Geologica Romana 40 (2007), 175-186
I DEPOSITI CONTINENTALI FERRUGINOSI DEL MAASTRICHTIANO SOMMITALE-PALEOCENE DELLA SARDEGNA MERIDIONALE (ITALIA)
Marco Murru*, Concetta Ferrrara*, Ruggero Matteucci**, Stefania Da Pelo* & Andrea Vacca*
* Dipartimento di Scienze della Terra, Via Trentino 51, 09127 Cagliari
** Dipartimento di Scienze della Terra, Università “La Sapienza”, P.le A. Moro 5, 00185 Roma
RIASSUNTO - Durante il Maastrichtiano sommitale-Paleocene la Sardegna è stata interessata da una fase di continentalità che è stata parzialmente interrotta solo dall’ampia trasgressione marina del Thanetiano superiore- Ypresiano inferiore (= Ilerdiano). In questa nota vengono descritti tutti gli affioramenti continentali ferruginosi, la cui formazione è attribuibile a questa fase, finora rinvenuti nella Sardegna centro-meridionale e di cui solo alcuni sono finora noti. La discreta numerosità degli affioramenti (sette), la loro comune caratterizzazione di paleosuoli ferruginosi e la loro ampia distribuzione areale ne individuano il significato di testimoni residuali di un’antica dif- fusa copertura dell’isola da parte di un paleosuolo ferruginoso plintitico, connesso ad una prolungata fase clima- tica caldo-umida, necessaria per la sua formazione, con condizioni climatiche analoghe a quelle delle attuali zone tropicali pluviali. I paleosuoli plintitici della Sardegna mostrano, inoltre, caratteri di tessitura, composizione chi- mico-mineralogica e contesto deposizionale confrontabili con quelli dei depositi ferruginosi noti nella Francia meridionale e attribuiti al Maastrichtiano superiore-Paleocene inferiore. L’appartenenza della Sardegna alla stes- sa paleo-provincia della Francia meridionale durante il Cretacico e l’intero Paleogene, permette di ipotizzare un contesto paleoclimatico e deposizionale unitario per tutto il bordo meridionale paleo-europeo, caratterizzato da condizioni climatiche tropicali-subtropicali umide a partire dal Maastrichtiano superiore e probabilmente prolun- gatesi anche nella prima parte del Paleocene.
PAROLE CHIAVE: depositi continentali ferruginosi, Maastrichtiano sommitale-Paleocene, Sardegna centro-meridionale, Italia.
ABSTRACT - In central-southern Sardinia seven small outcrops are recognized containing ferruginous sedi- ments, which display some common characters: all are made up by an iron-rich horizon, formed in place, with abundant goethitic and hematitic red mottles, within a kaolinitic argillaceous matrix. These ferruginous levels can be referred to the plinthite, a kind of iron soil horizon which is thought to form under humid tropical to subtropi- cal climates. Plinthite forms deep within forested soils, but, drying under repeated exposures to air, in long times, irreversibly evolves to petroplinthite, a very hard and stable rocky iron horizon, largely known as ironstone or fer- ricrete or, in French, cuirasse. The irreversible hardening can otherwise produce an horizon made up of concen- tric layered nodules (pisoplinthite). Some of the Sardinian ferruginous levels can be clearly referred to petroplin- thite (Monte Maraconis, Ballao and Villamassargia) or to pisoplintite (Nuxis and Guardia Pisano).
The high abundance of goethite and of kaolinite are other good proxies for an humid warm climate.
An uppermost Cretaceous-early Paleocene age is inferred for these deposits, which lie on a Paleozoic substra- te and are covered (except one) by Paleocene-lowermost Eocene transitional to shallow-water marine sediments, sometimes with interposed lacustrine carbonate levels.
In the Late Cretaceous, Sardinia began to be completely emerged and subject to erosion; the latest Cretaceous and early Paleocene are largely known as humid and warm periods.
Furthermore, very similar ferruginous levels, uppermost Cretaceous-early Paleocene in age, are known from southern France; the pre-rotation position of the Sardinian-Corsican block along the south-eastern margin of the European paleocontinent, allows us to presume a similar climatic and environmental regional history.
KEY WORDS: ferruginous continental deposits, uppermost Maastrichtian-Paleocene, middle-southern Sardinia, Italy.
INTRODUZIONE Premessa
La ricostruzione dei caratteri paleoambientali della fase di continentalità che ha caratterizzato l’intera Sardegna dal Cretacico sommitale a buona parte del Paleocene è affidata all’analisi dei piccoli e relativamen- te poco numerosi depositi continentali riferibili a quella fase tuttora preservati.
In questa nota vengono descritti e analizzati tutti gli affioramenti rinvenuti, contenenti depositi continentali
ferruginosi, di cui solo alcuni già noti (Murru & Ferrara, 1999).
I sette affioramenti di paleoalteriti ferruginose rinve- nuti nella Sardegna centro-meridionale testimoniano dell’esistenza di una prolungata fase climatica, le cui caratteristiche sono ricercate nel confronto con i deposi- ti ferruginosi continentali attualmente in formazione. Le paleoalteriti della Sardegna vengono confrontate, inol- tre, ai depositi continentali ferruginosi della Francia meridionale, che sono riferibili alla stessa fase climatica, anche considerando l’appartenenza del blocco sardo-
corso alla medesima provincia paleogeografica fino al suo distacco dall’Europa sud-occidentale, avvenuto solo a partire dal Miocene inferiore.
Contesto paleoclimatico
Nel Cretacico superiore sono documentate notevoli oscillazioni climatiche; ad esse seguì, nel Paleocene, un progressivo riscaldamento globale, sino al brusco innal- zamento avvenuto al passaggio Paleocene-Eocene, rico- nosciuto come l’evento più caldo del Cenozoico e noto come LPTM (“Late Paleocene Thermal Maximum”) o come PETM o IETM (rispettivamente, “Paleocene- Eocene Thermal Maximum” e “Initial Eocene Thermal Maximum”).
Secondo vari autori (Li & Keller, 1998; Adatte et al., 2002; Nordt et al., 2003), il Maastrichtiano sommitale fu caratterizzato da una fase di riscaldamento globale, pre- ceduto da una serie di forti e brusche oscillazioni clima- tiche globali (due Greenhouse events, con riscaldamento delle acque oceaniche di 2/3°C ed innalzamento del con- tenuto atmosferico in CO2,rispettivamente subito dopo la fase fredda del Campaniano superiore tra 65,50-65,20 Ma, intervallate da fasi di raffreddamento globale, rispettivamente tra 68,50-65,50 Ma e 65,20-65,10 Ma).
Secondo Bolle & Adatte (2001), il Paleocene inferiore fu caratterizzato da climi caldi e umidi, ad elevata piovosi- tà. Secondo Lu et al. (1998), Schmitz et al. (2001), Schmitz & Pujalte (2003), il clima dell’Europa occiden- tale oscillava da temperato, fino alle paleolatitudini di N 43°, a tropicale; le fasce climatiche si spostarono verso Nord di 5°-10° durante il Paleocene medio-superiore, causando un generale riscaldamento nell’Europa occi- dentale. Infine, durante il LPTM, durato circa 100 ka, alle alte latitudini e nelle acque oceaniche profonde di tutto il mondo si è verificato un riscaldamento di circa 6°-8° C, che si è sovrapposto alle condizioni già calde del Paleocene. I rapporti isotopici del carbonio, secondo Schmitz & Pujalte (2003) testimoniano un accumulo nell’atmosfera di CO2 (Greenhouse event), probabil- mente legato alla dissociazione degli idrati gassosi dei fondi oceanici con rilascio di metano, innescata dal bru- sco incremento della temperatura.
Inquadramento geologico regionale
Durante il Cretacico, su ampie aree dell’isola si ebbe una sedimentazione marina continua, essendo stata inter- rotta soltanto durante l’Aptiano inferiore-Turoniano, come testimoniano i depositi bauxitici affioranti in Sardegna nord-occidentale (Oggiano & Mameli, 2001).
