Exkursion zur Insel Elba
Datum der Exkursion: 10., 11. und 16. Oktober 2010
Leitung: PD. Dr. Meinert Rahn, Dr. Anette von der Handt,
Georgi Laukert und Sebastian Weber
- Abb. 1: Das Exkursionsteam
Protokollanten + Matrikelnummern: Simon Merk (2760801),
Michael Rothmann (2710414), Timm Reisinger (2710185)
Studiengang und Semester: Geowissenschaften 5. Semester
Universität: Albert-Ludwigs-Universität Freiburg
Einleitung
Die Insel Elba liegt im Mittelmeer zwischen Korsika und Italien. Die Insel gehört zum Toskanischen Archipel der Region Toskana und ist knapp 10 km vom italienischen Festland entfernt. Die toskanischen Inseln sind dem Schelfbereich zugehörige, abgetrennte Festlandteile, wie man sie in landnahen Meeresregionen geringer Tiefe häufig antrifft. Elba hat einen gebirgigen Charakter, die höchste Erhebung stellt der Monte Capanne mit 1.019 m ü. NN dar. Die vielgestaltige 147 km lange Küste ist stark in Buchten gegliedert. Die durchschnittliche Jahrestemperatur beträgt 15,7°C.
Auf einer Fläche von 224 km² - Elba ist somit die drittgrößte Insel Italiens - leben im Winter etwa 32.000 Personen. Dazu gesellen sich saisonabhängig Massen von Touristen, was dem vollmediteranen Klima und der landschaftlichen Schönheit der Insel zu verdanken ist. Aber auch in der historischen Vergangenheit war Elba sehr gefragt, was nicht zuletzt an den vielen Bodenschätzen liegt (Kupfer- und Eisenerze). Heute ist Elba ein World Heritage der UNESCO, weshalb es untersagt ist, Gesteinsproben von der Insel mitzunehmen.
- Abb. 2: Überblick über die besuchten Aufschlüsse auf Elba
Geologische Einführung
Elba besteht aus zwei geologischen Großeinheiten:
den Toskaniden, die die jurassische Absenkung eines passiven Kontinentalrands verkörpern; sie wurden im frühen Miozän durch die alpine Orogenese schwachgradig metamorph überprägt, und den Liguriden, die so genannte Ophiolith-Einheit - das sind jurassische Gesteine eines Ozeanbodens und die darauf abgelagerten Sedimentabfolgen.
Vor ca. 23 Ma, also zur Oligozän/Miozän-Wende, setzte in der Elba-Region die alpine Gebirgsbildung ein. Diese führte zur Überschiebung des Kontinentalrands durch die ozeanischen Bereiche der Liguriden (Einengungstektonik). Vor etwa 20 Ma (Untermiozän) wurde ein Liguridenspan - eine Zunge der Ophiolith-Folge - in Folge von tektonischen Bewegungen in den toskanischen Deckenstapel gedrückt. Im Mittelmiozän führten Hebungen, Dehnungen und Abschiebungen zu einem geologischen Kollaps.
Im Zuge einer Verlangsamung der Subduktionsbewegung kam es zum Abriss/Zurückgleiten des lithosphärischen Mantels der subduzierenden Platte. Der durch die Überschiebungstektonik verdickte Krustenstapel erfuhr einen Uplift, wurde dabei gravitativ instabil und kollabierte. Bei sinkenden metamorphen Temperaturen führten diese Umstände zu abschiebenden Bewegungen, die in umgekehrten Richtungen zu den Deckenüberschiebungen lagen („orogener Kollaps“ – Dehnung).
So führten zwei Großereignisse, das Abreißen/Zurückgleiten des lithosphärischen Mantels und die Dehnungstektonik, zum Aufsteigen asthenosphärischen Mantelmaterials. Gegen Ende des Miozäns führte dieser Umstand zu einem großenteils granitischen Magmatismus mit zwei großen Intrusionen auf Elba: dem Monte-Capanne-Pluton auf Westelba und dem in größerer Tiefe verharrten Ostelba-Pluton. Das durch den Aufstieg teil-aufgeschmolzene Krustenmaterial vermischte sich stellenweise mit mafischer Mantelschmelze und führte zu hybriden Schmelzerzeugnissen. Außerdem wurden die toskanidischen und liguridischen Einheiten verbreitet kontaktmetamorph überprägt.
