2 STAGE Giugno. Rita. Marta Della Seta

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1 2 STAGE DI RILEVAMENTO GEOMORFOLOGICO Baunei Sardegna 6-11 Giugno 2010 Inquadramento geomorfologico dell area d indagine Rita Melis, Albero Marini, Paolo Orrù Dipartimento di Scienze della Terra Università di Cagliari Marta Della Seta Dipartimento di Scienze della Terra Università degli Studi di Roma La Sapienza

2 Inqua adrame ento geomor g rfologico delll area d inda agine Lo Stage di Rileva amento Geomorfolo G ogico orga anizzato dall AIGeo d ha come e oggetto o d indagine e la porzione della provincia dell Oglia astra nota come Sup pramonte di Bauneii (Sardegna a centro-orrientale). Fig. 1: Are ea oggetto del d rilevame ento. Quest ultima include parte dell altopian d no del Supra amonte e ill corrisponde ente tratto costiero, che va da S.. Maria Nav varrese a Su ud fino a Ca ala Luna (all centro dell Golfo di Orrosei) a Nord d. Il Supramonte è un altopiano che occup pa una sup perficie di circa 170 Km2 nell e entroterra a o di Orosei e ha un altitudine e media di 900 m s.l.m s (Mon nte Corrasi, 1463 m del Golfo s.l.m., è la l cima più ù alta). L altopian no è costittuito per l 80% l da ro occe appa artenenti a una succcessione ca arbonatica a (Giurassicco medio Cretacico o inferiore;; Costamag gna et al., 2007 e re elativa bibliografia), che poggiia su un basamento cristallino o paleozoicco. Deposiiti quatern nari fluvio--lacustri e

3 di versante, in parte riconducibili a un ambiente periglaciale, poggiano sulla successione carbonatica insieme alle colate basaltiche del distretto vulcanico di Orosei-Dorgali. Entrambe le unità sono state attribuite al periodo Donau-Günz (Dieni e Massari, 1973). In particolare, i sedimenti e le vulcaniti si possono far risalire a una fase di riempimento seguita a un ciclo erosivo connesso con una fase di sollevamento collocabile al limite Pliocene-Quaternario. La struttura del massiccio calcareo è caratterizzata da una successione carbonatica giurassica, in assetto monoclinale, immergente verso mare (Fig. 2), tagliata da due principali sistemi di faglie trascorrenti con andamento NNW-SSE e NNE-SSW (Pasci, 1997) e ne condiziona fortemente l assetto idrogeologico. L altopiano è, infatti, una delle aree carsiche più estese ed interessanti della Sardegna e ospita un sistema ipogeo molto sviluppato, le cui cavità sono state esplorate a partire dagli anni 50 (Cabras et al., 2008 e relativa bibliografia). Fig. 2: monoclinale carbonatica giurassica immergente verso mare. Lo sviluppo del carsismo ipogeo è testimoniato da grotte fossili e ben decorate nell epicarso e nelle aree a quote più elevate, mentre cavità a sviluppo verticale si trovano lungo i fondovalle (Crobu e De Waele, 2007; Cabras et al.,2008; Crobu, 2009).

