sono, invece, relativamente poco frequenti o comun- que risultano difficilmente rilevabili le tracce di radici, la cui presenza ad andamento subverticale è considerata uno degli elementi più indicativi dell’ambiente palustre (Freytet & Plaziat, 1982). Sono, tuttavia, sempre ampia- mente riscontrabili, in sezione sottile, microstrutture tubulari, spesso ramificate, riempite da cemento micro- sparitico e, più raramente da silt vadoso, attribuibili a tracce di minuscole radici (Fig. 3e).

L’assenza di ampie rizoconcrezioni verticali, legate a fenomeni di riempimento successivo dei vuoti radicali, con o senza allargamento, per mezzo di cemento o di sedimento, potrebbe essere interpretata come il segno di una scarsa vegetazione e/o di una ridotta azione dell’ac- qua piovana nell’elaborazione delle cavità; tale ipotesi è coerente con la tendenza verso climi sempre meno umidi fino ad aridi nella parte medio-superiore del Paleocene (Bolle & Adatte, 2001). Inoltre, l’assenza o la scarsità di paludi forestate è indicata anche dall’abbon- danza stessa delle carofite e dei loro talli ben calcificati, che potevano prosperare in acque non intorbidate da materia organica e non acidificata da acidi umici disciol-

Fig. 4 - Affioramento di Orroli-Bruncu Geroni: pseudobrecce micritiche ricoperte da siltiti argillose grigio-verdi probabilmente eoceniche.

- Outcrop of Orroli-Bruncu Geroni: the micritic pseudobreccia lime- stones are covered by grey-green clayey silts, probably Eocene in age.

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ti, abbondantemente presenti nelle paludi a vegetazione arboricola.

Gli affioramenti descritti testimoniano, quindi, della presenza nella Sardegna centro-meridionale, durante il Paleocene, di estesi e diffusi bacini poco profondi preva- lentemente palustri, preferenzialmente alimentate da acque piovane; l’esistenza anche di bacini lacustri, più o meno profondi e collegati agli ambienti palustri non può essere esclusa, (anzi, può essere considerata probabile) in ragione della limitata estensione degli affioramenti e della loro relativamente ampia numerosità. In questo caso, i depositi testimoni a carofite, stromatoliti e micro- codium qui descritti, potevano anche costituire le spon- de pianeggianti di tali bacini. Comunque, la ricchezza in CaCO

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di tali depositi (“hypercalcimorphic soils”, sensu Freytet & Plaziat, 1982), può testimoniare di ripetute emersioni ed essiccamenti.

L’ubicazione degli affioramenti indica la presenza di almeno sei principali bacini palustri di varie dimensioni (Fig. 5), che si debbono essere sviluppati in un contesto di generale e relativamente prolungata stabilità del pae- saggio, tale da permettere la deposizione di sedimenti carbonatici privi di contaminazione terrigena, se si fa eccezione per sparsi e non numerosi granuli di quarzo di presumibile prevalente trasporto eolico.

Significato paleogeografico e paleoclimatico

Depositi continentali palustri e lacustri coevi, i primi con caratteri relativamente simili a quelli sardi, nei quali tuttavia sembrano maggiormente rappresentati i resti di carofite, sono diffusi in Francia meridionale e nei Pirenei (Plaziat, 1981; Zamarreño et al., 1997), confer- mando ulteriormente l’antica contiguità territoriale già ampiamente dimostrata, ma anche l’omogeneità climati- ca ed ambientale della Sardegna con i paesi che oggi costituiscono il bordo sud-orientale dell’Europa occi-

dentale.

Nel Paleocene inferiore il clima sub-tropicale del- l’Europa occidentale oscillava da temperato, fino alle paleolatitudini di N 43°, a tropicale (Bignot, 1995).

Queste fasce climatiche si spostarono verso Nord di 5°- 10° durante il Paleocene medio-superiore, causando un generale riscaldamento dell’Europa occidentale (Lu et al., 1998; Schmitz et al., 2001; Schmitz & Pujalte, 2003).

