Abbildung 10: Feingeschichteter Schiefer der Nebida-Gruppe mit Rutschfalte

Genese der Tonschiefer und Sandsteine (Kapitel 5.1.1 und 5.1.2):

 Die Akzessorien sprechen für ein granitisches oder dioritisches Ausgangsmaterial oder ein entsprechend zusammengesetztes metamorphes Gestein.

Nach SELG 1985 handelt es sich um eine flach geneigte klastische Rampe, auf der von Zeit zu Zeit Algen-Archaeocyathen-Kalke (siehe 5.1.3) entstehen konnten.

Die Ablagerung der monotonen Klastika läßt auf ein relativ ruhiges, flachmarines Milieu und folglich niedriges Energieniveau schließen.

Uneinigkeit herrscht über die Lage des Liefergebietes. CARANNANTE et al. 1984 vermuten es im W bis NW, während BECHSTÄDT et al. 1988 das Erosionsgebiet im S bis SE angeben.
 

Genese:

Durch zunehmende Verflachung des Sedimentationsraumes zum Hangenden der Nebida-Gruppe wurde die Karbonatsedimentation möglich. Algal boundstones werden bei geringer Wassertiefe - nach SELG 1986 in einer Tiefe von 20 bis 50 m - bei mäßiger Wasserbewegung gebildet. Für das niedrige Energieniveau spricht auch die homogene mikritische Ausbildung und das Fehlen von Riffschutt (weil chemisch lagunär ausgefällt).

Die lithologischen Wechsel (klastisch / karbonatisch) führt SELG 1986 auf eine zeitweise unterbrochene klastische Sedimentzufuhr zurück. Der Grund dafür könnte eine klimatische Veränderung hin zu ariden Verhältnissen gewesen sein, wodurch die Erosionsrate gesenkt und die Verdunstungsrate erhöht wurde. Denkbar wäre ein lagunärer Faziesraum als Folge der Plattformbildung.

Abbildung 11: Dünnschliff des Nebida-Kalkes, 40-fache Vergrößerung, gekreuzte Polarisatoren; man sieht den feinkörnigen Kalk randlich, der in der Bildmitte grobkörniger sowie marmorisiert ist und Zwillingsstreifung aufweist (leichte Metamorphose).

5.2.1 Santa Barbara-Formation: Dolomit

Genese:

Nach FRÖHLER 1994 wandelte ein überregionales Dehnungsereignis die nach W progradierende klastisch-karbonatische Plattform in eine isolierte Karbonatplattform um. Durch den steten Anstieg des relativen Meeresspiegels kam es zur Flutung der Plattform und zur Ablagerung von mikritischen Dolomiten des ruhigen und flachen Subtidals.

Abbildung 12: Barytrose; typische Aggregatform, gefunden in einer Abbaugrube westlich des Ega de sa Tuta

Abbildung 13: Angewitterte Dolomitbrocken am Punta Antiogu Sardara
 

 Abbildung 14: Quarzbreccie aus der Störungszone ca. 350 m westlich des Monte Floris

Abbildung 15: Dünnschliff der Störungsbreccie, 40-fache Vergrößerung, gekreuzte Polarisatoren; unten im Bild erkennt man den Dolomit, der von feinen Quarzkristallen umlagert ist, welche wiederum von größeren Kristallen umgeben sind

5.2.3 San Giovanni-Formation: Wachskalk
 

Abbildung 16: Anschliff eines Wachskalkbrockens mit Stylolithen

 
Genese:

Da keine syngenetische Dolomitisierung stattgefunden hat, schließen SCHLEDDING 1985 und BECHSTÄDT et al. 1988 auf eine Sedimentation in etwas tieferem Wasser (gegenüber der Ablagerungstiefe des Dolomits), wobei es sich noch immer um eine Lagunenfazies handelt. Die steigende Wassertiefe ist im Hinblick auf die folgenden silikatischen Sedimente der Cabitza-Formation gut denkbar.

Die helle Farbe des Wachskalkes ist ein Hinweis auf ein gut durchlichtetes und durchlüftetes Milieu, dem offene Schelfbedingungen entsprechen könnten. MOSTLER 1985 beschreibt ein dem tidal flat vorgelagertes Subtidal mit 10 bis 20 m Wassertiefe.

Der Wachskalk wurde regionalmetamorph überprägt, weshalb keine Sedimentations-merkmale und Fossilien zu erkennen sind.

Abbildung 17: Typischer wachsartiger Bruch des Wachskalkes im frischen Anschlag

Abbildung 18: Dünnschliff des Wachskalkes, 40-fache Vergrößerung, gekreuzte Polarisatoren; da der Ceroide größtenteils rekristallisiert wurde, sind nach LÜNEBURG 1995 die Calcitkörner klein und annähernd gleich groß; sie zeigen keine Anzeichen von Deformation; man erkennt Stylolithenbildung

 
5.3.1 Campo Pisano-Formation: Kalkschiefer
 

 
 Abbildung 19: Kalkschiefer (polierter Gesteinsanschliff)

Genese:

Kräftige tektonische Impulse an der Wende Unter- / Mittelkambrium führten nach FRÖHLER 1994 zum Zerbrechen der Gonnesa-Karbonatplattform. Die entstehenden Schollen tieften unterschiedlich schnell ab, wobei es in den schnell sinkenden Bereichen zur Ablagerung von Kalkschiefern kam. Diese sind als Übergangsbildung von der Flachwasser- zur Beckensedimentation zu sehen.
 