Die magmatischen Intrusionen führten auf Elba zu regionalen Aufwölbungen, was Abscherungsflächen und Gleitdecken (gravitative Abgleitungen) verursachte. So kann man allgemein von 3 Phasen der tektonischen Entwicklung auf Elba sprechen:
1. Untermiozän: Einengungstektonik
2. Mittelmiozän: Dehnung
3. Obermiozän: Gleitdecken durch Intrusionen
Aufschluss 1 (Tag 1): Spiaggia di Barbarossa (42°46´09´´, 10°24´24´´)
- Abb. 3: Übersicht über die Bucht Spiaggia di Barbarossa (rechts in der Mitte liegt unser erster Aufschluss)
Nach einer Fahrt durch Porto Azzurro im SE der Insel gelangen wir zu unserem ersten Aufschluss, zur Bucht Spiaggia di Barbarossa (Abb. 2 und 3), die nach dem gleichnamigen Pirat Barbarossa benannt wurde.
Linke (östliche) Seite der Bucht
Auf der linken Seite der Bucht stehen zwei unterschiedliche Gesteine an:
Auffällig sind Aplit-Gänge, weiße, magmatische, sehr helle, sehr feinkörnige und sehr saure granitische Gänge, die einen Schiefer durchschlagen.
Das umgebende Metasediment (Schiefer) wurde im Varistikum überprägt, dagegen sind die Gänge erst 7 Ma alt. Über dem Ostelba-Pluton bildete sich eine große Anzahl von Gängen.
Das Umgebungsgestein der Aplitgänge weist eine stoffliche Bänderung auf, ist also nicht sehr homogen. Der Begriff Metapelit entspricht dem Tonschiefer; hier ist er inhomogen, weil es Bänder mit mehr und welche mit weniger Silikaten gibt. Das Sediment ist pelitisch, mit einer Ton–Sand–Silt-Wechsellagerung und ausgewitterten Quarz- Lagen und - Linsen. Durch Regionalmetamorphose bei ca. 350 – 400°C hat sich der ehemalige Tonstein im Varistikum zu einem Schiefer umgewandelt. Im Gestein ist viel Quarz enthalten. Weiterhin haben sich bei der metamorphen Überprägung Lagen von Biotit und Muskovit angereichert, die wie die Quarzlinsen parallel zur Schieferung verlaufen.
Der Metapelit ist vermutlich im marinen Milieu entstanden, jedoch nicht in der Tiefsee, in der homogene Metapelite entstehen. Die metamorphe Überprägung des Schiefers fand unter partiell duktilen Bedingungen statt. Der Quarz war duktil, Feldspäte und Glimmer nicht. Dann kam es zur Anhebung des Gesteins in den spröd-duktilen Bereich. Es entstanden Klüfte und Magma drang ein.
Betrachtet man die Gänge und das Ausgangsgestein, so fallen sowohl Kontaktsäume von einigen cm Mächtigkeit um die Gänge auf als auch die in diesen Säumen enthaltenen Turmaline. Es ist viel Bor vorhanden, worauf die Turmaline an den Säumen hinweisen, die sich am Ende einer differenzierten Schmelzentwicklung bildeten. Die Schmelze war wassergesättigt (wenige Prozent Wasser), was zu einem ausgeprägten Kristallwachstum führte. Es sind häufig auch Turmalin-Sonnen zu sehen (Abb. 4). Als die Gänge intrudierten, traten große Temperaturunterschiede auf. Weil die Aplitgänge heißer als 600°C waren und die Schiefer zu dieser Zeit kälter als 300°C, ist in den Kontaktbereichen eine diffuse Schieferung zu beobachten. Weiterhin ist wegen der erkenbaren Säume im umgebenden metamorphen Schiefer darauf zu schließen, dass zuerst die Metamorphose der Schiefer vor dem Eindringen der Schmelze stattfand.
- Abb. 4: Turmalin-Sonne im Saum eines Aplitganges
- Abb. 5: Abschiebung auf der linken Seite der Bucht: Die Aplitgänge sind gegeneinander versetzt
Strukturen: Die Metasedimente sind spröde zerschert worden, die dextralen Verschiebungen (wenige cm) fallen nach ESE ab, dieses Ereignis fand zeitlich nach den Gangintrusionen statt. Zu dieser Zeit war das Gestein stärker abgekühlt und es konnten sich flache Abschiebungen bilden (Abb. 5).
