Sardynia—raj dla geologów

Sardynia — raj dla geologów

Miros³aw S³owakiewicz

1

, Rie Motonaga

2

, Francesco Fidolini

3

Sardynia (z gr. but) to druga co do wielkoœci (po Sycylii) w³oska wyspa o powierzchni 24 090 km2

, po³o¿ona w zachodniej czêœci Morza Œródziemnego (ryc. 1). Od pó³nocy graniczy poprzez Cieœninê Œw. Bonifacego z francusk¹ Korsyk¹, od po³udnia i zachodu otacza j¹ Morze Œród-ziemne, a od wschodu oddziela j¹ od W³och Morze Tyrre-ñskie. Linia brzegowa Sardynii ma d³ugoœæ 1849 km; charakteryzuje siê wysokimi i skalistymi klifami, du¿ymi, g³êbokimi zatokami oraz przesmykami otoczonymi ma³ymi wysepkami. Wyspa jest znakomitym celem dla nurków i turystów, którzy mog¹ tu korzystaæ z czystych wód oraz pla¿, zw³aszcza w rejonie wyspy Asinara oraz archipelagu La Maddalena, znajduj¹cych siê w pó³nocnej czêœci Sardynii (ryc. 2). Jest równie¿ znana z produkcji lokalnych win, bi¿uterii (czerwonych korali) oraz s³ody-czy. Pierwsza obecnoœæ cz³owieka na wyspie siêga paleoli-tu, a pierwsze sta³e osady ludzkie zosta³y za³o¿one znacznie póŸniej, bo w neolicie, jakieœ 6000 lat temu (Casula, 2006). Pierwsi osadnicy przybyli na wyspê prawdopodobnie z Pó³wyspu Apeniñskiego, a w szczególnoœci z Etrurii, i osiedlili siê w pó³nocnej czêœci Sardynii oraz w regionie Gallura (pó³nocno-wschodnia Sardynia). Pozosta³e regiony wyspy zosta³y zasiedlone przez ludy przyby³e z Pó³wyspu Iberyj-skiego (centralna czêœæ wyspy), z Afryki (po³udniowa czêœæ wyspy) oraz z Anatolii i Morza Egejskiego.

Ska³y buduj¹ce Sardyniê mo¿na podzieliæ na trzy g³ówne kompleksy (ryc. 2; Oggiano & di Pisa, 2001):

‘kompleks paleozoiczny obejmuj¹cy pod³o¿e krysta-liczne, ska³y osadowe (kambr–dolny karbon) oraz osadowo-wulkaniczne (górny karbon–perm);

‘mezozoiczna sekwencja wêglanowa reprezentowa-na przez stabilne szelfy, które przylega³y do krawê-dzi po³udniowej Europy;

‘kenozoiczna wulkaniczno-osadowa pokrywa zbudo-wana z kontynentalnych zlepieñców, p³ytkowod-nych ska³ wêglanowych oraz ska³ wulkaniczp³ytkowod-nych: sukcesji wapniowo-alkalicznych i bazaltów.

Pod³o¿e krystaliczne (zieleñce, amfibolity z migmaty-tami) zosta³o zdeformowane i zmetamorfizowane podczas orogenezy waryscyjskiej, a nastêpnie przebite granitoido-wymi intruzjami wapniowo-alkalicznymi. Granitoidy buduj¹ce pasmo górskie Gallura wraz z jego najwy¿szym szczytem Limbara (1362 m n.p.m.) — tzw. batolit Sardynii i Korsyki — s¹ do dzisiaj eksploatowane w kamienio³omach w pó³nocno-wschodniej czêœci wyspy. Z aktywnoœci¹ batoli-tu powi¹zanych jest wiele epigenetycznych hydrotermal-nych z³ó¿ metali wystêpuj¹cych w s³abo zmetamorfizo-wanych formacjach wapiennych dolnego kambru i wydo-bywanych w rejonie Sulcis i Iglesiente (ryc. 2; Munoz i in., 1992; Boni i in., 2000). Obszary te nale¿¹ do jednych z naj-starszych obszarów górniczych na œwiecie, w których wy-dobycie srebra, o³owiu i miedzi zosta³o zainicjowane przez Fenicjan (1000 r. p.n.e.) i Rzymian (238 r. p.n.e.), a nastêp-nie przez obywateli Republiki Pizy, przyby³ych tutaj w 1258 r. W pierwszej po³owie XX w. na Sardynii dzia³a³o ponad 50 kopalni eksploatuj¹cych rudy cynku i o³owiu, baru, palladu i fluorytu, a rejon Carbonii by³ jednym z najwa¿niejszych obszarów górniczych w Europie (ryc. 2; Boni i in., 1988; Boni i in., 2009). Obecnie wszystkie kopalnie s¹ nieczynne.

