THE SYN-RIFT VOLCANO-SEDIMENTARY SUCCESSION  IN SARDINIA TROUGH  (ITALY)                         51

GEOLOGICA CARPATHICA, 55, 1, BRATISLAVA, FEBRUARY 2004

51–63

STRATIGRAPHY OF THE MIOCENE SYN-RIFT VOLCANO-

SEDIMENTARY SUCCESSION IN A SECTOR OF THE

CENTRAL-SOUTHERN SARDINIA TROUGH ( ITALY)

FRANCESCO GUERRERA

1*

, MICHELE MATTIOLI

2

, FRANCISCO SERRANO

3

,

MARIO TRAMONTANA

4 

and GIULIANA RAFFAELLI

4

1

Institute of Geology, University of Urbino, Campus Scientifico Loc. Crocicchia, 61029 Urbino, Italy; f.guerrera@uniurb.it

2

Institute of Volcanology and Geochemistry, University of Urbino, Campus Scientifico Loc. Crocicchia, 61029 Urbino, Italy;

m.mattioli@uniurb.it

3

Department of Geology, University of Malaga, Campus de Teatinos s/n, 29071 Malaga, Spain; f.serrano@uma.es

4

Institute of Geodynamics and Sedimentology, University of Urbino, Campus Scientifico Loc. Crocicchia, 61029 Urbino, Italy;

tramontana@uniurb.it

*Corresponding author: Francesco Guerrera, Istituto di Geologia, Università di Urbino, Campus Scientifico, Località Crocicchia,

61029 Urbino, Italy; f.guerrera@uniurb.it

(Manuscript received September 23, 2002; accepted in revised form June 23, 2003)

Abstract: The Miocene sedimentation in the “Sardinia Trough” has been controlled by tectonic activity, also respon-

sible for strong, basic-intermediate and silicic calc-alkaline volcanism. The volcano-sedimentary succession cropping

out near the Villanovaforru village (“Marmilla Basin”, central-southern “Sardinia Trough”) is the object of this study.

The succession has been subdivided into nine new stratigraphic intervals and it is characterized by abundant volcaniclastic

materials. In the lower part of the succession some basaltic pillow lavas are interbedded. The nine stratigraphic intervals

extend from Early Burdigalian (Zone N5 and N6) to Late Burdigalian (Zone N7) and the microfossil assemblages indi-

cate hemipelagic sedimentation. A deepening of the basin seems to occur in correspondence to the beginning of the

volcanic activity. The reconstructed stratigraphic succession of the Villanovaforru area, which is considered representa-

tive of the Early Miocene sedimentation within the southern sector of the “Marmilla Basin”, shows that a transition from

a continental to a marine environment occurred during the “Sardinia Trough” rifting and the drift of the Sardinia-Corsica

Block. The extensional tectonics is also confirmed by the high-Mg composition of the basaltic lava flows interbedded in

the succession.

Key words: Burdigalian, Sardinia-Corsica Block, lithostratigraphy, biostratigraphy, extensional tectonics, syn-tectonic

deposition, volcano-sedimentary succession,  “Sardinia Trough”.

Introduction, geological setting and objectives

The study of Sardinian geology is an important tool to recon-

struct the stratigraphic, tectonic and magmatic events, which

occurred  during  the  Neogene  geodynamic  evolution  of  the

Western Mediterranean area. Between the Late Oligocene and

the Early Miocene, rifting of the European Margin caused the

opening of the oceanic Algero-Provençal Basin (cf. Gattacce-

ca 2001 and references therein) and the connected Apennine

deformation.  Normal  faulting  also  affected  the  area  corre-

sponding  to  the  present  day  Western  Sardinia  (Cherchi  &

Montadert 1984; Assorgia et al. 1997a) and originated a NS-

striking depression, up to 200 km in length, named the “Sar-

dinia Trough” (Vardabasso 1963; Fig. 1). The coexistence be-

tween the extension occurring in the “Sardinia Trough” and

the compression originated by the drift and counterclockwise

rotation of the Sardinia-Corsica Block towards the east, sug-

gests a strong genetic link between the extensional deforma-

tion (internal areas) and the compressional one (external ar-

eas),  which  may  be  related  to  a  N-NW  subduction

(Carmignani et al. 1995). The extensional tectonics caused the

development of many sub-parallel basins and ridges, bounded

by normal faults and cut by transversal minor tectonic features

(Oggiano et al. 1995). These tectonic basins are usually asym-

metric in shape and they are related to master faults (in the

eastern margin) and antithetic faults (in the western margin).

However, during the extensional deformation, some compres-

sional events have been recorded by some unconformities and

hiatus  within  the  sedimentary  successions;  compressional

mesostructures  such  as  joints,  faults,  pebbles  with  stylolitic

striae  and  gentle  folds  have  also  originated.  In  its  southern

sector the “Sardinia Trough” has been overprinted by a minor

extensional  Pliocene-Pleistocene  NW-SE  trending  structure

(the “Campidano Graben”, Fig. 1).

The  Early  Miocene  rifting  originating  the  “Sardinia

Trough”  involved  the  whole  of  Central-Western  Sardinia,

causing  a  deep  paleogeographical  change.  Several  authors

proposed  interesting  geodynamic  and  paleogeographical

models (Coulon 1977; Cherchi & Montadert 1982; Guerrera

et  al.  1993;  Maillard  &  Mauffret  1993;  Carmignani  et  al.

1995; Vigliotti & Langenheim 1995; Assorgia et al. 1997b;

Gattacceca  2001),  but  little  attention  has  been  given  to  the

collection of detailed stratigraphic data, which are of high im-

portance to calibrate the different events. The sedimentation

within the “Sardinia Trough” ranges from a fluvio-lacustrine

to a marine environment, with abundant volcaniclastic inter-

vals and it shows a marked facies variability which does not

allow  easy  lithostratigraphic  correlations.  Therefore  the  de-

52                                                                                          GUERRERA et al.

Fig. 1.  Geological sketch of Sardinia (after Cherchi & Montadert 1984; modified) (A); schematic geological map of the Villanovaforru

area (B). Asterisc (

*

) indicates the location of the studied stratigraphic section.

THE SYN-RIFT VOLCANO-SEDIMENTARY SUCCESSION  IN SARDINIA TROUGH  (ITALY)                         53

tailed integrated stratigraphic analysis represents the most use-

ful correlation method; the study and correlation of the strati-

graphic successions may give important information about the

development  of  the  “Sardinia  Trough”  since  the  Early  Mi-

ocene.

