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Geologica Romana 40 (2007), 201-213

I DEPOSITI CARBONATICI PALUSTRI PALEOCENICIDELLA SARDEGNA CENTRO-MERIDIONALE (ITALIA)

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

* Dipartimento di Scienze della Terra, Via Trentino 51, 09127 Cagliari; [email protected]** 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 costituisco-no affioramenti di modesta estensione e di esile spessore sparsi nel settore centro-meridionale della Sardegna. Talidepositi sono intercalati tra il substrato paleozoico (più raramente mesozoico), talora tramite ben sviluppati paleo-suoli ferruginosi riferibili al Cretaceo sommitale-Paleocene inferiore, ed una copertura prevalentemente terrigenacaratterizzata 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 profondodi 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 costitui-re 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 pro-babilmente nel Cretaceo sommitale con la formazione dei paleosuoli ferruginosi e sviluppatasi nel Paleocene coni livelli palustri ricchi in microcodium, paragonabili ai depositi vitrolliani della Francia meridionale. I depositisardi sono ben inquadrabili nel contesto climatico dell’Europa sud-occidentale, che dovette evolversi, nell’inter-vallo 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 theisland. 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 veryshallow water sedimentary environment.

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

Palustrine and lacustrine deposits of the same age are well known from southern France and the Pyrenees; theSardinian deposits confirm the environmental and climatic uniformity of the southeastern margin of the Europeanpaleocontinent, 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 eranomolto diffusi nell’Europa occidentale, sia in Franciameridionale che in Spagna. Tali sedimenti continentalisono caratterizzati da stromatoliti e subordinatamente dacarofite 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 parteintegrante 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 costituisconouna significativa testimonianza della esistenza di estesibacini 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.

MURRU et al.202 Geologica Romana 40 (2007), 201-213

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 litologichesintetiche 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.

INQUADRAMENTO GEOLOGICO REGIONALE

Alla fine del Cretacico la sedimentazione marina ebbetermine su tutta l’isola, nella Sardegna nord-occidentalenel Campaniano (Cherchi & Schroeder, 1995) o nelCampaniano-Maastrichtiano (Oggiano & Mameli,2001), in quella orientale alla fine del Maastrichtianoinferiore. Tuttavia, i clasti a rudiste e macroforaminiferirinvenuti 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 èquindi verificata su tutta l’isola una fase di continentali-tà interrotta soltanto da sporadiche e locali incursionimarine (Dieni et al., 1979; Matteucci, 1985; Matteucci &Schiavinotto, 1985).

La sedimentazione continentale del Maastrichtianosuperiore-Paleocene è rappresentata da paleosuoli adironstones (Ferrara et al., 1992; Murru & Ferrara, 1999;Da Pelo et al., 2004) e da paleosuoli in facies pisolitica aconcrezioni goethitico/ematitiche, che mostrano unagrande affinità con quelli che si rinvengono nella Franciameridionale (Murru et al., 2007, questo vol.).

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

Nella Sardegna sud-occidentale (Sulcis) la successio-ne paleogenica inizia con depositi a macroforaminiferiche passano rapidamente a calcari di acque basse amiliolidi apparenenti al complesso del “Miliolitico”Auct. (Cherchi, 1983; Murru & Salvadori, 1980;Matteucci et al., 2000; Murru & Matteucci, 2002; Murruet 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 microfloristichequesti 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 dellaFormazione del Cixerri è generalmente riferita alLuteziano inferiore-Eocene superiore (Agus & Pecorini,1978; Barberi & Cherchi, 1980), estesa da Carmignani etal. (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 ilcontenuto in sostanza organica (O.M.) ed in carbonioorganico (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 contubo 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 notiin Sardegna settentrionale (Fig.1); Il substrato è costitui-to sia dal basamento paleozoico che da vari termini dellasuccessione carbonatica mesozoica oltre che dai paleo-suoli ferruginosi del Maastrichtiano superiore-Paleoceneinferiore. Tutti sono ricoperti da sedimenti marini otransizionali 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, spessodalla prevalenza, di depositi carbonatici privi di signifi-cativi apporti terrigeni. È sempre presente un livello piùo meno ricco, ma talora ricchissimo, di resti di carofite,stromatoliti e microcodium; sono molto subordinati, maquasi 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 loroquasi esclusivamente per la percentuale di presenza dellediverse componenti. In genere si distinguono due subli-velli, il primo caratterizzato dalla maggiore frequenza dicarofite, il secondo, successivo, dalla maggiore frequen-za di lamine ed inviluppi stromatolitici (Fig. 3d); micro-codium appare essere la componente con maggiorevariabilità, essendo presente, talora predominante, intutto l’intervallo (Fig. 3a, f, g). L’attribuzione degli affio-ramenti ad un ambiente deposizionale di tipo palustre sibasa sul significato delle tre componenti biotiche mag-giori.