- Abb. 6: Auf dem Weg zur rechten Seite der Bucht
Rechte (westliche) Seite der Bucht
Auf der rechten Seite der Bucht (Abb. 6) gibt es zwei lithologische Einheiten, die auf der linken Seite nicht vorhanden sind. Zunächst einen Granit mit porphyrischem Gefüge. Der ca. 10 m mächtige Granitgang besitzt große Alkalifeldspäte (bis 10 cm), bei denen keine Karlsbader – Zwillinge zu erkennen sind. Die Alkalifeldspäte sind in einem sehr viskosen Gesteinsbrei mitgetragen worden, der später als grobkörnige Matrix auskristallisiert ist. In den Alkalifeldspäten ist eine Zonierung zu erkennen, was auf eine komplexe Wachstumsgeschichte der Minerale hinweist. Die großen Feldspäte sind in großer Tiefe auskristallisiert (ca. 5 km) und dann nach oben transportiert worden. Das umgebende Metasediment weist kleine Falten auf, was vor allem an verfalteten Quarzadern zu erkennen ist.
Bei den hier zu beobachtenden dunklen Gängen handelt es sich um Gänge aus feinkörnigem Turmalin. Die schwarzen Bänder durchziehen den Granit. Auffällig ist ein ca. 1 m mächtiger Gang von schwarzem, feinkörnigem Turmalin (Abb. 7). An manchen Stellen ist der Turmalin in den Kalifeldspat hinein gewachsen (Abb. 8). Weil die Turmalingänge die Kalifeldspäte durchschlagen, kann man schließen, dass die Turmalinbildung nach der Platznahme des Granitganges stattfand. Bor zur Bildung der Turmaline entstammt entweder dem umgebenden Sediment oder es wurde im Magma angereichert.
- Abb. 7: Ein ca. 1 m mächtiger Turmalingang im Granit
- Abb. 8: Turmalingänge durchschlagen die Feldspäte
Der Turmalin ist meist an Klüfte gebunden. Die Lösung, aus der der Turmalin entstand, fand also ihren Weg vermutlich über die Klüfte, was auf bereits spröde Verhältnisse zur Zeit der Turmalinbildung hindeutet. Die unterschiedliche Ausbildung der Lithologie zu beiden Seiten der Bucht Spiaggia di Barbarossa lässt den Schluss zu, dass die beiden Seiten der Bucht unterschiedlichen Schmelzen (unterschiedlichen Intrusionsereignissen) entstammen.
Aufschluss 2: Wildschweinhügel (42°47´20´´, 10°24´18´´)
- Abb. 9: Blick in den Steinbruch am Wildschweinhügel
Wegen der dort lebenden Wildschweine wird der Hügel unseres zweiten Aufschlusses Wildschweinhügel genannt (Abb. 9).
Das in diesem Aufschluss anstehende Gestein ist einem Ophiolith (obduzierte ozeanische Kruste) zuzuordnen. Die Ophiolit-Sequenz zeigt die liguridische Schichtfolge: Serpentinit, Ophicalcit, Kissenbasalt- Brekzie, Radiolarit und Calpionellenkalk.
Serpentinit (links unterhalb des Steinbruchs)
Die Farbe des zunächst beobachteten Gesteins ist grünlich, wobei sehr viele unterschiedliche Grüntöne vorkommen. Durch Verwitterung von Olivin und Orthopyroxen (Mantelgestein) ist hier Serpentinit entstanden. Bei der Serpentinisierung wird Wasser in das Gestein eingelagert. Hier entstammt das Ausgangsgestein dem Harzburgit- bis Dunit-Bereich. Das Eisen des Ausgangsgesteins wurde in Magnetit gebunden.
Dunkle Punkte stellen Umrisse der nicht serpentinisierten Klinopyroxene dar. Es gibt hauptsächlich drei verschiedene Serpentin-Minerale, die alle ähnliche Form und Struktur aufweisen:
- Lizardit: niedrig-Temperatur-Serpentin
- Antigorit: hoch glänzender, hoch-Temperatur-Blätterserpentin
- Chrysotil: Faserserpentin
Diese lassen sich im Feld praktisch nicht unterscheiden.
Der gesamte Aufschluss des grünen Gesteins ist mit weißen Adern durchzogen. Bei den weißen Bereichen handelt es sich um Talk mit viel Calcit (positiver Salzsäuretest).
