Rainer Olzem - arge-geologie.de

Kartierkurs Elba

Datum der Geländekartierung: 09. - 17. Oktober 2010

Leitung: PD. Dr. Meinert Rahn, Dr. Anette von der Handt,

Georgi Laukert und Sebastian Weber

Abb. 1: Untersuchung des Porphyroids an der Spiaggia di Ortano

Protokollanten + Matrikelnummern: Simon Merk (2760801),

Michael Rothmann (2710414), Timm Reisinger (2710185)

Studiengang und Semester: Geowissenschaften 5. Semester

Universität: Albert-Ludwigs-Universität Freiburg

Inhaltsverzeichnis

1. Einleitung

2. Geologie der Insel Elba

3. Geografie und Topografie des Kartiergebiets

4. Beschreibung der lithologischen Einheiten

5. Vorkommen der lithologischen Einheiten im Kartiergebiet

6. Tektonik im Kartiergebiet

7. Historische Entwicklung des Kartiergebiets

Anhang 1: Stratigrafisches Säulenprofil

Anhang 2: Geologische Karte des Kartiergebiets

Anhang 3: Geologisches Profil durch das Kartiergebiet

Anhang 4: Übersicht über die Aufschlüsse

1. Einleitung

Überblick

Die Insel Elba liegt im Ligurischen Teil des Mittelmeers 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 Festlandsteile, 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.

Abb. 2: Lage der Insel Elba im Ligurischen Meer

Auf einer Fläche von 224 km² - Elba ist somit die drittgrößte Insel Italiens - leben im Winter etwa 32.000 Menschen. 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.

Kartierung

Mit 23 Studenten, einer Doktorandin, und vier Betreuern (PD. Dr. Meinert Rahn, Dr. Anette von der Handt, Georgi Laukert und Sebastian Weber) fuhren wir mit 3 Kleinbussen von Freiburg über Basel-Milano-Pisa bis Piombino und nahmen dort die Fähre nach Elba.

Den ersten Tag auf Elba (10.10.) nutzen wir für eine Einführungsexkursion. Montag bis Freitag war Kartierzeit. Freitag Abend und Samstag Morgen erstellten wir die gemeinsame Karte. Am Samstag Nachmittag schauten wir uns im Westteil der Insel einige Aufschlüsse an mit zum Teil spektakulärer Geologie.

Die im Südosten der Insel Elba liegenden Gebiete fuhren wir jeden Morgen von unserem Quartier in Capoliveri an. Es sind schwierige, teils steile und flache Gebiete mit Flächengrößen von ca. 1-3 km2, allen gemeinsam war der Anschluss an das Meer. Kartiert wurden die acht Kartiergebiete in Gruppen aus jeweils drei Personen täglich zwischen etwa 09:00 bis 18:00 Uhr, mit einmal einer halbtägigen und einmal einer ganztägigen Begleitung der Betreuer im Gelände. Jeweils abends wurden die gesammelten Proben und die Erkenntnisse des Tages mit den Betreuern besprochen.

2. Geologie der Insel Elba

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 schwach metamorph überprägt, und den Liguriden, die so genannte Ophiolith-Einheit - das sind jurassische Gesteine eines Ozeanbodens und die später 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). Um etwa 20 Ma (Untermiozän) wurde ein Liguridenspan (eine Zunge der Ophiolith-Folge) 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 eine Hebung, 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 durch Intrusionen 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

3.0 Geografie und Topografie des Kartiergebiets

Abb. 3: Blick vom Cima del Monte auf den Monte Arco und das eingezeichnete Kartiergebiet

Geografische Lage des Kartiergebiets

Die Kartiergebiete befinden sich im Ostteil der Insel. Gebiet 6 erstreckt sich über die drei Kommunen Rio nell Elba, Rio Marina und Porto Azzuro und hat eine Längserstreckung (WNW) bis zu ca. 4 km.

In der Breite misst das Gebiet im höher gelegenen Teil ca. 1 km, im Küstenbereich bis zu 1,5 km.

Im Gebiet 6 liegt eine kleine Insel, die Isoletto di Ortano, mit einer Fläche von ca. 100 x 100 m (nicht kartiert).