Le carofite, di cui permangono prevalentemente glisteli calcificati, sono spesso talmente abbondanti dacostituire l’impalcatura della roccia. Tali alghe, tipichedi ambiente dulcicolo o salmastro, attualmente prolifera-no in pochi metri d’acqua, fino ad un massimo di ca. 12metri. Addensamenti e praterie fitte (meadows), comedovevano essere quelle di alcuni affioramenti (Piolanas,Villamassargia), si sviluppano preferenzialmente neiprimi 2 metri di profondità su substrati fangosi e inacque 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 microc-odium e con glaebules sparsi. Gonnesa; b - Calcare microsparitico a tessitura pseudobrecciata con plaghe micritiche con fratture subcircolari. MedauMargiani Angius; c - Bafflestone a carofite, con steli e internodi; localmente, è presente microcodium con aggregati cristallini a pannocchia. MedauMargiani Angius.; d - Wackestone poroso con peloidi; al centro, una crosta laminare debolmente ondulata, costituita da alternanze di laminemicritiche scure e di sparite chiare. Villamassargia; e - Wackestone a granuli cristallini di microcodium (microcodite); sono presenti frammenti digusci di bivalvi e numerose fessure ad andamento irregolare, (tracce di radici), solo parzialmente riempite da cemento sparitico: anche il granulomicritico pedogenetizzato al centro è perforato dalle tracce di radici. Medau Margiani Angius; f - Microcodite. La matrice micritica contienenumerosi glaebules pedogenici circondati da veli microbialitici, che inviluppano anche alcuni aggregati cristallini di microcodium. Medau MargianiAngius; 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 sot-tile. Gonnesa.(page 205) - Microfacies of the palustrine deposits: a - Bioturbated peloidal mudstone-wackestone with sand-sized grains and crystal aggregates ofmicrocodium and with sparse glaebules. Gonnesa; b - Microsparitic limestone with pseudobreccia texture and intragranular cracking in micriticunrecrystallized 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 ofmicrocodium (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 envelopeas 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 withglaebules, 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 eoceni-ci; B) ricostruzione schematica della sezione. 1) calcari dolomitici giurassici; 2) pseudobrecce; 3) siltiti sabbiose verdi; 4) arenarie fini con gasteropo-di 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 gastropodsand ostreid fragments; 5) calcareous marls with ostracods; 6) yellowish agillaceous shales with burrows; 7) Eocene sandstones; 8) faults.

sità di oogoni potrebbero convalidare l’ipotesi di prateriea 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 laminemicritiche e da lamine chiare microsparitiche. Essecostituiscono film planari più o meno ondulati, soprattut-


a b

c d

e

h

f

g

to in relazione alla morfologia del substrato, giungendoad inviluppare, a volte completamente, singoli bioclastie granuli (Fig. 3d, f). Sottili filamenti e microtubuli attri-buibili a cianobatteri filamentosi sono molto comuni.Attualmente, “mats” algali e microbici suscettibili dicalcificazione coprono ogni tipo di substrato in condizio-ni perennemente o periodicamente sommerse, conacque sia stagnanti che correnti; prosperano anche inambienti umidi per acque interstiziali. Talora le comuni-tà algali e microbiche sono associate tra loro, altre voltesi sviluppano comunità specifiche (Freytet & Verrecchia,1998).