La sedimentazione marina terminò nella Sardegna nord- occidentale durante il Campaniano (Cherchi & Schroeder, 1995) o il Campaniano-Maastrichtiano (Oggiano & Ma- meli, 2001), mentre nella Sardegna orientale essa conti- nuò per tutto il Maastrichtiano, come è testimoniato, per il Maastrichtiano inferiore, da depositi marini in posto e, per il Maastrichtiano superiore, da clasti a rudiste e foramini- feri contenuti in conglomerati continentali terziari
(Chabrier, 1969; Busulini et al., 1984).
I depositi continentali (paleosuoli ad ironstones e suc- cessivi depositi carbonatici a microcodium e carofite) affioranti nella Sardegna centro-meridionale (Fig. 1), prevalentemente giacenti su un substrato paleozoico e riferiti al Paleocene (Murru & Ferrara, 1999; Matteucci
& Murru, 2002; Murru et al., 2003), testimoniano di una vasta emersione regionale. Ingressioni marine di mode- sta estensione e durata verificatesi durante il Paleocene hanno preceduto la generale trasgressione dell’Ilerdiano (= Ypresiano inferiore), che è rappresentata, in gran parte della Sardegna centro-meridionale, da sedimenti carbonatici e terrigeni con miliolidi e macroforaminiferi.
Questi livelli marini basali, che in parte ricoprono i depositi continentali, sono seguiti, nella Sardegna sud- occidentale, da sedimenti detritici continentali del Cuisiano (= Ypresiano superiore), caratterizzati dalla presenza di livelli di carbone (Murru & Salvadori, 1990;
Matteucci & Murru, 2002) e, nella Sardegna sud-orien- tale, da depositi carbonatici a macroforaminiferi; questi ultimi sono stati completamente smantellati e sono docu- mentati solo da clasti contenuti in conglomerati di età oligo-miocenica.
Nella Sardegna centro-meridionale, la successione eocenica termina con i depositi molassici, legati alla fase tettonica pirenaica, della Formazione del Cixerri, alla quale è stata attribuita un’età compresa tra l’Eocene medio e l’Eocene superiore (Barberi & Cherchi, 1980);
tale attribuzione appare confermata dal recente ritrova- mento di resti di tartaruga ad affinità eocenica (Righi &
Delfino, 2004).
MATERIALI E METODI
Tutti gli affioramenti, ubicati nella Sardegna sud-occi- dentale, sono stati dettagliatamente rilevati e campionati ed i materiali raccolti sono stati soggetti ad analisi gra- nulometriche, petrografiche, mineralogiche e geochimi- che. Ogni campione è stato inoltre preparato per la deter- minazione della frazione argillosa. Le analisi sono state effettuate sui depositi ferruginosi, sulla roccia madre e sui sedimenti dell’intera successione. La composizione chimica è stata determinata attraverso l’analisi quantita- tiva XRF con uno Spettrometro Panalytical Magix Pro.
La composizione mineralogica è stata determinata mediante XRD con un diffrattometro Panalytical X’pert Pro con tubo al rame e rivelatore rapido X’ celerator. Il trattamento degli spettri di diffrazione e l’individuazione delle fasi sono stati eseguiti con il software Panalytical HighScore.
DESCRIZIONE DEGLI AFFIORAMENTI
Vengono di seguito descritti i sette affioramenti con depositi ferruginosi finora rinvenuti in diverse località della Sardegna centro-meridionale, la cui ubicazione è riportata nello schema geologico di Fig. 1.
Guardia Pisano
L’affioramento è ubicato nelle colline di Guardia Pisano (Fig. 1), circa 500 m a Nord-Ovest dell’abitato di Bacu Abis. La successione paleogenica poggia su un basamento paleozoico formato da depositi continentali costituiti prevalentemente da argilliti, arenarie, conglo- merati e vulcaniti attribuiti al Permiano inferiore (Barberi & Cherchi, 1980; Cherchi et al., 1982; Murru &
Salvadori, 1990; Pittau et al., 2002; Barca & Costa- magna, 2006); lo spessore totale della successione per- miana è di circa 120 m.
La successione campionata è formata, dal basso verso l’alto, dai seguenti cinque livelli, separati tra loro da evi- denti superfici di erosione o di discontinuità, solo l’ulti- ma delle quali poco marcata:
1) basamento paleozoico costituito da metargilliti gri-
Fig. 1 - Schema geologico della Sardegna (A - Basamento paleozoico-mesozoico; B - Sedimenti del Maastrichtiano superiore-Eocene; C - Depositi oligo-miocenici; D - Basalti plio-quaternari; E - Sedimenti continentali plio-quaternari; F - Faglie) e colonne litologiche degli affioramenti studiati (1 - Metamorfiti paleozoiche; 2 - Metacalcari dolomitici; 3 - Depositi ferruginosi pisolitici; 4 - Arenarie con noduli ferruginosi; 5 - Arenarie conglo- meratiche ferruginose; 6 - Conglomerati; 7 - Siltiti sabbiose; 8 - Arenarie; 9 - Marne; 10 - Calcari; 11 - Vulcaniti oligo-mioceniche; 12 - Stromatoliti;
13 - Microcodium; 14 - Carofite; 15 - Gasteropodi; 16 - Ostreidi; 17 - Nummulitidi; 18 - Alveolinidi; 19 - Ostracodi; 20 - Burrows; 21 - Miliolidi;
22 - Base dell’ingressione marina dell’Eocene inferiore; 23 - Base dei depositi continentali della Formazione del Cixerri).
- Geological sketch of Sardinia (A - Paleozoic-Mesozoic basement; B - Late Maastrichtian-Eocene sedimentary rocks; C - Oligocene-Miocene vol- canic and sedimentary rocks; D - Pliocene-Quaternary volcanic rocks (basalts); E - Pliocene-Quaternary continental sedimentary rocks; F - Faults).
Lithostratigraphic sections of the studied outcrops (1 - Paleozoic metamorphic rocks; - 2 - Dolomitic limestones; 3 - Ferruginous deposits with pisolitic nodules; 4 - Arenaceous levels with concentric layered large nodules; 5 - Ferruginous conglomeratic arenites; 6 - Conglomerates; 7 - Sandy silts; 8 - Arenites; 9 - Marls ; 10 - Limestones; 11 - Oligo-Miocene volcanic rocks; 12 - Stromatolites; 13 - Microcodium; 14 - Charophytes; 15 - Gastropods; 16 - Ostreids; 17 - Nummulitids; 18 - Alveolinids; 19 - Ostracods; 20 - Burrows; 21 - Miliolids; 22 - Base-line of the Lower Eocene marine ingression; 23 - Base-line of the continental deposits of the Cixerri Formation).
gio-verdi (1N6/1, Munsell) molto alterate, permiane; lo spessore visibile è di circa 2-3 m;
2a) paraconglomerati a matrice carbonatica con clasti eterometrici (da 7-8 cm a pochi millimetri di diametro), prevalentemente subarrotondati, costituiti da quarzo, metamorfiti paleozoiche, dolomie e calcari marnosi; lo spessore è molto variabile, da 0 a 100 cm;
2b) marne argillose molto alterate e poco litificate, giallognole alla base (10YR8/6) e passanti verso l’alto a grigio-rosate (7.5R6/1); lo spessore visibile è di circa 3,3 m;
3) argilliti marnose molto alterate e poco litificate, gri- gio-rosate (7.5R6/1) con plaghe giallognole (10YR8/6) e con numerose concrezioni ferruginose rosso-brune (7.5R3/4), ben levigate (diametro da 0,5 mm a 15 mm);
le concrezioni sono distribuite pressoché uniformemente nella matrice (Fig. 2); lo spessore è di circa 1,5 m;
4) marne argillose molto alterate e poco litificate, da rosso-chiare alla base (7.5R7/6) a giallo pallido (5Y8/3);
lo spessore visibile è di circa 3 m;
5) arenarie grossolane continentali prive di contenuto fossilifero, passanti a conglomerati con cemento carbo- natico, contenenti rari miliolidi e clasti centimetrici di quarzo, di metamorfiti paleozoiche e di calcari micritici a microcodium (spessore circa 80 cm); seguono calcari a foraminiferi del “Miliolitico” Auct. (Thanetiano superio- re-Ilerdiano); lo spessore totale è di circa 5-6 m.