I depositi palustri, in alcuni affioramenti (Villa- massargia, S. Andrea Frius) poggiano direttamente su paleosuoli plintitici, la cui formazione iniziale è legata a condizioni tropicali di forte umidità (Murru et al., questo vol.).

I depositi palustri della Sardegna, con le testimonian- ze della loro evoluzione pedogenetica e il ruolo incro- stante/dissolutore di microcodium, bene si inquadrano dunque nell’ evoluzione verso climi sempre meno umidi fino ad aridi della parte medio-superiore del Paleocene (Bolle & Adatte, 2001). Al passaggio Paleocene-Eocene si giunse al brusco riscaldamento globale di breve perio- do (circa 100 Ky), noto come “Late Palaeocene Thermal

Maximum - LPTM”, o anche come “Initial Eocene Thermal Maximum - IETM”, che probabilmente rappre-

senta il periodo più caldo e critico dell’intero Ceno- zoico.

CONCLUSIONI

Viene documentata l’esistenza nella Sardegna centro- meridionale di bacini palustri a sedimentazione carbona- tica riferibili con ogni probabilità al Paleocene inferiore- medio. Le caratteristiche del contenuto paleontologico, con la grande diffusione di carofite e di microbialiti, la presenza di strutture pedogenetiche e la ricchezza in microcodium permettono di confinare l’ambiente di sedimentazione di tali depositi a bacini palustri di acque basse e prevalentemente tranquille, soggette a emersioni anche prolungate.

Il numero e la collocazione geografica dei piccoli affioramenti studiati e la segnalazione in letteratura di due affioramenti continentali coevi situati nella Sardegna settentrionale (Fig. 1) testimoniano di un’ampia distribu- zione sull’isola di tali ambienti, che in Sardegna centro- meridionale dovevano costituire almeno sei bacini (Fig.

5). Il contesto deposizionale doveva essere tranquillo e relativamente pianeggiante.

La presenza in Sardegna di depositi coevi e analoghi a quelli della Francia meridionale e dei Pirenei testimonia della sua contiguità territoriale e della relativa omoge- neità ambientale e climatica.

RINGRAZIAMENTI - Contributo al progetto MIUR PRIN 2004045107 (L’influsso di fluttuazioni paleoclimatiche sulle comunità di biocostruttori, la produttività carbonatica e la dinamica deposizionale di piattaforme meso-cenozoiche ita- liane). Bosellini A., coordinatore.

Fig. 5 - Schema della ubicazione ed estensione dei principali bacini palustri nella Sardegna centro-meridionale.

- Location sketch of the main palustrine basins in central-southern Sardinia.

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Accettato per la stampa: Ottobre 2007

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Descrizione degli affioramenti

I tredici affioramenti, descritti procedendo da Ovest verso Est, sono ubicati nello schema geologico di Fig. 1; di essi soltanto tre (Coremolla, S. Andrea Frius e Siurgus Donigala) erano noti in precedenza (Ferrara et al., 1995; Matteucci &

Murru, 2002). Nella Fig. 1 sono rappresentate anche le colonne litologiche di due successioni continentali (Nurra e Orosei), note dalla letteratura e non descritte nel testo, in quanto situate nella Sardegna settentrionale.

La successione dell’affioramento di Piolanas Nord (Medau Margiani Argius), tra le più complete, costituisce la successione di riferimento, e, pertanto, è descritta in maggior dettaglio.

L’appoggio dei depositi continentali palustri sul substrato è sempre segnato da una superficie d’erosione molto marcata ed articolata.