1

Pañstwowy Instytut Geologiczny — Pañstwowy Instytut Badawczy, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa, e-mail: mslo@pgi.gov.pl;

2

Higashiyamata 1-2-15, Tsuzuki-ku, 224-0023 Jokohama, Japonia, e-mail: rie.motonaga@gmail.com;

3

University of Firenze, Dipartimento di Scienze della Terra, Via La Pira 4, 50121 Florencja, W³ochy, e- mail: francesco.fido-lini@unifi.it.

M. S³owakiewicz R. Motonaga F. Fidolini

Morze

Tyrreñskie

Morze Œródziemne

Elba Oristanto Nuoro Sassari Cagliari Tunis 40° 36° 8° 12° TUNEZJA ALGIERIA Korsyka (Fr.)

W£OCHY

0 50km

pod³o¿e paleozoiczne perm i mezozoik paleocen-eocen wulkanity oligoceñsko-mioceñskie ska³y osadowe oligoceñsko-neogeñskie plioceñskie osady kontynentalne wulkanity plioceñsko--czwartorzêdowe ska³y osadowe czwartorzêdowe uskoki

Sassari

Nurra

G a l l u r a

Oristano

Cagliari

Carbonia

Nuoro

0 10km Capo Caccia Capo Spartivento Capo Carbonara

Zatoka

Cagliari

Zatoka

Asinara

Isola di

S. Pietro

Asinara

La Maddalena

Sardynia

Morze Œródziemne

Morze

Tyrreñskie

C

a

m

p

i

d

a

n

o

Sulcis

Iglesiente

Tacchi

Zatoka

Orosei

Alghero

Laerru

W epoce br¹zu (ok. 3500 lat temu) granitoidy te by³y wykorzystywane do budowy imponuj¹cych megalitycz-nych wie¿ obserwacyjmegalitycz-nych, maj¹cych kszta³t œciêtego sto-¿ka, u podnó¿y których wznoszone by³y wioski przez ta-jemnicz¹ kulturê nuorsk¹. Przedstawiciele tej kultury poja-wili siê na wyspie oko³o 1500 r. p.n.e. Budowali oni swoje wie¿e bez u¿ycia zaprawy z ociosanych bloków, a liczba budowli megalitycznych na wyspie wynosi ok. 7000 (Casula, 2006). S¹ one najbardziej rozpoznawalnym sym-bolem Sardynii (ryc. 3).

Na obszarze wystêpowania granitoidów znajduje siê jedna z najwiêkszych turystycznych atrakcji wyspy — Wybrze¿e Szmaragdowe z piêknymi pla¿ami oraz archipe-lagiem La Maddalena, wchodz¹cym w sk³ad Parku Naro-dowego Archipelagu Magdaleny.

W permie i wczesnym triasie zaznaczy³ siê alkaliczny wulkaniczno-subwulkaniczny magmatyzm zwi¹zany z depozycj¹ kontynentaln¹ oraz p³ytkomorsk¹ (ryc. 4–6; Cas-sinis & Ronchi, 2002; CasCas-sinis i in., 2002; Ghinassi i in., 2009; Wiszniewska, 2009). S¹ one zwi¹zane z globaln¹ reorganizacj¹ p³yt tektonicznych w póŸnym triasie, która doprowadzi³a do ryftingu Neo-Tetydy (Cortesogno i in., 1998).