4 Tra le cavità a sviluppo verticale il Golgo ( Su Sterru ) (Fig. 3) si trova al centro dell altopiano, a una quota di circa 400 m s.l.m., ed è costituito da un inghiottitoio con un salto verticale di circa 300 m. Alcune di queste cavità ospitano corsi d acqua sotterranei che raggiungono portate di diversi metri cubi al secondo durante eventi piene (Cabras et al.,2008). Fig. 3: Il Golgo ( Su Sterru ). Sulla sinistra la sagoma di un uomo come scala! Accanto alle forme carsiche ipogee, sulla superficie dell altopiano si possono osservare diverse forme carsiche epigee, tra cui doline di varie dimensioni (Fig. 4), spesso allineate lungo direzioni condizionate dalla struttura, e microforme localmente ben sviluppate sulla superficie dei calcari microcristallini affioranti (Fig. 5), tra cui scannellature (rillenkarren), vaschette di corrosione (kamenitze) e campi di karren ruiniformi (De Waele, 2004). Profonde valli fluviocarsiche, impostate lungo i principali sistemi di faglie terziarie (con direzione N-S e NW-SE; Pasci, 1997), interrompono la morfologia relativamente dolce della sommità dell altopiano (Fig. 6). Queste valli dai versanti ripidi, soprattutto nei tratti più a monte, testimoniano una rapida evoluzione del paesaggio, in risposta al sollevamento avvenuto al limite Pliocene-Quaternario e alla messa in posto delle colate basaltiche. Tra i principali corsi d acqua, la Codula Ilune e la Codula Sisine formano dei canyon che sfociano nel Golfo di Orosei, rispettivamente in corrispondenza delle spiagge di Cala Luna e Cala Sisine (Fig. 6).

5 Fig. 4: Dolina di crollo: vista panoramica (a sinistra) e particolare dell interno ( a destra). Fig. 5: Microforme carsiche epigee: rillenkarren (a sinistra), kamenitza (al centro) e karren ruiniformi (a destra). La rete idrografica attuale è, molto probabilmente, ciò che resta di un drenaggio, impostatosi durante periodi più caldo-umidi rispetto a oggi (De Waele, 2004). Esistono evidenze di una prosecuzione dei canali di drenaggio fino ad una profondità di circa 120 m al di sotto del livello del mare attuale (Orrù e Ulzega, 1987), che indica il massimo stazionamento basso del Mar Mediterraneo durante l Ultimo Massimo Glaciale ( anni fa). Oggi il drenaggio superficiale si attiva solo periodi di precipitazioni intense, generalmente due volte l anno, e interessa quasi esclusivamente Codula Ilune e Codula Sisine, anche in virtù del fatto che questi corsi d acqua, per buona parte, scorrono rispettivamente su graniti e basalti. Gli altri corsi d acqua si sviluppano, invece, quasi completamente sul massiccio calcareo, dove i processi d infiltrazione determinano lo sviluppo di un drenaggio ipogeo (De Waele, 2004).

6 Fig. 6: Ansa di un meandro di un canyon fluviocarsico (Codula Sisine) e relativo sbocco al mare (Cala Sisine). Nel periodo durante la stagione invernale si sono verificati degli eventi meteorologici eccezionali (prevalentemente dovuti a precipitazioni orografiche), che hanno provocato una serie d inondazioni (De Waele et al., 2010), con notevoli effetti di modificazione dellee spiagge allo sboccoo dei corsi d acqua principali (Fig. 7). Nel 2004, ad esempio, nel periodo 6-11 dicembre, in Sardegnaa centro-orientale è stato registrato un valore massimo di 700 mm di pioggia (in media 400 mm) rispetto alla media del mese più piovoso (dicembre) di mm. Fig. 7: Effetti dell alluvione del novembre 2008 (Codula Sisine): formazione di una nuova scarpata di erosione in un tratto a monte (in alto a sinistra); livello massimo raggiunto durante