Abbildung 20: Dünnschliff des Kalkschiefers, 40-fache Vergrößerung, gekreuzte Polarisatoren; man erkennt die feine Struktur und einen  wahrscheinlich tektonisch versetzten Quarzgang

Abbildung 21: Cabitza-Schiefer (Anschliff)

Genese:

Die Zunahme feinsandiger terrigener Klastika nach Osten und Südosten werten BECHSTÄDT et al. 1988 als einen Hinweis auf die Lage des Liefergebietes in dieser Richtung. Es handelt sich um ein offen marines Milieu, das zum Liefergebiet hin langsam flacher wird.

CARANNANTE et al. 1984 vermuten Tiefwasserbedingungen. Durch ein Absinken unter die CCD wurde die Kalkproduktion gestoppt und es kam zu einer rein klastischen Sedimentation.

Nach SCHLEDDING 1985 dominiert jetzt die klastische Schüttung, die sich in den Kalkschiefern der Campo Pisano- Formation ankündigt.

 
5.4.1 Alluvium

 Der als Alluvium gekennzeichnete Bereich besteht in erster Linie aus lockerem quartären Hangschutt und landwirtschaftlich genutztem Boden im westlichen Teil des Kartiergebietes.

Am Cava di Pietra beinhaltet diese Signatur auch die anthropogene Abraumhalde des wenig nordöstlich davon gelegenen Wachskalkabbaues.

 
Genese:

Die Breccie besteht aus verfestigtem Hangschutt, der am Fuße der N-S-verlaufenden Hügelkette in Form von scharfkantigen Felsbrocken abgelagert und silikatisch verkittet wurde. In Störungstälern wurde die Breccie auch durch das Zerbrechen von Gesteinen, z. B. bei Faltungsvorgängen oder Verwerfungen, gebildet.

Abbildung 22: Anschliff einer lateritischen Breccie

Die Knochenbreccie wurde auf der geologischen Karte nicht als eigene Einheit auskartiert, weil ihr Auftreten auf eine einzige Stelle begrenzt war. Sie wurde im Steilabbruch des Wachskalksteinbruchs Cava di Pietra (siehe Abbildung 1) gefunden.

Genese:

Entstanden ist sie vermutlich durch die Verfüllung einer Karsttasche des Wachskalkes in einem der vier von BONI 1979 beschriebenen Karstzyklen. Die Knochen stammen nach EXEL 1986 von Vögeln und Kleinsäugetieren.

Abbildung 23: Polierte Anschliffe der Knochenbreccie vom Wachskalksteinbruch Cava di Pietra

 Der Kalksinter wurde auf der geologischen Karte nicht als eigene Einheit auskartiert, weil sein Auftreten auf eine einzige Stelle begrenzt war. In der äußersten südöstlichen Ecke des Kartiergebietes erkennt man in der Karte ein relativ stark einschneidendes Tal. Dieses umrundet in seinem hoch gelegenen Teil einen Kalkbrocken von 20 bis 30 m Durchmesser. An seinem Äußeren und an seiner Struktur im Dünnschliff erkennt man, daß es sich um Sinterkalk handelt. In Handstücken wurden auch eingebaute organische Kalkschalen von Schnecken gefunden.

Genese:

Die Entstehung könnte mit der Einschneidung eines Baches in den umlagernden Granit zusammenhängen, der ursprünglich vielleicht als Wasserfall über den Hügel herabfloß. Wahrscheinlich wurde der Kalk der Nebidaschichten, vielleicht sogar des Monte Azzieddas-Members (Basiskarbonat) durch einen Bach gelöst und abtransportiert.

Der angesinterte Kalk hat den landschaftlich schönsten Flecken im Kartiergebiet geschaffen, der durch seinen Bewuchs mit runden blühenden Büschen wirklich zauberhaft erscheint.

Abbildung 24: Dünnschliff des Sinterkalkes, 40-fache Vergrößerung, ungekreuzte Polarisatoren; erkennbar ist die schichtige Anlagerung des Kalkes

Abbildung 25: Geländeaufnahme des im Text (Seite 42) beschriebenen Kalkbrockens

Abbildung 26: Aufschluß westlich des Cava di Pietra, der durch die Nutzung des Granits als Baumaterial entstanden ist; man erkennt deutlich die starke Klüftung

Genese:

Der Alkaligranit ist ein Tiefengestein der Granitgruppe, das am Ende der Hauptkristallisationsphase, also spät in der Differentiationsreihe ausgeschieden wird. Sein Auftreten ist meist an Rand- und Dachzonen großer granitischer Intrusivkomplexe gebunden. Es könnte sich hier um den Randbereich des im SE gelegenen großen Granitstockes handeln, dessen Magma überwiegend in die durch die variszische Orogenese entstandenen EW-gerichteten Störungszonen eindrang.