In this paper we give a detailed stratigraphic characteriza-

tion  of  the  volcano-sedimentary  succession  cropping  out  in

the Villanovaforru area (Fig. 1), which can be considered rep-

resentative  of  the  most  important  depositional  area  of  the

southern  sector  of  the  “Sardinia  Trough”  known  as  the

“Marmilla Basin” (Fig. 2). The reconstructed stratigraphic col-

umn (ca. 650 m thick, Fig. 3) provides detailed information

about the different volcanic and sedimentary processes.

The Miocene sedimentation in the different depositional ar-

eas of the “Sardinia Trough” was strongly influenced by con-

temporaneous  tectonic  activity,  which  was  also  associated

with a wide calc-alkaline basic to acid volcanism (Cherchi &

Montadert 1982; Cherchi 1985; Assorgia et al. 1997b, and ref-

erences  therein)  as  testified  by  the  widespread  volcanic  and

volcanogenic  materials  interbedded  within  the  sedimentary

successions. The complex Neogene geodynamic evolution of

Western Sardinia is outlined by different sedimentary cycles,

which are separated by unconformity surfaces and by coeval

widespread volcanic events (Assorgia et al. 1997b). These au-

thors recognized four main sedimentary cycles: a Lower Oli-

gocene–Middle-Upper Burdigalian cycle; an Upper Burdiga-

lian–Middle-Upper Serravallian cycle; an Upper Serravallian

–Lower Messinian cycle; a Pliocene cycle. During marine sed-

imentation,  two  main  Cenozoic  volcanic  events  (Oligocene-

Miocene  and  Pliocene-Pleistocene)  are  also  recognizable

(Assorgia et al. 1997b). The oldest one is calc-alkaline in na-

ture and it may be further subdivided into four minor events:

1 — Lower Basic-Intermediate Lavic Series (LBLS): Oli-

gocene (33/28–23 Ma);

2  —  Lower  Acid-Intermediate  Explosive  Series  (LAES):

Aquitanian (23–20 Ma);

3 — Upper Basic-Intermediate Lavic Series (UBLS): Burdi-

galian (19–16 Ma);

4  —  Upper  Acid-Intermediate  Explosive  Series  (UAES):

Upper Burdigalian-Serravallian pro parte (17–13 Ma).

The studied Burdigalian Villanovaforru volcano-sedimenta-

ry succession can be referred to the oldest sedimentary cycle

defined by Assorgia et al. (1997b). This succession contains

abundant  volcaniclastic  materials  and  primary  lava  flows

which  can  be  related  to  the  UBLS  defined  by  the  same  au-

thors.

Stratigraphy

Owing to its complex tectonic evolution, the sedimentation

in the “Sardinia Trough” results in a marked lateral and verti-

cal lithofacies variability and it does not allow an easy correla-

tion of the geological events, also at the scale of the single mi-

nor basin. A good example of this variability is represented by

the Burdigalian stratigraphic evolution of the “Lugodoro Ba-

sin” (northern part of the “Sardinia Trough”; Funedda et al.

2000), which is completely different from that of the coeval

“Marmilla Basin” (central-southern “Sardinia Trough”).

According to previous authors the stratigraphic succession

of  the  “Marmilla  Basin”  is  characterized  by  the  following,

mostly  partially  heteropic,  formations:  Ussana  Formation,

Ales  Marls,  Gesturi  Sandstones,  Isili  Limestones  and

Marmilla  Formation.  (Fig. 2).  The  stratigraphic  units  recog-

nized in the “Marmilla Basin” and their stratigraphic relation-

ships are here briefly described.

The marine transgressive cycle, including the studied Vill-

anovaforru  volcano-sedimentary  succession,  overlies  the  up-

Fig.  2.    Stratigraphic  relationships  of  the  main  sedimentary  units  of  the  “Marmilla  Basin”  in  the  central-southern  “Sardinia  Trough”

(from Cherchi 1985; Assorgia et al. 1997b). Sedimentary environments: Ussana Formation, continental to littoral; Gesturi Sandstones,

shallow-water marine deposits; Isili Limestones, carbonate platform; Ales Marls and Marmilla Formation, littoral to pelagic.

54                                                                                          GUERRERA et al.

per  Oligocene-Aquitanian  Ussana  Formation  (Pecorini  &

Pomesano  Cherchi  1969).  This  formation  is  constituted  by

clastic  deposits  (ruditic  and  reddish  silty-arenitic  beds)  with

varying thickness, indicating upward a transition from a conti-

nental (fan and alluvial plain system) to a marine littoral envi-

ronment (Cherchi 1985; Assorgia et al. 1997b). The Gesturi

Sandstones,  which  represent  the  first  shallow  marine  sandy

deposition,  unconformably  lie  above  the  Ussana  Formation.

They are heteropic with the Isili Limestones, which represent a

carbonate  platform  unit  laterally  grading  also  into  the  Ales

Marls. The Marmilla Formation overlies the Ales Marls but it

can  also  rest  directly  above  the  Ussana  Formation  and  the

Gesturi Sandstones. All the described formations are consid-

ered the result of a syn-rift deposition by Cherchi (1985). In

the adjacent sectors of the “Sardinia Trough” other units are

comprised within the same cycle (Assorgia et al. 1997b). In

the marine succession volcanic (primary) products and more

frequently volcanogenic (secondary) materials are locally in-

terbedded in different stratigraphic intervals.