Gonnesa

L’affioramento è ubicato 500 m a NW dell’abitato di Gonnesa (Sulcis), in località Su Prelau. La successione cam- pionata, rappresentata da un unico episodio sedimentario, è formata dal basso verso l’alto da:

1) basamento paleozoico costituito da metasiltiti e metarenarie ordoviciane;

2) calcari micritici giallognoli con microcodium, rari extraclasti di quarzo ed intraclasti micritici grigi (dimensioni mas- sime 8 cm). Microcodium si rinviene sia negli intraclasti, anche sotto forma di microcodite, che nella matrice, sotto forma di cristalli isolati o come parti di aggregati. La matrice è organizzata in glaebules (corpi sferoidali di dimensioni varie) talora bordati da fessure curvilinee riempite da sparite.

Dispersi nellla matrice si rinvengono rari gusci integri attribuibili a gasteropodi polmonati; lo spessore dei calcari giallognoli è di di circa 2,5 m;

3) calcari marini a miliolidi (“Miliolitico” Auct.) che ricopro- no i depositi palustri tramite una superficie d’erosione molto articolata, e affiorano con un livello di circa 5 m di spessore.

Piolanas

Il piccolo bacino terziario di Piolanas è noto in letterattura per le miniere di carbone (“Produttivo” Auct.), ora dismesse (Galdi, 1907; Taricco, 1924). Dall’inizio del novecento ad oggi soltanto Matteucci et al. (2000) citano quest’area segnalando in essa l’estensione dei depositi carbonatici a miliolidi (“Miliolitico” Auct.). La successione eocenica nota è costituita, dal basso verso l’alto, da conglomerati e calcari a miliolidi (“Miliolitico” Auct.), da calcari marnosi fetidi, da argilliti car- boniose e carbone (“Produttivo” Auct.) e da arenarie e conglomerati continentali sterili appartenenti alla Formazione del Cixerri. I livelli palustri sottostanti vengono descritti per la prima volta.

Gli affioramenti analizzati sono due; il più esteso, si rinviene in località Medau Margiani Angius, circa 1,6 km a Nord del piccolo villaggio di Piolanas. Un’altra sezione, in cui è ben visibile il passaggio fra i sedimenti palustri paleocenici e quelli sovrastanti eocenici, è stata misurata in località Su Nenneri (circa 1 km ad Ovest di Piolanas).

Affioramento di Medau Margiani Angius (Piolanas Nord) La successione sedimentaria poggia su un basamento paleozoico rappresentato da metacalcari (Membro del Calcare ceroi- de-Cambriano inferiore) e da metasiltiti (Formazione di Cabitza-Cambriano medio/Ordoviciano inferiore) ed è costituita da quattro principali litofacies rappresentate dal basso verso l’alto da:

1) Depositi misti terrigeno-carbonatici sterili.

Paraconglomerati a matrice debolmente marnosa giallognola ad elementi di quarzo e metarenarie (clasti dalla dimensione massima 6-8 cm, media 1 cm), passanti verso l’alto ad argilliti marnose giallognole con rari clasti di metarenarie paleozoiche e numerosi granuli di quarzo a spigoli vivi, talora policristallini, di varia grandezza (dimensione media 6-8 cm) diffusi nella matrice. Sono inoltre presenti anche rari clasti neri micritici con frammenti stromatolitici; lo spessore è di 60 cm.

Seguono, tramite un’accentuata superficie di discontinuità, argilliti marnose giallognole-ocracee, talora a stratificazione piano-parallela, con extraclasti di metarenarie, metasiltiti e numerosi cristalli di quarzo spigolosi (embayed), di varia grandezza (dimensione massima 7 mm) diffusi nella matrice.

Tali livelli basali presentano una microfratturazione costituita da sottili fessure riempite da cemento sparitico ad andamento discontinuo ed ondulato, interrotta da un secondo sistema ortogonale, complessivamente assimilabile ad un sistema di fessurazioni per disseccamento. A questo primo livello seguono marne dolomitizzate (contenuto massimo di MgCO₃: 21,56%), giallognole per la diffusa presenza di ankerite, anch’esse con numerose microfratturazioni e con rari frammenti di carofite. Sono presenti sia intraclasti marnosi giallognoli che extraclasti di quarzo (embayed) millimetrici e di metarenarie quarzose paleozoiche. La parte sommitale, evidenziata tramite una superficie ondulata relativamente distin- guibile, è costituita da calcari micritici sterili caratterizzati da numerose cavità planari riempite da sparite; lo spessore complessivo è di 4,5 m;

2) Calcari sterili.