Topografie

Vom 516 m hoch gelegenen Cima del Monte (Abb. 3) erfolgt ein kontinuierlicher Höhenabfall auf ca.160 m, um anschließend nochmals über 2 Bergkuppen auf fast 200 m anzusteigen (Abb. 4, Profil 1).

Nördlich dieser Kuppen befindet sich ein Tal mit weniger als 100 Höhenmetern (Abb. 4, Profil 2). Der topografische Höhenverlauf fällt danach wiederum leicht ab, bevor der Anstieg zum Monte Arco erfolgt. Dieser liegt auf ca. 278 m ü. NN. Von dort aus senkt sich das Gelände stetig und letztendlich auf 0 m an der Küste.

Der Küstenbereich besteht zum größten Teil aus Steilküsten, der einzige Sandstrand befindet sich in Ortano.

Abb. 4: Topografische Höhenprofile durch das Kartiergebiet

4.0 Beschreibung der lithologischen Einheiten

Lithologische Einheiten

Stratigrafisch gesehen kann das Kartiergebiet 6 in 4 tektonische Einheiten unterteilt werden, wobei die Schichtenfolge eine „Faltungsstruktur“ wiedergibt. So liegen chronologisch (siehe Säulenprofil Anhang 1) von Osten nach Westen die älteren toskanischen Einheiten 1 und 3 unter der ligurischen Einheit 4 und 5, wobei die fünfte Einheit in unserem Gebiet nicht vorhanden ist (deshalb nicht im Säulenprofil dargestellt). Die Besonderheit stellt eine Doppelfolge der toskanischen Schichten dar, die durch einen geringmächtigen Serpentinit-Layer unterbrochen werden und daraufhin wieder eine ähnliche Schichtabfolge nachbilden (Anhang 3).

Die älteste im Gebiet 6 anstehende Einheit stellen die Calamita-Schiefer dar. Hier werden nur diejenigen Schichten näher erläutert, die in unserem Gebiet anzutreffen sind.

Calamita-Schiefer

Die Calamita-Schiefer werden in das Altpaläozoikum gestellt und stehen im Gebiet 6 an der Küste und auf der kleinen vorgelagerten Insel an. Durch die unbewachsenen Steilküsten ist die Calamita-Folge generell sehr gut aufgeschlossen, aber schwer zugänglich. Die Lithologie läuft in unserem Gebiet an der nördlichen Bucht aus und steht im Kartiergebiet 7 nicht mehr an. Die Insel bildet somit den letzten subaerischen Punkt der Folge.

Die Calamita-Schiefer bestehen hauptsächlich aus Quarz, Feldspat, Hellglimmer, sowie Biotit und im Zuge einer späteren Chloritisierung von Biotit auch sporadisch aus Chlorit. Weiterhin treten Quarzitlagen mit variablen Mächtigkeiten von einzelnen mm bis zu mehreren Metern auf.

Die Folge wurde variskisch grünschieferfaziell in höherem Maße überprägt (Wachstum von großen Biotit- und Muskovitplättchen) und bei der alpinen Deckenbildung ein weiteres Mal schwachgradig metamorph überprägt. Dies führte zu einer häufig vorkommenden Serizitneubildung in den vorhandenen Glimmern.

Die Lithologie wurde zusätzlich von der Einwirkung des Ostelba-Plutons in großen Teilen unterschiedlich kontaktmetamorph verändert und von Turmalin führenden Aplit- und Granitgängen durchstoßen. Viele Schiefer weisen deshalb Mineralneubildungen auf und zeigen in der Nähe der Gänge Turmalin gefüllte Klüfte.