- Abb. 10: Etwa 1 m (Durchmesser) große Pillow-Lava
- Abb. 11: Pillow-Laven + Brekzien in rötlichem Schiefer
Ophicalcit (direkt rechts neben dem Eingang zum Steinbruch)
Rechts vom Steinbruch steht ein anderes Gestein an, dessen Farbe eher lila oder rötlich-grau ist. Es handelt sich um einen kataklastisch zerbrochenen Serpentinit, der mit calcitischem Material intensiv verbacken ist (starke Reaktion mit Salzsäure). Das Gestein nennen wir Ophicalcit. Ophicalcit entsteht am Ozeanboden meist entlang von Störungszonen, wobei der Calcit zirkulierenden Wässern entstammt.
Basalt- Brekzie + Pillow-Lava (rechts im Eingangsbereich des Steinbruchs)
An der rechten Seite des Eingangsbereichs zum Steinbruch ist eine Brekzie zu erkennen. Die eckigen Bruchstücke im Gestein sind blau-grau-schwarz und besitzen eine sehr feine Körnung. Hierbei handelt es sich um eine Basalt-Brekzie. Neben der Basalt-Brekzie kommen auch Pillow-Laven vor (Kissenlaven), die in einem roten feinen Gestein eingebettet sind. Es gibt ein besonders schönes etwa 1 m großes Exemplar eines Lava-Kissens mit einer zerbrochenen Außenhaut (Abb. 10). Das Umgebungsgestein der Pillow-Laven ist meist rötlich (Abb. 11).
- Abb. 12: Roter und grüner Radiolarit in einem Handstück
Radiolarit (über der Basalt- Brekzie + Pillow-Lava auf der rechten Seite des Steinbruchs)
An der rechten Seite des Steinbruchs steht Radiolarit an (Abb. 12). Es handelt sich um ein Tiefsee-Sediment, das weit weg vom Kontinentalschelf unter der CCD (Calcit Compensation Depth) entstanden ist, wo kein Calcit mehr vorhanden ist. Der Radiolarit besitzt eine weinrote, violette Farbe und seidenen Glanz. Des Weiteren ist das pelagische Tiefseesediment plattig und feinkörnig. Die rote Farbe entsteht durch oxidiertes Eisen, genauer durch im Gestein enthaltenen Hämatit. Die grüne Färbung dagegen wird durch Reduktion verursacht. Das Gestein ist geklüftet, es liegt aber eine bevorzugte Richtung der gut gebankten Radiolarite vor, sie fallen nach NNW ein. Im ca. 10 m mächtigen roten Gestein gibt es Dendriten, also Mangan- oder Eisenausfällungen entlang von feinen Kluftflächen.
Calpionellen Kalk (oben im Steinbruch)
Das im Steinbruch vorhandene hellgraue Gestein, das direkt neben dem Radiolarit ansteht, weist eine starke Reaktion mit Salzsäure auf. Es ist extrem feinkörnig und besitzt fast einen muscheligen Bruch und scharfe Kanten. In dem dickbankigen Kalk gibt es dünne Calcitadern. Der Kalk hat im Gegensatz zum Radiolarit keine Metamorphose erlebt und besteht aus Mikrofossilien, die als Leitfossilien im Jura dienen. Bei diesen Mikrofossilien handelt es sich um Calpionellen, eine Gruppe ausgestorbener eukaryotischer Einzeller unbekannter systematischer Stellung aus dem Mesozoikum. Die Calcitadern sind durch Drucklösung entstanden. Diese Kalke überlagern alle zuvor in diesem Steinbruch beobachteten Gesteine und haben sich über der CCD gebildet. Vermutlich hat eine Störung zwei Gesteinspakete (Radiolarit und Calpionellen-Kalk) aufeinander geschoben, die normalerweise nicht übereinander gehören. Dies spiegelt zwei unterschiedliche Ablagerungsräume und metamorphe Überprägungsgrade wider.
Aufschluss 3: Ortano-Profil (42°47´44´´, 10°25´27´´)
- Abb. 13: Das Ortano-Profil
Im dritten Aufschluss haben wir uns eigenständig einen Teil des Ortano- Profils angesehen und versucht, die anstehenden Gesteine zu identifizieren und die Grenzen zwischen den unterschiedlichen Lithologien zu finden (Abb. 13 und 14).