Unterstützt wird diese Vermutung durch die Altersbestimmungen von DEL MORO et al. 1975 und CARMIGNANI et al. 1978, die sardische Granite auf ein spätvariszisches Alter von 289±1 Millionen Jahre (Grenze Karbon / Perm) datierten.

Abbildung 27: Anschliff eines Granithandstückes vom s`Arcu s`Egua; man erkennt die relativ großen Minerale (Quarz, Plagioklas, Alkalifeldspat und wenig Glimmer) in einer orangfarbenen Matrix, die dem Gestein seine Farbe verleiht

Abbildung 28: Dünnschliff einer Probe des flächenmäßig kleinen Granits südöstlich des Cava di Pietra, der schon Verwitterungsspuren zeigt und an dessen unmittelbarem Kontakt zum Dolomit glasklare Barytkristalle gebildet wurden, (40-fache Vergrößerung, gekreuzte Polarisatoren)

6 Tektonik

 
6.1 Tektonische Übersicht

 Die altpaläozoischen Gesteinsserien SW-Sardiniens wurden durch drei Orogenzyklen überprägt. Die kaledonische und die variszische Orogenese formten ein komplexes Bruchfaltengebirge, welches durch die alpidische Bewegung entlang den angelegten Bruchstrukturen in Gräben und Horste zerlegt wurde.

Die Existenz der kaledonischen Orogenese auf Sardinien ist in der Literatur umstritten. STILLE`s Sardische Phase, eine Winkeldiskordanz zwischen den Schichten der Cabitza-Formation und basalen Konglomeraten des Ordoviziums wird von RITT 1986 in Frage gestellt. Sie gilt als schwer nachweisbar, weil die nachfolgende erste variszische Phase ebenfalls E-W-streichende Falten erzeugte. Nach CARMIGNANI et al. 1978 und 1981 fehlt in Sardinien die Haupttektonik der gesamten kaledonischen Orogenese, BELOV 1981 erkennt sogar für den ganzen Mittelmeerraum keine Anhaltspunkte dafür.

Die erste variszische Phase formte nach POLL 1966 durch eine N-S-Einengung einen E-W-gerichteten Faltenbau. ARTHAUD 1970 datierte sie ins unterste Tournais (oberstes Devon).

Beide Autoren heben die größere Bedeutung der zweiten variszischen Phase in SW-Sardinien hervor, die zeitlich ins Viséum bis Namur eingeordnet wird. Nach CARMIGNANI et al. 1982a kam es durch die E-W-Einengung zur Bildung von N-S-streichenden Falten und zu lokalen Überschiebungen. Nach RITT 1986 ist die Faltung nicht immer N-S-gerichtet, sondern differiert wegen variierender Materialzusammensetzung und ihrer Vorprägung zwischen NNW-SSE bis NNE-SSW.

 Ferner werden in der Literatur weitere variszische Faltungen (die dritte und vierte) mit wechselnden Einengungsrichtungen beschrieben, die zur Bildung von NE-SW- bis NW-SE-streichenden Strukturen geführt haben. Nach LÜNEBURG 1995 ist die dritte Faltung mit unterschiedlichen Achsenrichtungen nur lokal entwickelt. BODECHTEL 1996 (mündlich) erklärt diese Strukturen als resultierende Richtungen aus den zwei vorangegangenen, senkrecht zueinander stehenden Faltungen, die eigentlich keine eigene Phase rechtfertigen. Auch COCOZZA 1979 spricht sich gegen die Existenz einer dritten variszischen Phase aus.

Die alpidische Orogenese führte im Tertiär zu bruchtektonischer Beanspruchung entlang den in den vorangegangenen Faltungen entstandenen Schwächezonen. Es kam zur Ausbildung einer Horst- und Grabenstruktur, die zur Entstehung des Campidano-, des Cixerri- und des Giba-Grabens führte. Auch die Rotation des korso-sardischen Mikrokontinents (siehe Abbildung 6) ist nach EDEL et al. 1981 auf plattentektonische Vorgänge während der alpidischen Orogenese zurückzuführen.
    

 
6.2.1 Tektonische Bildungsereignisse

 Die Hauptstruktur des beschriebenen Kartiergebietes wird durch einen abgescherten, N-S-verlaufenden, westvergenten, überkippten Isoklinalfaltenbau gebildet, der die ursprünglich E-W-verlaufenden Strukturen überprägte.

Diese Situation ergibt sich aus den zwei starken variszischen Bewegungsphasen im Zeitraum zwischen Oberkambrium und Perm (siehe Kapitel 6.1 ). Hinzu kommen noch jüngerer alpidische Ereignisse, die aber keinen Einfluß auf die Gesamtstruktur hatten. Lediglich in Schwächezonen aufgedrungene E-W-streichende Granite lassen sich dieser Phase zuordnen.