W permo-mezozoiku i paleocenie Sardynia i Korsyka tworzy³y integraln¹ czêœæ (mikroblok) po³udniowej krawê-dzi p³yty europejskiej. W tym czasie zaznaczy³a siê eksten-syjna faza tektoniczna, dziêki której powsta³y rowy, horsty oraz pochylone bloki (Carmignani i in., 1989). Ekstensja sprzyja³a transgresji morza triasowego i jurajskiego, która

rozpoczê³a siê w czêœci zachodniej (osady wapienia muszlowego w rejonie Nurra i Sulcis), a nastêpnie w czêœci wschodniej (utwory doggeru w zatoce Orosei) (Jadoul i in., 2009). W centralnej czêœci wyspy, w rejonie Tacchi, pokrywa jurajska le¿y horyzontalnie na speneplenizowa-nym pod³o¿u paleozoiczspeneplenizowa-nym (ryc. 2). Wapienie jurajskie mo¿na obserwowaæ równie¿ w rejonie Alghero (ryc. 7–8). Warta odwiedzenia jest pó³nocna czêœæ Tacchi, gdzie wystêpu-je roœlinnoœæ typu makia. S¹ to wiecznie zielone zaroœla sk³adaj¹ce siê ze skarla³ych drzew (np. d¹b ciernisty i ostrolistny) oraz drobnolistnych krzewów i krzewinek, charakterystycznych dla klimatu œródziemnomorskiego.

We wczesnej kredzie osadzi³y siê wapienie rafowe widoczne jako strome klify przyl¹dka Capo Caccia ze s³ynn¹ grot¹ Neptuna (jaskinia krasowa) w po³udniowo--zachodniej czêœci Nurry (ryc. 9–111

; Koz³owska & Kuber-ska, 2010). Kraina ta jest znana z krystalicznie czystych wód, idealnie nadaj¹cych siê do nurkowania, piêknych œnie¿nobia³ych pla¿ oraz bliskoœci Parku Narodowego Asi-nara, który obejmuje swoim obszarem ca³¹ wyspê Asinarê.

W póŸnej kredzie nast¹pi³o stopniowe wynurzanie wyspy (Cherchi & Schroeder, 1995). Wówczas w pó³noc-no-zachodniej czêœci Sardynii powsta³y z³o¿a boksytów (górny cenoman). Na prze³omie kredy i paleocenu, pod-czas fazy laramijskiej, wyspa zosta³a ca³kowicie wynu-rzona.

W paleocenie i wczesnym eocenie (ilerd) Sardynia ponownie zosta³a zalana. Osadzi³y siê wtedy wapienie, których klasty z faun¹ znajdowane s¹ w zlepieñcach

pale-Ryc. 3. Przyk³ad kamiennej wie¿y nuraghi Orolo z okolic Nuoro. Fot. F. Fidolini

Ryc. 4. Fluwialne kana³y meandruj¹ce (formacja Cala del Vino, górny perm–dolny trias), zatoka Torre del Porticciolo

Ryc. 5. Panorama zatoki Cala Viola. Widoczne rzeczne zlepieñce (bia³o-ró¿owe) i le¿¹ce na nich fluwialno-eoliczne piaskowce

Ryc. 6. Przyk³ad wydmy z ryc. 5. Fot. F. Fidolini

Ryc. 8. Nachylone warstwy wapieni œrodkowej jury w rejonie Alghero. Fot. R. Motonaga

ogenu i neogenu we wschodniej czêœci wyspy. Przebieg sedymentacji kenozoicznej przedstawiono na ryc. 12. Osady eoceñskie przykrywaj¹ paleozoiczne utwory pod³o¿a na