Unterschiedliche Gesteinsformationen im Ortano-Profil:
Cavo-Formation
Die Cavo-Formation besteht aus Tonschiefern der Kreide. Die Tonschiefer kennzeichnet ein weicher Bruch, sie sind auf den Schieferungsflächen bräunlich und weniger glänzend als Phyllite. Das Gestein hat eine niedriggradigere Regionalmetamorphose bei Temperaturen um 250°C durchlaufen und bildet deshalb im Gegensatz zur Phyllit-Folge (Temperaturen um 350°C) nur matt glänzende Serizitplättchen aus. In den unteren letzten Metern der Cavo- Formation liegt das Gestein brekziiert vor.
Rauwacke
Die Rauwacke ist ockerbraun. In der Obertrias fand ein Ablagerungsmilieuwechsel von terrestrisch zu marin statt. Dieser Wechsel ist in der Rauwacke als evaporithaltiges Sedimet sichtbar. Ursprung dieses Gesteinstyps bilden dolomitische Lagen, in denen unter hohen Verdunstungsraten Evaporite kristallisierten. Das Gestein wurde tektonisch überprägt und die Auslösung des Gipses führte zum zelligen Aussehen des Gesteins.
Rio Marina-Formation
Diese Formation stammt aus dem Oberkarbon und ist Teil der postvariskischen Deckgebirgsfolge. Diese stratigrafische Einheit besteht aus graphitischen Phylliten und enthält sandige Zwischenlagen, die quarzitisch sind. Es sind Ton-, Silt- oder Sandsteine, die im flachmarinen und teilweise im vermutlich terrestrisch-fluviatilen Milieu abgelagert wurden. Die dunkle Farbe der Phyllite lässt sich durch Graphitblättchen erklären, die aus organischem Material bei der Kontaktmetamorphose entstanden sind.
Serpentinit
Der Serpentinit ist stark deformiert und außerdem reich an Harnischflächen, glatt polierten Störungsflächen mit Striemungen und Faserkristallisaten. Der Serpentinit der Ophiolithfolge der Liguriden ist leicht verformbar und bildet deshalb deutliche Schieferungen aus. Farblich ergibt sich eine Variation zwischen dunkelgrün mit schwarzen Elementen (Klino-Pyroxene), über stark braun verwitterte bis hin zu gut aufgeschlossenen mit weißem Chrysotil überzogenen Harnischflächen.
Acquadolce-Formation
Der kalkfreie Phyllit stammt aus der Kreide und kann eine Mächtigkeit bis 350 m erreichen. An der Basis enthält die Acquadolce-Formation gelegentlich Kalkmarmorlagen, die in höheren Bereichen seltener werden und schlussendlich verschwinden.
Den Ursprung stellen tonige bis siltige Sedimente aus feinkörnigem Quarz, Feldspat und vor allem Tonmineralglimmern dar. Lokal sind möglicherweise quarzitische Lagen erkennbar.
Die z. T. sehr gut erkennbaren Schieferflächen zeigen glänzende Serizitplättchen, die aus schwachgradig metamorph überprägten Tonmineralen entstanden sind. Serizit (feinkörniger Muskovit) entstand im grünschieferfaziellen Temperaturbereich bei ca. 350°C vor ungefähr 20 Ma (Untermiozän), was dem Höhepunkt der alpinen Metamorphose in den Toskaniden entspricht.
- Abb. 14: Blick auf die Straße nach Ortano: Die Schichten des Ortano-Profils prägen sich in der unterschiedlichen Morphologie aus.
Cipollino-Marmor
Der Cipollino- Marmor ist ein unreiner Kalkmarmor und z. T. mit gebänderten weißen Hornsteinlagen (engl. Chert) durchzogen. Die Chertlagen wurden bei der Sedimentation geschaffen. Dass es heute komplette, sehr feinkörnige Lagen aus Quarz sind, ist Folge von Diagenese und Metamorphose. Dabei wurden die ehemaligen Radiolarien- und Kieselschwammschlämme fest verbacken. Zur Acquadolce-Formation hin treten zunehmend tonige Einschaltungen auf, und die Kalklagen nehmen ab.
Das Sedimentationsalter ist Mittel- bis Oberjura und ähnlich der Valdana-Folge darunter ist der Cipollino-Marmor sehr geringmächtig entwickelt. Das Ablagerungsmilieu war ein rasch absinkendes Schelfmeer.