Abb. 5: Graphitischer Phyllit aus dem Aufschluss 14

Rio Marina-Formation

Diese Formation stammt aus dem Oberkarbon und ist Teil der postvariskischen Deckgebirgsfolge (Einheit 1b). Diese stratigraphische Einheit besteht aus graphitischen Phylliten, die z.T. quarzitisch sind. Ursprünglich wurden die Phyllite als Ton-, Silt- oder Sandsteine im flachmarinen und teilweise auch vermutlich terrestrisch-fluviatilen Milieu abgelagert. Die dunkle Farbe der Phyllite lässt sich durch den Graphitgehalt erklären, der durch organisches Material bei der Metamorphose entstand. Im Kartiergebiet liegen die Einheiten chronologisch von Osten nach Westen geschichtet vor, die toskanidische Einheit 1b bildet eine schmale Linie des Phyllits, dem Calamita-Schiefer folgend, aus. Einheit 3a ist mit bis zu 150 m wesentlich mächtiger und zieht sich wie ein Band östlich des Monte Arco durch das Gebiet.

Ortano-Porphyroid

Die Rio Marina-Formation wird von den Ortano-Porphyroiden überlagert. Sie sind in unserem Gebiet an der Küste südlich des Strandes gut aufgeschlossen. Porphyroide sind Vulkangesteine, genauer schwach metamorphe Rhyolithe permischen Alters. Diese Ryolithe wurden als Ignimbrit (Schweißtuff) gebildet. Der Porphyroid ist ein feinkörniges, im Aufschluss gut geschiefertes Gestein und weist auf seinen Schieferungsflächen Serizit auf. Der Kornverband des Gesteins besteht aus Quarz, Alkalifeldspat und Plagioklas im sub-mm-Kornbereich, wobei Quarzlinsen mit mehreren cm Breite keine Seltenheit darstellen.

In Einheit 1b kann der Porphyroid eine Schichtmächtigkeit von ca. 100 m aufbauen. Er zieht sich westlich des Strandes entlang. Hingegen fehlt diese Folge völlig in Einheit 3. Hier sind 2 Möglichkeiten in Betracht zu ziehen: Entweder keilen die Vulkanite aus und fehlen dementsprechend generell oder eine Störung zwischen dem Kontakt Rio Marina-Formation und Verrucano führte zu einer tektonischen Reduzierung der Schichtfolge.

Abb. 6: Porphyroid aus Aufschluss 43

Verrucano-Formation

Die Verrucano-Formation ist triassischen Alters und mit ca. 80 m Mächtigkeit in Einheit 1b wesentlich geringmächtiger als ihr Pendant in Einheit 3a. Das Verrucano-Gestein besteht hauptsächlich aus Quarzit und Serizitquarziten und ist deshalb dem Porphyroid zum Verwechseln ähnlich. Hinzu kommen schlechte Aufschlussverhältnisse und Verwitterungseinflüsse, welche die Unterscheidung schwierig gestalten. Die Verrucano-Formation stellt eine terrestrisch-fluviatile Ablagerung dar.

Abb. 7: Quarzit aus Aufschluss 20

Die Abfolge in Einheit 3a ist deutlich mächtiger abgelagert, jedoch in Gebiet 6 nur lokal begrenzt am Kopf des Monte Arco zu finden.

Die Folge der Einheit 1b läuft zwischen den Marmorfolgen und dem Ortano-Porphyroid keilartig aus. Außerdem sind in Abfolge 3a mehr fluviatile Einflüsse zu erkennen, wie z. B. Schrägschichtung der Quarzite durch Ablagerung in sich ändernden Strömungsrinnen, Konglomeratlagen mit Quarzgeröllen und Einschaltungen von Tonschiefern oder Phylliten, die tonige Stillwasserablagerungen darstellen.

Diese Tonschiefer treten untergeordnet auf und bildeten die typischen serizitreichen Tonschiefer.

Abb. 8: Rauwacke aus dem Auschluss 32

Rauwacke

In der Obertrias findet ein Ablagerungsmilieuwechsel von terrestrisch zu marin statt. Dieser Wechsel findet Ausdruck in der Rauwacke als evaporitisches Sediment.

dieses Gesteinstyps bilden Dolomit-Gips/Anhydrit-Wechsellagerungen. Tektonische Überprägung sowie die Weglösung des Gipses führten zum zelligen Aussehen des Gesteins.