zachód od ryftu Sardynii (rejon Campidiano), który stanowi najbardziej na wschód oddalone odga³êzienie skomplikowanego systemu oligoceñsko-mioceñskich ryftów w zachodniej czêœci Morza Œródziemnego (Cherchi i Montadert, 1982). Ryft sardyñski przecina wyspê po³udnikowo i kontynuuje siê w kierunku zatoki Asinara na pó³nocy i zatoki Cagliari na po³udniu (ryc. 2). Regresja morza nast¹pi³a w eocenie (póŸnym ilerdzie) i zaznaczy³a siê wystêpowaniem supralitoralnych wapieni z miliolida-mi. Osady te nastêpnie zosta³y przykryte przez facje para-liczne z mi¹¿szymi pok³adami wêgla (œrodkowy eocen). Na sekwencji paralicznej osadzi³y siê utwory kontynental-ne formacji Cixerri (œrodkowy eocen–dolny oligocen), któ-ra niezgodnie przykrywa osady paleozoiczne, mezo-zoiczne i dolnoeoceñskie. Formacja ta ods³ania siê w po³udniowej czêœci Sardynii i jest wa¿na z punktu widze-nia regionalnej paleogeografii, poniewa¿ reprezentuje póŸ-ne wynurzenie wyspy, poprzedzaj¹ce otwarcie siê basenu prowansalskiego. Obecnoœæ zlepieñców formacji Cixerri, zawieraj¹cych klasty kredowe z gatunkami endemicznymi, oraz kierunki ich transportu wskazuj¹ na bezpoœredni zwi¹zek tektonicznego bloku Sardynii i Korsyki z konty-nentem europejskim w eocenie.

Jednak ju¿ w oligocenie rozpocz¹³ siê rifting, a do pe³nego oddzielenia obu wysp od bloku kontynentalnego dosz³o we wczesnym miocenie w nastêpstwie spredingu basenu prowansalskiego i rotacji bloku Sardynii-Korsyki w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara (ryc. 13; Cherchi i Montadert, 1982; Doglioni i in., 1999; Lustrino i in., 2009). Wynurzenie wyspy w oligocenie spowodowa³o siln¹ erozjê oraz powstanie megabrekcji, brekcji i zlepieñ-ców kontynentalnych formacji Ussana (Oggiano i Mameli, 2001). Te chaotyczne facje, maj¹ce charakter osadów zale-wowych oraz stokowych, wskazuj¹ na to, ¿e inicjalna faza riftingu i depozycji mia³a miejsce w œrodowisku subaeral-nym. Wówczas Sardynia i Korsyka zosta³y od siebie oddzielone (wczesny miocen: burdyga³). Wœród wymie-nionych osadów wystêpuj¹ równie¿ zlepieñce fluwialne i piaski, zawieraj¹ce brekcje lub bioklastyczne wêglany z ostrygami, mszywio³y, krasnorosty i wiêksze otwornice, wskazuj¹ce na stopniow¹ transgresjê morsk¹. Formacja ta, siêgaj¹ca nawet do 500 m mi¹¿szoœci, wystêpuje wzd³u¿ krawêdzi ryftu. Jest ona kolejno przykryta przez naprze-mianleg³e margle i i³y (margle Ales i formacja Marmilla) oraz formacjê margli Gesturi, które reprezentuj¹ ju¿ fazê postryftow¹ (œrodkowy burdyga³). Formacja margli Gesturi to drobno- i gruboziarniste piaski, margle i zlepieñce o mi¹¿szoœci do 250–300 m. Piaski formacji Gesturi posia-daj¹ sporadycznie faunê morsk¹: ostrygi, mszywio³y itd. Sedymentacja morska w basenie trwa³a do póŸnego mioce-nu. Szybka regresja messyñska (najwy¿szy miocen) spo-wodowa³a powstanie facji lagunowych i ewaporatowych (wêglany z anhydrytami gruz³owymi) oraz paleogleb. Ods³oniêcia ska³ mioceñskich s¹ bardzo sk¹pe ze wzglêdu na erozjê podczas regresji messyñskiej oraz œrodkowo-póŸ-noplioceñskiej fazy wypiêtrzenia. W pliocenie powsta³a for-macja Samassi zbudowana z kontynentalnych margli i i³ów oraz redeponowanych utworów mioceñskich, które zosta³y zdeponowane w rowie Campidano w okresie œrodkowego pliocenu-plejstocenu. Ponadto podczas ewolucji tego keno-zoicznego rowu wyst¹pi³o kilka erupcji wulkanicznych.