Aufschluss 4: In Rio Marina, am alten Turm (42°48´50´´, 10°25´46.5´´)
- Abb. 15: Teil unserer Aufschlusswand in Rio Marina
Am alten Turm in Rio Marina kommt in einem kontaktmetamorphen Eisen-Skarn ein besonderes Mineral auf Elba vor, das Mineral Ilvait (Abb. 15 und 16). Das Gestein hier ist von rostroter Farbe und die im Skarn neu gebildeten Minerale sind nicht eingeregelt. Große Bereiche der Aufschlusswand sind bunt gefärbt.
Der ursprüngliche Sandstein mit großen Quarzlinsen steht metamorph überprägt an und ist zu Beginn des Aufschlusses in seiner ursprünglichen Form anzutreffen. Die meisten hier zu findenden silikatischen Minerale sind stängelig.
- Abb. 16: Schwarzer Ilvait
- Abb. 17: Wahrscheinlich Hedenbergit
Bei den hier anzutreffenden Mineralen handelt es sich um:
Ilvait: Das Mineral ist glänzend, schwarz und stängelig, es bildet oft Rosetten (Abb. 16).
Epidot: Das Mineral ist pistaziengrün und färbt große Bereiche des Aufschlusses.
Aktinolith: Aktinolith ist stängelig, es ist ein Ca-, Fe-, Mg-Amphibol.
Hedenbergit: Ein Fe-reicher Klinopyroxen, hier oft in großen stängeligen Gebilden (Abb. 17).
Chlorit: Chlorit ist meist heller als die anderen Minerale und hat ritzbare Flächen.
Ein weiteres Mineral, das bräunlich-rötliche Flecken ausbildet, ist der Vesuvian.
Aufschluss 5 (Tag 2): hinter Unterkunft „La Valdana“ (42°46´09´´, 10°21´03´´)
Direkt hinter unserer Unterkunft befindet sich die Typlokalität für den Valdana-Marmor. Das Gestein ist grobkörnig, massig und enthält Wollastonit (CaSiO3). Der Wollastonit ist jedoch schwer zu erkennen, weil er wie der Marmor weiß ist. Er mehrere cm-lange Stängel, die sich bei einer Temperatur von mehr als 400°C kontaktmetamorph gebildet haben. Der Marmor enthält Silizium, so dass die Bildung von Wollastonit aus Calcit und Quarz möglich war.
Aufschluss 6 (letzter Tag): Capo Bianco (42°49´12.5´´, 10°18´47´´)
- Abb. 18: Die Küste von Capo Bianco
Nachdem wir durch Portoferraio gefahren sind, erreichen wir Capo Bianco an der Nordküste von Elba (Abb. 18). Hier finden wir Eurit, einen hellen und sehr feinkörnigen Aplit. Er entstand bei einer flächigen Intrusion aus reiner Krustenschmelze.
Das magmatische Ereignis ist das älteste der miozänen magmatischen Ereignisse. Die Intrusion vor 8-8,5 Ma reichte bis ca. 3-4 Kilometer unter die Erdoberfläche.
Zu beobachten ist eine sehr feinkörnige Matrix aus Quarz- und Feldspat. Weiterhin gibt es hier Hochquarze in Form von kleinen, hexagonalen Einsprenglingen und schöne, rosettenartige Turmalin-Sonnen (Abb. 19).
Die Turmalin-Sonnen haben sich spätmagmatisch gebildet. Um die Turmalin–Sonnen herum sind weiße Höfe auszumachen, bei denen es sich um den ausgebleichten Aplit handelt (Abb. 20). Der Turmalin hat das Eisen aus der Umgebung gesammelt und in sein Kristallgitter eingebaut.
- Abb. 19: Turmalin-Sonnen bei Capo Bianco
- Abb. 20: Weiße Höfe um die Turmalin-Sonnen
Das Gestein ist oft eher rosa, braun und die Höfe sind weiß (Abb. 20). Die bräunliche Farbe im Gestein rührt von fein verteiltem Limonit her. Auffällig ist eine Zonierung, die in manchen Turmalinsonnen zu beobachten ist.