 Die sardische Phase wird hier nicht diskutiert, da sie im Kartiergebiet nicht eindeutig nachweisbar ist, da keine Diskordanzen auftreten.

 Die erste variszische Phase führte durch ihre Einengung in N-S-Richtung zu E-W-gerichteten Strukturen. Viele teilweise tief einschneidende Störungstäler (wie das E-W-verlaufende Tal zwischen dem Cava di Pietra und dem Punta Acuzza) sind auf sie zurückzuführen. Auch die meist E-W-streichenden Granite sind wahrscheinlich an Schwächezonen aufgedrungen, die durch die erste variszische Phase in dieser Richtung angelegt wurden. Die kambrischen Formationen wurden in E-W-streichende Falten gelegt, die maximal eine Amplitude von 0,25 km und eine Wellenlänge von 0,7 km haben.

Die heute noch besser erkennbaren Strukturen wurden von der zweiten variszischen Phase angelegt. Ihre Einengungsrichtung war zur ersten variszischen Phase um 90° verdreht. Sie führte zur Auffaltung des dominanten, N-S-verlaufenden, westvergenten, überkippten Sattels in der Mitte des Kartiergebietes.

 Im Vergleich zum ca. 3 km nördlich am Giba-Graben gelegenen Kartiergebiet von ULLA WEINGART könnte der relativ große Anteil an Gesteinen der Nebida-Gruppe auf eine im Vergleich zu diesem Gebiet herausgehobene Position hindeuten. Dies wäre durch die E-W-verlaufende Faltung der ersten variszischen Phase, durch die Scherbewegungen der alpidischen Orogenese oder durch ein generelles Abrutschen einzelner Blöcke in den im N gelegenen Giba-Graben erklärbar.

 Die Gesteine der Nebida-Gruppe bilden im westlichen Teil des Kartiergebietes einen westvergenten, N-S-verlaufenden, überkippten isoklinalen Sattel. Durch die isoklinale Faltung, Sekundärfalten und mehrere N-S-gerichtete Störungen, die teilweise im Gelände kartiert und teilweise als Lineamente auf den Luftbildern erkannt wurden, ergibt sich bis zur Kartiergebietsgrenze eine scheinbare Mächtigkeit von 1.300 m (siehe z. B. Profilkarte 1). Die Schichten haben ein generelles Streichen von 170° und sind fast ausschließlich ostfallend. Sie fallen in der Nähe ihrer Grenze zum Dolomit ziemlich steil, teilweise auch nach W ein, was darauf hindeutet, daß sich hier der Faltenkern befindet, der durch eine N-S-verlaufende Störung in unmittelbarer Nachbarschaft zum Dolomit liegt. Ca. 250 m westlich des Dorfes Perdaiola (im SE des Gebietes) wurde der Kern einer überkippten N-S-streichenden Falte (Faltenachse streicht mit 170° und fällt mit 7° nach S) fotografiert (siehe Abbildung 29). Die nach S fallende Faltenachse erklärt den Verlauf der Grenze Nebida-Schiefer / Dolomit und legt die Vermutung nahe, daß durch eine E-W-gerichtete Faltung das nördlich gelegene Gebiet von ANGELIKA FREI am weitesten herausgehoben wurde (Sattel). Bestätigt wurde dies auch durch die Existenz eines nach N einfallenden Faltenachsenlinears im ca. 3 km nördlich gelegenen Gebiet von ULLA WEINGART.

Abbildung 29: Faltenkern ca. 250 m westlich des Dorfes Perdaiola (im SE des Kartiergebietes)

Der Dolomit der Gonnesa-Gruppe erreicht seine mächtige Ausbißbreite durch den Anschnitt des isoklinalen Sattels und eine NW-SE-verlaufende Aufschiebung, die im nördlichen Teil als Quarzbreccie kartiert wurde und auf den Luftbildern gut als Lineament erkennbar ist (siehe Profil 1).

Nach W setzt sich die Faltung in allen drei E-W-gerichteten Profilschnitten als gestörte Mulde-Sattel-Mulde-Struktur fort. Dies wurde aus der Lage der hangenden Schichten (Wachskalk, Kalkschiefer und Cabitza-Schiefer) gefolgert.

Im nördlichen Profilschnitt (Profil 1) kommt in der westlichen Mulde noch Cabitza-Schiefer zum Vorschein, während im südlichen (Profil 3) nur einmal die Wachskalk-Kalkschiefer-Wachskalk-Sequenz vorkommt. Dies bestätigt die These, daß 
der nördliche Teil im Vergleich zum südlichen weiter herausgehoben wurde. Ermöglicht wird dies durch die Vielzahl E-W- gerichteter Störungen und Lineamente, die im S in Form länglicher Granitbänder ausgebildet sind.

Als Störungen werden überwiegend nach E fallende Überschiebungen vermutet, deren Einfallen parallel zur Faltenachsenebene verläuft.