7 la piena indicato dalla fascia lavata su parete in roccia (in alto a destra); detriti e resti di alberi trascinati dalla piena nel tratto vallivo distale (in basso a sinistra); modificazioni della spiaggia allo sbocco della codula (in basso a destra). Il versante orientale del Supramonte degrada bruscamente verso mare (1000 m di dislivello su una distanza dalla costa di circa 10 km), dove le rocce calcaree danno origine a spettacolari falesie e archi, alcuni dei quali di notevoli dimensioni. In effetti, la morfologia delle coste è fortemente segnata dalla duplice azione di modellamento da parte del moto ondoso e dei processi carsici (Fig. 8). L abrasione marina è localmente accentuata dalla corrosione, che diventa prevalente laddove la miscela di acque fresche e acque salate da origine a fenomeni d ipercarsismo (De Waele et al., 2001). Fig. 8: Pinnacoli carsici in prossimità della falesia in calcari interessata da processi ipercarsici. Molte grotte marine, formatesi per l azione del moto ondoso particolarmente efficace in corrispondenza di zone di debolezza della roccia (fratture, giunti di strato), sono piuttosto diffuse lungo la costa. Dove invece avviene la miscela di acque, si sono sviluppate delle importanti cavità carsiche lungo la costa, che si sviluppano per diversi chilometri (De Waele & Forti, 2002). Altro elemento morfologico molto importante è rappresentato dai solchi di battente, ben sviluppati lungo tutta la costa alta in roccia calcarea, che stanno a indicare il livello del mare attuale e quello passato. Questi solchi sono stati individuati in modo chiaro da una profondità di 10 m sotto l attuale livello del mare, fino a 10,5 m al di sopra (Carobene, 1972; 1978; Carobene e Pasini, 1982; Antonioli et al., 1999, 2007). Il solco più alto (Fig. 9) ha un altezza decrescente da N a S, tra 10,5 e 7,7 m s.l.m. ed è stato attribuito allo stadio isotopico 5e (Tirreniano, anni fa; Ferranti et al., 2006). La sua continuità per 37 km di costa calcarea testimonia la relativa stabilità tettonica fatta eccezione per il leggero basculamento in direzione N-S (Antonioli et al., 1999).

8 Il solco sommerso (-10 m) si trova in corrispondenza di un noto ed evidente livello di base, come evidenziato dal fatto che la maggior parte delle grotte marine si sviluppano fino a questa profondità durante un periodo di stabilità del livello del mare verificatasi Fig. 9: solco di battente del Tirreniano (ovviamente il più alto) e solco di battente attuale tra gli stadi isotopico 5e ( anni fa) e 2 (circa anni fa). Sulla piattaforma continentale alcuni depositi di sabbie eoliche arrivano fino a 120 m di profondità sotto il livello del mare attuale e sono stati attribuiti allo stesso periodo (stadio 5e - stadio 2). Evidenze di uno stazionamento basso sono state documentate a una profondità di m sotto il livello del mare e correlate alla trasgressione pre- Versiliana (circa anni fa) (Orrù e Ulzega, 1987). Lungo i versanti acclivi che fanno da raccordo tra l altopiano e la costa si rinvengono potenti coltri di depositi quaternari continentali e marini di spiaggia (Fig. 10). Tra i depositi continentali, nell area d indagine sono molto diffusi i detriti di versante, in particolare depositi tipo éboulis ordonées, generati in condizioni morfo-climatiche di resistasia (Würm). Questi depositi sono costituiti da materiale clastico spigoloso, più o meno grossolano, frequentemente immerso in Fig. 10: Sezione tipica lungo la costa del Golfo di Orosei (da Carmignani et al., 2001). una matrice siltoso-argillosa spesso arrossata, con una stratificazione immergente verso mare, sottolineata da

9 ripetute variazioni granulometriche dovute alle variazioni d intensità e/o di frequenza del crioclastismo in ambiente periglaciale (Fig. 11). Fig. 11: Depositi tipo éboulis ordonées ai piedi delle scarpate in roccia che sormontano la costa. A questi depositi localmente si alternano in successione corpi di frana antichi e attuali, depositi di conoidi alluvionali e costieri (Fig. 12). Fig. 12: Deposito di frana cementato con solco di battente del Tirreniano (a sinistra) e ripa di erosione marina che taglia un deposito di conoide costiero (a destra).

