Le Grotte di Porto Pino

Le grotte della costa nel comune di San'Anna Arresi

Una Premessa

Le grotte costiere presentano importanza particolare non solo per l’aspetto puramente speleologico, ma anche perché permettono di poter capire l’evoluzione paleo-climatica che ha interessato in passato questa porzione dell’isola; infatti nella Sardegna sud-occidentale esistono pochissimi studi che riguardano la geologia del Quaternario costiero, nelle cavità naturali si possono osservare testimonianze che possono permettere la ricostruzione di questa frazione di storia geologica. Lo scopo di questo articolo è quello di oltre che censire, rilevare e studiare questi ipogei, anche evidenziare gli elementi geomorfologici che hanno caratterizzato sia la formazione, tra i quali l’influenza della climatologica nella formazione delle grotte presenti in questa porzione di costa sulcitana. L’area oggetto del presente studio è caratterizzata dalla alternanza di coste alte e di baie sabbioso-ciottolose situate nei promontori e le baie di Punta Tonnara, Punta Menga e Guardia su Turcu e Cala Barracca. Nel settore sono presenti cavità naturali di differente genesi e dimensioni, all’interno di alcune di esse si può leggere l’evoluzione geologica dell’area, in modo particolare de diverse trasgressioni marine attribuibili al Tirreniano. Molto spesso nelle grotte costiere si può osservare la presenza di acque dolci, particolarmente interessanti per quanto riguarda l’aspetto idrogeologico, è il caso della “Grotta di Cala Barracca” situata a poche decine di metri dall’omonima cala, sul cui interno è presente un lago-sifone meritevole di un ulteriore studio. La genesi delle grotte esplorate e studiate non è solo di natura carsica, dovuta alla semplice azione chimica di rocce idrosolubili o al fenomeno della corrosione, in cui oltre l’acqua agisce anche la CO2 che permette di aggredire le rocce carbonatiche e di renderle solubili, ma anche all’azione meccanica e in parte chimica che il mare svolge sulla costa. Il moto ondoso può infatti allargare le fenditure, muovere i detriti e determinare le erosioni , mentre la miscela d’acqua a differente concentrazione di sali (acqua marina e acqua meteorica diversa) provoca la corrosione delle rocce. Il ruolo speleogenetico del mare è molto modesto, infatti l’azione erosiva del moto ondoso si attenua velocemente con la profondità, mentre l’azione chimica si esplica prevalentemente all’interfaccia acqua di mare/fluidi diversi (aria o acqua dolce), ne consegue che queste sono non sono di origine marna in senso stretto, ma ad una azione mista. All’interno di alcune della cavità si possono osservare diverse variazioni del livello del mare manifestatesi nelle diverse fasi geologiche. La tettonica ha sicuramente influenzato la morfologia degli ipogei, infatti, durante i movimenti eustatici il mare ha modellato allargando gli ingressi già impostati nelle fratture generate dalla tettonica, eroso pareti e pavimenti, obliterato vuoti, formato speleotemi e invaso le cavità già esistenti. In questo articolo verranno descritti i fenomeni carsici epigei, riportate cartograficamente le grotte esplorate e correlate tramite LOG alle vicende geologiche dell’area.

Inquadramento Geografico

L’area presa in considerazione per questo studio si trova nel Comune di Sant’Anna Arresi dell’ex Provincia di Carbonia Iglesias sulla parte meridionale della costa Sud-Occidentale. Cartograficamente è identificabile al F° 572, Sezione I° “Porto Pino” dell’IGM in scala 1:25.000 e alle Sezioni 572040, 572050 e 572030, della Carta Tecnica Regionale Numerica in scala 1:10.000.