Der Wachskalk tritt nicht immer an seinem stratigraphisch vorgegebenen Platz auf. Teilweise wird er durch `Zwetschgenkerntektonik´ ausgequetscht. Diese verursacht eine Längung der flacheren Faltenschenkel der N-S-gerichteten Isoklinalfalten, woduch der Wachskalk (ähnlich der Entstehung einer Boudinage) zerrißen wird und folglich an erwarteter Stelle fehlt.

Die geologische Datenaufnahme erfolgte überwiegend im Gelände. Eine teilweise Überprüfung und Ergänzung wurde durch die Luftbilder (siehe Kapitel 7.2) einer Befliegung am 04.07.1987 möglich.

 Schichtung:

Die Schichtung der Nebida-Schiefer war meist von der Schieferung nicht zu unterscheiden. Durch die stellenweise auftretenden Karbonatkörper konnte die Schichtung jedoch eindeutig bestimmt werden. Es ergab sich ein generelles Schichtstreichen von 160 bis 170° und ein relativ steiles Einfallen von durchschnittlich 70° nach E.

In den Dolomiten der Gonnesa-Gruppe konnte aufgrund der Dolomitisierung keine Schichtung festgestellt werden, da das ursprünglich sedimentäre Gefüge nicht mehr zu erkennen ist.

Die Wachskalke der Gonnesa-Gruppe weisen ebenfalls keine Schichtung auf. Ihre Lage im Dolomit ließ aber ihr Streichen (~170°) und Fallen (~70°E) gut erkennen.

In den Kalkschiefern und Cabitza-Schiefern der Iglesias-Gruppe war die Schichtung nicht von der Schieferung zu unterscheiden. Das Schichtverhalten stimmt mit dem der Wachskalke überein.

 
Spezialfaltung:

Die inkompetenten Tonschiefer weisen oft Schieferung und eine Spezialfaltung auf. Die Faltung bewirkte eine bruchlose Gesteinsverformung im dm-Bereich als Reaktion auf tangentiale Einengungskräfte. Die folgende Abbildung 30 zeigt den Anschliff einer Biegefalte im Nebida-Tonschiefer.

Abbildung 30: Anschliff einer Biegefalte im Nebida-Tonschiefer

 
Kinkbands:

Darunter versteht man nach DEWEY 1965 die Knickung einer Foliation in einer schmalen Zone, wobei vor und hinter dieser Knick-Zone die Foliation den gleichen ebenen Verlauf hat. Nach RITT 1986 besteht bei den meisten Autoren Einigkeit darüber, daß sich Kinkbands nur in Gesteinen mit einer sehr gut entwickelten, engen Flächenlage bilden und zwar spät in der tektonischen Entwicklung als einer der letzten Deformationsakte.

Abbildung 31: Kinkbands im Nebida-Tonschiefer

 
Störungsbildung:

Die Bildung von Baryt (siehe Abbildung 12) ist durchwegs an Störungszonen gebunden. Im SE des Cava di Pietra findet man sogar klare Barytkristalle im Kontaktbereich Granit / Dolomit.

Nach SCHLEDDING 1985 wurde ein Teil der auf variszische Granitintrusionen zurückzuführenden Barytlagerstätten als Verwitterungsprodukt in Karsttaschen angereichert.
 

Klüfte:

Sie sind das Ergebnis des Bruchverhaltens im Gestein bei tektonischer Beanspruchung, wobei definitionsgemäß keine Verschiebung stattfindet. Man unterscheidet Dehnungs- und Scherklüfte, die durch das Eindringen und Auskristallisieren von sekundären Lösungen (Calcit / Quarz) wieder verheilen (geschlossen werden) können.

Im Granit konnten Abkühlungsklüfte eingemessen werden, die aber keine Aussage über spätere tektonische Ereignisse liefern.

Abbildung 32: Eingemessene Kluftflächen im Nebida-Schiefer

 
Werte der eingemessenen Kluftflächen:
 

 
Die eingemessenen Kluftflächen (1A bis 3B) sind überwiegend E-W-gerichtet und wurden wahrscheinlich während der alpidischen Phase angelegt. Die NE-SW-streichenden Klüfte (4A und 4B) könnten durch die Bewegungen der zwei senkrecht zueinander stehenden variszischen Phasen entstanden sein.

 Abbildung 33: Graphische Auswertung der gemessenen Faltenachsenlineare im Schmidt`schen Netz

 
Die graphische Auswertung erfolgte mit dem Computerprogramm Spheri-Stat.

Abbildung 33 zeigt die südwestlich von Casa su de is Locis an der Grenze zum nördlich gelegenen Gebiet gemessenen Faltenachsenlineare und den daraus ermittelten Großkreis im Schmidt`schen Netz.