10 Oltre ai depositi costieri (conglomerati e sabbie, di cui alcuni attribuiti al Tirreniano), lungo la costa sono piuttosto diffusi i depositi eolici costituiti da sabbie addensate e arenarie a laminazione incrociata (eolianiti; Fig. 13). Fig. 13: Depositi eolici rinvenuti lungo costa. Bibliografia Antonioli F., Anzidei M., Lambeck K., Auriemma R., Gaddi D., Furlani S., Orrù P., Solinash E., Gaspari A., Karinja S., Kovacic V., Surace L. (2007). Sea-level change during the Holocene in Sardinia and in the northeastern Adriatic (central Mediterranean Sea) from archaeological and geomorphological data, Quaternary Science Reviews 26, Antonioli F., Silenzi S., Vittori E., Villani C. (1999). Sea level changes and tectonic mobility: precise measurements in three coastlines of Italy considered stable during the last 125 ky. Physics and Chemistry of the Earth (A), 24(4), Cabras S., De Waele J., Sanna L. (2008). Caves and karst aquifer drainage of Supramonte (Sardinia, Italy): a review. Acta Carsologica 37, CARMIGNANI L., OGGIANO G., BARCA S., SALVADORI I., CONTI P., ELTRUDIS A., FUNEDDA A., & PASCI S Geologia Della Sardegna : note illustrative alla carta geologica della Sardegna in scala 1: Memorie Descrittive della Carta Geologica D'Italia Vol. LX. Servizio Geologico Nazionale. Volume monografico, 283 pp. Poligrafico e zecca dello Stato,Roma.

11 Carobene L. (1972). Osservazioni sui solchi di battente attuali ed antichi nel Golfo di Orosei in Sardegna. Bollettino della Società Geologica Italiana, 91, Carobene L. (1978). Valutazione di movimenti recenti mediante ricerche morfologiche su falesie e grotte marine del Golfo di Orosei. Memorie della Società Geologica Italiana, 19, Carobene L., Pasini G.C. (1982). Contributo alla conoscenza del Pleistocene superiore e dell Olocene del Golfo di Orosei (Sardegna orientale).- Bollettino della Società Adriatica di Scienze, 64, Costamagna L.G., Barca S., Lecca L. (2007) The Bajocian-Kimmeridgian Jurassic sedimentary cycle of Eastern Sardinia: stratigraphic, depositional and sequence interpretation of the new Baunei Group. C.R. Geoscience, 339/9, Crobu V. (2009). Sotto il Supramonte infinito. Speleologia 60, Crobu V., De Waele J. (2007). Nel Supramonte profondo. Le esplorazioni in Sa Eni 'e Istettai. Speleologia 56, De Waele J. & Forti P. (2002): Estuari sotterranei.in Cicogna F., Nike Bianchi C., Ferrari G., Forti, P., Grotte Marine: cinquant anni di ricerca in Italia: , Rapallo. De Waele J. (2004). Geomorphologic evolution of a coastal karst: the Gulf of Orosei (central-east Sardinia, Italy). Acta Carsologica, 33/2, 2, De Waele J., Forti P. & Perna G. (2001). Hyperkarstic phenomena in the Iglesiente mining district (SW-Sardinia). In: Cidu R. (ed.), Water-Rock Interaction 2001, Balkema, , Lisse. De Waele J., Martina M.L.V., Sanna L., Cabras S., Cossu Q.A. (2010). Flash flood hydrology in karstic terrain: Flumineddu Canyon, central-east Sardinia, Geomorphology, In Press, Corrected Proof, Available online 31 March Dieni I., Massari F. (1973). La formazione fluvio-lacustre di Nuraghe Casteddu. Mem. Soc. Geol. It.. 12, Ferranti L., Antonioli F., Mauz B., Amorosi A., Dai Prà G., Mastronuzzi G., Monaco C., Orrù P., Pappalardo M., Radtke U., Renda P., Romano P., Sansò P., Verrubbi V. (2006). Markers of the last interglacial sea-level high stand along the coast of Italy: Tectonic implications. Quaternary International ,

12 Orrù P., Ulzega A. (1987). Rilevamento geomorfologico costiero e sottomarino applicato alla definizione delle risorse ambientali (Golfo di Orosei, Sardegna orientale). Memorie della Società Geologica Italiana, 37, Pasci, S. (1997): Tertiary transcurrent tectonics of North-Central Sardinia. Bulletin de la Société Géologique de France, 168,