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

Microcodium, la cui natura e origine sono ancora dis-cusse (Matteucci & Murru, 2002), sembra avere una for-mazione confinata in ambienti umidi superficiali, comecanali 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 èassicurata la presenza d’acqua e di ossigeno, come l’am-biente più favorevole alla formazione di microcodium.

La frequenza di aggregati integri di microcodium, perlo più nella morfologia a “pannocchia” (Fig. 3g), maanche in croste laminari, entro i livelli carbonatici diquasi tutte le successioni indagate è coerente con unambiente 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 frammentazionedei singoli cristalli costituenti (Microcodite; in: Serranoet al., 1995; Martín - Martín et al., 1998), oltre alla loroampia dispersione in quasi tutti i termini dei livelli car-bonatici, può indicare fasi di incremento energetico del-l’ambiente, con attività di erosione, trasporto, accumuloe/o dispersione, per via acquea o eolica, dei frammentidelle incrostazioni del substrato.

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

Numerosi, peraltro, sono gli indicatori pedologici diambienti 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, lacui formazione è legata essenzialmente a fenomeni didissoluzione e rideposizione del fango carbonatico comecemento microcristallino, evidenziata soprattutto daaureole microsparitiche anche intorno a clasti e granulidi quarzo e da ammassi microsparitici; la presenza,come a Piolanas, di livelli dolomitici attribuibili a mec-canismi di neoformazione nel sedimento in ambientesubarido a partire da calcite magnesiaca, quale frequen-temente si depone nel mezzo palustre-lacustre (Müller etal., 1972).

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

L’assenza di ampie rizoconcrezioni verticali, legate afenomeni di riempimento successivo dei vuoti radicali,con o senza allargamento, per mezzo di cemento o disedimento, potrebbe essere interpretata come il segno diuna scarsa vegetazione e/o di una ridotta azione dell’ac-qua piovana nell’elaborazione delle cavità; tale ipotesi ècoerente con la tendenza verso climi sempre menoumidi fino ad aridi nella parte medio-superiore delPaleocene (Bolle & Adatte, 2001). Inoltre, l’assenza o lascarsità 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 damateria organica e non acidificata da acidi umici disciol-


Fig. 4 - Affioramento di Orroli-Bruncu Geroni: pseudobrecce micri-tiche ricoperte da siltiti argillose grigio-verdi probabilmente eoce-niche.- Outcrop of Orroli-Bruncu Geroni: the micritic pseudobreccia lime-stones are covered by grey-green clayey silts, probably Eocene in age.

ti, abbondantemente presenti nelle paludi a vegetazionearboricola.

Gli affioramenti descritti testimoniano, quindi, dellapresenza nella Sardegna centro-meridionale, durante ilPaleocene, di estesi e diffusi bacini poco profondi preva-lentemente palustri, preferenzialmente alimentate daacque piovane; l’esistenza anche di bacini lacustri, più omeno profondi e collegati agli ambienti palustri non puòessere esclusa, (anzi, può essere considerata probabile)in ragione della limitata estensione degli affioramenti edella loro relativamente ampia numerosità. In questocaso, i depositi testimoni a carofite, stromatoliti e micro-codium qui descritti, potevano anche costituire le spon-de pianeggianti di tali bacini. Comunque, la ricchezza inCaCO3 di tali depositi (“hypercalcimorphic soils”, sensuFreytet & Plaziat, 1982), può testimoniare di ripetuteemersioni ed essiccamenti.