A stratigraphic log (about 650 m thick) of the volcano-sedi-

mentary  succession  cropping  out  SW  of  Villanovaforru  vil-

lage (Figs. 1 and 3) has been reconstructed. According to lit-

erature  in  this  area  the  succession  consists  of  the  following

stratigraphic  units  (from  the  base):  a)  uppermost  part  of  the

Ussana Formation auctorum, cropping out at the base of the

reconstructed log; b) the heteropic Gesturi Sandstones (auct.)

and Ales Marls auct., lying above the Ussana Formation in the

lower part of the log; c) the Marmilla Formation auct., charac-

terizing the middle-upper part of the log. However, the bound-

aries among these formations are not well recognizable in the

measured section. It has been possible to recognize only the

top of the Ussana Formation, which has been observed in a lit-

tle outcrop below the marine succession (Figs. 1 and 3) and

probably  a  part  of  the  Ales  Marls,  in  the  lower  part  of  the

same. In this way, the studied stratigraphic interval represents

a characteristic sedimentation that corresponds to the literature

formations.  Moreover,  the  “Marmilla  Basin”  depositional

style was also strongly influenced by contemporaneous explo-

sive and effusive volcanism during the UBLS of Assorgia et

al.  (1997b);  the  high  abundance  of  the  related  volcanogenic

materials contributes to the origin of a variety of facies which

are not easily correlable with those of the other formations rec-

ognized  in  the  surrounding  areas.  Nevertheless,  it  cannot  be

excluded  that  some  stratigraphic  intervals,  especially  those

characterized by evident marker beds, could be recognized in

all of the other sectors of the “Marmilla Basin”. In this case,

they can represent an important tool to understand the evolu-

tion of the whole “Sardinia Trough” depositional system.

The Villanovaforru succession has been analysed from the

lithostratigraphic,  sedimentological  and  biostratigraphic

points of view. Although it is not possible to arrange the dif-

ferent lithofacies according to the stratigraphic units defined in

literature,  the  outcrop-scale  observations  allow  us  to  distin-

guish some intervals which may be referred as local members,

whose lateral extension is still to be verified. This subdivision

is particularly useful because of the peculiar characters of the

different lithofacies assemblages and, especially, because the

unit boundaries recorded in the literature are not recognizable

in the field for the examined succession.

Lithostratigraphy

The volcano-sedimentary succession of the Villanovaforru

area widely crops out along the road linking the SS N. 131

“Carlo Felice” to Villanovaforru village (Fig. 1). The study of

this succession allowed us to reconstruct a stratigraphic sec-

tion about 650 m thick. The succession shows a constant geo-

metrical setting with layers uniformely dipping towards the

north-east; however, the presence of several often syn-sedi-

mentary faults which have been recognized in the surround-

ing areas (e.g. Collinas village; Cipollari & Cosentino 1997)

and  the  covered  intervals  does  not  allow  us  to  exclude  the

presence of faults. On the other hand, some minor faults have

been pointed out as shown in Fig. 3. In spite of this, the bios-

tratigraphic results testify to a continuous sedimentation and

this leads us to consider as not remarkable the possible faults

affecting the studied stratigraphic section.

The studied Villanovaforru succession (Fig. 3) is made up

of generally well-layered lithofacies with dominant medium-

to  coarse-grained  volcanogenic  sandstones  and  subordinate

silicified marls with highly variable amounts of volcanic ma-

terial (Figs. 4 and 5). Marls, calcareous marls, siltstones and

marly limestones also occur, always with various amounts of

volcanic material and often with abundant foraminifers. Sub-

ordinate microconglomerates are also present in the middle-

upper part of the succession. Occasionally, thin volcaniclastic

beds  such  as  bentonitic,  “diatomaceous-tripolaceous”  and

ochraceous layers occur, whereas some intervals are charac-

terized  by  high  concentrations  of  vegetable  and  bivalve  re-

mains forming characteristic beds. Subacqueous basaltic lava

flows have also been recognized in the middle-lower part of

the  succession,  already  defined  as  high-Mg  basalts  with

tholeiitic affinity by Mattioli et al. (2000).

The  dominant  volcaniclastic  sandstones  consist  of  three

lithofacies corresponding to distinct depositional and/or erup-

tive events.

Lithofacies A, represented by medium- to thick-bedded (20

to 50 cm thick) lithic-rich volcanogenic sandstones with fine-

to coarse-grained laminae (5 to 10 mm thick). This lithofacies

contains dense volcanic lithic grains of pilotaxitic basalt and

porphyric andesite, angular to subangular crystal fragments of

plagioclase  and  subordinate  amphibole,  clinopyroxene  and

pumice. Grain-size ranges from 0.2 to 10 mm. Lithofacies A

is framework-supported and matrix-poor.

Lithofacies B, consists of thin bedded (5 to 20 cm) vitric-

rich  volcanogenic  sandstones  with  parallel  lamination  (2  to

10 mm thick) and subordinate undulose bedding. Its frame-

work composition is made up by comparable proportions of

vitric  shards  and  basaltic-andesitic  lithic  grains  and  minor

amounts  of  euhedral  plagioclase,  pyroxene,  amphibole  and

biotite crystals. The vitric component includes pumice frag-

ments and glass shards. Grain size ranges from 0.1 to 2 mm.

Lithofacies C, consists of distinctive darker layers of crys-

tal-rich volcanogenic sandstones (4 to 15 cm thick) with par-

allel lamination well-defined by biotite flakes and grain size

variations. Grain-size ranges from coarse to fine sand, from

the bottom to the top, up to laminated and yellow-grey silt-

stones.  This  lithofacies  contains  very  abundant  framework

grains of plagioclase, clinopyroxene and amphibole crystals,

THE SYN-RIFT VOLCANO-SEDIMENTARY SUCCESSION  IN SARDINIA TROUGH  (ITALY)                         55

Fig. 3.  Stratigraphy of the volcano-sedimentary succession of the Villanovaforru area showing the nine identified lithostratigraphic in-

tervals (roman numbers), collected samples and chronostratigraphy. See text for further details about petrographic features of the volca-

niclastic sandstones. 1 — Sandy and conglomeratic deposits of continental and transitional environment (Ussana Formation); 2a — marls

with varying amounts of volcaniclastic materials and subordinate foraminifer-rich beds; 2b — silicified marls; 3a — microconglomer-

ates; 3b — coarse-grained sandstones; 3c — fine-grained sandstones and rare siltstones with volcaniclastic material; 3d — thin volcanic

epiclastic  layers;  3e —  “reddish”  sandstone  level;  4a  —  marly  limestones  and  silicified  calcareous  marls;  4b —  silicified  limestones;

5 —  partially  silicified  marls  containing  thin  volcaniclastic  siltstones  and  sandstones;  6 —  thin  fine-  and  medium-grained  sandstones

(rarely coarse-grained) with interbedded bentonitic layers; 7 — interval with basaltic pillow lavas; 8 — “diatomaceous-tripolaceous” lev-

els; 9 — bentonitic levels; 10 — “ochraceous” levels; 11 — layers with vegetable remnants and small bivalves; 12 — discontinuous/un-

dulating bedding;  13 — faults;  14 — vegetable remnants; 15 — bivalves;  16 — unexposed;  17 — partially exposed; 18 — deepening;

19 — shallowing.