Die Werte liegen auf einem Großkreis, dessen Streichen ca. 165° beträgt und der mit ca. 70° nach NE einfällt. Sie entsprechen ungefähr dem generellen Streichen und Fallen der Schichten im Kartiergebiet und in der ganzen Region SW-Sardinien. Der ermittelte Großkreis gibt die gemittelte Streich- und Fallrichtung der gemessenen Faltenachsenlineare an. Die Lage der meisten Faltenachsenpole im östlichen Teil des Netzes bestätigt die Westvergenz des Faltenbaus der zweiten variszischen Phase mit ihrer E-W-Einengung und dem größeren Stress aus östlicher Richtung. Der Stress (die ausgeübte Einengung) erfolgte auch aus NNW und SSE da die EW-gerichtete Spezialfältelung wahrscheinlich schon in der ersten variszischen Phase angelegt wurde.

7 Anhang

 
7.1 Abbildungsverzeichnis
 

7.2 Karten- und Luftbilderverzeichnis

Geographische Karten

CARTA TECNICA DELLA SARDEGNA. Scala 1:10.000 - REGIONE AUTONOMA DELLA SARDEGNA, ASSESSORATO AI LAVORI PUBBLICI, 1968
FOGLIO N^o 564 - CARBONIA SEZ. D4 S. ANNA ARRESI
FOGLIO N^o 565 - PULA SEZ. D1 IS CARILLUS

CARTA D'ITALIA ALLA SCALA DI 1:25.000 - ISTITUTO GEOGRAFICO MILITARE,1967
FOGLIO N^o 233, QUADRANTE: III, ORIENTAMENTO: S.E. GIBA

 
Geologische Karte

CARTA GEOLOGICA DELLA SARDEGNA, Scala 1:250.000
ISTITUTO GEOLOGIA - UNIVERSITA DI CAGLIARI, ENTE MINERARIO SARDO, 1982 AUTORI:
CHERCHI A., MARCELLO A., MARINI A., MURRU M., PRETTI S., SALVADORI I.

 
 Luftbilder

Istituto Geografico Militare
Befliegung am 04.07.1987, 14.07 Uhr
Höhe 4.300 m
Nr. 7.326 (00005451) und 7.327 (00005452)
Maßstab: 1: 30.000