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

Significato paleogeografico e paleoclimatico

Depositi continentali palustri e lacustri coevi, i primicon caratteri relativamente simili a quelli sardi, nei qualituttavia sembrano maggiormente rappresentati i resti dicarofite, sono diffusi in Francia meridionale e neiPirenei (Plaziat, 1981; Zamarreño et al., 1997), confer-mando ulteriormente l’antica contiguità territoriale giàampiamente dimostrata, ma anche l’omogeneità climati-ca ed ambientale della Sardegna con i paesi che oggicostituiscono il bordo sud-orientale dell’Europa occi-

dentale.Nel Paleocene inferiore il clima sub-tropicale del-

l’Europa occidentale oscillava da temperato, fino allepaleolatitudini di N 43°, a tropicale (Bignot, 1995).Queste fasce climatiche si spostarono verso Nord di 5°-10° durante il Paleocene medio-superiore, causando ungenerale riscaldamento dell’Europa occidentale (Lu etal., 1998; Schmitz et al., 2001; Schmitz & Pujalte, 2003).

I depositi palustri, in alcuni affioramenti (Villa-massargia, S. Andrea Frius) poggiano direttamente supaleosuoli plintitici, la cui formazione iniziale è legata acondizioni tropicali di forte umidità (Murru et al., questovol.).

I depositi palustri della Sardegna, con le testimonian-ze della loro evoluzione pedogenetica e il ruolo incro-stante/dissolutore di microcodium, bene si inquadranodunque nell’ evoluzione verso climi sempre meno umidifino ad aridi della parte medio-superiore del Paleocene(Bolle & Adatte, 2001). Al passaggio Paleocene-Eocenesi giunse al brusco riscaldamento globale di breve perio-do (circa 100 Ky), noto come “Late Palaeocene ThermalMaximum - LPTM”, o anche come “Initial EoceneThermal 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, lapresenza di strutture pedogenetiche e la ricchezza inmicrocodium permettono di confinare l’ambiente disedimentazione di tali depositi a bacini palustri di acquebasse e prevalentemente tranquille, soggette a emersionianche prolungate.

Il numero e la collocazione geografica dei piccoliaffioramenti studiati e la segnalazione in letteratura didue affioramenti continentali coevi situati nella Sardegnasettentrionale (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 erelativamente pianeggiante.

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

RINGRAZIAMENTI - Contributo al progetto MIUR PRIN2004045107 (L’influsso di fluttuazioni paleoclimatiche sullecomunità di biocostruttori, la produttività carbonatica e ladinamica deposizionale di piattaforme meso-cenozoiche ita-liane). Bosellini A., coordinatore.


Fig. 5 - Schema della ubicazione ed estensione dei principali bacinipalustri nella Sardegna centro-meridionale.- Location sketch of the main palustrine basins in central-southernSardinia.

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Accettato per la stampa: Ottobre 2007



Descrizione degli affioramenti

I tredici affioramenti, descritti procedendo da Ovest versoEst, sono ubicati nello schema geologico di Fig. 1; di essi sol-tanto 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 colon-ne litologiche di due successioni continentali (Nurra e Orosei),note dalla letteratura e non descritte nel testo, in quanto situatenella Sardegna settentrionale.

La successione dell’affioramento di Piolanas Nord (MedauMargiani Argius), tra le più complete, costituisce la successio-ne di riferimento, e, pertanto, è descritta in maggior dettaglio.L’appoggio dei depositi continentali palustri sul substrato èsempre segnato da una superficie d’erosione molto marcata edarticolata.

Gonnesa

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

1) basamento paleozoico costituito da metasiltiti e metarena-rie ordoviciane;

2) calcari micritici giallognoli con microcodium, rari extra-clasti 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, sottoforma di cristalli isolati o come parti di aggregati. La matriceè organizzata in glaebules (corpi sferoidali di dimensionivarie) talora bordati da fessure curvilinee riempite da sparite.Dispersi nellla matrice si rinvengono rari gusci integri attribui-bili a gasteropodi polmonati; lo spessore dei calcari giallogno-li 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 moltoarticolata, e affiorano con un livello di circa 5 m di spessore.