Lungo il bordo orientale dell’affioramento, talora in eteropia con la porzione sommitale delle marne dolomitizzate giallognole, affiorano calcari (93,14% di CaCO₃e 0,69% di MgCO₃) microsparitici, grigi, sterili, con diffuse concrezioni micritiche contornate da fessure curve sparitiche, fenestrae allungate coniche riempite principalmente da micrite e rari exstraclasti di quarzo (Fig. 3b). La struttura è fortemente brecciata ed i pro- dotti della fessurazione sono rappresentati da singoli elementi spigolosi e mal selezionati. Sono completamente assenti tracce di attività biologica, così come il contenuto di materia organica (C 0,09% - O.M. 0,15%). Il contatto fra questi depositi sterili ed i sovrastanti calcari micritici fossiliferi avviene tramite una superficie sinuosa evidenziata da una patina scura ferrugi- nosa ricoperta superiormente da sottili lamine stromatolitiche.

Microcodium integri, apparentemente “in posizione di cresci- ta”, si installano sia sulla superficie microsparitica che sulle lamine stromatolitiche; lo spessore è di 1,2 m.

3) Calcari micritici fossiliferi.

Alla base è presente un conglomerato passante a microcon- glomerato, con una debole stratificazione piano-parallela, a APPENDICE

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cemento sparitico, i cui clasti (sino a 4 cm di diametro, ma in media 3-4 mm) sono costituiti da rocce paleozoiche (quarzo e metamorfiti) e da marne dolomitizzate giallognole sterili del tutto simili a quelle del livello sottostante. Inoltre sono diffusi anche clasti di micrite bruno-scura con frammenti di stromatoliti, di talli ed oogoni di carofite, di cristalli isolati di microcodium e frammenti di gasteropodi, oltre a clasti micritici sterili con vuoti arcuati e planari riempiti da sparite. Sono anche presenti frammenti di filamenti e lamine stromatolitiche che talora inviluppano clasti o ne costituiscono il supporto; lo spessore è di 70 cm.

Questi depositi grossolani passano a micriti grigie formate quasi esclusivamente da stromatoliti e rari ostracodi con le valve articolate; sono frequenti le strutture geopetali e gli intraclasti micritici (talora millimetrici) con cristalli di microcodium isolati, frammenti di talli di carofite e di gasteropodi polmonati; intercalata ai calcari micritici si osserva una piccola lente conglomeratica, a cemento sparitico (spessore massimo 20 cm) con rari esemplari di microcodium integri. I clasti sono costituiti sia da rocce del basamento paleozoico che da calcari micritici sia sterili che a frammenti di stromatoliti; lo spessore è di circa 180 cm.

I calcari micriti successivi sono costituiti alla base quasi esclusivamente da carofite, complete di tallo e di verticilli (Fig.

3c) e successivamente da stromatoliti talora del tipo “cauliflo- wer”. “Pannocchie” integre di microcodium sono diffuse nel sedimento costituendo sia plaghe, distribuite in sottili livelli, sia come riempimento di microfratture. Si rinvengono anche banchi e/o lenti di tipo microcoditico, costituiti fino al 70% da frammenti minuti di microcodium. Sono molto rari sia i gusci integri di gasteropodi polmonati, sia gli ostracodi con le valve articolate.