56                                                                                          GUERRERA et al.

Fig. 4.

THE SYN-RIFT VOLCANO-SEDIMENTARY SUCCESSION  IN SARDINIA TROUGH  (ITALY)                         57

with lesser amounts of pumice, lithic grains of pilotaxitic and

scoriaceous basalt, andesite and trachyte.

On the basis of lithostratigraphy and petrographic charac-

ters  nine  peculiar  intervals  (Fig. 3)  have  been  recognized

within  the  volcano-sedimentary  succession  of  the  Vill-

anovaforru area. However, preliminary field observations car-

ried out in different areas of the central-southern sector of the

“Sardinia  Trough”  suggest  that  the  recognized  intervals

should still be regarded as local members which may be con-

nected to vertical facies evolutions.

A summary of the nine stratigraphic intervals features is re-

ported in Table 1. It is worth noting that all the intervals are

characterized by a variable amount of volcanogenic materials.

In particular, volcanogenic marls with subordinate lithic-rich

volcanogenic sandstones characterize Interval I, whereas si-

licified  marls  with  crystal-rich  volcanogenic  sandstones  and

marly  limestones  are  the  main  lithotypes  of  Intervals  II,  V

and VII. Interval III corresponds to the only primary volca-

nics (prevailing basaltic pillow lavas) recognized in this area.

The Intervals IV, VI and IX are characterized mainly by vit-

ric-rich volcanogenic sandstones with minor amount of marly

limestones  and  bentonites.  Lithic-rich  volcanogenic  sand-

stones  and  microconclomerates  with  silicified  marls  are  the

prevailing lithotypes of Interval XIII.

 

 Stratigraphic 

Interval 

Summary description 

Thickness 

(m) 

IX 

VVS with subordinate bentonites 

> 8 

VIII 

LVS and microconglomerate with silicified marls 

107 

VII 

silicified calcareous marls with CVS 

108 

VI 

marls with subordinate limestones and VVS  

48 

V 

silicified and calcareous marls with CVS  

144 

IV 

VVS with marly limestones  

31 

III 

primary volcanics (prevailing basaltic pillow lavas) 

7 

II 

silicified marls with CVS and marly limestones  

112 

I 

volcanogenic marls with subordinate LVS  

30 

LVS — lithic-rich volcanogenic sandstones; VVS — vitric-rich volcano-genic 

sandstones; CVS — crystal-rich volcanogenic sandstones 

 

Biostratigraphy

New biostratigraphic data from the lower part of the Vill-

anovaforru  succession  indicate  an  age  comparable  to  that

pointed  out  in  the  same  area  for  the  “Marmilla  Formation”

(“Sardara-Villanovaforru  succession”  of  Iaccarino  et  al.

1984). However, the different scale of observations does not

allow us detailed litho- and biostratigraphic correlations be-

tween our reconstructed succession and the stratigraphic sec-

tion of these authors, which also appears to be highly simpli-

fied.  As  an  example,  Iaccarino  et  al.  (1984)  describe  the

Sardara-Villanovaforru  succession  as  only  constituted  by

marls with interbedded tuffitic layers.

Starting from the base of the studied succession (lower lev-

els of Interval I, sample A1; Fig. 3), the planktonic foramin-

iferal assemblages (Table 2) containing Globigerinoides altia-

perturus  Bolli  and  Globigerinoides  trilobus  (Reus),  are

evidence  that  they  belong  to  N5  Zone  (Blow  1969)  or  to  a

younger interval. Among the samples from these basal levels,

there are no other components that might provide greater bios-

tratigraphic precision, except for the presence of Globigerina

venezuelana Hedberg. This species does not seem to exist be-

yond the top of N6 Zone, although some authors extended its

presence up to considerably higher levels (Kennett & Srini-

vasan 1983; Bolli & Saunders 1985). Also noteworthy is the

absence of Globigerinoides subquadratus Brönnimann and of

Globorotalia  praescitula  Blow  in  these  levels,  which  could

indicate that they were deposited before the levels in which

they currently appear, close to the base of N6 Zone. The ab-

sence of typical specimens of Catapsydrax dissimilis (Cush-

man et Bermúdez) is noteworthy, though we have observed

examples of a morphology similar to C. dissimilis or Catapsy-

drax  unicavus  Bolli,  Loeblich  et  Tappan  in  which  “bulla”

have  not  developed.  This  component  is  frequently  encoun-

tered in the hemipelagic marine deposits of the lower Miocene

prior to N7 Zone. Iaccarino et al. (1984) have also noted this

fact, suggesting that the absence of Catapsydrax may be due

to the shallowness of the environment. However, the compo-

sition of the microfauna seems to indicate there is sufficient

depth for C. dissimilis to develop, at least in most of the sec-

tion.

At higher levels (Intervals I to V) the succession still con-

tains  very  similar  assemblages  of  planktonic  foraminifers.

Noteworthy among the differences here is the appearance of

isolated  specimens  of  Globigerina  tripartita  Koch  (sample

A5), some atypical specimens of C. unicavus (samples A18,

A21  and  A22)  and  Globigerinoides  with  three  chambers  in

the  final  whorl  and  a  single  dorsal  aperture  (samples  A6  to

A24), which could be considered transition forms between G.

altiaperturus and  G.  subquadratus (in Table 2 these are re-

ferred to as cf. G. subquadratus).

At  the  highest  levels  of  Interval  V  (samples  A25  and

A25bis)  typical  specimens  of  G.  subquadratus  appear.  The

first appearance datum (FAD) of G. subquadratus seems to be

close  to  that  of  Globigerinatella  insueta  Cushman  et  Stain-

forth (zonal marker of the base of N6 Zone) although this lat-

ter species is very rare in the Mediterranean domain and it has

Table 1: Summary of lithological features of the recognized strati-

graphic intervals.