Piolanas

Il piccolo bacino terziario di Piolanas è noto in letteratturaper le miniere di carbone (“Produttivo” Auct.), ora dismesse(Galdi, 1907; Taricco, 1924). Dall’inizio del novecento ad oggisoltanto Matteucci et al. (2000) citano quest’area segnalando inessa l’estensione dei depositi carbonatici a miliolidi(“Miliolitico” Auct.). La successione eocenica nota è costitui-ta, 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 conglo-merati continentali sterili appartenenti alla Formazione delCixerri. I livelli palustri sottostanti vengono descritti per laprima volta.

Gli affioramenti analizzati sono due; il più esteso, si rinvie-ne in località Medau Margiani Angius, circa 1,6 km a Nord delpiccolo villaggio di Piolanas. Un’altra sezione, in cui è benvisibile il passaggio fra i sedimenti palustri paleocenici e quel-li 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 paleo-zoico rappresentato da metacalcari (Membro del Calcare ceroi-de-Cambriano inferiore) e da metasiltiti (Formazione diCabitza-Cambriano medio/Ordoviciano inferiore) ed è costi-tuita da quattro principali litofacies rappresentate dal bassoverso l’alto da:

1) Depositi misti terrigeno-carbonatici sterili.Paraconglomerati a matrice debolmente marnosa giallogno-

la ad elementi di quarzo e metarenarie (clasti dalla dimensionemassima 6-8 cm, media 1 cm), passanti verso l’alto ad argillitimarnose giallognole con rari clasti di metarenarie paleozoichee numerosi granuli di quarzo a spigoli vivi, talora policristalli-ni, di varia grandezza (dimensione media 6-8 cm) diffusi nellamatrice. Sono inoltre presenti anche rari clasti neri micriticicon frammenti stromatolitici; lo spessore è di 60 cm.

Seguono, tramite un’accentuata superficie di discontinuità,argilliti marnose giallognole-ocracee, talora a stratificazionepiano-parallela, con extraclasti di metarenarie, metasiltiti enumerosi cristalli di quarzo spigolosi (embayed), di variagrandezza (dimensione massima 7 mm) diffusi nella matrice.Tali livelli basali presentano una microfratturazione costituitada sottili fessure riempite da cemento sparitico ad andamentodiscontinuo ed ondulato, interrotta da un secondo sistemaortogonale, complessivamente assimilabile ad un sistema difessurazioni per disseccamento. A questo primo livello seguo-no marne dolomitizzate (contenuto massimo di MgCO3:21,56%), giallognole per la diffusa presenza di ankerite,anch’esse con numerose microfratturazioni e con rari fram-menti di carofite. Sono presenti sia intraclasti marnosi giallo-gnoli che extraclasti di quarzo (embayed) millimetrici e dimetarenarie quarzose paleozoiche. La parte sommitale, evi-denziata tramite una superficie ondulata relativamente distin-guibile, è costituita da calcari micritici sterili caratterizzati danumerose cavità planari riempite da sparite; lo spessore com-plessivo è di 4,5 m;

2) Calcari sterili.Lungo il bordo orientale dell’affioramento, talora in eteropia

con la porzione sommitale delle marne dolomitizzate giallo-gnole, affiorano calcari (93,14% di CaCO3 e 0,69% di MgCO3)microsparitici, grigi, sterili, con diffuse concrezioni micritichecontornate da fessure curve sparitiche, fenestrae allungateconiche riempite principalmente da micrite e rari exstraclasti diquarzo (Fig. 3b). La struttura è fortemente brecciata ed i pro-dotti della fessurazione sono rappresentati da singoli elementispigolosi e mal selezionati. Sono completamente assenti traccedi attività biologica, così come il contenuto di materia organi-ca (C 0,09% - O.M. 0,15%). Il contatto fra questi depositi ste-rili ed i sovrastanti calcari micritici fossiliferi avviene tramiteuna 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 sullelamine 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

cemento sparitico, i cui clasti (sino a 4 cm di diametro, ma inmedia 3-4 mm) sono costituiti da rocce paleozoiche (quarzo emetamorfiti) e da marne dolomitizzate giallognole sterili deltutto simili a quelle del livello sottostante. Inoltre sono diffusianche clasti di micrite bruno-scura con frammenti di stromato-liti, di talli ed oogoni di carofite, di cristalli isolati di microco-dium e frammenti di gasteropodi, oltre a clasti micritici sterilicon vuoti arcuati e planari riempiti da sparite. Sono anche pre-senti frammenti di filamenti e lamine stromatolitiche che talo-ra inviluppano clasti o ne costituiscono il supporto; lo spesso-re è di 70 cm.