Cenni storici

Nell’area di Porto Pino sono presenti diverse testimonianze sia preistoriche che storiche. Il nome deriva dal termine latino Phoenus Portus (Porto dei Punici), poiché assieme a Porto Botte era uno degli scali marittimi commerciali verso la città di Sulci. Le prime testimonianze sono state osservate lungo una piana lagunare al centro di una baia sabbiosa, costituite da resti di un villaggio attribuibili al Neolitico Recente (Cultura di Ozieri, circa 3000 a.C.), dove sono stati rinvenuti frammenti ceramici e litici, quali raschiatoi, coltellini e schegge di ossidiana, ancora siti con Menhirs, di cui uno in località Campu de Is Massas e l’altro presso la strada per Cala Barracca. Sono presenti strutture megalitiche dell’età del Bronzo, la più emblematica è sicuramente il Nuraghe Sarri, nelle cui vicinanze sono state segnalate alcune Domus de Janas. In nuraghe è costituito da poderosi massi squadrati di natura calcarea ed è inquadrabile nella categoria dei “Nuraghi a Tholos” complessi: Si possono osservare il mastio e altre due torri, è ben visibile il muro del bastione alto circa 2,50 m. in cui sono evidenti cinque filari di blocchi lapidei di medie dimensioni con intercalate pietre di piccole dimensioni negli interstizi ad andamento talora retto e curvilineo. A pochi metri dal muro del bastione sono evidenti i resti dell’antimurale, dai ritrovamenti ceramici il monumento è attribuibile al Bronzo Recente. Successivamente l’area costiera fu utilizzata come scalo marittimo dai Fenicio-Punici, testimoniato dalla presenza di un canale scavato nella roccia arenacea e le tracce di una banchina ad esso parallela, che va dal alto est di Punta Tonnara fino all’attuale imbocco del canale di adduzione delle acque.Tutta la costa occidentale del promontorio fino a Cala Su Turcu, è stata sfruttata, forse prima dai Cartaginesi ed in seguito sicuramente dai romani,posto in evidenza dalla presenza di cave di arenaria dalla quale venivano ricavati blocchi e conci da destinare a lavori edili. La località stata sicuramente frequenta nel Medioevo, comprovata dall’esistenza di un documento che riguarda la compravendita del sale. La storia recente vede avvicendarsi su queste terre il potere del Baronato di Teulada Sanjust, fino al 1839, quando i terreni vengono privatizzati. Particolare importanza per la storia di Porto Pino rivestono gli stagni e il loro sfruttamento. Nel 1864 gli stagni e la Peschiera vennero venduti al Cavalier Francesco Asquer per poi passare a Donna Giovanna Asquer. In seguito, nel 1902 passò al Sig Menj Egerton Piercy che fece, inoltre costruire una splendida villa con parco, dove risiedeva e da cui gestiva l’attività. Dopo la morte Piery avvenuta in un incidente aereo nei pressi di Olbia intorno al 1929-30 durante il rientro in Sardegna la proprietà venne venduta dalla vedova Diana Theodoli alla società milanese Savia S.p.A. La Società finì di operare nel 1956 a seguito dell’esproprio degli stagni da parte del Monopolio di Stato, da quel momento gli stagni finirono di essere utilizzati esclusivamente per l’allevamento ittico, ma furono utilizzate come vasche di evaporazione per le saline di Sant’Antioco. Altri siti interessanti dal punto di vista storico sono i fortini e la batteria contraerea della seconda guerra mondiale. L’ex batteria “Ammiraglio Candiani” è situata in località Punta Menga, nel mezzo del promontorio di Porto Pino, risale alla metà degli anni trenta ed operò all’inizio del secondo conflitto mondiale, il suo compito era quello di assicurare la difesa del porto di Sant’Antioco. E’ costituita da due batterie e tre fortini con cunicoli sotterranei che conducevano al rifugio antiaereo, perfettamente mimetizzati nella vegetazione,dotate di quattro cannoni antinave e mitragliere antiaeree . Sono presenti altri fortini alcuni dei quali sono stati quasi interamente distruttille località Cala Su Turcu, Punta Tonnara, sulla strada tra gli stagni di Maestrale e Is Brebeis.