Fig. 4.  Representative lithofacies of the lower part (Intervals I–III)

of  the  volcano-sedimentary  succession  of  the  Villanovaforru  area.

a — Sandy and conglomeratic deposits of the top of the Ussana For-

mation; b — view of the lower portion of the Villanovaforru succes-

sion;  c —  reddish  sandstone  level  in  the  lower  part  of  Interval  I;

d —  marls of the lower part of the succession (Interval II); e —

volcaniclastic beds in the lower part of the succession (Interval II);

f —  silicified marly limestones in the lower part of the succession

(Interval  II)  interbedded  with  volcanic  epiclastic  and  “diatoma-

ceous” levels; g) view of Interval III containing basaltic pillow la-

vas; h — and i — pillow lava with multiple-rind structures.

▲

58                                                                                          GUERRERA et al.

Fig. 5.

THE SYN-RIFT VOLCANO-SEDIMENTARY SUCCESSION  IN SARDINIA TROUGH  (ITALY)                         59

Fig.  5.    Representative  lithofacies  of  the  intermediate-upper  part

(Intervals  IV–IX)  of  the  volcano-sedimentary  succession  of  the

Villanovaforru  area.  a —  and  b —  silicified  calcareous  marls  in-

cluding  frequent  volcaniclastic  beds  (Interval  VII);  c —  partially

silicified marls containing thin volcaniclastic siltstones and arenites

(lower part of Interval VIII); d — coarse-grained arenite beds (In-

terval VIII); e — arenites and marls of the upper part of Interval

VIII; f — arenites with interbedded bentonite layers and thin micro-

conglomeratic levels (Interval IX) with a detail g.

not been found in this succession. Some specimens of C. dis-

similis (sample A25) and  C.  unicavus (sample A27bis from

Interval VI) have also been observed. The presence of these

species shows that this part of the succession still lies below

N7 Zone.

According to the zonation of Iaccarino (1985), established

for the Mediterranean domain,  Intervals I–VI belong to the

zone  of  Globigerinoides  altiaperturus–Catapsydrax  dissimi-

lis. According to the zonal scheme of Molina (1979) the sub-

zone  of  G.  altiaperturus    and  the  lower  part  of  the

G. subquadratus Subzone are distinguished.

Above Interval VI the microfauna is poorly preserved. In

Interval  VII  (samples  VF16  to  VF22  and  VF1  to  VF15)

G. trilobus, G. altiaperturus, G. subquadratus (very scarce),

G. venezuelana,  G.  tripartita,  Globorotaloides  suteri  Bolli

and atypical specimens of C. dissimilis are still present. Thus,

Interval VII belongs to the same biostratigraphic interval as

the upper levels of Interval V and those of Interval VI (N6

Zone,  Blow  1969;  or  the  upper  part  of  the  zone  of

G. altiaperturus–C. dissimilis, Iaccarino 1985).

The middle-upper part of Interval VIII (samples VF100 to

VF114) contains scarce and poorly preserved planktonic fora-

minifers. In the assemblages we have noted the absence of the

species that disappear at the top of N6 Zone (C. dissimilis, C.

unicavus,  G.  suteri  and   the  G.  venezuelana  group,  Blow

1969). This seems to suggest that the middle-upper part of In-

terval  VIII  belongs  to  N7  Zone  (Blow  1969;  or  G. trilobus

Zone, Iaccarino 1985); however, some doubt still remain due

to the poor preservation of the microfauna.

In the highest part of the succession corresponding to Inter-

val IX (samples VF23 to VF30) C. dissimilis and other spe-

cies indicating the N6 Zone are absent, while specimens of the

G. trilobus group with a strongly embracing final chamber ap-

pear, which can be assigned to Globigerinoides bisphaericus

Todd. These assemblages seem to indicate that the uppermost

part  of  the  succession  corresponds  to  the  N7  Zone  (Blow

1969). Nevertheless, we did not detect the predominance of

Globoquadrina  and of G. trilobus group, which usually char-

acterize the higher part of the N7 Zone in the Mediterranean

domain.

Chronostratigraphy

In  the  bio-chronostratigraphical  correlation  used  by  many

authors working in the Mediterranean domain (Demarcq et al.

1974; Molina 1979; Iaccarino 1985) the Aquitanian-Burdiga-

lian boundary is placed at the FAD of Globigerinoides altiap-

erturus. Thus, the upper Aquitanian could be characterized by

assemblages without G. altiaperturus, but including G. dehis-

cens and little-evolved morphotypes of the G. trilobus group,

mainly G. quadrilobatus and G. inmaturus forms.

The Burdigalian would lie between the FAD of G. altiaper-

turus and that of Praeorbulina, and could be divided into two

parts, separated by the last occurrence datum (LOD) of C. dis-

similis (e.g. Serrano 1992). The Lower Burdigalian would be

characterized by the joint presence of G. altiaperturus and C.

dissimilis.  This  biostratigraphic  interval  has  frequently  been

used in the Mediterranean domain (Bizon & Bizon 1972; Cita

1976;  Bizon  1979;  Molina  1979;  Iaccarino  &  Salvatorini

1982; Iaccarino 1985) and corresponds to part of N5 and the

whole of the N6 Zone (Blow 1969). Within this interval Moli-

na (1979) distinguishes two subzones limited by the FAD of

G. subquadratus. The Upper Burdigalian is limited to the N7

Zone (Blow 1969), between the LAD of C. dissimilis and the

FAD of Praeorbulina. In the upper part of this interval, the as-

semblages  are  frequently  dominated  by  Globoquadrina  and

the  G.  trilobus  group,  with  abundant  specimens  of  the  G.

bisphaericus morphotype.

According  to  this  bio-chronostratigraphic  correlation,  the

succession comprising Intervals I–VI was completely depos-

ited during the Early Burdigalian. From the level correspond-

ing to sample A25 (upper part of Interval  V), in which the

first  specimens  of  G.  subquadratus  appear,  deposition  oc-

curred during the upper part of the Early Burdigalian (Fig. 3).

Interval VII was also deposited in the upper part of the Ear-

ly Burdigalian. Above this interval, the transition to the Late

Burdigalian cannot be accurately identified, but it seems like-

ly that starting from sample VF100 (Interval VIII) the Late

Burdigalian occurs (Fig. 3).

Sedimentary environment

Most  of  the  samples  collected  in  Intervals  I–VI  (A1  to

A27bis)  contain  abundant  microfauna  sufficiently  well  pre-

served to enable precise identification. In the 125 

µ

m fraction

the microfauna mainly comprises planktonic foraminifers, al-

though the relative abundance varies within the succession.