Questi depositi grossolani passano a micriti grigie formatequasi esclusivamente da stromatoliti e rari ostracodi con levalve articolate; sono frequenti le strutture geopetali e gli intra-clasti micritici (talora millimetrici) con cristalli di microco-dium isolati, frammenti di talli di carofite e di gasteropodi pol-monati; intercalata ai calcari micritici si osserva una piccolalente conglomeratica, a cemento sparitico (spessore massimo20 cm) con rari esemplari di microcodium integri. I clasti sonocostituiti sia da rocce del basamento paleozoico che da calcarimicritici sia sterili che a frammenti di stromatoliti; lo spesso-re è di circa 180 cm.

I calcari micriti successivi sono costituiti alla base quasiesclusivamente 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 nelsedimento costituendo sia plaghe, distribuite in sottili livelli,sia come riempimento di microfratture. Si rinvengono anchebanchi e/o lenti di tipo microcoditico, costituiti fino al 70% daframmenti minuti di microcodium. Sono molto rari sia i gusciintegri di gasteropodi polmonati, sia gli ostracodi con le valvearticolate.

In sezione sottile è osservabile la riorganizzazione pedoge-netica della matrice verso una strutturazione di tipo peloidale-ooidale (Armenteros et al., 1997, 1998), rappresentata daforme rotondeggianti (glaebules) che generalmente appaionopiù scure per concentrazione del plasma, costituite dalla biomi-crite parente o da microcodite, con dimensioni comprese fra 25mm e 150 mm (peloidi); talora si presentano come granuli rive-stiti da un anello micritico scuro, compreso fra 25 mm e 150mm di diametro o possono essere completamente o parzial-mente 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 fes-surazioni di ampiezza compresa fra 50-100 mm, del tipo diquelle già descritte da Freytet & Plaziat (1982) ed interpretatecome la conseguenza alla contrazione per disseccamento dellamicrite durante l’esposizione subaerea. Si osserva, inoltre, unreticolo formato da cavità, di larghezza sino a 5-6 mm, conandamento 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 superficialidiscendenti dalla zona vadosa a quella freatica in fessure pree-sistenti, prodotte, probabilmente, da radici e progressivamenteallargate (pseudo-microkarst). Anche queste strutture, origina-te dall’azione delle radici, testimoniano ripetuti periodi diemersione 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 (C0,14% - O.M. 0,24%) e costituiti da fango microcristallino gri-gio-giallognolo per la presenza di ankerite, con aree dolomitiz-zate a romboedri neomorfici di forma euedrale. La strutturabrecciata è data da un sistema di fratture variamente orientateche isolano porzioni di sedimento, generando pseudoclastimonogenici grigio-scuri, a contorno prevalentemente spigolo-so e di dimensioni variabili (da 100 mm a 30 mm). La fessura-zione interessa anche i pseudoclasti medesimi, arrivando sino asmembrarli completamente. Nessuno di tali frammenti, anchequelli più minuti, presenta alcuna traccia di trasporto, essendoimmersi 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, pre-senti nell’area; lo spessore è di 50 cm.

L’intera successione è ricoperta da sedimenti eocenici amiliolidi ed ostracodi dulcicoli del complesso del “Miliolitico”Auct.

Affioramento di Su Nenneri (Piolanas Ovest)

In questo affioramento, ubicato circa 4 km a Sud-Ovest diquello di Medau Margiani Angius sono presenti soltanto le lito-facies riferibili ai depositi misti terrigeno-carbonatici. Essisono rappresentati da argilliti marnose e marne calcaree giallo-gnole ocracee, passanti verso l’alto a marne dolomitizzate, conextraclasti di metarenarie, metasiltiti e numerosi cristalli diquarzo 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 ecavità ramificate formanti un reticolo molto denso riempito dasilt vadoso e granuli di quarzo microcristallini; lo spessore è dicirca 3 m.