In unserem Gebiet ist die Einheit 3b der Rauwacke (Abb. 8) wesentlich mächtiger ausgebildet (ca. 200 – 300 m) und besser entwickelt, als die nur wenige Meter messende Schicht der Einheit 1b, die unmittelbar unter den Marmorlagen ansteht.

Abb. 9:Valdana-Marmor aus dem Aufschluss 41

Valdana-Marmor

Über der Rauwacke liegt der unterjurassische Valdana-Marmor. Dieser helle, auch grau gebänderte Kalkmarmor ging aus Flachwasserkalken und –dolomiten hervor.

Der massige Kalk weist gelblich angewitterte Dolomitlagen auf und hat ansonsten eine geringe Mächtigkeit ausgebildet.

In Einheit 3b fehlt diese lithologische Einheit ganz.

Abb. 10: Cipollino-Marmor aus Aufschluss 51 (Ortano-Profil)

Cipollino-Marmor

Der Cipollino-Marmor ist ein unreiner Kalkmarmor und z. T. mit gebänderten weißen Hornsteinlagen (engl. chert) durchzogen. Diese Chertlagen sind einfache Wechsellagerungen von Kalk und Sand. Zur Acquadolce-Formation hin treten gegenseitige Einschaltungen auf. Im Übergangsbereich kommen Phyllit-„Einregelungen“ vor.

Das Sedimentationsalter ist Mittel- bis Oberjura. Ähnlich der Valdana-Folge ist der Marmor sehr geringmächtig entwickelt. Das Ablagerungsmilieu war das eines rasch absinkenden Schelfmeeres mit wenigen Dekametern Wassertiefe.

Acquadolce-Formation

Der kalkfreie Phyllit stammt aus der Kreide und kann eine Mächtigkeit um die 150 - 200 m erreichen. An der Basis enthält die Acquadolce-Formation gelegentlich Kalkmarmorlagen, die nach oben hin verschwinden.

Den Ursprung stellen tonige bis siltige Sedimente aus feinkörnigem Quarz und Tonmineralen dar. Stellenweise sind dünne quarzitische Lagen erkennbar.

Die z. T. sehr gut ausgebildeten Schieferflächen sind mit glänzenden Serizitplättchen bedeckt und aus schwach metamorph überprägten Tonmineralen entstanden. Serizit als feinkörniger Muskovit entstand im grünschieferfaziellen Temperatur- und Druckbereich bei ungefähr 350°C vor ca. 20 Ma (Untermiozän). Dies entspricht dem Höhepunkt der alpinen Metamorphose in den Toskaniden.

Die Acquadolce-Formation stellt das laterale Äquivalent zur Cavo-Formation (Tonschiefer) der Einheit 3b dar und steht östlich des Monte Arco an. Die Abfolge durchzieht das komplette Gebiet und variiert stark in der Größe des Ausbisses an der Oberfläche.

Abb. 11: Acquadolce-Phyllit aus Aufschluss 23
Abb. 12: Acquadolce-Phyllit aus der Basis des Aufschlusses 25

Serpentinit

Die Serpentinite der Einheit 2 bildet einen Serpentinitspan zwischen Einheit 1 und 3, sie sind Teil der ligurischen Ophiolithserie, wie bereits in der geologischen Einführung beschrieben. In Einheit 4 kann der Serpentinit eine Mächtigkeit von mehreren Hundert Metern erreichen und steht im Westen unseres Gebietes an.

Der Serpentinit ist im Gelände stark deformiert und häufig in unserem Gebiet „frisch“ aufgeschlossen. Er ist außerdem reich an Harnischflächen, glatt polierten Störungsflächen mit Striemungen und Faserkristallisaten. Das Gestein ist leicht verformbar und bildet deshalb deutliche Schieferungen aus. Farblich ergibt sich eine Variation zwischen dunkelgrün dominierten Aufschlüssen mit schwarzen Elementen (Klino-Pyroxene), über stark braun verwitterte bis hin zu gut aufgeschlossenen Harnischflächen.