In the basal levels (samples A1 to A4; Fig. 3) the relative

abundance of planktonic foraminifers ranges from 60 to 70 %.

The accompanying benthic microfauna is mainly composed of

Florilus (only in the first level), Lenticulina, Heterolepa, No-

dosaria  and  abundant  radioles  of  Echinoidea.  These  as-

semblages are characteristic of upper bathyal hemipelagic de-

posits.

Above  samples  A7  and  A9,  where  no  microfauna  are

present, the predominance of the planktonic foraminifers be-

comes even more pronounced, exceeding 90 % of all the mi-

crofauna  present;  only  in  few  layers  (e.g.  sample  A13)  the

planktonic foraminifers are scarce and show traces of dissolu-

tion, while radiolarians are found in greater numbers. These

deposits seem to reflect a deepening of the basin, coincident

with  intra-basinal  volcanic  activity  related  to  extensional

faulting.

The  upper  levels  of  Interval  V  and  those  of  Interval  VI

(samples A25 to A27bis) show somewhat lower abundances

of  planktonic  foraminifers  (around  75 %),  with  a  varied

▲

60                                                                                          GUERRERA et al.

Table  2:    Distribution  and  relative  abundance  of  planktonic  foraminifers  in  the  recognized  stratigraphic  intervals.  The  corresponding

zones and age are also indicated.

THE SYN-RIFT VOLCANO-SEDIMENTARY SUCCESSION  IN SARDINIA TROUGH  (ITALY)                         61

benthic  assemblage  including  Nodosaria,  Lenticulina,  Het-

erolepa, Cibicides, Bulimina, Oridorsalis, Nonion and Pulle-

nia, in addition to remains of Echinoidea. It is likely that these

levels reflect a slight shallowing of the basin.

In  Intervals  VII–IX  the  microfauna  mainly  consists  of

planktonic foraminifers, usually exceeding 80 %, although in

many levels the microfauna is very scarce. Within these inter-

vals radiolarians often exceed 10 %. This group, however, in-

creases considerably in levels where there is evidence of high

carbonate  dissolution  (samples  VF112,  VF114,  VF24  to

VF28). Carbonate dissolution could have been facilitated by

the intense volcanic activity and a certain degree of confine-

ment of the bottom waters. The remaining constituents of the

microfauna  are  calcareous  benthic  foraminifers  (mainly  No-

dosaria  and  Lenticulina)  and  agglutinants  (e.g.  Reophax,

Textularia, Trochammina).

These observations lead us to conclude that Intervals VII to

IX must have been deposited in a relatively deep marine envi-

ronment comparable to the lower part of  Interval II or per-

haps somewhat deeper.

Discussion

The Early Miocene geodynamic evolution of Central-West-

ern Sardinia has been investigated by several authors (Coulon

1977; Cherchi & Montadert 1982; Guerrera et al. 1993; Mail-

lard  &  Mauffret  1993;  Carmignani  et  al.  1995;  Vigliotti  &

Langenheim 1995; Assorgia et al. 1997b; Gattacceca 2001),

as well as the whole stratigraphic succession. However, a de-

tailed  stratigraphic  analysis  of  the  different  formations  con-

nected with the sedimentation in the “Sardinia Trough” is still

undefined.  The  lack  of  these  data  does  not  allow  detailed

lithostratigraphic  correlations  across  the  basin  and  makes  it

difficult to calibrate the different depositional events. Filling

this gap, the studied stratigraphic section of the Villanovafor-

ru area can be considered as well representative of the Early

Miocene  sedimentation  in  the  central-southern  sector  of  the

“Sardinia Trough” (Marmilla Basin).

The  Villanovaforru  succession  is  dominated  by  fine-  to

coarse-grained volcaniclastic deposits whose different lithofa-

cies are related to depositional (mainly epiclastic), diagenetic

and alteration processes. The facies recognized in the studied

stratigraphic  section  show  differences  in  thickness  and

amount  of  volcanogenic  materials  which  may  be  explained

supposing a complex physiographic setting and source areas

characterized  by  a  varying  amount,  in  space  and  time,  of

available volcanic materials. This provides an example for the

influence,  on  marine  sedimentation,  of  a  coeval  volcanism.

The coeval volcanic activity is also testified by the presence

of high-Mg basaltic pillow lavas interbedded in the lower part

of the succession (Mattioli et al. 2000).

The  whole  studied  stratigraphic  section  extends  from  the

Early to the Late Burdigalian (Zone N5 to N7, Blow 1969)

and it seems to be characterized by a continuous sedimenta-

tion, without hiatus at least at the scale of the biostratigraphic

resolution. The deposition is certainly controlled by a strong

syn-sedimentary  tectonic  activity  and,  on  the  basis  of  the

Fig. 6.  Paleogeographic and paleotectonic evolutional sketch of the Sardinia-Corsica Block during the Late Oligocene-Early Miocene

(from de Capoa et al. 2002, modified) with the location of the “Sardinia Trough”.

62                                                                                          GUERRERA et al.

litho- and biostratigraphic reconstructions, it is possible to es-

timate a sedimentation rate of about 200 m/My.

Lithostratigraphic, petrographic and biostratigraphic analy-

ses allowed us to identify and characterize nine stratigraphic

intervals (Intervals I to IX), which could represent an impor-

tant  sedimentary  record  of  the  overall  environmental  basin

evolution in the “Sardinia Trough”. In fact, at the basal levels

(lower marly portion of Interval I, which overlies continental

deposits)  the  microfossil  assemblages  indicate  hemipelagic

deposition,  corresponding  to  an  upper  bathyal  environment.

Above these levels, a deepening of the basin seems to occur

(II–IV Intervals, cf. arrow in Fig. 3) and this is probably con-

nected with a climax of the volcanic activity related to exten-

sional faulting. The upper levels of the Interval V and the In-

terval VI reflect a slight shallowing of the basin (cf. arrow in

Fig. 3), whereas the VII–IX Intervals must have been depos-

ited in a relatively deep marine environment, similar to that of

the lower part of the Interval II.

According to the collected data, a schematic model of the

Late Oligocene–Burdigalian evolution of the Sardinia-Corsica

Block is here proposed and the different phases are schemati-

cally shown in Fig. 6. A continental deposition (Ussana For-

mation, not indicated in Fig. 6 for a scale problem), which is

Late  Oligocene–Aquitanian  in  age,  occurs  during  the  first

stages of crustal thinning, before the starting of the drift of the

Sardinia-Corsica Block (Fig. 6A). During the Burdigalian, the

volcano-sedimentary marine succession of Villanovaforru de-

posited during the drift towards east of the block and it was

strongly influenced by the contemporaneous volcanic activity

which occurred in the area of the “Sardinia Trough” (Fig. 6B).