Questi depositi sono ricoperti, tramite una superficie d’ero-sione, da sedimenti continentali rappresentati da paraconglo-merati poligenici-eterometrici, con clasti rivestiti da patine fer-ruginose e lamine stromatolitiche in una matrice micritica conmicrocodium in aggregati a “pannocchia” integri; lo spessore èdi circa 60 cm.

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

Caput Acquas

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

Sul basamento metamorfico del Paleozoico inferiore è visi-bile, durante i periodi di magra del torrente, un livello carbona-tico (spessore massimo esposto, 30 cm) formato da pseudo-brecce grigie a matrice micritica, con diffusi aggregati cristal-


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

Dopo una copertura detritica valutabile in circa 2 m, seguo-no 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 dellastrada comunale Villamassargia-Narcao e circa 200 m più aSud delle Case su Sensu affiora, per uno spessore di circa 4 m,poggiando in discordanza sulle metarenarie del Paleozoicoinferiore, un livello di arenarie siltoso-quarzose fini, grigio-chiare, con clasti millimetrici di quarzo e con diffusi nodulilitoidi di ferro rosso-bruni. I noduli hanno dimensione medie di10/20 cm ed una diffusione nel deposito del 50%; non sonoriconoscibili strutture sedimentarie. In base alle caratteristichemineralogiche e geochimiche il livello paleoalteritico è statoattribuito al gruppo degli ultisuoli ad ironstones (Murru &Ferrara, 1999);

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

a) micriti grigie sterili; b) micriti grigie con stromatoliti emicrocodium presenti sia come aggregati cristalllini a “pan-nocchia” che come singoli elementi disarticolati; c) micriti gri-gio-giallognole con diffusi talli di carofite complete sia di cel-lule corticali che di verticilli; d) micriti grigie con oogoni dicarofite e cavità con riempimento di tipo geopetale; lo spesso-re complessivo del banco carbonatico è stimabile in circa 2-3m;

Affiora successivamente, per uno spessore di circa 100 m, ilcomplesso continentale della Formazione del Cixerri rappre-sentato soprattutto da arenarie grossolane con lenti calcaree adoogoni 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 diRio Gutturu Mannu. Il basamento paleozoico, rappresentato dametarenarie e filladi e ricoperto da ultisuoli plintitici (Murru &Ferrara,1999) potenti una decina di metri, è seguito da una suc-cessione continentale e transizionale rappresentata da una fittaalternanza 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 (1,2m); marne argillose grigio-verdi con lenti ad ostree, carofite erari denti di pesci (2 m); argilliti grigio-verdi (1,2 m); calcaridolomitico-marnosi marrone (2,7 m); argilliti bruno-marronecon intercalazioni di sottili livelli di calcare dolomitico-marno-so (4,6 m); siltiti bruno-verdi (2,6 m); arenarie marnose marro-ne (0,3 m); calcari dolomitico-marnosi marrone (2,5 m); marne

argillose marrone (1,4 m); arenarie fini grigio-verdi con inter-calati livelli microconglomeratici (4 m); calcari dolomitico-marnosi (1 m); siltiti brune (1 m); argilliti verdi (50 cm); are-narie 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); argillitidebolmente marnose grigio-verdi (1 m).

La successione paleogenica, attribuita al Thanetiano supe-riore-Ilerdiano, è ricoperta, tramite un contatto erosionale, dasedimenti marini riferibili al Miocene inferiore.