L’analisi mineralogica ha mostrato in tutti i termini della successione l’abbondanza di calcite e quarzo, men- tre alla base è presente anche goethite e nella porzione sommitale ankerite. Fra i minerali argillosi, dominano caolinite ed illite, sempre presenti quasi con la stessa percentuale. Le concrezioni ferruginose del livello 3 sono costituite da barite, quarzo, calcite ed ankerite; tra gli ossidi di Fe è presente soltanto la goethite e tra i minerali argillosi caolinite ed illite.
L’analisi chimica ha messo in evidenza l’abbondanza di CaO in tutti i termini della successione, con valori compresi tra 33 e 42%; sono molto subordinati Fe2O3
(4-1%) e Al2O3 (7/4%), è del tutto assente BaO, che risulta presente solo nelle concrezioni ferruginose, sia pure con modeste percentuali (1,3-1%); le concrezioni sono costituite essenzialmente da Fe2O3(52-51%) e da Al2O3(11-8%), con una modesta presenza di CaO (4- 1%) e tenori di MnO inferiori a 0,3%.
Osservate al microscopio ottico, le concrezioni ferru- ginose mostrano una originaria struttura concentrica che risulta raramente ben discernibile, essendo fortemente frammentata ed obliterata da numerose fessure e vacuo- losità ad andamento prevalentemente radiale.
Piolanas
L’affioramento (Fig. 1) è ubicato circa 1,2 km a Nord del villaggio di Piolanas (300 m a Sud-Est del M.
Barega), la successione è formata dal basso verso l’alto da:
1) basamento paleozoico rappresentato da metacalcari dolomitici del Cambriano inferiore superficialmente car- sificati e riempiti da depositi brecciati ferruginosi;
2) micriti ocracee giallognole (10YR5/6), giacenti sul substrato paleozoico attraverso una evidente superficie di discontinuità e contenenti granuli di quarzo, microcla- sti del substrato e plaghe ferruginose (2.5YR5/4).
All’analisi mineralogica risultano costituite da calcite, ankerite, quarzo e siderite. Sono presenti concrezioni ferruginose, anche di grandi dimensioni (fino a 15 x 8 cm), che si rinvengono molto numerose sulla superficie di un suolo attualmente arato e coltivato. Le concrezioni ferruginose sono formate da argilliti con rarissimi clasti di quarzo e sono strutturate in bande irregolarmente con- centriche ferruginee marroni (10YR 3/6) ed ocracee giallognole (10YR7/8), con netta prevalenza delle prime (Fig. 3). L’analisi mineralogica ha evidenziato la presen- za predominante della goethite e subordinatamente di quarzo e magnetite, provenienti dal basamento paleozoi- co mineralizzato. Lo spessore del livello è, in via tenta- tiva, intorno a 50-80 cm;
3) arenarie quarzose fango sostenute rosso brune (2,5YR5/4) che passano progressivamente a depositi car- bonatici sino a calcari ad ostracodi. Queste litologie sono costituite da quarzo, calcite, goethite e caolinite; lo spes- sore stimabile è di circa 40-50 cm;
Fig. 2 - Affioramento di Guardia Pisano: paleosuolo ferrruginoso con le pisoliti messe in rilievo dall’erosione.
- Outcrop of Guardia Pisano. The ferruginous paleosol shows the pisolitic nodules evidenced by erosion.
Fig. 3 - Campione proveniente dall’affioramento di Piolanas mostrante quattro concrezioni pisolitiche saldate fra di loro.
- Hand sample from the outcrop of Piolanas. Large concentric ferrug- inous nodules soldered with growth.
4) seguono, attraverso una superficie d’erosione, cal- cari a foraminiferi e molluschi, arenarie e marne con intercalazioni carboniose dell’Eocene inferiore; lo spes- sore è di circa 20 m.
Nuxis
La prima brevissima segnalazione della semplice pre- senza di “ematite pisolitica con ciottoli di barite” vicino all’abitato di Nuxis (Fig. 1) si deve a Taricco (1928).
Successivamente Salvadori (1961), analizzando le rocce calcareo-dolomitiche cambriane della medesima area, mineralizzate a baritina durante il tardo-ercinico, descri- ve un “tipo di mineralizzazione” costituita da una “brec- cia di baritina a cemento marnoso ferroso”.
La campionatura per il presente studio è stata effettua- ta nella cava dismessa di Bacchera, profonda circa 18 m, ubicata duecento metri a Sud della frazione di Is Ollargius e circa 1 km a Sud-Ovest del villaggio di Nuxis. In una ampia cavità del basamento paleozoico, costituito da metacalcari dolomitici cambriani mineraliz- zati a baritina durante il tardo-ercinico ed intensamente carsificati, è contenuto un deposito ferruginoso rosso- bruno, per uno spessore massimo di ca. 8 m.
Quest’ultimo è ricoperto, attraverso una superficie d’erosione molto accentuata, da argilliti siltose a bur- rows con intercalati numerosi banchi arenaceo-conglo- meratici grano-decrescenti, attribuibili alla formazione
eocenica del Cixerri, che affiora per uno spessore di circa 14 m.
I riempimenti ferruginosi della cavità carsica (Fig. 4) presentano dal basso verso l’alto le seguenti facies:
a) deposito ferruginoso rosso-bruno (7.5R3/3) ben liti- ficato, senza alcuna struttura sedimentaria, con fram- menti spigolosi di baritina (dimensioni fra 0,5-10 mm) poco diffusi nella matrice (meno del 10%) e, talora, con- crezioni ferruginose millimetriche; lo spessore massimo è di circa 2 m;
b) deposito caotico ferruginoso rosso-bruno (7.5R3/4) ben litificato, composto prevalentemente da frammenti di baritina sia spigolosi che arrotondati (dimensioni tra 1 e 30 cm), diffusi nella matrice. La frequenza della bari- tina è mediamente del 30%, ma talora supera il 50% del volume dell’intero deposito; nella matrice sono presenti numerose concrezioni ferruginose millimetriche; lo spessore massimo è di circa 3 m;
c) deposito ferruginoso rosso-bruno (7.5R3/3) poco litificato, completamente in facies pisolitica; le concre- zioni hanno un diametro che oscilla da 0,5 mm a 9-10 mm; sono presenti anche rari frammenti di baritina (meno del 5% del volume), dalle dimensioni di 10-40 mm; lo spessore massimo è di circa 3 m.
Le concrezioni, osservate in sezione sottile al micro- scopio ottico, appaiono caratterizzate dalla struttura con- centrica delle componenti attorno al nucleo, con nume- rosi vuoti radiali; soltanto la porzione più periferica appare massiva. L’analisi mineralogica ha evidenziato la presenza (in ordine decrescente di abbondanza) di bari- te, quarzo e subordinatamente calcite; fra i minerali argillosi è dominante la caolinite, mentre fra gli ossidi di Fe l’ematite prevale sulla goethite. L’analisi chimica ha evidenziato la prevalenza di Fe2O3(27-24%), Al2O3(21- 19%), BaO (32-14%), mentre il CaO (2,88-0,07%) è net- tamente subordinato e MnO è insignificante (come nei successivi affioramenti).
Villamassargia
L’affioramento è ubicato circa 2 km a Sud-Est dell’a- bitato di Villamassargia, ai lati della strada comunale Villamassargia-Narcao e circa 200 m a Sud delle Case su Sensu (Fig. 1). La successione, discordante su metarena- rie del Paleozoico inferiore, è rappresentata dal basso verso l’alto da:
1) arenarie argilloso-siltoso-quarzose, fini, grigio- chiare (5YR8/1), prive di strutture sedimentarie (Fig. 5), con clasti millimetrici di quarzo e con diffusi noduli are- naceo-argillosi litoidi ferruginosi rosso-bruni (10R3/4). I noduli hanno dimensione medie di 10-20 cm ed una dif- fusione nel deposito del 50%. La composizione minera- logica evidenzia la presenza di quarzo, ematite e caolini- te nei noduli e di quarzo e caolinite nella matrice grigio- chiara. I noduli hanno tenori di Al= 4,97% e di Fe=
12,73%, le aree grigio-chiare tenori di Al = 4,11% e di Fe = 0,24%; lo spessore è di circa 4 m.
2) l’area di affioramento del paleosuolo è coperta da vegetazione; tuttavia, spostandosi verso Ovest di circa
Fig. 4 - Affioramento di Nuxis. Sono visibili le cavità carsiche, entro i sedimenti carbonatici cambriani, colmate dai depositi ferruginosi: A - Basamento paleozoico; B - Depositi ferruginosi; C - Depositi conti- nentali della Formazione del Cixerri (Eocene medio-superiore).