In this way, the reconstructed stratigraphic succession com-

prises the transition from a continental (Fig. 6A) to a marine

(Fig. 6B) syn-rift deposition environment and it was deposited

during  the  extensional  tectonics  which  caused  the  develop-

ment of the “Sardinia Trough” and its lenghtening towards the

north (Rossi et al. 1997). This is in agreement with the exten-

sional deformation suggested by the high-Mg composition of

the  interbedded  basaltic  lava  flows  (Mattioli  et  al.  2000),

which are also similar to those described in the NW “Sardinia

Trough” (Morra et al. 1997). These results favour the hypoth-

esis  that,  during  the  deposition  of  the  volcano-sedimentary

succession of Villanovaforru (Burdigalian p.p.), the rifting of

the Sardinia-Corsica Block was not yet accomplished.

Conclusion

This study allows us to point out the following main results.

1) The reconstruction of a new detailed stratigraphy of the

volcano-sedimentary  succession  outcropping  in  the  Vill-

anovaforru area, which is considered as representative of the

Early Miocene sedimentation within the central-southern sec-

tor of the “Sardinia Trough” (Marmilla Basin).

2) The litho- and petrographic descriptions of the fine- to

coarse-grained volcaniclastic lithofacies, as well as the char-

acterization  of  the  primary  volcanics  (basaltic  pillow  lavas)

interbedded in the measured section. This provides a good ex-

ample for the influence on marine sedimentation of a coeval

volcanism.

3) A detailed biostratigraphic analysis of the whole studied

succession,  which  extends  from  Early  to  Late  Burdigalian

without  hiatus  (continuous  sedimentation)  and  is  character-

ized by an estimated sedimentation rate of about 200 m/My.

4)  The  paleoenvironmental  reconstruction  of  the  succes-

sion, which reveals a transition from a continental (upper Oli-

gocene-Aquitanian)  to  a  marine  (Burdigalian)  depositional

environment.

5) The presence, in the Burdigalian, of an extensional tec-

tonics  which  caused  the  development  of  the  “Sardinia

Trough” and a contemporaneous effusive volcanic phase with

peculiar basaltic high-Mg composition. This extensional tec-

tonics also suggests that, during the deposition of the volcano-

sedimentary  succession  of  Villanovaforru,  the  rifting  of  the

Sardinia-Corsica Block was still in progress.

Acknowledgements:  Thanks  are  due  to  M.  D’Atri  and  C.

Bucci  for  their  assistance  in  editing  and  drafting.  We  also

thank the students of the University of Urbino who took part

in one of the Scientific Field Trips on the “Sardinia Trough”

for their cooperation during a part of the log measurement in

the  Villanovaforru  area.  The  constructive  comments  by  M.

Kováè, G. Moratti and D. Puglisi considerably improved the

quality of the paper. This research was supported by the fol-

lowing  grants:  MIUR  —  Urbino  University  Cofin/2003

(resp. F. Guerrera); “Ricerca Scientifica” — Urbino Univer-

sity (resp. M. Tramontana) and B97.1063-RNM-202 (resp.

F. Serrano).

References

Assorgia A., Barca S. & Spano C. 1997a: Proceedings of the Meet-

ing-Excursion: The “Sardinia Trough” and its relationships in

the Cainozoic geodynamic evolution of the Western Mediterra-

nean. Villanovaforru (Cagliari), June, 19–22, 1997, 1–163 (in

Italian).

Assorgia A., Barca S. & Spano C. 1997b: A synthesis on the Ceno-

zoic  stratigraphic,  tectonic  and  volcanic  evolution  in  Sardinia

(Italy). Boll. Soc. Geol. Ital. 116, 407–420.

Bizon G. 1979: Planktonic foraminifers. In: G. Bizon et al. (Eds.):

Report  of  the  Working  Group  on  Micropaleontology.  Ann.

Géol.  Hellen.,  7

th

  Internat.  Congr.  Medit.  Neogene,  Athens

1340–1343.

Bizon  G.  &  Bizon  J.J.  1972:  Atlas  des  principaux  foraminifères

planctoniques  du  bassin  méditerranéen.  Oligocene  Quater-

naire. Editions Technip, Paris, 1–316.

Blow  W.H.  1969:  Late  Middle  Eocene  to  Recent  planktonic  fora-

minifers biostratigraphy. In: E.J. Brill (Ed.): Proceedings First

International  Conference  on  Planktonic  Microfossils.  Geneva

1967, Leiden 1, 199–422.

Bolli H.M. & Saunders J.B. 1985: Oligocene to Holocene low lati-

tude planktic foraminifers. In: Bolli H., Saunders J. & Perch-

Nielsen K. (Eds): Plankton Stratigraphy. Cambridge University

Press, Cambridge, 155–263.

Carmignani  L.,  Decandia  F.A.,  Disperati  L.,  Fantozzi  P.L.,  Laz-

zarotto  A.,  Liotta  D.  &  Oggiano  G.  1995:  Relationships  be-

tween  the  Sardinia-Corsica-Provençal  Domain  and  the

Northern Apennines. Terra Research 7, 128–137.

Cherchi A. 1985: Oligo-Miocene Basin. In: 19th European Micro-

paleontological  Colloquium,  Cagliari,  Sardinia.  Guide  Book,

AGIP 87–101.

THE SYN-RIFT VOLCANO-SEDIMENTARY SUCCESSION  IN SARDINIA TROUGH  (ITALY)                         63

Cherchi A. & Montadert L. 1982: The Oligo-Miocene rift of Sardin-

ia  and  the  early  history  of  the  Western  Mediterranean  Basin.

Nature 298, 736–739.

Cherchi A. & Montadert L. 1984: The Oligo-Miocene rifting system

of the Western Mediterranean and its palaeogeographic impli-

cations  on  the  Sardinian  Tertiary.  Mem.  Soc.  Geol.  Ital.  24,

387–400 (in Italian).