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

Siurgus Donigala

L’affioramento, già segnalato da Ferrara et al. (1995), si rin-viene circa 500 m a Nord-Est dell’abitato di Sirgus Donigalaed è costituito dal basso verso l’alto, sopra il basamento meta-morfico paleozoico e per uno spessore 30 cm, da livelli micri-tici grigi con oogoni, rari talli di carofite complete di cellulecorticali e diffusi aggregati di microcodium; nella matrice siosservano glaebules talora bordati da fessure curvilinee riem-pite da sparite. Seguono calcari, per uno spessore di ca. 40 cmprobabilmente già eocenici, con ostracodi, ceritidi ed oogoni dicarofite, ricoperti da depositi continentali e marini oligo-mio-cenici, 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 dellaSardegna centro-meridionale (5 x 1 km). I livelli palustri pog-giano, tramite una marcata superfici di discontinuità, sopra itermini carbonatici della serie mesozoica e affiorano in manie-ra discontinua, con estensioni e spessori molto modesti.Vengono di seguito descritti brevemente i sei affioramenti prin-cipali (tutti indicati nello schema geologico di Fig. 1 comelocalità Orroli), che poggiano su dolomie triassiche tramite unanetta superficie di discontinuità. I livelli successivi a quelli car-bonatici continentali, pur del tutto privi di fosssili, vengonodubitativamente attribuiti al ciclo eocenico, per analogia difacies con depositi analoghi presenti alla base della successio-ne ingressiva del Paleocene superiore-Ilerdiano, e datati soprat-tutto sulla base del contenuto in caracee.

Padenteddu

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

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


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

Genna Xeas

L’affioramento si rinviene lungo la strada che collega GennaXeas alla strada provinciale n. 10 che conduce ad Orrroli ed ècostituito, sopra il basamento, dal basso verso l’alto, da calca-ri micritici a microcodium, affioranti per uno spessore di ca. 80cm, che appaiono come brecce di dissoluzione (pseudobrecce)e contengono “pannocchie” e frammenti di microcodium, pre-senti, rari, nella matrice e molto abbondanti, in cavità della roc-cia stessa. Seguono, per uno spessore di ca. 1,2 m, siltiti argil-lose giallognole sterili, probabilmente già eoceniche, ricoperteda siltiti argillose grigio-verdi sterili, con intercalati due livelliconglomeratici centimetrici (ca. 2,6 m di spessore) e da arena-rie grossolane (ca. 40 cm di spessore), separate da una nettasuperficie d’erosione.

Santa Caterina

L’affioramento si ritrova entro il recinto del santuario diSanta Caterina ed è formato da calcari micritici ad extraclastidi quarzo con aggregati di microcodium e rari steli di carofite,affioranti per uno spessore di ca. 90 cm, seguiti da siltiti argil-lose grigio-verdi sterili (ca. 1,2 m di spessore) e da arenariegrossolane (ca. 40 cm di spessore), probabilmente già eoceni-che.

Piccheri

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

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

Bruncu Geroni

L’affioramento si rinviene lungo la strada che collegaSiurgus Donigala ad Orroli a circa 2,2 km a Sud-Ovest di que-st’ultimo abitato ed è formato, dal basso verso l’alto, da: calca-ri micritici, modificati in pseudobrecce per dissoluzione, conrari frammenti di microcodium, affiorante per uno spessore dicirca 150 cm e seguito da siltiti grigio-verdi e arenarie grosso-lane (ca. 2 m di spessore), ricoperte dalle vulcaniti calco-alca-line bentonizzate dell’Oligo-Miocene.

Coremolla

Circa 1,3 km a Sud-Ovest dell’abitato di Orroli, lungo lastrada che collega Orroli a Siurgus Donigala, affiorano pseudo-brecce contenenti oltre a rari aggregati di microcodium e rarecarofite, anche ostracodi e gusci integri di gasteropodi polmo-nati; lo spessore è di circa 100 cm; segue una successione, pro-babilmente già appartenente al ciclo ingressivo dell’Eoceneinferiore, costituita da siltiti sabbiose verdi sterili (ca. 50 cm dispessore), arenarie fini con gasteropodi turricolati e frammentidi ostreidi (ca. 80 cm di spessore), marne calcaree giallognolead 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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