In sezione sottile è osservabile la riorganizzazione pedogenetica della matrice verso una strutturazione di tipo peloidale- ooidale (Armenteros et al., 1997, 1998), rappresentata da forme rotondeggianti (glaebules) che generalmente appaiono più scure per concentrazione del plasma, costituite dalla biomicrite parente o da microcodite, con dimensioni comprese fra 25 mm e 150 mm (peloidi); talora si presentano come granuli rivestiti da un anello micritico scuro, compreso fra 25 mm e 150 mm di diametro o possono essere completamente o parzialmente delimitate da fessure curvilinee riempite da sparite.

Anche in questo caso sono costituite dalla biomicrite parente, prive di riorganizzazione interna e hanno dimensioni variabili, da 100 mm a 4 mm (“ooidi”). Molti glaebules presentano fessurazioni di ampiezza compresa fra 50-100 mm, del tipo di quelle già descritte da Freytet & Plaziat (1982) ed interpretate come la conseguenza alla contrazione per disseccamento della micrite durante l’esposizione subaerea. Si osserva, inoltre, un reticolo formato da cavità, di larghezza sino a 5-6 mm, con andamento planare od obliquo, spesso riempite da silt micocri- stallino scuro alla base e da sparite verso l’alto. Questa dispo- sizione geopetale è riferibile all’opera di acque superficiali discendenti dalla zona vadosa a quella freatica in fessure pree- sistenti, prodotte, probabilmente, da radici e progressivamente allargate (pseudo-microkarst). Anche queste strutture, origina- te dall’azione delle radici, testimoniano ripetuti periodi di emersione prima della cementazione sparitica.

4) Calcari dolomitici brecciati sterili.

Si tratta di calcari dolomitici (38,15% di MgCO₃) brecciati, completamente privi di resti fossili e di materia organica (C 0,14% - O.M. 0,24%) e costituiti da fango microcristallino grigio-giallognolo per la presenza di ankerite, con aree dolomitizzate a romboedri neomorfici di forma euedrale. La struttura brecciata è data da un sistema di fratture variamente orientate che isolano porzioni di sedimento, generando pseudoclasti monogenici grigio-scuri, a contorno prevalentemente spigolo- so e di dimensioni variabili (da 100 mm a 30 mm). La fessurazione interessa anche i pseudoclasti medesimi, arrivando sino a smembrarli completamente. Nessuno di tali frammenti, anche quelli più minuti, presenta alcuna traccia di trasporto, essendo immersi irregolarmente nella matrice parente giallognola.

La dolomitizzazione è presumibilmente riportabile all’arric- chimento di acque freatiche in Mg, proveniente dalla liscivia- zione delle dolomie cambriane del basamento paleozoico, presenti nell’area; lo spessore è di 50 cm.

L’intera successione è ricoperta da sedimenti eocenici a miliolidi ed ostracodi dulcicoli del complesso del “Miliolitico”

Auct.

Affioramento di Su Nenneri (Piolanas Ovest)

In questo affioramento, ubicato circa 4 km a Sud-Ovest di quello di Medau Margiani Angius sono presenti soltanto le litofacies riferibili ai depositi misti terrigeno-carbonatici. Essi sono rappresentati da argilliti marnose e marne calcaree giallognole ocracee, passanti verso l’alto a marne dolomitizzate, con extraclasti di metarenarie, metasiltiti e numerosi cristalli di quarzo anche policristallini, spigolosi e di varia grandezza (dimensione massima 7 mm). Molto raramente si rinvengono, associati a frustuli carboniosi, frammenti di gusci di gasteropo- di e lamine stromatolitiche planari. Sono presenti mud cracks e cavità ramificate formanti un reticolo molto denso riempito da silt vadoso e granuli di quarzo microcristallini; lo spessore è di circa 3 m.

Questi depositi sono ricoperti, tramite una superficie d’erosione, da sedimenti continentali rappresentati da paraconglomerati poligenici-eterometrici, con clasti rivestiti da patine fer- ruginose e lamine stromatolitiche in una matrice micritica con microcodium in aggregati a “pannocchia” integri; lo spessore è di circa 60 cm.