Cipollari  P.  &  Cosentino  D.  1997:  Stratigraphic  characteristics  of

the Marmilla Formation (Early Miocene) in the Collinas-Vill-

anovaforru  area  (central-southern  Sardinia).  In:  Assorgia  A.,

Barca  S.  &  Spano  C.  (Eds.):  Proceedings  of  the  Meeting-Ex-

cursion:  The  “Sardinia  Trough”  and  its  relationships  in  the

Cainozoic  geodynamic  evolution  of  the  Western  Mediterra-

nean. Villanovaforru (Cagliari), June, 19–22, 1997, 78–79 (in

Italian).

Cita  M.B.  1976:  Planktonic  foraminifers  biostratigraphy  of  the

Mediterranean Neogene. In: Y. Takayanagi & T. Saito (Eds.):

Progress in Micropaleontology. Special Publication, Micropal-

eontology  Press,  The  American  Museum  of  Natural  History,

New York, 47–68.

Coulon  C.  1977:  Le  volcanisme  calco-alcalin  cénozoique  de  Sar-

daigne  (Italie):  pétrographie,  géochimie  et  genèse  des  laves

andesitiques  et  des  ignimbrites.  Signification  geodynamique.

Thèse, Université Marseille, 1–370.

De Capoa P., Di Staso A., Guerrera F., Perrone V. & Zaghloul M.N.

2002:  The  lower  Miocene  volcaniclastic  sedimentation  in  the

Sicilian  sector  of  the  Maghrebian  Flysch  Basin:  geodynamic

implications. Geodinamica Acta 15, 141–157.

De Capoa P., Di Staso A., Guerrera F., Perrone V. & Tramontana M.

2002:  The  extension  of  the  Maghrebian  Flysch  Basin  in  the

Apenninic  Chain:  paleogeographic  and  paleotectonic  implica-

tions.  Special  issue,  Séminaire  sur:  Etat  des  connaissances

géologiques  des  régions  nord  du  Maroc:  la  Chaîne  Rifaine

dans son cadre Méditérranéen occidental, Rabat (Maroc), 29–

30 octobre 2001 (in press).

Demarcq G., Magné J., Anglada R. & Carbonell G. 1974: Le Burdi-

galien éstratotypique de la Vallée du Rhône: sa position bios-

tratigraphique. Bull. Soc. Géol. France 16, 509–515.

Funedda A., Oggiano G. & Pasci S. 2000: The Logudoro basin: a

key  area  for  the  Tertiary  tectono-sedimentary  evolution  of

North Sardinia. Boll. Soc. Geol. Ital. 119, 31–38.

Gattacceca J. 2001: Cinématique du Bassin Ligure-Provençal entre

30 et 12 Ma. Implications Gédynamiques. Ecole des Mines de

Paris, Mém. Sci. De la Terre 41, 1–299.

Guerrera F., Martèn Algarra A. & Perrone V. 1993: Late Oligocene-

Miocene  syn-late-orogenic  successions  in  western  and  central

Mediterranean Chains from the Betic Cordillera to the southern

Apennines. Terra Nova 5, 525–544.

Iaccarino S. 1985: Mediterranean Miocene and Pliocene planktic for-

aminifers. In: Bolli H., Saunders J. & Perch-Nielsen K. (Eds.):

Plankton Stratigraphy. Cambridge University Press, 283–314.

Iaccarino S., D’Onofrio S. & Murru M. 1984: Miocene foraminifers

of several sections of the Marmilla area (central western Sar-

dinia). Boll. Soc. Paleont. Ital. 23, 2, 395–412.

laccarino S. & Salvatorini G. 1982: A framework of planktonic for-

aminiferal biostratigraphy for Early Miocene to Late Pliocene

Mediterranean area. Paleont. ed Evoluzione 2, 115–125.

Kennett P. & Srinivasan M.S. 1983: Neogene planktonic foramini-

fers. A phylogenetic atlas.  Hutchinson  Ross  Pub.  Comp., Ox-

ford 1–265.

Maillard A. & Mauffret A. 1993: Structure et volcanisme de la fosse

de  Valence  (mediterranee  nord-occidentale).  Bull.  Soc.  Géol.

France 164, 3, 365–383.

Mattioli M., Guerrera F., Tramontana M., Raffaelli G. & D’Atri M.

2000: High-Mg Tertiary basalts in the Southern Sardinia (Ita-

ly). Earth Planet. Sci. Lett. 179, 1–7.

Molina  E.  1979:  The  planktonic  foraminifera  of  the  Oligocene  to

Lower–Middle Miocene of the central sector of the Betic Cor-

dillera (Spain). PhD Thesis, University of Granada and Zara-

goza, Granada, 1–342 (in Spanish).

Morra V., Secchi F.A.G., Melluso L. & Franciosi L. 1997: High-Mg

subduction-related  Tertiary  basalts  in  Sardinia  (Italy).  Lithos

40, 69–91.

Oggiano G., Funedda A. & Pasci S. 1995: The Chilivani-Berchidda

basin: an example of a transtensive structure. Possible relations

with the Cainozoic geodynamic of the Western Mediterranean.

Boll. Soc. Geol. Ital. 114, 465–475 (in Italian).

Pecorini  G.  &  Pomesano  Cherchi  A.  1969:  Ricerche  geologiche  e

biostratigrafiche sul Campidano meridionale (Sardegna). Mem.

Soc. Geol. Ital. 8, 421–451.

Rossi P., Guennoc P., Tegyey M., Ferrandini J., Poupeau G., Jakny

B.,  Rèhault  J.P.,  Bellon  H.,  Arnaud  N.,  Sosson  N.  &  De-

verchere J. 1997: Extension of the Miocene calc-alkaline vol-

canism along the southwestern Corsican Margin (MARCO 95

Cruise). Terra Abstr., Suppl. N. 1 Terra Nova 9, 1–506.

Serrano F. 1992: Biostratigraphic control of Neogene volcanism in

Sierra de Gata (south-east Spain). Geol. En Mijnb. 71, 3–14.

Vardabasso  S.  1963:  Die  ausseralpine  taphrogenese  im  Kaledo-

nisch-variszisch  konsolidierten  sardischen  vorlande.  Sonder-

druck Geol. Rdsch. band, (Zürich) 53, 613–630.

Vigliotti L. & Langenheim V.E. 1995: When did Sardinia stop rota-

tine? New palaeomagnetic results. Terra Nova 7, 424–435.