ROT ACJA WULKANIZM JEDNOSTKI Panchina formacja Samassi wapienie S. Marco kryzys messyñski piaskowce Pirri margle Fangario margle Gesturi formacja Marmilla formacja Cixerri formacja Ussana formacja Cardiga formacja Miliolitico formacja Produttivo margle Ales ?

Q

pliocen

miocen

oligocen

eocen

gelaz piacenz zankl messyn torton serrawal lang burdyga³ akwitan szat rupel priabon barton lutet ilerd kujz 5,3 1,8 23,0 33,9 55,8 Wiek w m ln lat Piêtro System/ Oddzia³

Ryc. 12. Stratygrafia kenozoiku Sardynii (wg Casula i

Ka

₂

Pe

Fossa Sarda

nasuniêcie Apeniny-Maghreb

nasuniêcie

betyckie

IBERIA

Pireneje

AFRYKA PÓ£NOCNA

Rif

Tell

Maghrebidy

Al

czêœciowo

rozdzielony

blok

AlKaPeCa

Ca

Ka

₁

nasuniêcie

Alp Zachodnich

Ne

AFRYKA PÓ£NOCNA

IBERIA

nasuniêcie

betyckie

Pireneje

Ka

₂

Pe

Al

Ca

Ka

₁

Ne

nasuniêcie

Apeniny--Maghreb

Fossa Sarda

zachodnia krawêdŸ

basenu za³ukowego

zachodnia krawêdŸ

basenu za³ukowego

A

B

Ryc. 13. Ewolucja tektoniczna bloku Sardynia–Korsyka (Lustrino i in., 2009) w (A) póŸnym oligocenie–wczesnym miocenie i (B)

póŸnym miocenie . Al — blok alborañski, Ka1— Wielkie Kabylie, Ka2— Ma³e Kabylie, Pe — Góry Peloritani, Ca — Kalabria, Ne —

Ryc. 14. Zerodowane przez abrazjê morsk¹ eoceñsko-mioceñskie utwory piroklastyczne w rejonie Alghero. Fot.

R. Motonaga

Wed³ug Lecca i in. (1997) zidentyfikowano nastêpuj¹ce fazy wulkaniczne:

‘28–24 mln lat —faza reprezentowana przez gabro--tonalitowe cia³a magmowe lub masywne kopu³y;

‘24–18 mln lat — faza reprezentowana przez ignim-bryty i andezyty oraz osady piroklastyczne (ryc. 14);

‘18–15 mln lat — faza, która zaznaczy³a siê tylko w zachodniej czêœci ryftu (g³ównie ignimbryty); ma tutaj miejsce równie¿ wulkanizm podmorski (wcze-sny miocen);

‘5,2–0,14 mln lat — faza, która rozpoczê³a siê w mes-synie i zakoñczy³a w czwartorzêdzie ok. 0,14 mln lat temu; g³ównie reprezentowana jest przez wulkanizm bazaltowy zwi¹zany z ekstensj¹ obszaru Morza Tyrreñ-skiego.

W czwartorzêdzie subsydencja basenu balearskiego, którego wschodni¹ krawêdŸ stanowi³ blok Sardynii i Kor-syki, spowodowa³a sedymentacjê ok. 100-metrowej mi¹¿-szoœci p³ytkomorskich osadów kontynentalnych (Carmi-gnani i in., 1995; Casula i in., 2001). Dzia³alnoœæ tektonicz-na zakoñczy³a siê z pocz¹tkiem plejstocenu, kiedy to powsta³y ju¿ wspomniane wulkaniczne kompleksy w pó³nocnej czêœci Sardynii.

Dzisiaj Sardynia jest poddana umiarkowanej dzia³alno-œci neotektonicznej, lokalnie obni¿aj¹c siê ok. 0,001 mm/rok (Ferranti i in., 2006). Ska³y plejstoceñskie ods³aniaj¹ siê na ca³ej wyspie i s¹ reprezentowane przez p³ytkomorskie piaskowce pla¿owe i zlepieñce (Andreucci i in., 2006). S¹ one przykryte l¹dowymi utworami, do któ-rych nale¿¹ brzegowe piaskowce eoliczne i aluwialne piaszczyste zlepieñce, zwi¹zane z ostatni¹ regresj¹ lodowca, która rozpoczê³a siê ok. 75 tys. lat temu (ryc. 15; Andreucci i in., 2009).