Geologia del mesozoico

L’area interessata dallo studio presenta forma di dorsale allungata longitunalmente, ed è caratterizzata dalla presenza di terreni Mesozoici, precisamente della serie carbonatica di Porto Pino del Triassico medio-Giurassico medio (Ledda, 2011). L’area di Monte Sarri-Porto Pino è distinta da due successioni carbonatiche assegnate a due unità statigrafico-strutturali (Costamagna, 2000): L’unità tettonica di “Guardia sa Perda” e l’unità tettonica di “Cala su Trigu”. L’unità di Guardia sa Perda è costituita da quattro formazioni; procedendo dall’alto verso il basso si individuano: la Formazione di Medau Mereu (Dogger inf. Giurassico), la Formazione di Guardia sa Barracca(Lias sup-Giurassico) , la Formazione di Monte Zari (Lias inf.) e la Formazione di Punta Tonnara(Keuper -Trias. Sup). La parte basale è costituita dall’unità tettonica di Cala su Trigu, che è costituita dalla Formazione di Su Scollieddu (Trias. Sup-Lias) e la Formazione di Medau Mereu comune all’unità tettonica citata precedentemente. La Form. Delle dolomie di Su Scollieddu è costituita alla base da dolomie laminate, dolomie brecciate e stromatolitiche, sovrastate da dolomie bioclastiche talora in grossi banchi e da dolomie oolitiche,dolomie massive o mal stratificate con evaporiti, ancora da dolomie calcaree con noduli di selce e strati evaporitici,da marne giallo-verdognole alla base e da alternanze ben stratificate di calcari e marne fossilifere. L’unità tettonica di Guardia sa Perda è caratterizzata dalla presenza alla base di calcilutiti da nere ed azzurrognole, fossilifere, laminate e stratificate con livelli gessosi, soprastanti sono presenti dolomie e calcari dolomitici biancastri, straterellati, a “mold”solfatici, alternati a brecce dolomitiche di dissoluzione con livelli di marne e argille. La parte alta è costituita da calcari grossolani, bioclastici selciferi e fossiliferi e ancora alternanze di calcari e marne. Particolarmente interessante perché sono presenti alcune grotte è la Formazione di Punta Tonnara nella quale sono presenti calcari, talora dolomitici nella parte basale, nella parte intermedia da alternanze di calcari e marne, mentre nella parte alta da calcari grigio-azzurri, azzurrognoli con strati cariati “Zellenkalk”, con la presenza di livelli di marne verdoline. Le strutture spesso presentano laminazioni incrociate. Altra formazione interessata da fenomeni carsici è quella di Monte Zari affiorante nel promontorio che va da Porto Pinetto a Punta Menga, a Guardia Su Turcu e in un piccolo affioramento in località Sa Bua. La Formazione, è costituita da dolomie e calcari dolomitici biancastri, alternati a brecce dolomitiche di dissoluzione e collasso di colore da grigio chiaro a scuro, con pseudomorfi di solfati erari orizzonti oolitici. Alla base si trovano livelli discontinui di marne e argille varicolori. Gli ambienti deposizionali sono rapportabili a quelli di una laguna carbonatica riparata, subtidale ma con sporadici episodi intertidali. La Formazione successiva è quella di Guardia sa Barracca (Lias sup.) e la Formazione di Medau Mereu. La prima affiora nel settore Punta su Pineddu, nella parte sommitale di Monte Sarri e nella località Guardia sa Perda, risulta costituita da sedimenti calcarei bioclastico-oolitici , da calcareniti grossolane bioclastiche, con frammenti di brachipodi, briozoi, lamellibranchi, crinoidi belemniti, piste di vermi, e foraminiferi. L’ambiente secondo Costamagna (2000) riferibile a quello di piattaforma carbonatica con limitate e periodiche interdigitalizzazioni con un ambiente riparato di laguna nel quale si evidenziano depositi di tempesta con trasporto di materiale bioclastico. Chiude la successione dell’Unità Guardia sa Perda, la Formazione di Medau Mereu, formate dapprima da marne giallo-verdi e successivamente da calcilutiti e subordinate marne, sono presenti numerosi frammenti di gusci di bivalvi pelagici, foraminiferi, spicole di spugne, rari briozoi e radiolari. A Guardia su Turcu sono state individuate in basso dolomie grigio-nocciola chiaro con forme di erosione superficiale, mentre i alto si passa a calcari grigi. La successiva Formazione di Guardia sa Barracca sono presenti calcari bioclastici di colore grigio-giallognolo e calcareniti grossolane, con livelli altamente fossiliferi ove sono stati rinvenuti accumuli di articoli di crinoidi, belemniti,brachiopodi e bivalvi. Soprastanti sono presenti depositi quaternari. Particolare importanza rivestono i depositi quaternari per via delle testimonianze presenti sia all’esterno che all’interno delle cavità. I terreni quaternari possono essere attribuiti al Pleistocene superiore e all’Olocene.