Den Ursprung dieser Lithologie bildete ein Peridotit. Protolithe waren Lherzolithe und Harzburgite. Olivin und Orthopyroxen wurden im Zuge der geologischen Geschichte serpentinisiert, während Klinopyroxen erhalten blieb und große, oft deformierte Kristalle im mm-Maßstab bildete. Der Serpentinit kann jedoch auch in einigen Bereichen als Ophicalcit entwickelt sein. Ophicalcite sind kataklastischen Ursprungs und zeigen eine Brekzienstruktur mit einer karbonatischen Matrix auf.

Abb. 13: Serpentinit aus dem Aufschluss 10
Abb. 14: Tonschiefer der Cavo-Formation aus dem Aufschluss 3

Cavo-Formation

Die Cavo-Formation besteht aus Tonschiefern der Kreide, welche den Aquadolce-Phylliten der Einheit 1 entsprechen. Die Tonschiefer kennzeichnet ein weicher Bruch, sie sind bräunlich auf Schieferungsflächen und weniger glänzend als die Phyllite der Einheit 1. Das Gestein hat eine niedriggradige Regionalmetamorphose bei Temperaturen um die 250°C durchlaufen und bildet deshalb im Gegensatz zur Phyllit-Folge (Temperaturen um die 350°C) nur matt glänzende Schieferflächen aus. Die Cavo-Formation ist nur an wenigen Lokalitäten anstehend und deshalb interpretierten wir eine geringmächtige Abfolge mit ca. 100 m Mächtigkeit.

Abb. 15: Basalt aus Aufschluss 46

Basalt

Der jurassische Basalt steht im westlichen Teil unseres Kartiergebietes an, an der Flanke des Cima del Monte ist er stark vertreten und kann eine Mächtigkeit von 500 m erreichen.

Es handelt sich hierbei um einen typischen Ozeanboden, der z. T. sehr gut erhalten als Kissenlaven vorliegt.

Im Zuge der Ozeanbodenmetamorphose bildeten sich Albit, Chlorit, Aktinolith und Epidot.

Abb. 16: Radiolarit aus dem Aufschluss 46
Abb. 17: Grüner Radiolarit aus dem Aufschluss 47

Volterraio-Formation

Die Volterraio-Formation steht stratigrafisch über dem Basalt an und ist aus Radiolariten aufgebaut. Radiolarite sind dünnbankige, kalkfreie (unter der CCD = „Calcite Compensation Depth“ abgelagerte) Kieselgesteine mit geringen Gehalten an Ton und Chlorit. Zusammensetzung: ca. 90 % Quarz und 10 % Tonminerale. Das Gestein ist mit seiner intensiv roten Farbe sehr gut im Gelände erkennbar. Die Rotfärbung lässt sich durch einen geringen Anteil an Hämatit erklären. Grüne Partien zeigen reduziertes Eisen an (Fe2+ statt Fe3+).

Die Radiolarite sind unterschiedlich stark rekristallisiert worden. Die zeitliche Einordnung der Radiolarite ist höherer Mitteljura bis höherer Oberjura.

Die Volterraio-Formation nimmt am Wildschweinhügel eine Mächtigkeit von ca. 10 m ein, ansonsten schwankt ihre Mächtigkeit lokal sehr stark. Dieser Effekt kann von den radiolaritischen Trübeströmen herrühren, die das Relief des Untergrunds bei der Sedimentation nachbildeten, kann aber auch tektonisch bedingt sein.

So steht Radiolarit am Gipfel des Cima del Monte, am Wildschweinhügel und in auftauchenden Zellen in der Palombini-Formation an.

Monte-Grosso-Formation

Der weiße bis graue oder auch bräunliche Calpionellenkalk steht in bis zu 1 m mächtigen Bänken an, die durch dünne Tonzwischenlagen getrennt sind. Die Abfolge ist datiert auf Unterkreide und bezieht ihren Namen von den Calpionellen, Mikrofossilien, die für den Oberen Jura und die frühe Unterkreide gute Leitfossilien darstellen. Der Kalk ist mikritisch und aus feinen Kalkplättchen gebildet, sogenannten Coccolithen, die einen Panzer um einzellige Algen bauen.

Der Calpionellenkalk steht in unserem Gebiet nur am Wildschweinhügel an.