- Outcrop of Nuxis. The picture shows the karst hollows in the Cambrian limestones, filled by the ferruginous deposits (A - Cambrian basement; B - Ferruginous deposits; C - Continental deposits of the Cixerri Formation).
200 m e ad un livello di circa 5-10 m al di sopra del paleosuolo, si rinvengono una serie di blocchi carbonati- ci isolati formati da: a) micriti grigie sterili; b) micriti grigie con stromatoliti e microcodium presenti sia come aggregati cristallini che come singoli elementi disartico- lati; c) micriti grigio-giallognole con diffusi talli di caro- fite complete sia di cellule corticali che di verticilli; d) micriti grigie con oogoni di carofite e cavità con riempi- mento di tipo geopetale;
3) il livello carbonatico, anche se disarticolato in bloc- chi, appare sottostante ad arenarie grossolane con lenti calcaree ad oogoni di carofite appartenenti alla Formazione del Cixerri (Eocene medio-superiore); le arenarie affiorano per uno spessore di circa 100 m; esse sono ricoperte da vulcaniti andesitiche disposte in cupo- le e appartenenti al ciclo calco-alcalino oligo-miocenico.
Sant’Andrea Frius
L’affioramento è ubicato a Sud-Ovest dell’abitato di S.
Andrea Frius, ed è raggiungibile tramite la strada comuna- le di Rio Gutturu Mannu (Fig. 1); la successione affioran- te, dal basso verso l’alto, è costituita dai seguenti livelli:
1) metarenarie e filladi del basamento paleozoico;
2) siltiti argillose rosso-brune (10R5/2), con diffuse screziature grigie (5Y6/2), sparsi granuli di quarzo e frammenti di metamorfiti (Fig. 6). Le analisi mineralogi- che e geochimiche hanno evidenziato la presenza di quarzo (prevalente), sanidino, illite ed ematite con trac- ce di caolinite e tenori di Al = 6,35 % e di Fe = 5,56 %;
lo spessore è di circa 10 m;
3) arenarie quarzose conglomeratiche rosso-chiaro (7.5YR6/8), composte da ematite, quarzo, illite e caoli- nite e con tenori di Al = 2,29-1,86 % e di Fe = 1,68-4,44
%; lo spessore è di circa 190 cm.
4) arenarie fini grigie, argilliti, argilliti-marnose, marne e calcari ad ostreidi e carofite, seguite da marne e calcari con nummulitidi ed alveolinidi e con ostracodi del Thanetiano superiore-Ilerdiano; lo spessore è di circa 20 m.
I sedimenti paleogenici sono ricoperti, tramite un con- tatto erosionale, da una successione marina riferibile al Miocene inferiore.
I tre termini della successione sono separati da nette e articolate superfici di erosione.
Monte Maraconis
L’affioramento è ubicato circa 4 km a Nord dell’abitato di Ballao (Fig. 1) ed è formato dal basso verso l’alto da:
1) basamento paleozoico costituito da metarioliti ordo- viciane;
2) paraconglomerati litoidi, con clasti di quarzo (dia- metro: 0,2-5 cm) e subordinatamente di metarenarie, immersi in una matrice sabbioso-argillosa rosso-bruna (10R4/4). Sono anche presenti plaghe formate da argilli- ti sabbiose di colore grigio-chiaro (5Y6/1) con rari clasti di frammenti litici (Fig. 7). L’analisi mineralogica e geo- chimica ha evidenziato la presenza di quarzo, caolinite ed ematite per le aree rosso-brune che hanno un contenu- to in Al = 3,53 % ed in Fe = 22,23 %, mentre in quelle grigio chiare sono presenti quarzo, caolinite ed illite ed un contenuto di Al = 7,58 % e di Fe = 2,00 %; lo spes- sore è di 60 cm;
Fig. 5 - Affioramento di Villamassargia. Il paleosuolo è costituito da arenarie grigio-chiare con diffusi noduli di ferro rosso-bruni.
- Outcrop of Villamassargia. The paleosol is made up of light-grey are- naceous deposits with red-brown ferruginous nodules.
Fig. 6 - Affioramento di Sant’Andrea Frius: campione di paleosuolo ferruginoso formato da siltiti argillose rosso-brune con diffuse screzia- ture grigie.
- Outcrop of S. Andrea Frius: hand sample of the paleosol, made up of red-brown clayey silts with sparse grey variegations.
Fig. 7 - Affioramento di Monte Maraconis. Il paleosuolo ferruginoso è sormontato da conglomerati eocenici.
- Outcrop of M. Maraconis. The ferruginous paleosol is covered by Eocene conglomerates.
3) ortoconglomerati, siltiti a gasteropodi ceritidi ed arenarie fini a piccoli nummulitidi (Nummulites gr. glo- bulus) dell’Ilerdiano; lo spessore è di circa 16 m.
I tre termini della successione sono separati da nette e articolate superfici erosive.
Ballao
L’affioramento si rinviene circa 5 km a Nord-Est del- l’abitato di Ballao, ad Est del riu Flumineddu, in locali- tà Niu de is Crobus (Fig. 1).
La successione, discordante su metarioliti del Paleo- zoico inferiore (Ordoviciano medio) che presentano una fascia superficiale molto alterata/argillificata di circa 50 cm di spessore, è rappresentata dal basso verso l’alto da:
1) argilliti sabbiose con rari clasti millimetrici di meta- morfiti; alla base mostrano screziature (Fig. 8) formate per circa il 40% da chiazze grigio chiare (2.5Y7/2), per il 40% da chiazze rosse (7.5YR4/4) e per il 20% da chiaz- ze rosso scure (7.5YR5/6); verso l’alto le chiazze chiare (10YR7/1) aumentano a circa il 60%, quelle rosso scure (7.5R3/6) passano a circa il 30%, accompagnate da chiazze rosso pallido (5YR5/6), che costituiscono circa il 10%. La composizione mineralogica ha evidenziato la presenza di quarzo, goethite, montmorillonite, rectorite ed albite. Nella porzione centrale del banco è presente un’intercalazione sabbioso-argillosa di colore bruno ros- sastro (2.5YR2.5/4) composta da quarzo, ematite ed illi- te; mentre al tetto si rinvengono argilliti sabbiose di colo- re rosso bruno (2.5YR3/6) formate da quarzo, illite ed ematite; lo spessore totale è di circa 1,9 m;
2) conglomerati rosso scuri (2.5YR3/4) poligenici (clasti di quarzo e di metamorfiti paleozoiche poco ela- borati), eterometrici (da 1-2 mm a 10 cm), a matrice argilloso-siltosa composta da quarzo, ematite, illite e caolinite, passanti verso l’alto ad arenarie rosso scure (2.5YR5/3) medio-grossolane a matrice siltosa con dif- fusi clasti centimetrici di quarzo e metamorfiti e con rari burrows verticali; lo spessore è di circa 60 cm;
3) arenarie ghiaiose eterometriche a matrice argilloso- siltosa rosso scure (10R3/4) con clasti di metamorfiti, costituite da quarzo, ematite, illite e caolinite; lo spesso- re è di 30 cm;
4) arenarie rosso scure medio-fini (7.5R2.5/3) grano- decrescenti (ghiaiose alla base); lo spessore è di 20 cm;
5) arenarie argillose bruno rossastre (10YR5/4), alla base, con screziature formate da ca. il 15% di chiazze grigio scure (10YR6/2) e da ca. il 10% di chiazze rosso scure (2.5YR3/6), costituite da quarzo, goethite ed illite;
al tetto, passanti a argilliti sabbiose rosso scure (10R3/4), con screziature formate da ca. il 15% di chiazze giallo scuro (10YR5/8) e da ca. il 5% di rosso chiaro (2.5Y6/2), costituite da quarzo, ematite e caolinite; lo spessore è di circa 80 cm;
6) arenarie grigio chiare (2.5Y7/2), argilloso-siltose, formate da quarzo e caolinite con diffuse bande irregola- ri di concrezioni ferruginose centimetriche rosso scure (10R3/4) costituite da quarzo, ematite e caolinite (Fig.