Geologia del quaternario

Nell’area, il Quaternario è rappresentato dal Pleistocene nel quale si possono osservare diverse trasgressioni ascrivibili al Tirreniano (Eutirreniano e Neotirreniano) e il periodo glaciale ascrivibile al Wurmiano. La trasgressione tirreniana si è sviluppata nell’interglaciale Riss-Wurm ed è molto ben visibile nel settore in esame, testimoniata da resti di fossili appartenenti ad una fauna calda, prevalentemente a “Patella ferruginea” , piccoli “Strombus bubbonius” e “Conus testudinarius”. Questa fase già riconosciuta da Lamarmora come “gres quaternario”, venne istituito da Issel nel 1914 come “Piano Tirrenico”, riconoscendo in località Cala Mosca un livello a Strombus. Nei settori analizzati sopra la superficie erosa attribuibile all’Eutirreniano sono stati osservati nelle rocce carbonati che mesozoiche ad altezze di circa 3-4 metri fori di “litofagi” ad evidenziare l’innalzamento del livello del mare; talora alternati a livelli di conglomerati grossolani talora spigolosi, eterogenei e cementati di colore grigiastro, classificati come “Neotirreniano” (Carmignani et alii 2001). Nella Grotta delle Anemoni, all’interno di una grossa frattura aperta sono stati osservati fori di litodomi sigillati da eolianiti wurmiane. Alternati, si trovano paleosuoli arrossati, molto spesso con intercalazioni di brecce spigolose e gusci di helix (chioccole). Nella “Grotta delle Posidonie” il basamento è costituita da un livello di calcari dolomitici grigi con livelli color nocciola sormontato da sabbie limo-argillose rossicce molto addensate e da argille grigio-verdoline molto consistenti. Soprastante è presente un piccolo livello costituito da brecce spigolose, con elementi talora arrotondati in matrice sabbiosa cementata, su cui poggia un banco di eolianiti wumiane . I depositi eolici sono presenti i quasi tutta l’area studiata, lo spessore varia da poche decine di centimetri a diversi metri. Si tratta di dune fossili, messe in posto in condizioni aride e fredde (Pleistocene superiore), composte da arenarie e sabbie medie e grossolane grigio-giallastre e talvolta arrossate cementate con matrice carbonatica, spesso con stratificazione incrociata con evidenti superfici di erosione e riattivazione, subordinati a detriti e depositi alluvionali, sono frequenti fossili di helix. Generalmente si presentano addossati alle formazioni mesozoiche e talvolta sono presenti all’interno delle cavità carsiche. Questi depositi di dune fossili sono attribuite al periodo glaciale Wurm.

Influenza della tettonica sulla speleogenesi

La tettonica che ha interessato queste formazioni si è manifestata nell’Oligocene inferiore ed ha interessato sia le formazioni triassico-giurassiche che quelle eoceniche, formando sia pieghe che faglie di diversa entità. La successione mesozoica è dunque deformata da pieghe generalmente aperte cilindriche con assi orientati N-S e piani assiali sub-verticali. Associate a queste pieghe vi sono faglie inverse orientate N-S facilmente osservabili, poiché hanno influenzato in modo consistente la speleogenesi.

Geomorfologia e carsismo epigeo

L’area oggetto dello studio presenta diverse forme di dissoluzione tipiche del carso costiero, nel quale si combina l’azione delle acque dolci con quelle marine, l’azione degli aerosol, degli spray marini, non che l’azione del moto ondoso, delle maree e del vento. Per buona parte della fascia costiera sono presenti falesie a strapiombo sul mare alte anche oltre 20 metri, in parte coperte da sedimenti quaternari prevalentemente da sabbie argillose, brecce e suoli molto arrossati con crostoni carbonatici (calcrete?...). Molto spesso l’arretramento delle falesie avviene a seguito del crollo di porzioni della parete rocciosa formanti piccole baie a forma semicircolare, sul cui piede sono depositati grossi blocchi lapidei. Le frane di crollo sono avvenute a seguito dell’evoluzione con conseguente allargamento del reticolo di fratture generatesi durante le fasi deformative causate dalla tettonica. Queste falesie sono sicuramente il prodotto dell’evoluzione post-tirreniana a seguito dell’abbassamento del il livello del mare durante l’ultima fase glaciale (Wurmiano). Sulle rocce carbonatiche mesozoiche affioranti si sono sviluppate e attualmente si modellano particolari “karren”. I karren costieri, spesso accompagnati da fori sono influenzati dagli splash e spray marini e risultano molto frastagliati in prossimità del livello del mare. Queste forme si presentano come piccoli solchi aventi i bordi molto taglienti e possono raggiungere l’altezza di alcune decine di centimetri. Man mano che ci si allontana dalla linea di costa queste morfologie carsiche sono più arrotondati e meno profonde fino a sfumare in sagome sempre meno riconoscibili. I karren sono spesso interrotti da alveoli e buchi irregolari. Nelle aree a diretto contatto con il mare compaiono vaschette di corrosione con i bordi smussati, talora comunicanti con piccole grotte sottomarine (Grotta del Conus). La genesi dei karren è da mettere in relazione a due principali processi che agiscono in modo combinato. Il primo processo è dato dalla normale dissoluzione carsica del carbonato di calcio e magnesio in acque arricchite da CO2. Tale processo è quindi legato alla disponibilità di acqua piovana, essendo la dissoluzione dei calcari in acqua di mare molto ridotta. Il secondo è da mettere in relazione all’attività biologica, prevalentemente dovuta ad alghe blu-verdi (De Waele et alii, 2009); questi organismi sono particolarmente sviluppati nella zona di schizzi e spruzzi, dove la disponibilità di acqua aumenta la loro sopravvivenza. Molto spesso l’azione degli aerosol combinata con gli agenti atmosferici, modella, soprattutto nelle eolianiti dei pinnacoli delimitati da creste taglienti spesso traforati (Cala su Turcu). Questi karren formati in rocce quaternarie, vengono definiti “karren eogenetici” o “carso eugenetico” (Tarabosi et alii 2004); la forma esasperata è determinata dalla presenza di granuli di quarzo in cemento carbonatico, che determinano forme molto articolate con cuspidi più alte, meno taglienti e di aspetto spugnoso,di genesi molto veloce, ma più friabili e quindi meno longeve. A ridosso della linea di costa si formano vaschette di corrosone (Grotta del Conus ) con diametro di circa 60 centimetri , sono caratterizzate da bordi verticali aggettanti ed il fondo liscio e sub pianeggiante, simili a marmitte di evorsione contenente talvolta nel fondo dei ciottoli ben arrotondati, la pianta delle vaschette è generalmente circolare, talvolta ellissoidale, oppure con andamento irregolare. Spesso si trovano vaschette coalescenti (Cala su Turcu) nelle quali è ancora chiara la forma originaria, la profondità varia da pochi centimetri a qualche decina di centimetri. Queste forme sono generate da effetti “biocarsici” (De Waele e Furlan, 2013) dovuti alla presenza di alghe blu e verdi, tali organismi crescono in prossimità delle aree pianeggianti a ridosso del mare, combinati con normale dissoluzione del carbonato di calcio e magnesio in acque arricchite di CO2 legato alla quantità di acqua piovana, poichè l’azione chimica risulta ridotta nelle acque di mare, ma legata ad azioni costiere prevalentemente dovuta all’effetto erosivo e dalla cristallizzazione dei sali. Altre forme che si rinvengono nell’area sono i “Tubi di dissoluzione” o “pipes” (DE Waele, Lauritzen & Parise 2010), presentano profondità media dia 50-60 cm e diametro medio 40-50 cm. la forma è quasi perfettamente circolare e non sembrano legati alla fratturazione della roccia incassante. Le pareti appaiono abbastanza levigate e talvolta presentano attorno al pozzo croste carbonatiche tipo “calcrete”. Croste di carbonato si osservano anche sui suoli sabbiosi di Cala Barracca. Sono inoltre presenti terrazzi marini dovuti all’attività erosiva posti a differenti quote nei quali si possono ben osservare solchi di battente, nel settore di Punta Tonnara ?..... sono situati a circa 4 metri dal livello del mare.