7.3 Literaturverzeichnis

Adler R., Fenchel W., Pilger A., 1989: Statistische Methoden in der Tektonik II, Clausthaler Tektonische Hefte, 4, 89 Seiten, Köln
Alvarez W., 1972: Rotation of the Corsica-Sardinia microplate, Nature Physical Science 235, S. 103-105, London
Arthaud F., 1970: Etude tectonique et microtectonique comparée de deux domaines Hercyniennes: Les nappes de la Montagne Noire (France) et l`anticlinorium de l`Iglesiente (Sardaigne), 175 Seiten, Publ. U.S.T.L., Série Geol. Struct. 1, Montpellier
Barca S., Carmignani L., Cocozza T., Franceschelli M., Ghezzo C., Memmi I., Minzoni N., Pertusati P. C., Ricci C. A., 1985: The Caledonian events in Sardinia, S. 1195-1199, John Wiley & Sons Ltd, New York
Bechstädt T., Boni M., 1989: Controls on carbonate platform and basin development, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Special Publication No. 44, S. 107-122
Bechstädt T., Boni M., 1994: Sedimentological, stratigraphical and ore deposits field guide of the autochthonous Cambro-Ordovician of southwestern Sardinia, Memorie descrittive della Carta Geologica d`Italia, Volume XLVIII, S. 47-105, Servizio Geologico Nazionale, Istituto Poligraphico e Zecca dello Stato
Bechstädt T., Boni M., Schledding T., 1984: Slope-Sediments in the Cambrian Gonnesa-Formation of the Sulcis area, SW-Sardinia, N. Jb. Geol. Pal. Mh., S. 129-138
Bechstädt T., Boni M., Selg M., 1985: The Lower Cambrian of SW-Sardinia; From a clastic tidal shelf to an isolated carbonate platform-facies, 12, S. 113-140
Bechstädt T., Boni M., Selg M., 1989: Shelf to basin transition in the Cambrian - Lower Ordovician of Sardinia (Italy), Discussion, Geologische Rundschau 78/2, S. 679-683, Stuttgart
Bechstädt T., Schledding T., Selg M., 1988: Rise and fall of an isolated, unstable carbonate platform: The Cambrian of southwestern Sardinia, Geologische Rundschau 77/2, S. 389-416, Stuttgart
Belov A. A., 1981: The main development stages and epoches of tectonic activity in the mediterranean-alpine folded area in paleozoic, in: Karmata S., Sassi F. P., 1981: IGCP No. 5, Newsletters, Vol. 3
Boni M., 1979: Zur Paläogeographie, Mineralogie und Lagerstättenkunde der Paläokarst-Erze in SW-Sardinien (Iglesiente-Sulcis), Dissertation, 260 Seiten, Universität Heidelberg
Bornemann J. G., 1883: Paläontologisches aus dem Cambrischen Gebiete von Canalgrande in Sardinien, Z. Dt. Geol. Ges., 35, S. 270-274, Berlin
Carannante G., Cocozza T., D`Argenio B., 1984: Late Precambrian - Cambrian geodynamic setting and tectono-sedimentary evolution of Sardinia (Italy), Bollettino della Societé Geologica Italiana, Volume CIII, S.121-128, Roma
Carmignani L., Cocozza T., Minzoni N., 1978: The Hercynian orogenic revolution in Sardinia, Z. Dt. Geol. Ges., 129, S. 485-493
Carmignani L., Cocozza T., Gandin A., Pertusati P. C., 1982a: Lineamenti della geologia dell`Iglesiente-Sulcis, in Carmignani L. et al. (eds.), Guida alla geologia del Paleozoico Sardo, Guida Reg. Geol., S. 65-77, Cagliari
Carmignani L., Cocozza T., Minzoni N., Pertusati P. C., 1981: Structural and paleogeographic lineaments of the Variscan cycle in Sardinia, Geol. En. Mijnbouw., 60, S. 171-181
Cocozza T., 1979: The Cambrian of Sardinia, Memorie della Societé Geologica Italiana, Volume XX, S. 163-187, Roma
Cohen C.R., 1980: Plate tectonic model for the Oligo-Miocene evolution of the western Mediterranean, Tectonophysics, 68, S. 283-311, Amsterdam
Colacicchi R., Gandin A., 1982: Mixed siliciclastics and carbonate sediments in Lower Cambrian of Sardinia, Abstr. of papers, 11<sup>th</sup> international congress on sedimentology, S. 111, Mc. Masters University, Hamilton, Canada
Della Marmora A. F., 1857: Viaggio in Sardegna III., Descrizione geologica, edizione il Nuraghe, Cagliary
Del Moro A., Di Simplicio P., Ghezzo C., Guasparri G., Rita F., Sabatini G., 1975: Radiometric data and intrusive sequence in the sardinian batholiths, N. Jb. Min. Abh., 126, S.28-44
Dewey J. F., 1965: Nature and origin of Kink-Bands, Tectonophysics, 1, S. 459-494
Edel J. B., Montigny R., Thuizat R., 1981: Late Paleozoic rotations of Corsica and Sardinia: new evidence from paleomagnetic and K-Ar studies, Tectonophysics, 79, S.201-223
Exel R., 1986: Sardinien (Geologie, Mineralogie, Lagerstätten, Bergbau), 177 Seiten, Sammlung Geologischer Führer, Band 80, Gebrüder Borntraeger, Berlin, Stuttgart
Folk R. L., 1959: Practical Petrographical Classification of Limestones, Bull. Am. Ass. Petrol. Geol., 43, S. 1-38, Tulsa
Frei A., 1996: Unveröffentlichte Diplomkartierung im Süd-Sulcis, östlich von Masainas, Ludwig-Maximilians-Universität München
Fröhler M., 1994: Entwicklung der unterkambrischen Gonnesa-Carbonatplattform, 241 Seiten, Freiburger geowissenschaftliche Beiträge, Band 7, Selbstverlag des Geologischen Instituts der Albert-Ludwigs-Universität, Freiburg im Breisgau
Gandin A., Padalino G., Violo M., 1974: Correlation between sedimentation environment and ore-prospecting, Sedimentological and ore genesis studies of Cambrian `arenarie´ and `dolomie rigate´ Formations (Sardinia, Italy), Soc. It. Min. Petr., 30 (1), S. 251-303, Roma