Aufschluss 7: Spartaia (42°47´19´´, 10°14´08´´)
- Abb. 21: Braun-oranger Vesuvian
Wir befinden uns auf der Westseite der Bucht und beobachten folgende Phänomene:
In diesem Aufschluss steht grünes Gestein an
Im grünlichen Gestein ist keine Schieferung auszumachen. Eine Lagenstruktur ist durch das Herauswittern von inkompetenteren Schichten entstanden. Diesen Lagenbau, der durch Materialwechsel entstanden ist, gibt es im daneben anstehenden gelblichen Gestein nicht. Durch Metamorphose des karbonatischen Ausgangsgesteins, genauer Kontaktmetamorphose bei mindestens 500°C unter Bedingungen der Amphibolitfazies, sind neue Minerale entstanden, es kam also zu einer Verskarnung. Durch Fluide sind gelöste Stoffe ins Gestein transportiert worden, das Gestein wurde imprägniert. Das grüne, eisenarme Material besteht zu einem großen Teil aus Diopsid, der dem Gestein die grünliche Farbe verleiht.
Es gibt in machen Bereichen auch ein auffälliges braunes Material. Bei diesem Material handelt es sich um Vesuvian, ein Ca-reiches, kontaktmetamorphes Kalksilikatmineral (Abb. 21). Vesuvian wird oft mit Granat verwechselt.
Das Ursprungsgestein war ein Calpionellen-Kalk. Es gibt hier jedoch sehr viele dünne Bänke, die wir z. B. am Wildschweinhügel im Calpionellen-Kalk nicht gesehen haben. Diese sind wie die neu gebildeten Minerale Diopsid und Vesuvian das Resultat schicht- oder schieferungsparalleler Verkieselungen.
Weiteres Material im Aufschluss
Das weitere Gestein im Aufschluss besitzt große weiße Feldspäte und Quarz, es handelt sich um einen Granit. Aufgrund der großen Körner ist er als pegmatitischer Granit anzusprechen. Genauer handelt es sich um pegmatitischen Granit bis Monzonit. Pegmatite sind helle, grob- bis riesenkörnige magmatische Gänge. Feinkörnige helle magmatische Gänge sind Aplite.
Wir beobachten auch Aplite, die zeitlich vor den Pegmatitgängen intrudiert sind. Dies ist daran zu erkennen, dass der Pegmatit im Inneren der Aplite anstand. Das Gestein enthält Tafonihöhlen, Löcher im Gestein, die durch Salzlösung entstehen.
Aufschluss 8: Punta della Crocetta (42°48´22´´, 10°12´24´´)
- Abb. 22: Punta della Crocetta
Punte della Crocetta (Abb. 22) bedeutet so viel wie Kreuzpunkt. In diesem Aufschluss liegt der Basalt in Form von Pillow-Laven (Kissenbasalte) vor, die zur obduzierten Ozeankruste (Liguriden) gehören (Abb. 23).
Zunächst fällt ein großer Hang aus Pillow-Laven auf, in dem hellgrüne Bereiche zu erkennen sind. Die Pillows besitzen Durchmesser von bis zu einem 1 m. Pillow-Laven oder Kissenbasalte entstehen, wenn Basaltlaven am Ozeanboden in Kontakt mit Wasser kommen und dementsprechend schnell abkühlen (abschrecken). Es entstehen durch radialstrahlige Abkühlung schlauchartige und runde Gebilde mit einer Glashülle. Das Glas schreckt ab und zerplatzt, es entstehen Hyaloklastite. Die Hüllen der Pillows sind hier im Aufschluss gelb, weil das Glas zu Chlorit umgewandelt wurde. Die Glaskruste - hier kein Obsidian (sauer), sondern Sideromelan (basisch) - von basischen Laven kann sich nur unter Wasser bilden. Die Pillows hier bilden im Gestein keine runden Gebilde, weil die starre Außenhaut von nachströmender Lava abgeflacht wird. Die Zonierung der Pillows geht von lila bis rot.
Variolithe sind in der Basaltschmelze nukleierende Gasblasen, die im Verlauf der Ozeanbodenmetamorphose der Basalte mit Mineralneubildungen (z. B. Calcit, Albit, Zeolithe) gefüllt werden (Abb. 24). Hier liegt der Basalt in der Grünschiefer-Fazies vor, weil er beim Obduzieren regionalmetamorph überprägt worden ist. Typische Minerale sind Chlorit, Albit, Aktinolith und Epidot.