Autorzy dziêkuj¹ V. Pascucci i M. Lustrino za pomoc w przygotowaniu artyku³u.

Literatura

ANDREUCCI S., PASCUCCI V. & CLEMMENSEN L. 2006 — Upper Pleistocene coastal deposits of West Sardinia: a record of sea-level and climate change. GeoActa, 5: 79–96.

ANDREUCCI S., CLEMMENSEN L., MARTINI I.P. & PASCUCCI V. 2009 — Late Pleistocene coastal systems of northwestern Sardinia (Italy): sandy beaches, coastal dunes and alluvial fans. [In]: Pascucci V., Andreucci S. (eds) Field Trip Guide Book, Field Trip 1, 27thIAS Meeting of Sedimentology, Alghero, September 20–23, 11–35.

BONI M., IANNACE A.& PIERRE C. 1988 — Stable isotope compositions of Lower Cambrian Pb-Zn-Ba deposits and their host carbonates, Southwestern Sardinia (Italy). Chem. Geol., 72: 267–282. BONI M., PARENTE G., BECHSTÄDT T., DE VIVO B. & IANNACE A. 2000 — Hydrothermal dolomites in SW Sardinia (Italy): evidence for a widespread late-Variscan fuid flow event. Sedimentary Geology, 131: 181–200.

BONI M., IANNACE A. & BECHSTÄDT T. 2009 — Late to post-Variscan, large scale „hydrothermal“ dolomitization in the Iglesiente area, southwestern Sardinia: geologic/geodynamic setting, fluid flow and porosity evolution. W: Pascucci V., Andreucci S. (eds) Field Trip Guide Book, Field Trip 6, 27th

IAS Meeting of Sedimentology, Alghero, September 20–23, 111–128.

BUSULINI A., DIENI L. MASSARI F., PEJOVÍC D. & WIEDMAN J. 1984 — Nouvelles données sure le Crétacé supérieur de la Sardaigne orientale. Cretaceous Research, 5: 243–258.

CARMIGNANI L., CHERCHI A. & RICCI C.A. 1989 — Basement structure and Mesozoic-Cenozoic evolution of Sardinia. Atti della Accademia Nazionale dei Lincei, 80: 63–92.

CARMIGNANI L., DECANDIA F.A., FANTOZZI P.L., LAZZAROTTO A., LIOTTA D. & OGGIANO G. 1995 —

Sardinia-Corsica-Provençal Domain and Northern Apennines. Terra Nova, 7: 128–137.

CASSINIS G. & RONCHI A. 2002 — The (late-) Post-Variscan continental succession of Sardinia. Rendiconti della Società Paleontologica Italiana, 1: 77–92.

CASSINIS G., DURAND M. & RONCHI A. 2002 — The Permian and Triassic continental framework of Nurra (SW Sardinia). Rendiconti della Società Paleontologica Italiana, 1: 297–305.

CASULA G., CHERCHI A., MONTADERT L., MURRU M. & SARRIA E., 2001 — The Cenozoic graben system of Sardinia (Italy): geodynamic evolution from new seismic and field data. Marine and Petroleum Geology, 18: 863–888.

CASULA F.C. 2006 — A short history of Sardinia. Carlo Delfino editore, 1–45.

CHERCHI A. & MONTADERT L. 1982 — The Oligo-Miocene rift of Sardinia and the early history of the West Mediterranean Basin. Nature, 298: 736–739.

CHERCHI A. & SCHROEDER R. 1995 — Stratigraphy of the Mesozoic Nurra Region. Rendiconti del Seminario della Facoltà Scienze Università Cagliari, 55: 119–133.