Gandin A., Courjault-Radé P., 1989: Shelf to basin transition in the Cambrian-Lower Ordovician of Sardinia (Italy), Reply, Geologische Rundschau, 78/2, S. 685-688, Stuttgart
Gandin A., Minzoni N., Courjault-Radé F. und P., 1987: Shelf to basin transition in the Cambrian - Lower Ordovician of Sardinia (Italy), Reply, Geologische Rundschau, 76/3, S. 827-836, Stuttgart
Harland W. B., Armstrong R. L., Cox A. V., Craig L. E., Smith S. G. und D. G., 1989: A geologic time scale, 280 Seiten, Cambridge University Press, Cambridge
;Havre H., 1932: Esquisse géologique de l`Iglesiente, Resoconti della Associazione Mineraria Sarda, 37, n.3, S. 17-24, n.7, S. 4-12
Hobbs B. E., Means W. D., Williams P. F., 1976: An outline of structural geology, 571 Seiten, John Wiley & Sons, Inc., New York
Junker B., Schneider H. H., 1983: The Infracambrian Bithia-Formation - its facies development in southwest Sardinia, S. 369-384, N. Jb. Geol. Pal. Mh., 24 Lebit H. D. W., 1995: On fold and strain interference patterns in the Paleozoic rocks of Iglesiente (SW Sardinia), 190 Seiten, Dissertation, Zürich
Lüneburg C. M., 1995: Cleavage development and mineral anisotropies in siliciclastic sediments of SW Sardinia, 168 Seiten, Dissertation, Zürich
Martini I. P., Tongiorgi M., Oggiano G., Cocozza T.: 1991: Ordovician alluvial fan to marine shelf transition in SW Sardinia, Western Mediterranean Sea: tectonically (`Sardic phase´) influenced clastic sedimentation, Sedimentary Geology, 72, S. 97-115, Amsterdam
Minzoni N., 1980: Precambriano nel Sulcis meridionale (Sardegna), Miner. Petrogr. Acta, 24, S. 51-56
Mostler H., 1985: Neue heteractinide Spongien (Calcispongea) aus dem Unter- und Mittelkambrium SW-Sardiniens, S. 7-32, Ber. nat. - med. Verein, Bd. 72, Innsbruck
Pettijohn F. J., 1956: Sedimentary Rocks, 710 Seiten, 2<sup>nd</sup> ed., Harper & Bros., New York
Pillola G. L., 1986: Biostratigraphy of the Campo Pisano- and Cabitza-Formations: Preliminary report, IGCP Proj. No. 5, Abstr., S.67-68., Cagliari
Pillola G. L., 1990: Lithologie et Trilobites du Cambrien inférieur du SW de la Sardaigne (Italie), implications paléobiogéographiques, C. R. Acad. Sci. Paris. Sér. II, 310, S. 321-328, Paris
Pillola G. L., 1991a: Trilobites du Cambrien inférieure du SW de la Sardaigne, Italie, Palaeontographica Italica, 78, 174 Seiten, Pisa
Poll J. J. K., 1966: The geology of the Rosas-Terraseo area (Sulcis, S-Sardinia), Leidse geol. Meded., 35, S. 117-208
Poll J. J. K., Zwart H. J., 1964: On the Tectonics of the Sulcis area, South Sardinia, Geol. En Mijnbouw., 43/4, S. 144-146
Pompeckj J. F., 1901: Die Versteinerung der Paradoxides-Stufe von La Cabitza in Sardinien und Bemerkungen zur Gliederung des sardischen Cambriums, Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft, 53, S. 1-23
Ragan D. M., 1973: Structural Geology - An introduction to geometrical techniques, 2<sup>ed</sup> ed., 208 Seiten, Wiley John & 
Sons , Inc., New York
Ramsey J. G., Huber M. I., 1987: The techniques of modern structural geology, Volume II: Folds and fractures, 307 Seiten, Academy Press Inc. (London) LTD, Orlando, Florida
Rasetti F., 1972: Cambrian trilobite faunas of Sardinia, S. 1-100, Mem. Atti. Acad. Naz. Lincei. Ser. VIII, Vol. XI, Sez. II
Ritt B., 1986: Strukturgeologische Untersuchungen in der kambro-ordovizischen Abfolge des S-Iglesiente / N-Sulcis (SW-Sardinien, Italien), 96 Seiten, Dissertation an der Albert-Ludwigs-Universität Freiburg im Breisgau
Sander B., 1948: Einführung in die Gefügekunde der geologischen Körper, Teil I, 212 Seiten, Springer Verlag, Wien, Innsbruck
Schledding T., 1985: Fazies, Geochemie und Paläogeographie der unter- bis mittelkambrischen Gonnesa-Formation sowie der basalen Cabitza-Formation des Sulcis (SW-Sardinien, Italien): Der Zerfall einer Karbonatplattform, 154 Seiten, Dissertation an der Universität Freiburg
Schneider H. H., 1974: Revision des Altpaläozoikums Sardiniens, insbesondere des sardischen Konglomerates, S. 78-103, N. Jb. Geol. Pal. 146, Stuttgart
Schwarzbach M., 1939: Das Normalprofil des sardischen Kambriums, S. 39-50, Cbl. Min. Geol. Pal. II, Stuttgart
Selg M., 1985: Die siliziklastisch-karbonatische Wechsellagerung der unterkambrischen Nebida-Formation (SW-Sardinien): Entstehung einer Karbonatplattform, 105 Seiten, Dissertation an der Universität Freiburg im Breisgau
Selg M., 1986: Algen als Faziesindikatoren: Bioherme und Biostrome im Unter-Kambrium von SW-Sardinien, S. 693-702, Geologische Rundschau 75, Stuttgart
Stille H., 1939: Bemerkungen betreffend die `Sardische Faltung´ und den Ausdruck `ophiolithisch´, S. 771-773, Z. dt. Geol. Ges., 91, Reichenbach (Sudetenland)
Teichmüller R., 1931: Zur Geologie des Mittelmeergebietes, Abh. D. Ges. D. Wiss. Göttingen, Math. - phys. Klasse 3,
123 Seiten
Vardabasso S., 1963: Die außeralpine Taphrogenese im kaledonisch-variszisch konsolidierten sardischen Vorlande, Geologische Rundschau, 53, S. 613-630, Stuttgart
Weingart U., 1996: Unveröffentlichte Diplomkartierung, SW-Sardinien, Süd-Sulcis, östlich von Giba / Masainas, Ludwig-Maximilians-Universität München
Zoppi H. J., 1888: Descrizione geologico-mineraria dell`Iglesiente, Mem. descrittive Carta Geol. d`Italia, Serv. Geol., 4, 154 Seiten, Roma