Ad essi seguono, separati da una netta superficie d’erosione, conglomerati marini eocenici poligenici a miliolidi e cemento carbonatico; i clasti per lo più centimetrici, sono costituiti da quarzo, metamorfiti paleozoiche, micriti e microcoditi; lo spessore è di circa 80 cm. I conglomerati passano verso l’alto a microconglomerati con livelli marnoso-arenacei a gasteropodi turricolati (ceritidi) ed infine a calcari formati essenzialmente da sole miliolidi (“Miliolitico” Auct.).

Caput Acquas

L’affioramento si rinviene circa 300 m a Nord dell’abitato di Caput Acquas in località Ortu de is Braus, lungo le sponde orientali del Riu Flumentepido.

Sul basamento metamorfico del Paleozoico inferiore è visibile, durante i periodi di magra del torrente, un livello carbonatico (spessore massimo esposto, 30 cm) formato da pseudobrecce grigie a matrice micritica, con diffusi aggregati cristal-

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lini di microcodium ed extraclasti di quarzo e di micriti sia sterili che a stromatoliti. Lateralmente si sviluppa un livello cen- timetrico micritico ricco in talli di carofite e frammenti di stromatoliti e caratterizzato da un fitto reticolo di cavità irregolari riempite da cemento sparitico.

Dopo una copertura detritica valutabile in circa 2 m, seguono conglomerati e calcari eocenici a miliolidi (“Miliolitico”

Auct.), per uno spessore di circa 16 m.

Villamassargia

2 km a Sud-Est dell’abitato di Villamassargia, ai lati della strada comunale Villamassargia-Narcao e circa 200 m più a Sud delle Case su Sensu affiora, per uno spessore di circa 4 m, poggiando in discordanza sulle metarenarie del Paleozoico inferiore, un livello di arenarie siltoso-quarzose fini, grigio- chiare, con clasti millimetrici di quarzo e con diffusi noduli litoidi di ferro rosso-bruni. I noduli hanno dimensione medie di 10/20 cm ed una diffusione nel deposito del 50%; non sono riconoscibili strutture sedimentarie. In base alle caratteristiche mineralogiche e geochimiche il livello paleoalteritico è stato attribuito al gruppo degli ultisuoli ad ironstones (Murru &

Ferrara, 1999);

Spostandosi verso Ovest di circa 200 m ed a una quota di circa 5-10 m sopra il termine precedente, si rinvengono una serie di blocchi carbonatici isolati che emergono dalla copertura vegetale. I blocchi, i cui rapporti reciproci non sono chiara- mente definibili, ma che sicuramente fanno parte della stessa successione, sono costituiti da:

a) micriti grigie sterili; b) micriti grigie con stromatoliti e microcodium presenti sia come aggregati cristalllini a “pannocchia” che come singoli elementi disarticolati; c) micriti grigio-giallognole con diffusi talli di carofite complete sia di cellule corticali che di verticilli; d) micriti grigie con oogoni di carofite e cavità con riempimento di tipo geopetale; lo spessore complessivo del banco carbonatico è stimabile in circa 2-3 m;

Affiora successivamente, per uno spessore di circa 100 m, il complesso continentale della Formazione del Cixerri rappresentato soprattutto da arenarie grossolane con lenti calcaree ad oogoni di carofite. La successione è chiusa da depositi cupoli- formi di vulcaniti andesitiche appartenenti al ciclo calco-alca- lino oligo-miocenico.

Sant’Andrea Frius

L’affioramento è ubicato a Sud-Ovest dell’abitato di S.

Andrea Frius, ed è raggiungibile tramite la strada comunale di Rio Gutturu Mannu. Il basamento paleozoico, rappresentato da metarenarie e filladi e ricoperto da ultisuoli plintitici (Murru &

Ferrara,1999) potenti una decina di metri, è seguito da una successione continentale e transizionale rappresentata da una fitta alternanza di livelli terrigeni con intercalati livelli carbonatici.