Speleogenesi

Le grotte esplorate in quest’area presentano genesi differenti, possono essere classificate in tre gruppi:
a) -grotte impostate su fratture nei calcari mesozoici;
b)-grotte sulle eolianiti;
c)- grotte al contatto tra calcari e sedimenti quaternari ed eolianiti.
Nelle litologie carbonatiche le grotte si sono formate grazie evoluzione delle fratture originate dalla tettonica alpina, con conseguente apertura e formazione di diaclasi. Le direzioni sono prevalentemente orientate NNE-SSW per poi proseguire in direzione N-S; talvolta questi giunti sono intersecati da fratture orientate NW-SE (media 120°-130°), determinando la formazione di ambienti complessi (Grotta di Porto Pineddu), all’interno della stessa si trovano depositi attribuibili alla trasgressione Tirreniana con in rinvenimento di associazioni paleontologiche a Patella ferruginea, Conus e Pecten cementate nella roccia (Grotta del Conus e Grotta di Porto Pineddu), la seconda tipologia si riscontra dei depositi arenacei di natura eolica; le grotte sono impostate sui giunti di strato, che nella fase erosiva dei livelli meno tenacei e meno cementati determinano la formazione di grotte con volta e pavimento abbastanza piatto con spuntoni abbastanza aguzzi, all’interno si può ben osservare sia l’azione eolica che quella degli spray e degli aerosol marini. La terza tipologia evidenzia la formazione delle cavità lungo il contatto tra il basamento carbonatico e depositi terrigeni di natura sia detritica che eolica, all’interno della grotta delle Posidonie si può osservare una sezione stratigrafica nella quale la parte basale è costituita da calcari grigio chiari con livelli color nocciola sormontati da un piccolo banco di sabbie molto addensate e cementate rossicce e argille grigio-verdoline, mentre la parte alta è costituita da un piccolo banco di brecce in matrice sabbio-argillosa e eolianiti grigio-giallastre, aterate ed erose sia dal mare che dagli agenti atmosferici.