9); lo spessore è di circa 2 m;
7) sedimenti transizionali e marini eocenici rappresen- tati inizialmente da conglomerati quarzosi, poco litifica- ti, con numerose intercalazioni arenacee; lo spessore è di circa 80 m.
Tra i livelli 1 e 2, 3 e 4 e, soprattutto 6 e 7, si hanno superfici d’erosione molto accentuate.
I DEPOSITI FERRUGINOSI DELLA FRANCIA MERIDIONALE
I depositi ferruginosi sono molto diffusi nel Terziario della Francia meridionale (Fig. 10), attribuiti generica- mente alla facies del “Sidérolithique” (Dubreuilh &
Platel, 1982). I depositi a “rognons ferrugineux” e a
“pisolithes de fer” attribuiti al Cretacico superiore- Paleocene mostrano notevole affinità con quelli sardi. Il crostone ferruginoso del “Rogniaciano” di Sénas, poco a
Fig. 8 - Affioramento di Ballao: argilliti sabbiose con screziature gri- gio chiare, rosse e rosso scure.
- Ballao outcrop: sandy clayey shales showing light grey, red and dark red variegations.
Fig. 9 - Affioramento di Ballao: paleosuolo formato da bande di con- crezioni ferruginose in rilievo entro un orizzonte arenaceo-argillico grigio.
- Ballao outcrop: paleosol made up by ferruginous concretions form- ing levels in relief from the groundmass of the grey arenaceous-clayey parent horizon.
Nord di Marseille è costituito da concrezioni pisolitiche composte da Fe2O3(56,2-33,8%), Al2O3(11,5-8,5%) e CaO (12,3-0,8%) e caratterizzate da un’accrescimento di più lamine concentriche attorno ad un nucleo di quarzo detritico; l’unico minerale argilloso presente è la caolini- te, mentre fra gli ossidi di ferro prevale la goethite sul- l’ematite (Saurel et al., 1976). La formazione di questo deposito continentale ferruginoso, che è stata attribuita a condizioni climatiche di tipo tropicale umido, è messa in relazione con la superficie di discontinuità del Cretaceo superiore che segna la fine della sedimentazione marina cretacica. La sua età Maastrichtiano superiore, circa 68 Ma (Westphal & Durand, 1990), è ben definita, sia in quanto il livello ferrallitico è ricoperto da siltiti con uova di dinosauro e da un banco che presenta l’“iridium ano- maly”, sia sulla base di determinazioni di magnetostrati- grafia e di stratigrafia isotopica (Cojan, 1989; Westphal
& Durand, 1990; Cojan et al., 2000).
Anche in Francia occidentale (Charentes - Aquitania settentrionale) si rinvengono numerosi affioramenti a concrezioni ferruginose in facies pisolitica come a St- Richer (vicino a Pons) ma soprattutto attorno all’abitato di Montmoreau (Gourdon-Platel, 1980). Le concrezioni si rinvengono entro argilliti che poggiano su sedimenti carbonatici del Campaniano e sono ricoperte da argilliti siltose riferite al Cuisiano (Ypresiano superiore). Queste concrezioni ferruginose presentano una struttura di accrescimento a lamine concentriche ed hanno una note- vole contenuto in ossidi di ferro (più del 60%) ed una bassa quantità di alluminio (10-15% di Al2O3). Inoltre la goethite (70/80%) prevale nettamente sull’ematite. La formazione di questi livelli pisolitici viene collocata tra il Cretacico superiore e l’inizio del Terziario in condizio- ni climatiche tropicali caldo-umide (Gourdon-Platel, 1980).
FORMAZIONE E DIFFUSIONE DEI DEPOSITI FERRUGINOSI ATTUALI
Attualmente, gli orizzonti di origine pedogenetica for- temente arricchiti in ferro e poveri in sostanza organica rientrano nel campo delle plintiti, che sono considerate come un particolare tipo di laterite (Retallack, 1990).
Vengono distinti in: 1) plintite (Soil Survey Staff, 2006) o orizzonte plintico (IUSS Working Group WRB, 2006), 2) orizzonte petroplintico (IUSS Working Group WRB, 2006), 3) orizzonte pisoplintico (IUSS Working Group WRB, 2006).
1) La plintite (o orizzonte plintico) viene definita come un orizzonte sottosuperficiale costituito da una miscela di argilla caolinitica, ricca di ferro e povera di humus, con quarzo ed altri costituenti, che si trasforma irreversi- bilmente in un orizzonte indurito, o in aggregati irrego- lari, in seguito ad esposizione a ripetuti cicli di inumidi- mento e disseccamento con libera circolazione di ossige- no. Essi si presentano comunemente sotto forma di con- centrazioni redox rosso scure che formano, generalmen- te, dei motivi piatti, poligonali o reticolati. La plintite può essere presente come costituente di diversi orizzon- ti, quali un epipedon, un orizzonte cambico, un orizzon- te argillico, un orizzonte oxico, o un orizzonte C (Soil Survey Staff, 1999).
2) L’orizzonte petroplintico è uno strato continuo, frat- turato o spezzato, di materiale indurito in cui il ferro (e in alcuni casi anche il manganese) rappresenta un impor- tante cemento e in cui la sostanza organica è assente o è presente solo in tracce. Gli orizzonti petroplintici sono estremamente duri, tipicamente di colore da bruno rug- gine a bruno giallastro, e possono essere massivi o mostrare una configurazione reticolata o modelli inter- connessi lamellari o colonnari, che racchiudono materia- le non indurito. Gli orizzonti petroplintici si originano generalmente per indurimento irreversibile di plintite, ma possono anche formarsi direttamente nel suolo (cui- rasses ferrugineuses de nappe; Duchaufour 1965). I ter- mini inglesi ironstone e ferricrete ed il francese cuirasse sono sinonimi di petroplintite.
3) L’orizzonte pisoplintico contiene noduli che sono fortemente cementati ed induriti con ferro (ed in alcuni casi anche con manganese). Esso si origina per induri- mento irreversibile di un orizzonte plintitico nella forma di noduli discreti.
I processi che portano alla formazione della plintite sono l’accumulo di sesquiossidi e la segregazione del ferro (Mohr et al., 1972; Driessen et al., 2001). Il primo processo si espleta, in condizioni di drenaggio libero o quasi libero, attraverso la rimozione della silice e dei metalli alcalini ed alcalino terrosi per idrolisi avanzata ed allontanamento dei prodotti dissolti dall’alterazione.
Il risultato di questo processo è l’accumulo relativo dei prodotti resistenti all’alterazione, quali il quarzo, e i minerali secondari, quali la caolinite, la gibbsite e la goe- thite. In alcuni casi, attraverso un apporto esterno, può verificarsi un accumulo assoluto di sesquiossidi. Col procedere dell’alterazione aumenta il contenuto in mine-
Fig. 10 - Schema paleogeografico del blocco sardo-corso e della Francia-Spagna durante il Maastrichtiano superiore-Paleocene inferi- ore (da Camoin et al., 1993, modificato): 1 - Aree continentali; 2 - Aree marine; 3 - Faglie; 4 - Sovrascorrimenti; 5 - Zone di subduzione ocean- ica; 6 - Depositi ferruginosi.
- Paleogeographic setting of the Sardinian-Corsican block and of France and Spain during the Late Maastrichtian-Early Paleocene (from: Camoin et al., 1993, modified). 1 - Emerged land; 2 - Marine zones; 3 - Faults; 4 - Thrusts; 5 - Oceanic subduction zones; 6 - Ferruginous deposits.
rali argillosi ed in sesquiossidi colloidali amorfi e dimi- nuisce, conseguentemente, la permeabilità, fino al punto in cui nella stagione umida si può formare una falda tem- poranea, che scompare poi nella stagione secca. Si deter- minano quindi i presupposti per la segregazione del ferro in seguito all’alternarsi di condizioni riducenti ed ossi- danti. Nella condizione di saturazione idrica la maggior parte del ferro si trova nella forma ferrosa ed è mobile.
Questo ferro precipita come ossido ferrico quando e lad- dove le condizioni diventano più asciutte e non sarà rimobilizzato, o lo sarà solo parzialmente, quando le condizioni diventeranno nuovamente umide. Ciò spiega il tipico aspetto della plintite, che si presenta con screzia- ture e chiazze rosse con dei motivi piatti, poligonali o reticolati. L’intensità di questi processi varia in funzione delle condizioni locali, quali la posizione fisiografica ed il materiale parentale (Van Wambeke et al., 1983;
Eswaran et al., 1990).