CORTESOGNO L., CASSINIS G., DALLAGIOVANNA G., GAGGERO L., OGGIANO G., RONCHI A., SENO S. & VANOSSI M. 1998 — The Post-Variscan volcanism in late Carboniferous- Permian sequences of Ligurian Alps, Southern Alps and Sardinia. Lithos, 45: 305–328. CRUCIANI G., FRANCESCHELLI M., LOI M. & ELTER F.M. 2001 — Migmatites, eclogitic and granulitic rocks in NE Sardinia. Rendiconti Seminario Facoltà Scienze Università Cagliari Supplemento, 71: 13–33.

DIENI L. & MASSARI F. 1985 — Mesozoic of eastern Sardinia. [In]: A. Cherchi, 19thEuropean Micropaleontological Colloqium – Sardinia 1/10 October 1985 Cagliari, 66–78.

DOGLIONI C., FERNANDEZ M., GUEGUEN E. & SA’BAT F. 1999 — On the interference between early Apennines-Maghrebides back arc extension and Alps-Betics orogen in the Neogene Geodynamics of the Western Mediterranean. Bolletino Società Geologica Italiana, 118: 75–89.

FERRANTI L., ANTONIOLI F., MAUZ B., AMOROSI A., DAI PRA G., MASTRONUZZI G., MONACO C., ORRÙ P., PAPPALARDO M., RADTKE U., RENDA P., ROMANCO P., SANSÒ P., VERRUBBI V. 2006 — Markers of the last interglacial sea-level high stand along the coast of Italy: Tectonic implications. Quaternary International, 146: 30–54.

FRANCESCHELLI M., MEMMI I. & RICCI C.A. 1982 — Zoneografia metamorfica della Sardegna settentrionale. [In]: L. Car-mignani, T. Cocozza, C. Ghezzo, P.C. Pertusati & C.A. Ricci (eds) Guida alla Geologia del Paleozoico Sardo, Società Geologica Italiana. Guide Geologiche Regionali, 137–149.

GHINASSI M., DURAND M., RONCHI A. & STEFANI C. 2009 — Permian-Middle Triassic continental succession on NW Sardinia. [In]: Pascucci V., Andreucci S. (eds) Field Trip Guide Book, Field Trip 3, 27th

IAS Meeting of Sedimentology, Alghero, September 20–23, 37–50.

JADOUL F., LANFRANCHI A. & BERRA F. 2009 — [In]: Pascucci V., Andreucci S. (eds) Field Trip Guide Book, Field Trip 4, 27thIAS Meeting of Sedimentology, Alghero, September 20–23, 51–71. KOZ£OWSKA A. & KUBERSKA M. 2010 — 27. Miêdzynarodowa Konferencja Sedymentologiczna IAS 2009 — Alghero, W³ochy, 20–23.09.2009. Przegl. Geol., 58: 194–198.

LECCA L., LONIS R., LUXORO S., MELIS E., SECCHI F. & BROTZU P. 1997 — Oligo-Miocene volcanic sequences and rifting stages in Sardinia: a review. Periodico Mineralogico, 66: 7–61.

LUSTRINO M., MORRA V., FEDELE L. & FRANCIOSI L. 2009 — Beginning of the Apennine subduction system in central western Mediterranean: Constraints from Cenozoic ‘‘orogenic’’ magmatic activity of Sardinia, Italy. Tectonics, 28: 1–23.

MUNOZ M., COURJAULT-RADÈ P. & TOLLON F. 1992 — The massive stibnite veins of the French Palaeozoic basement: a metallogenic marker of Late Variscan brittle extension. Terra Nova, 4: 171–177. OGGIANO G. & DI PISA A. 2001 — Introduction to the Sardinia geologic evolution. Rendiconti Seminario Facoltà Scienze Università Cagliari Supplemento, 71: 5–11.

WISZNIEWSKA J. 2009 — Permsko-triasowy wulkaniczno-plutonicz-ny magmatyzm typu A na Korsyce Warsztaty terenowe IGCP 510 i EUROGRANITES 2008 Korsyka, 1–7.09. 2008. Prz. Geol., 57: 108–113.

TOM 58

l

NR 4 (KWIECIEÑ)

l

2010

(w tym 0% VAT) Indeks 370908

Ryc. 10. Przyl¹dek Capo Caccia zbudowany z dolnokredowych wapieni rafowych