Le Grotte

Grotta di Cala Barracca

La grotta di Cala Barracca si trova a circa 100 metri dall’omonima spiaggia, è stata rilevata e catastata dal Gruppo Speleologico “E.A. Martel” di Carbonia, con il n. 0441 nel 1987, possiede uno sviluppo spaziale di 150 metri e un dislivello di -33 m. La grotta si apre al centro di un terreno privo di vegetazione; si accede mediante un pozzetto verticale profondo 2,50 metri, caratterizzato nel primo tratto dalla presenza di un banco di sabbia spesso circa 2,00 metri, la grotta prosegue con un piano inclinato anch’esso parzialmente coperto di sabbia, dal quale si possono osservare sia le pareti che la volta costituite dai calcari di colore grigio-chiaro con livelli marnosi di colore variante dal giallo ocra al nocciola a giacitura poco inclinata. La grotta si apre lungo una frattura orientata N 120°, ed è impostata lungo giunti orientati NW-SE e NE-SW; all’interno si aprono due ampie sale, nelle quali si osservano grossi massi graviclastici depositati da ingenti crolli, alternati a livelli di sabbia nei quali si possono osservare increspature provocate sicuramente dal vento preveniente dall’imboccatura; proseguendo lungo il piano inclinato si giunge ad un laghetto di acqua dolce oltre il quale non è possibile proseguire. Dal piccolo bacino è stato prelevato un campione d’acqua che ha fornito valori di Ph=6,8 e conducibilità 1520 uS. A ridosso del laghetto è presente guano a dimostrazione della presenza di una colonia di chirotteri, confermato dall’osservazione di una quindicina di esemplari. Sulla volta della sale si possono osservare cupole di erosione inversa poco evolute, alternate a tratti piani o poco inclinati, indicanti la giacitura degli strati, nei quali accrescono piccole e isolate stalattiti lunghe in media 30-40 centimetri alternate a macchie di patina biancastra e cortine molto spesso terminanti su stalattiti e cannule di colore bianco candido. Il laghetto presente sulla parte bassa della grotta contiene acqua limpida, dalla quale si possono osservare speleotemi semisferoidali di colore marroncino frammisti a stalattiti bianche; sul pavimento in prossimità del piccolo bacino idrico sono presenti concrezioni coralloidi di colore bianco-candido e concrezioni di forma sferica a tonalità madreperlacea sui cui bordi si sono formati cristalli forse di aragonite, sulle pareti della cavità si possono osservare colate di colore marroncino con concrezioni coralloidi. In alcuni blocchi ribaltati si possono osservare piccole stalagmiti che evidenziano la formazione posteriore al fenomeno gravitativo. Sulla grotta esistono anche delle leggende, una delle quali racconta della presenza nel suo interno di una tesoro (scrisroxiu) nascosto dai corsari che sarebbe stata oggetto di diverse ricerche da parte degli abitanti della zona.

Grotta di Porto Pineddu

La grotta si apre su una grossa frattura orientata circa 20°, prosegue per un lunghezza di circa 8 metri e larghezza media di 1,20 m., per poi dividersi in due rami, uno a destra e uno a sinistra. In quest’ultimo tratto sul fondo sono presenti ciottoli di medie dimensioni parzialmente appiattiti, talora arrotondati con grado di arrotondamento molto elevato , la natura dei clasti è prevalentemente carbonatica la cui forma è sicuramente data sicuramente sia da azione fluviale che dal riflusso del moto ondoso e di risacca. Il ramo di destra si eleva verso l’alto e sulle pareti si osservano concrezioni coralloidi di calcite. Sulla parte alta, la grotta presenta forme di erosione abbastanza intensa con forme coralloidi, le fratture sono aperte e riempite da intercalazioni di brecce con elementi sia spigolosi che arrotondati. Sulle pareti si possono osservare piccoli livelli arrossati assimilabili a paleosuoli. La grotta presenta alcuni piccoli banchi terrigeni sovrapposti, sulle pareti sono presenti lenti clastiche con brecce e fossili di fauna terrestre, precisamente gasteropodi polmonati (helix). Sulle pareti sia all’interno della cavità che all’esterno sono presenti fori di litodomi a dimostrazione della trasgressione marina con variazione del livello del mare, soprastante è presente un piccolo banco di sabbia poco addensata. Sul livello più alto si apre una piccola saletta anch’essa caratterizzata da depositi sabbiosi. Sul pavimento della grotta sono presenti lenti di conglomerati con ciottoli sia spigolosi che arrotondati in matrice sabbio-argillosa di colore rossiccio con fossili (Patella ferruginea e Pecten), attribuibili alla trasgressione Eutirreniana (Carmignani et alii 2000).