Secondo le Keys to Soil Taxonomy (Soil Survey Staff, 2006) i suoli che presentano gli orizzonti precedente- mente descritti possono ricadere, in funzione delle loro altre proprietà, negli ordini degli Oxisuoli, degli Alfisuoli, degli Ultisuoli e degli Inceptisuoli. Uno dei più importanti fattori nella formazione della plintite è la presenza di una falda fluttuante. Di conseguenza, tutte le circostanze che favoriscono questa fluttuazione promuo- vono la formazione di plintite; tra queste vi sono una temperatura elevata ed una distribuzione irregolare delle piogge durante l’anno. Le temperature elevate aumenta- no fortemente l’evaporazione, causando quindi una flut- tuazione della falda durante la stagione umida ed un suo considerevole abbassamento nella stagione secca.
Inoltre, le temperature elevate contribuiscono ad aumen- tare l’alterazione. Non esistono dati precisi circa le tem- perature più favorevoli, ma si considera che temperature medie annue di 25°C siano sufficientemente elevate (Mohr et al., 1972).
Gli orizzonti plintitici, petroplintici e pisoplintici (Fig.
11) sono caratteristici di suoli che si formano in ambien- te tropicale (Eswaran et al., 1990). Attualmente, la plin- tite è più comune nei tropici umidi, caratterizzati da un clima caldo umido con elevate precipitazioni annue ed una breve stagione secca, dove la sua formazione è anco- ra attiva, specialmente nel bacino amazzonico orientale, nel bacino del Congo centrale, ed in parte dell’Asia sud- orientale (Driessen et al., 2001). Vaste aree con pisoliti e petroplintite sono presenti nella zona sudanese-sahelia- na, nella fascia di transizione dalla foresta pluviale alla savana, in aree attualmente secche che furono in passato molto più umide (Driessen et al., 2001; Padmanabhan &
Eswaran, 2002). In queste aree la petroplintite forma delle coperture litificate sopra elementi morfologici sol- levati da movimenti tettonici o esposti per erosione.
Suoli simili sono anche presenti nella savana dell’Africa meridionale, nel subcontinente indiano e nelle zone più aride dell’Asia sud-orientale e dell’Australia settentrio- nale (Mohr et al., 1972; Driessen et al., 2001).
Rimane aperto il problema dell’età dei suoli con plin- tite, petroplintite e pisoplintite. Infatti, una volta forma-
ti, questi materiali possono persistere nel suolo per lun- ghi periodi senza perdere la loro identità. Una conse- guenza di ciò è che una buona parte degli attuali affiora- menti, particolarmente nelle regioni aride, è relitta e databile dal Pleistocene al Terziario (Mohr et al., 1972;
Young, 1976). Nahon (2003) ha evidenziato come nei mantelli di alterazione lateritica la maggior parte dei modelli genetici ed evolutivi rivelino la complessità dei processi geochimici e come la scala dei tempi richiesti per la loro differenziazione vari da uno a diversi milioni di anni.
DISCUSSIONE
Le caratteristiche sedimentologiche (paraconglomera- ti, arenarie, siltiti ed argilliti sterili e senza struttture sedimentarie) degli affioramenti considerati indicano un ambiente deposizionale di tipo continentale alluvionale.
Le granulometrie rinvenute testimoniano non solo una differente energia nel trasporto dei sedimenti ma anche una paleomorfologia assai composita. Infatti i materiali più grossolani (paraconglomerati fango-sostenuti) indi- cano un trasporto di massa, mentre quelli più fini (arena- rie, siltiti ed argilliti) un trasporto entro canali alluviona- li oppure una deposizione per decantazione in aree a bassa energia.
L’analisi mineralogica ha evidenziato la prevalenza della caolinite fra i minerali argillosi e le osservazioni al SEM hanno mostrato la natura autigenica di questo minerale. L’abbondanza di caolinite è considerata un ottimo indicatore di piovosità perenne e di alta tempera- tura, con temperature al suolo non inferiori a 15° C (Robert & Kennett, 1994); grandi quantità di questa argilla si formano attualmente in aree continentali ben drenate in contesti climatici caldo umidi. Le quantità ele- vate di Fe e subordinatamente di Al sono confrontabili con quelle dei suoli ferruginosi attuali.
Con riferimento alle alteriti ferruginose attuali, le paleoalteriti (ironstones) della Sardegna centro-meridio- nale possono essere attribuite alle due categorie delle petroplintiti (Monte Maraconis, Villamassargia e Ballao) e delle pisoplintiti (Nuxis e Guardia Pisano).
L’affioramento di Piolanas mostra probabilmente i resti di una antica corazza ferruginosa plintitica o rappre-
Fig. 11 - Distribuzione geografica attuale dei suoli plio-pleistocenici a plintite, petroplintite e pisoplintite.
- Modern geographic distribution of plintitic, petroplintitic and piso- plintitic Plio-Pleistocene soils.
senta comunque uno stadio di nucleazione molto avanza- to; l’aspetto e le dimensioni delle concrezioni, veri e pro- pri noduli irregolari formati per coalescenza, ricordano i noduli costitutivi dei suoli ferrallitici delle savane africa- ne, i cui profili originali sono conservati solo localmen- te, essendo soggetti, dopo la fase formativa, a più o meno intensi processi di smantellamento posteriore (Beaudet
& Coque, 1986). Il deposito di S. Andrea Frius, già clas- sificato come paleosuolo a plintite (Murru & Ferrara, 1999), rappresenta probabilmente un paleosuolo plintiti- co non completamente evoluto allo stadio petroplintiti- co. In molti affioramenti (soprattutto S. Andrea Frius, Guardia Pisano, Piolanas e Villamassargia), il profilo del complesso alteritico è ben rappresentato dai livelli argil- losi o arenacei (in dipendenza della natura della roccia parentale) sottostanti la zona plintitica e caratterizzati dalle screziature rosse, gialle e violette e dall’elevato contenuto in caolinite. Gli affioramenti di S. Andrea Frius, Monte Maraconis, Piolanas e Villamassargia mostrano una discreta corrispondenza rispetto al profilo rappresentativo di un oxisuolo con plintite descritto da van Schuylenborgh (1971), da cui siano stati asportati gli orizzonti di superficie, se si tiene conto della estrema variabilità evidenziata dallo stesso autore.
Oltre all’affioramento di S. Andrea Frius, anche quelli di M. Maraconis e di Villamassargia erano già stati attri- buiti a paleoalteriti ferruginose (“paleosuoli ad ironsto- nes”) da Murru & Ferrara (1999).
In tutti gli affioramenti, eccetto che in quello di Nuxis, è presente una copertura sedimentaria continentale, transizionale e marina riferibile all’ingressione ilerdiana o a fasi precedenti, del Thanetiano. I livelli pisoplintici di Nuxis sono coperti da depositi continentali attribuibili all’Eocene medio-superiore. Alla base, tutti i livelli alte- ritici si sviluppano su diversi termini del substrato paleo- zoico, messo a nudo, probabilmente, durante la genera- lizzata emersione dell’isola avvenuta nel Cretacico supe- riore (Barca & Cherchi, 2002), che ha portato ad un’este- so smantellamento erosivo della copertura marina meso- zoica.
Le paleoalteriti ferruginose descritte testimoniano quindi di una fase climatica compresa tra il Cretacico superiore e la prima parte del Paleocene, nella quale devono essersi sviluppate condizioni climatiche tropica- li a forte piovosità, simili a quelle attuali delle foreste pluviali. Esse furono seguite da un’evoluzione di pro- gressivo inaridimento, tale da garantire il passaggio plin- tite-petroplintite, che sembra aver avuto inizio a partire dal Paleocene medio (Bolle & Adatte, 2001). La loro evoluzione può essere considerata analoga a quella che ha portato alla formazione della attuale corazza ferrugi- nosa del “siderolitico” dell’Africa occidentale (Lang et al., 1986; Beaudet & Coque, 1986; Padmanabhan &
Eswaran, 2002).