- Abb. 23: Pillow-Lava
- Abb. 24: Variolite
Gestein oben im Aufschluss
In diesem Aufschluss ist ein weiteres Gestein aufgeschlossen, in dem mm-große Kalifeldspäte und Quarze durch Verwitterung, in einer weißen feinen Matrix besonders gut zu erkennen sind. Es handelt sich um einen Granit, der bezüglich seiner Hauptkomponenten nah am Monzonitfeld liegt.
Speziell am Aufschluss
Interessant an diesem Aufschluss ist, dass rechts ein Quarz-untersättigtes Gestein zu finden ist und daneben ein Gestein, das reich an Quarz ist. Im östlichen Teil finden wir einen Bereich von Ozeankruste und im Westen den Portoferraio-Porphyroid, der ca. 8 – 8,5 Ma alt ist. Der Basalt besitzt dagegen ein Alter von 160 Ma. Das Material unterscheidet sich chemisch deutlich, liegt jedoch nebeneinander, vermutlich ist der Portoferraio-Porphyroid später in die Pillow-Lava intrudiert
Aufschluss 9: Capo San Andrea (42°48´30.5´´, 10°08´25´´)
- Abb. 25: Große Kalifeldspäte und dunkle Schmelztropfen im Granodiorit des Monte-Capanne-Plutons
Unser letzter Aufschluss liegt bei Capo San Andrea.
Direkt ins Auge fallen hier große Kalifeldspäte, die teilweise größer als 10 cm sind und in denen Karlsbader Zwillinge zu erkennen sind (Abb. 25). Weitere Minerale im Gestein sind Biotit, Quarz und Plagioklas. Das hier anstehende porphyrische Gestein ist vermutlich ein Granodiorit, weil das Gestein mehr Plagioklas als ein gewöhnlicher Granit besitzt. Das Gestein stammt von dem riesigen Monte-Capanne-Pluton. Zonierungen und Anwachssäume (Biotitkrusten) in und um die großen Kalifeldspäte deuten auf ein komplexes Wachstum beim Aufsteigen des Magmakörpers hin. Aufgrund der oft eingeregelten Kalifeldspäte lässt sich eine Fließrichtung ermitteln.
- Abb. 26: Mafische Einschlüsse als „Tropfen“
- Abb. 27: Grünlicher Gang im Gestein
Das Gestein enthält Xenolithe. Die Xenolithe sind dunkel, feinkörnig und sie enthalten Quarz und Feldspat-Kristalle, die Matrix ist jedoch um einiges feinkörniger als im Granodiorit. Die mafischen Einschlüsse sind gerundet, sie können Durchmesser bis zu zwei Metern erreichen (Abb. 26). Mafische/basaltische Schmelzen entstehen bei der Aufschmelzung des Mantels. Die mafischen „Tropfen“ (Abb. 26) besitzen eine Schmelztemperatur von 1.250°C. Bei dem mafischen Gestein handelt es sich um quarzdioritische Tonalite. Es entstand eine Dekompressionsschmelze durch Druckentlastung des Mantels beim roll-back der Subduktionszone. Diese Mantelschmelzen können die Kruste aufschmelzen, da sie sehr heiß sind.
- Abb. 28: Helle Feldspäte und dunkle Schmelzeinschlüsse im Granodiorit
Es kam zum Aufeinandertreffen von zwei Magmen, die sich nicht gut mischen. Magmamingling steht dem Magmamixing (neue Schmelz-Zusammensetzung) gegenüber. Der Magmakörper schmolz sich nach oben durch, wurde ständig saurer und viskoser und es kam zu einer weiteren Vermischung. Es kam also zu einer „Mischung“ aus Mantel- und Krustenschmelzen. Irgendwann ist jedoch keine Mischung mehr möglich gewesen, da der Vikositätskontrast zu groß war und die dunklen Xenolithe konnten entstehen.
Auffällig in diesem Aufschluss ist ein heller, grünlicher Gang (Abb. 27), der relativ geradlinig den Granodiorit durchschlägt. Der Gang ist deutlich später intrudiert (scharfer Rand) und seine sehr feinkörnige Matrix läst auf eine schnell Abkühlung schließen. Zu dieser Zeit war der umgebende Granit kälter als 300 – 400°C. Rechts vom Gang sind die Feldspäte eingeregelt.
Quellen
- Die Dozenten PD. Dr. Meinert Rahn, Dr. Anette von der Handt, Georgi Laukert und Sebastian Weber
- Bd. 98 Elba aus der Sammlung Geologischer Führer