Guida Geomorfologica

2° STAGE DI RILEVA
AMENTO GEOMOR
RFOLOGIC
CO
Baun
nei – Sard
degna
6-11 Giugno 2010
Inquadrramen
nto geomorffologicco
de
ell’are
ea d’in
ndagin
ne
Rita
a Melis, Albero Marin
ni, Paolo Orrù
O
Dipa
artimento di
d Scienze della Terrra – Univerrsità di Caggliari
Marrta Della Seta
S
Diparttimento di Scienze de
ella Terra – Universittà degli Sttudi di Rom
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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
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).
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).
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
condizionate
dalla
lungo
direzioni
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
Fig. 3: Il Golgo (“Su Sterru”). Sulla sinistra la
sagoma di un uomo come scala! 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).
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 (22.000
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).
Fig. 6: An
nsa di un me
eandro di un
n canyon fluv
viocarsico (C
Codula Sisin
ne) e relativo
o sbocco al mare (Cala
Sisine). Nel perio
odo 2004-2
2008 dura
ante la sta
agione invvernale si sono verrificati de
egli eventii
meteorolo
ogici ecce
ezionali (p
prevalentem
mente dovvuti a pre
ecipitazion
ni orografiiche), che
e
hanno pro
ovocato un
na serie d’inondazion
ni (De Wae
ele et al., 2010), co
on notevolii effetti dii
modificazzione delle
e spiagge allo
a sbocco
o dei corsi d’acqua principali (F
Fig. 7). Ne
el 2004, ad
d
esempio, nel period
do 6-11 dicembre, in
n Sardegna
a centro-o
orientale è stato reg
gistrato un
n
valore ma
assimo di 700
7 mm di pioggia (in
n media 40
00 mm) risspetto alla media del mese più
ù
piovoso (d
dicembre) di 130-170
0 mm.
Fig. 7:
7 Effetti de
ell’alluvione del novemb
bre 2008 (Co
odula Sisine
e): formazion
ne di una nu
uova
scarp
pata di erosiione in un trratto a montte (in alto a sinistra); liv
vello massim
mo raggiunto
o durante
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).
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
Fig. 8: Pinnacoli carsici in prossimità della
falesia in calcari interessata da processi
ipercarsici.
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, 125.000 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).
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
sviluppano
marine
fino
a
si
questa
profondità
durante
un
periodo
stabilità
del
di
livello del mare verificatasi
tra gli stadi isotopico 5e
Fig. 9: solco di battente del Tirreniano (ovviamente il più alto) e
solco di battente attuale (125.000 anni fa) e 2 (circa
20.000 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 45-50 m sotto il livello del mare e correlate alla trasgressione preVersiliana (circa 10.000 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
depositi
(Würm).
sono
clastico
più
meno
frequentemente
Fig. 10: Sezione tipica lungo la costa del Golfo di Orosei (da
Carmignani et al., 2001).
costituiti
materiale
o
una
matrice
Questi
da
spigoloso,
grossolano,
immerso
in
siltoso-argillosa
spesso arrossata, con una stratificazione immergente verso mare, sottolineata da
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).
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.
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