Ulteriore elemento a favore dell’elevata umidità nella formazione dei depositi ferruginosi sardi può essere rap- presentato dalla presenza e abbondanza di barite micro- cristallina, riconosciuta attraverso osservazioni al SEM negli affioramenti di Guardia Pisano e Nuxis. Questo
minerale è molto diffuso nel basamento paleozoico sardo;
la sua lisciviazione dal substrato avviene, attualmente, soprattutto in microambienti altamente riducenti, nei quali il grado di dissoluzione sembra dipendere da reazio- ni ossido-riduttive mediate anche biologicamente (Bolze et al., 1974; Hanor, 2000). Parte del bario andato in solu- zione, può essere preferenzialmente adsorbito e traspor- tato dalle argille; si creano così le premesse per una sua successiva riprecipitazione come barite autigenica, che avviene in presenza di ioni solfato, in ambienti ossidanti ed in condizioni climatiche da subumide a semiaride (Stoops & Zavaleta, 1978; Khalaf & El-Sayed, 1989;
Davis et al., 1990). Tuttavia, la barite autigenica da ripre- cipitazione sembra associarsi ad orizzonti con noduli fer- ruginosi soltanto in condizioni climatiche tropicali umide (Stoops & Zavaleta, 1978).
L’ampia distribuzione areale dei depositi ferruginosi nella Sardegna centro-meridionale permette di conside- rarli come testimoni residui di una antica copertura late- ritica sull’intera isola. Inoltre, la presenza di suoli ferru- ginosi attribuiti allo stesso intervallo d’età nella Francia meridionale (Fig. 10), alcuni dei quali mostrano strette analogie di tessitura e di composizione (accrescimento concentrico e prevalenza di caolinite e goethite) e l’ap- partenenza del blocco sardo-corso alla stessa paleopro- vincia (Plaziat, 1981) permettono di ipotizzare per tutto il bordo paleoeuropeo sud-occidentale della Tetide l’esi- stenza di una copertura (“cuirasse”) ferruginosa forma- tasi in condizioni pluviali tropicali durante il Cretacico superiore e il Paleocene inferiore ed evolutasi in seguito a progressivo inaridimento; essa è oggi quasi completa- mente smantellata.
Inoltre, soprattutto i depositi ferruginosi ematitici di Ballao, Monte Maraconis, Sant’Andrea Frius e di Villamassargia (Fig. 1) potrebbero testimoniare la loro evoluzione in condizioni climatiche di tipo umido-sub- umido tropicale (Dos Anjos et al., 1995; Murru et al., 2003).
Il processo pedogenetico che porta alla formazione di livelli plintitici e di suoli petroplintici richiede tempi molto lunghi, anche di molti milioni di anni (Nahon, 2003) ed un contesto di stabilità tettonica e morfogene- tica dell’area tale da permettere una pedogenesi evoluta.
Un paesaggio stabile, con ampie aree prevalentemente pianeggianti, deve, pertanto, essere attribuito a buona parte della Sardegna centro-meridionale, tra il Cretacico superiore e il Paleocene inferiore.
CONCLUSIONI
I depositi paleoalteritici rinvenuti nella Sardegna cen- tro-meridionale, attribuibili ai tipi di suoli plintitico, petroplintico e pisoplintico sulla base di un confronto attualistico reso possibile da un approccio multidiscipli- nare, geologico e pedologico, testimoniano lo sviluppo, durante il Cretacico superiore-Paleocene inferiore, di una lunga fase pedogenetica avvenuta in condizioni umide, con elevata piovosità e temperatura, seguita, nel
Paleocene medio-superiore, da un progressivo inaridi- mento. L’evoluzione pedogenetica legata ai prodotti rin- venuti presuppone un lungo periodo di stabilità morfo- genetica, che deve essere estesa a gran parte della Sardegna centro-meridionale, sulla base dell’ampia dis- tribuzione areale degli affioramenti (Fig. 1).
Le corrispondenze rinvenute con analoghi coevi depo- siti della Francia meridionale, permettono di considerare una estensione regionale del processo pedogenetico ipo- tizzato, attribuendo a tutto il bordo nord-occidentale paleo-europeo della Tetide (Fig. 10) un clima tropicale
umido, che evolve verso condizioni subaride nell’inter- vallo Cretacico superiore-Paleocene, in accordo con le indicazioni provenienti dalle successioni marine e dal loro contenuto in minerali argillosi.
RINGRAZIAMENTI - Contributo al progetto MIUR PRIN 2004045107 (L’influsso di fluttuazioni paleoclimatiche sulle comunità di biocostruttori, la produttività carbonatica e la dina- mica deposizionale di piattaforme meso-cenozoiche italiane).
Bosellini A., coordinatore.
RIFERIMENTI BIBLIOGRAFICI
Adatte T., Keller G. & Sinnesbeck W. (2002) - Late Cretaceous to early Paleocene climate and sea-level fluctuations: the Tunisia record. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 178, 165-196.
Barberi F. & Cherchi A. (1980) - Excursion sur le Mésozoïque et le Tertiaire de la Sardaigne occidentale. Livret-guide C.I.E.S.M. Prog. Finalizz. Geodinamica, pubbl., 345, 1- 127.
Barca S. & Cherchi A. (2002) - Introduction to the geology of Sardinia. In: Cherchi A., Corradini C. & Putzu T., (eds.), Sardinia field trip, Palaeontology & Stratigraphy - October 8-14 2002, Rend. Soc. Pal. It., 1, 11-34.
Barca S. & Costamagna L.G. (2006) - Stratigrafia, analisi di facies ed architettura deposizionale della successione per- miana di Guardia Pisano (Sulcis, Sardegna SW). Boll. Soc.
Geol. It., 125, 3-19.
Beaudet G. & Coque R. (1986) - Les modèles cuirassés des savanes du Burkina Faso (Afrique Occidentale). Rev. Géol.
Dynam. Géogr. Phys., 27 (3-4), 213-224.
Bolle M.P. & Adatte T. (2001) - Palaeocene-early Eocene cli- matic evolution in the Tethyan realm: clay mineral evi- dence. Clay Minerals, 36, 249-261.
Bolze C.E., Malone P.G. & Smith M.J. (1974) - Microbial mobilization of barite. Chem. Geol., 13, 141-143.
Busulini A., Dieni I., Massari F., Pejovic D. & Wiedmann J.
(1984) - Nouvelles données sur le Crétacé de la Sardaigne orientale. Cretaceous Research, 5, 243-258.
Camoin G., Bellion Y., Benkhelil J., Cornee J.J., Dercourt J., Guiraud R., Poisson A. & Vrielynck B. (1993) - Late Maastrichtian Palaeoenvironments (69.5-65 Ma). In:
Dercourt J., Ricou L.E. & Vrielynck (Eds), Atlas Tethys Palaeoenvironmental Maps, Beicip-Franlab, Rueil- Malmaison.
Chabrier G. (1969) - Sur la stratigraphie et la structure des monts d’Oliena (Sardaigne orientale), C.R.S.S. Soc. gèol.
France, 6, 218-220.
Cherchi A., Marcello A., Marini A., Murru M., Pretti S. &
Salvadori I. (1982) - Carta geologica della Sardegna 1:250.000. Ente Minerario Sardo, Tipografia Selca Firenze.
Cherchi A. & Schroeder R. (1995) - Stratigraphy of Mesozoic of the Nurra region. Rend. Sem. Fac. Sci. Univ. Cagliari, 55, 119-133.
Cojan I. (1989) - Discontinuités majeures continental.
Proposition de corrélation avec des événements globaux (Bassin de Provence, S. France, Passage Crétacé/Tertiaire).
C.R. Acad. Sci. Paris, 309, 1013-1018.
Cojan I., Moreau M.G. & Stott L.E. (2000) - Stable carbon iso- tope stratigraphy of the Paleogene pedogenetic series of southern France as a basis for continental-marine correla- tion. Geology, 28, 259-262.
Davis G.R., Hale M., Dixon C.J., Bush, P.R. & Wheatley M.R.
(1990) - Barite dispersion in drainage sediments in arid cli- matic regimes. Trans. Inst. Mining Metall., 99, 15-20.
Dieni I., Massari F. & Poignant A.F. (1979) - Testimonianze di Paleocene marino in Sardegna. Riv. Ital. Paleont., 85, 481- 516.