Grotta delle posidonie

La cavità è impostata al contatto tra il calcare dolomitico e depositi clastici con resti di fossili di fauna terrestre (helix) ed eolianiti wurmiane molto cariate e alterate, sulla destra dell’imboccatura si po’ osservare l’anticlinale di una piega abbastanza blanda avente asse NE-SW. Sulla parte sud dall’imboccatura sono presenti sabbie argillose rosso-mattone ed argille grigio-verdoline (vedi stratigrafia allegata). Sull’ingresso sono presenti grossi blocchi di eolianiti che ne ostruiscono parzialmente l’accesso; il basamento è un calcare grigiastro con incrostazioni si sabbie e piccoli ciottoli sulla roccia e livelli limo-argillosi di colore giallastro-ocraceo a granulometria molto fine avente giacitura 230° con incrostazioni carbonatiche. Sulla volta è presente una breccia spigolosa con cemento carbonatico e eolianiti. La volta è caratterizzata dalla presenza di patine nerastre sicuramente ossidi di manganese a struttura raggiata. Sulla sinistra si riscontrano sabbie-argillose color rosso mattone alternate a sabbie fini grigio-verdi nelle quali si può osservare l’erosione selettiva da parte del mare erodendo maggiormente le argille lasciando quasi inalterato il tetto composto da brecce e sabbie molto cementate. La grotta i formata prevalentemente dall’azione marina combinata con quella atmosferica. Le arenarie eoliche presentano colore marroncino con inclusi ciottoli mesozoici e patine rossastre dovute all’ossidazione. Sulle pareti si osservano inclusioni grigio-verdoline e giallastro-rossicce.

Grotta delle posidonie n.2

All’interno della grotta sono presenti piccoli banchi di calcari e calcari marnosi grigio-giallastri talora color nocciola di spessore decimetrico, che immergono a 90° con inclinazione di 10° sulla parte bassa sono più scuri e fratturati. La parte esplorata è lunga oltre 7 metri, ma a causa dell’allagamento da parte dell’acqua marina non è stato possibile proseguire l’esplorazione.

Grotta di Punta Menga

La grotta è impostata su diaclasi con evidenti forme di erosione, all’interno non si osservano depositi quaternari ma sono presenti crostoni carbonatici, sulla parte alta si possono osservare cupole di erosione inversa e fori cilindrici ben sagomati, sulle pareti sono presenti concrezioni coralloidi di piccole dimensioni con attorno croste bianco-latte similari a Monnmilk. La grotta presenta diverse forme di erosione e si scrutano piccole concrezioni che assumono colore verdastro dovuto sicuramente allo sviluppo di licheni. Nella parte iniziale la volta franata ed è collegata sulla sinistra con una piccola diramazione di oltre 5 metri che va a finire sulla scogliera. La cavità prosegue con due accessi sovrapposti, uno abbastanza ampio e uno di piccole dimensioni (circa 30 cm.). L’ingresso basale possiede forma tonda, la cui parte basale termina a forma di fuso di dimensione 1,0x1,0 m., impostato su una frattura. All’interno si osservano piccoli coralloidi e incrostazioni carbonati che, sono ancora presenti piccoli livelli di calcare color nocciola la cui direzione è E-W e immerge a 290° inclinati 40°. All’esterno si vedono crostoni di alabastro spessi circa 5 cm. con brecce cementate a matrice carbonatica di colore marroncino.

Diaclasi di Punta Menga

La grotta è impostata in una diaclasi orientata 30° per poi proseguire a 360°, la frattura è abbastanza stretta ed è riempita da sedimenti ciottolosi e frammenti di conchiglie con livelli di interstrato. La diaclasi si è formata sicuramente dall’evoluzione di una faglia, nella cui parete, osservando attentamente si vedono le strie di frizione provocate dal movimento tettonico, la superficie del giunto è coperta da incrostazioni. Sulla parte mediana sono presenti boxworks, mineralizzati da ossidi di colore rossiccio. Sulla volta si può osservare una breccia ciottolosa con ciottoli e fossili marini del Pleistocene, sul fondo sono presenti massi di grosse e medie dimensioni. Nella parte alta la grotta culmina con un inghiottitoio alto 7,0 metri, sul pavimento inclinato circa 20° si osservano grossi massi, sul fondo ci sono piccoli Cardium e ciottoli aggregati con cemento carbonatico con resti di fossili. Sulla volta si osservano piccole concrezioni coralloidi.