Dal basso verso l’alto, si hanno: siltiti sabbiose grigie (1 m);

argilliti verdi (1 m); calcari dolomitico-marnosi marrone (1,2 m); marne argillose grigio-verdi con lenti ad ostree, carofite e rari denti di pesci (2 m); argilliti grigio-verdi (1,2 m); calcari dolomitico-marnosi marrone (2,7 m); argilliti bruno-marrone con intercalazioni di sottili livelli di calcare dolomitico-marnoso (4,6 m); siltiti bruno-verdi (2,6 m); arenarie marnose marrone (0,3 m); calcari dolomitico-marnosi marrone (2,5 m); marne

argillose marrone (1,4 m); arenarie fini grigio-verdi con intercalati livelli microconglomeratici (4 m); calcari dolomitico- marnosi (1 m); siltiti brune (1 m); argilliti verdi (50 cm); arenarie grigie con intercalati livelli microconglomeratici (50 cm);

marne argillose grigio-verdi a carofite e lenti ad ostree (2 m);

calcari grigio-marrone ad ostree ed ostracodi (1 m); argilliti debolmente marnose grigio-verdi (1 m).

La successione paleogenica, attribuita al Thanetiano superiore-Ilerdiano, è ricoperta, tramite un contatto erosionale, da sedimenti marini riferibili al Miocene inferiore.

I quattro banchi, calcareo-dolomitico-marnosi (6-7% MgCO₃), sono caratterizzati da un aspetto fortemente vacuolare in superficie, per effetto della erosione selettiva su una fitta rete di fessure talora riempite di silt, piccoli litoclasti e numerosi granuli di quarzo, per lo più di dimensioni minute. In queste fratture si ha lo svi- luppo di livelli e incrostazioni calcitiche, talora riferibili a microcodium (Matteucci & Murru, 2002).

Siurgus Donigala

L’affioramento, già segnalato da Ferrara et al. (1995), si rinviene circa 500 m a Nord-Est dell’abitato di Sirgus Donigala ed è costituito dal basso verso l’alto, sopra il basamento metamorfico paleozoico e per uno spessore 30 cm, da livelli micritici grigi con oogoni, rari talli di carofite complete di cellule corticali e diffusi aggregati di microcodium; nella matrice si osservano glaebules talora bordati da fessure curvilinee riempite da sparite. Seguono calcari, per uno spessore di ca. 40 cm probabilmente già eocenici, con ostracodi, ceritidi ed oogoni di carofite, ricoperti da depositi continentali e marini oligo-miocenici, affioranti per uno spessore circa 100 m.

Orroli

I calcari palustri paleocenici affiorano alla base del comples- so arenaceo a Nummulites gr. globulus dell’Eocene inferiore, appartenente ad uno dei più estesi affioramenti eocenici della Sardegna centro-meridionale (5 x 1 km). I livelli palustri poggiano, tramite una marcata superfici di discontinuità, sopra i termini carbonatici della serie mesozoica e affiorano in manie- ra discontinua, con estensioni e spessori molto modesti.

Vengono di seguito descritti brevemente i sei affioramenti principali (tutti indicati nello schema geologico di Fig. 1 come località Orroli), che poggiano su dolomie triassiche tramite una netta superficie di discontinuità. I livelli successivi a quelli carbonatici continentali, pur del tutto privi di fosssili, vengono dubitativamente attribuiti al ciclo eocenico, per analogia di facies con depositi analoghi presenti alla base della successione ingressiva del Paleocene superiore-Ilerdiano, e datati soprattutto sulla base del contenuto in caracee.

Padenteddu

L’afforamento si rinviene lungo la strada comunale di Genna Xeas in località Padenteddu a SW dell’abitato di Orroli.