Dos Anjos L.H.C., Franzmeier D.P. & Schulze D.G. (1995) - Formation of soils with plinthite on a toposequence in Maranhão State, Brazil. Geoderma, 64, 257-279.
Driessen P.M., Deckers J.A., Spaargaren O.C. & Nachtergaele F.O. (2001) - Lecture notes on the major soils of the world.
World Soil Resources Report 94. Food and Agriculture Organisation of the United Nations, Rome 334 pp.
Dubreuilh J. & Platel J.P. (1982) - Stratigraphie et sédimento- logie des formations continentales tertiaires a faciès “sidé- rolitique”, des Charentes. Bull. B.R.G.M. France, 2, section I, 269-280.
Duchaufour P. (1965) - Précis de Pédologie. 2ème édition enti- èrement refondue. Masson & C., Paris, France, 481 pp.
Eswaran H., De Coninck F. & Varghese T. (1990) - Role of Plintithe and Related Forms in Soil Degradation. In: Lal R.
& Stewart B.A. (Eds.), Advances in Soil Science, CRC Press, Boca Raton, USA, 2, 109-127.
Gourdon-Platel N. (1980) - Les cuirasses de fer pisolithique du tertiaire continental de la bordure Nord-Aquitaine: typolo- gie des pisolithes et hypothèses sur leur formation. Rev.
Géomorph. Dynam., 4, 129-142.
Hanor J.S. (2000) - Barite-celestine geochemistry and environ- ments of formation. Rev. Miner. Geochem., 40, 193-275.
IUSS Working Group WRB (2006) - World reference base for soil resources 2006. World Soil Resources, Reports. 103, Food and Agriculture Organisation of the United Nations, Rome, Italy, 128 pp.
Khalaf F.I. & El-Sayed M.I. (1989) - Occurrence of barite-bea- ring mud balls within the Mio-Pleistocene terrestrial sand (Kuwait Group) in southern Kuwait, Arabian Gulf. Sedim.
Geol., 64, 197-202.
Lang J., Kogbe C., Alidou S., Alzouma K., Dubois D., Houessou A. & Trichet J. (1986) - Le Sidérolithique du Tertiaire ouest-africain et le concept de Continental termi- nal. Bull. Soc. géol. France, 8 (4), 605-622.
Li L. & Keller G. (1998) - Abrupt deep-sea warming at the end of the Cretaceous. Geology, 26, 995-998.
Lu G., Adatte T., Keller G. & Ortiz N. (1998) - Abrupt climat- ic, oceanographic and ecologic changes near the Paleocene-Eocene transition in the deep Tethys basin: The Alademilla section, southern Spain. Eclogae geol. Helv., 91, 293-306.
Matteucci R. & Murru M. (2002) - Early Tertiary microcodium from Sardinia, Italy. Boll. Soc. Geol. It., 121, 289-296.
Mohr E.C.J., Van Baren F.A. & Van Schuylenborg, J. (1972) - Tropical Soils. A comprehensive study of their genesis.
Third, revised and enlarged edition. Mouton - Ichtiar Baru - Van Hoeve, The Hague - Paris - Djakarta, 481 pp.
Murru M. & Ferrara C. (1999) - I depositi continentali pale- ocenici della Sardegna meridionale ed il loro significato paleoclimatico. Boll. Soc. Geol. It., 118, 389-393.
Murru M., Ferrara C., Da Pelo S. & Ibba A. (2003) - The Paleocene-Eocene deposits of Sardinia (Italy) and their palaeoclimatic significance. C.R. Geoscience, 335, 227- 238.
Murru M. & Salvadori A. (1990) - Ricerche stratigrafiche sul bacino paleogenico del Sulcis (Sardegna sud-occidentale).
Geologica Romana, 26, 149-165.
Nahon D. (2003) - Altérations dans la zone tropicale.
Signification à travers les mécanismes anciens et/ou encore actuels. C.R. Geosciences, 335, 1109-1119.
Nordt L., Atchley S. & Dworkin S. (2003) - Terrestrial evi- cence for two greenhouse events in the Latest Cretaceous.
GSA Today, 13, 4-9.
Oggiano G. & Mameli P. (2001) - The bauxite of the North- Western Sardinia. Rend. Sem. Fac. Sci. Univ. Cagliari, 71, 59-73.
Padmanabhan E. & Eswaran H. (2002) - Plinthite and Petroplinthite. In: Lal R. (Ed.), Encyclopedia of Soil Science, Marcel Dekker, New York, 1008-1011.
Pittau P., Barca S., Cocherie A., Del Rio M., Fanning M. &
Rossi P. (2002) - Le bassin permien de Guardia Pisano (Sud-Ouest de la Sardaigne, Italie): palynostratigraphie, paléophytogéographie, corrèlation et âge radiométrique des produits volcaniques associès. Geobios, 35, 561-580.
Plaziat J.-C. (1981) - Late Cretaceous to Late Eocene paleo- geographic evolution of southwest Europe. Paleogeogr.
Paleoclim. Paleoecol., 36, 263-320.
Retallack G.J. (1990) - Soils of the past. An introduction to paleopedology. Unwin Hyman, Inc., 520 pp, London.
Righi D. & Delfino M. (2004) - Una tartaruga “malgascia”
nell’Eocene della Sardegna. Seminario Paleontologia Vertebrati, Cagliari 28-30/01/2004, p. 15.
Robert C. & Kennett J.P. (1994) - Paleocene and Eocene kao- linite distribution in the South Atlantic and Southern Ocean
Antarctic: climatic and paleoceanographic implications.
Mar. Geol., 103, 99-110.
Salvadori I. (1961) - Su alcune particolari mineralizzazioni del Sulcis (Sardegna sud-occidentale). Res. Assoc. Min. Sarda, 65, 58-78.
Saurel P., Arlhac. P., Gouvernet C., Redondo C. & Rousset C.
(1976) - Présence de cuirasse gravillonaire ferrugineuse dans le Rognacien de Sénas (Bouches-du-Rhône, France) paléogéographie. Bull. Soc. géol. France, 18, 59-67.
Schmitz B. & Pujalte V. (2003) - Sea-level, humidity, and land- erosion records across the initial Eocene thermal maximum from a continental-marine transect in northern Spain.
Geology, 31, 689-692.
Schmitz B., Pujalte V. & Núñez-Betelu K. (2001) - Climate and sea-level perturbation during the Initial Eocene Thermal Maximum: evidence from siliciclastic units in the Basque Basin (Ermua, Zumaia and Trabakua Pass), northern Spain.
Palaeogeogr. Palaeoclim. Palaeoecol., 165, 299-320.
Soil Survey Staff (1999) - Soil Taxonomy: a basic system of soil classification for making and interpreting soil surveys.
2nd ed. Natural Resources Conservation Service, U.S.Y.
Department of Agriculture, Handbook 436, U.S. Govt.
Print Office, Washington, D.C., USA, 869 pp.
Soil Survey Staff (2006) - Keys to Soil Taxonomy, 10th ed.
USDA-NRCS. U.S. Govt. Print Office, Washington, D.C., USA, 332 pp.
Stoops G.J. & Zavaleta A. (1978) - Micromorphological evi- dence of barite neoformation in soils. Geoderma, 20, 63- 70.
Taricco M. (1928) - Il Cambriano del Sulcis (Sardegna). Boll.
R. Uff. Geol. It., 53, 1-21.
Van Shuylenborgh J. (1971) - Weathering and soil-forming processes in the tropics. In: Soil and tropical weathering, Proceed. Bandung Symposium, Bandung, 1969, Unesco, Liège, 39-50.
Van Wambeke A., Eswaran H., Herbillon A.J. & Comerma J.
(1983) - Oxisols. In: Wilding L.P., Smeck N.E. & Hall G.F.
(Eds.), Pedogenesis and Soil Taxonomy II. The Soil Orders. Developments in Soil Science 11B, Elsevier, Amsterdam, 325-354.
Westphal M. & Durand J-P. (1990) - Magnétostratigraphie des séries continentales fluvio-lacustres du Crétacé supèrieur dans le synclinal de l’Arc région d’Aix-en-Provence, France). Bull. Soc. géol. France, 6, 609-620.
Young A. (1976) - Tropical Soils and Soil Survey. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom, 468 pp.
Accettato per la stampa: Ottobre 2007