Grotta degli Anemoni

Il nome della cavità è dovuto al ritrovamento nel suo interno di alcuni anemoni di mare. All’imboccatura della grotta nella parte basale sono presenti sabbie eoliche con brecce a cemento carbonatico-argilloso rossiccio e da brecce spigolose alternate a sabbie prive di fossili (Pleistocene). Il riempimento di piccoli karst presenti nell’imboccatura della cavità è costituito da sabbie compattate da cemento carbonatico che hanno subito un successivo processo di erosione. La grotta è impostata su diaclasi e tende ad allargarsi verso la linea di costa nella quale sono presenti due ingressi separati da un pilastro di roccia. L’ingresso è alto due metri e largo circa un metro sino a restringersi a 60 cm. Sulla parte mediana il soffitto è abbastanza piatto ed evidenzia la giacitura degli strati aventi direzione 300° e inclinazione 15°. All’interno si osservano diversi fori di litodomi (almeno a tre metri dal livello del mare), profondi alcuni centimetri. Sulle pareti si scrutano depositi arenacei erosi dall’azione marina. L’imboccatura presenta sul fondo ciottoli abbastanza arrotondati. Particolare interesse mostra la stratigrafia presente in prossimità dell’imboccatura, ed è caratterizzata da una frattura beante con fori di litofagi (Eutirreniano), successivamente riempita da sabbie cementate di colore rossiccio depositate sicuramente nel Wurmiano.

Grotticella di Candiani

Piccola cavità la cui imboccatura è larga circa un metro dopo di che si apre una piccola saletta larga poco meno di due metri e alta in media 80 cm. Sul pavimento è presente sabbia rossiccia e sulle pareti ci sono presenti le solite brecce. Esternamente si trovano crostoni di carbonato di calcio che hanno cementato brecce e sabbie che aggettano sulla falesia.

Grotta de Eolianiti

La grotta è impostata sulle eolianiti, l’imboccatura è stretta e bassa, il tetto è abbastanza regolare e parzialmente eroso, mentre il pavimento è abbastanza irregolare. Sia sulla parte centrale che sulla destra sono presenti blocchi franati dalla volta, sempre sulla destra si apre un secondo accesso che sbuca sul piazzale di una vecchia cava di arenaria. La grotta si è formata grazie all’azione meccanica del mare combinata con il vento e l’azione chimico-fisica dei sali presenti negli splash e gli aerosol marini.

Grotta del Conus

Piccola cavità rialzata di 3,5 metri dal livello del mare. La grotta è di tipo carsico, la sua forma morfologica è quella a “Tubo freatico forzato” poco influenzato dall’azione del mare , sul pavimento è presente una piccola colata e sulla parete destra sono presenti piccoli speleotemi coralloidi. Il nome si deve al ritrovamento del guscio di un gasteropode marino del genere”Conus”(fossile guida della trasgressione tirreniana), cementato in una breccia spigolosa e situato sulla parte alta dell’imboccatura a oltre 5 metri dal livello del mare. Sul pavimento prima dell’ingresso sono presenti alcune marmitte di evorsione del diametro circa 70 cm. e profonde circa 50 cm., due di esse sono collegate con una piccola cavità non rilevata a causa della presenza d’acqua di mare. In prossimità della grotta si può osservare una breccia rossiccia con gusci di helix, Sui calcari circostanti a circa 4 metri di quota s.l.m., si osservano fori di litodomi. Sulla parte finale della grotta sono presenti grossi ciottoli che occludono la cavità.

Grottone di Punta Tonnara

La grotta è situata in un piccolo spiazzo incavato a circa quattro metri sopra il livello del mare, ed è caratterizzato dalla presenza di clasti spigolosi, depositati dall’erosione di un affioramento roccioso costituito da un conglomerato spigoloso molto cementato. La cavità, si presenta come un ampio grottone separato da un diaframma di roccia che determina la formazione di due ambienti lunghi uno circa sette metri e il secondo circa dieci metri collegati tra loro da un arco naturale. La grotta è impostata sull’evoluzione di due sistemi di giunti, il primo dai piani di strato e il secondo da fratture perpendicolari al primo. La giacitura degli strati è leggermente inclinata con direzione 110° e immergono a 20° con una inclinazione di circa 30°. Non sono presenti all’interno speleotemi. Molto interessante è la presenza di un solco formato dal ruscellamento e sul cui fondo si possono osservare grossi ciottoli molto arrotondati.

Grotta del blocco

Il nome della cavità è dato dalla presenza di alcuni blocchi di arenarie eoliche cavati nella cava antistante, infatti il l’area che delimita l’ingresso non era altro che un piazzale di cava nella quale venivano estratti blocchi di arenaria utilizzata in passato per la costruzione di opere edili. Nel settore si possono osservare le stratificazioni delle arenarie, attaccate molto spesso dall’azione sia del vento che degli aerosol e degli spray marini. La grotta si sviluppa lungo un giunto di strato nelle eolianiti e si sviluppa su tre bracci quasi paralleli il più lungo misura oltre sette metri, l’altezza media è di circa sessanta centimetri e il punto più basso di trenta centimetri.

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