I sedimenti carbonatici a stromatoliti poggiano, tramite una superficie di discontinuità in parte coperta dal suolo su una successione dolomitica triassica e sono costituiti da micriti grigio-scure a stromatoliti, microcodium, oogoni di carofite e gasteropodi polmonati integri. Diffusi nel sedimento si rinvengono noduli di selce centimetrici, molto probabilmente secon- dari (spessore totale circa 2 m); seguono, intervallati da tratti

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coperti, arenarie e conglomerati, attribuibili all’Eocene inferiore e vulcaniti calco-alcaline bentonizzate, attribuite all’Oligo- Miocene.

Genna Xeas

L’affioramento si rinviene lungo la strada che collega Genna Xeas alla strada provinciale n. 10 che conduce ad Orrroli ed è costituito, sopra il basamento, dal basso verso l’alto, da calcari micritici a microcodium, affioranti per uno spessore di ca. 80 cm, che appaiono come brecce di dissoluzione (pseudobrecce) e contengono “pannocchie” e frammenti di microcodium, presenti, rari, nella matrice e molto abbondanti, in cavità della roccia stessa. Seguono, per uno spessore di ca. 1,2 m, siltiti argillose giallognole sterili, probabilmente già eoceniche, ricoperte da siltiti argillose grigio-verdi sterili, con intercalati due livelli conglomeratici centimetrici (ca. 2,6 m di spessore) e da arenarie grossolane (ca. 40 cm di spessore), separate da una netta superficie d’erosione.

Santa Caterina

L’affioramento si ritrova entro il recinto del santuario di Santa Caterina ed è formato da calcari micritici ad extraclasti di quarzo con aggregati di microcodium e rari steli di carofite, affioranti per uno spessore di ca. 90 cm, seguiti da siltiti argillose grigio-verdi sterili (ca. 1,2 m di spessore) e da arenarie grossolane (ca. 40 cm di spessore), probabilmente già eoceniche.

Piccheri

L’affioramento è ubicato circa 2 km a sud-ovest dell’abitato di Orroli. Il livello micritico, potente ca. 1 m, è povero in aggregati di microcodium integri, ma presenta molti clasti di

microcodite. Si osserva una progressiva riorganizzazione pedogenetica della matrice riferibile ad una strutturazione di tipo peloidale-ooidale, simile a quella descritta nella sezione di Piolanas Nord. Fanno seguito conglomerati passanti verso l’al- to ad arenarie fini probabilmente già eocenici, e marne calcaree e calcari marnosi ad ostree, con intercalazioni arenaceo- conglomeratiche ed arenacee, affioranti per uno spessore complessivo di ca. 7,4 m.

Bruncu Geroni

L’affioramento si rinviene lungo la strada che collega Siurgus Donigala ad Orroli a circa 2,2 km a Sud-Ovest di quest’ultimo abitato ed è formato, dal basso verso l’alto, da: calcari micritici, modificati in pseudobrecce per dissoluzione, con rari frammenti di microcodium, affiorante per uno spessore di circa 150 cm e seguito da siltiti grigio-verdi e arenarie grossolane (ca. 2 m di spessore), ricoperte dalle vulcaniti calco-alcaline bentonizzate dell’Oligo-Miocene.

Coremolla

Circa 1,3 km a Sud-Ovest dell’abitato di Orroli, lungo la strada che collega Orroli a Siurgus Donigala, affiorano pseudobrecce contenenti oltre a rari aggregati di microcodium e rare carofite, anche ostracodi e gusci integri di gasteropodi polmonati; lo spessore è di circa 100 cm; segue una successione, probabilmente già appartenente al ciclo ingressivo dell’Eocene inferiore, costituita da siltiti sabbiose verdi sterili (ca. 50 cm di spessore), arenarie fini con gasteropodi turricolati e frammenti di ostreidi (ca. 80 cm di spessore), marne calcaree giallognole ad ostracodi (ca. 60 cm di spessore), argilliti giallognole a bur- rows (ca. 40 cm di spessore), arenarie sterili (ca. 4,5 m di spes- sore), ricoperta da calcari marini del Miocene inferiore.

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