Abb. 18: Tonschiefer aus dem Aufschluss 7

Palombini-Formation

Die Palombini-Formation gehört zur höheren Unterkreide und ist somit das jüngste Schichtglied der Ophiolithfolge. Kennzeichnend für die Palombini-Formation sind die Wechsellagerungen zwischen den dunklen Tonschiefern, den meist unter 10 cm mächtigen Chertlagen (aus Radiolarien bzw. Kieselschwämmen gebundenes SiO2) und den kieseligen Kalklagen, den Palombini, die eine typische Mächtigkeit um die 20 – 30 cm einnehmen.

Markant für die Formation ist auch die dunkle Farbe, die sich wie folgt erklären lässt: Eine schlechte Ozeanbodendurchlüftung verhindert die vollständige Zersetzung organischer Substanz. Durch die niedriggradige metamorphe Überprägung wird das reichlich vorhandene organische Material inkohlt (schwarze Farbe). Darin vorhandener Schwefel wird reduziert (S6+ zu S-) und reagiert mit Fe zu FeS2. Somit kann – im Unterschied zu den Calpionellenkalken - von einem veränderten Ablagerungsmilieu ausgegangen werden.

Ablagerungsmilieu war ein weiter abgesenktes tiefes Ozeanbecken, das nicht von regelmäßigen Bodenströmungen Sedimentfrachten erhält, sondern turbiditisch beliefert wurde. Die Palombini-Formation steht im Westen des Gebiets 6 an und besteht aus einer großen Schichtmächtigkeit.

5. Vorkommen der lithologischen Einheiten im Kartiergebiet

Abb. 19: Der Steinbruch am Wildschweinhügel

Aufschlüsse

Wildschweinhügel (Aufschluss 1 und 2)

Wegen der vielen dort lebenden Wildschweine wird der Hügel unseres zweiten Aufschlusses entsprechend Wildschweinhügel genannt (Abb. 19).

Das in diesem Aufschluss anstehende Gestein ist einem Ophiolit (obduzierter ozeanischer Kruste) zuzuordnen. Die Ophiolit-Sequenz zeigt die Ligurische 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 (Mantelgestein) ist hier Serpentinit entstanden. Bei der Serpentinisierung wird Wasser in das Mineral eingelagert. Der Serpentinit entsteht aus ganz reinen Duniten. Hier entstammt das Ausgangsgestein dem Harzburgit- bis Dunit-Bereich. Das Eisen des Ausgangsgesteins wurde in Magnetit umgebaut.

Dunkle Punkte stellen Umrisse der nicht serpentinisierten Klinopyroxene dar. Es gibt hauptsächlich drei verschiedene Serpentin-Minerale, die alle ähnliche Form und Struktur aufweisen (und sich im Feld praktisch nicht unterscheiden lassen):

- Lizardit: niedrig-Temperatur-Serpentin

- Antigorit: hoch glänzender, hoch-Temperatur-Blätterserpentin

- Chrysotil: Faserserpentin

Der gesamte Aufschluss des grünen Gesteins ist mit weißen Adern durchzogen. Bei den weißen Bereichen handelt es sich um Talk und Calcit (positiver Salzsäuretest).

Ophicalcit (direkt rechts neben 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 Korngröße. 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 und ca. 1 m großes Exemplar eines Lava-Kissens mit einer zerbrochenen Außenhaut (Abb. 20). Das Umgebungsgestein der Pillow-Laven ist meist rötlich (Abb. 22).

Abb. 20: Etwa 1 m im Durchmesser große Pillow-Lava
Abb. 21: Pillow-Laven + Brekzien in rötlichem Schiefer
Abb. 22: : Roter und grüner Radiolarit in einem Handstück

Radiolorit (über der Basalt-Brekzie + Pillow-Lava auf der rechten Seite des Steinbruchs)

An der rechten Seite des Steinbruchs steht Radiolarit an (Abb. 22). Es handelt sich um ein karbonatfreises Tiefsee-Sediment, das weit weg vom Kontinentalschelf unter der CCD 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 gibt aber eine bevorzugte Schichtung der gut gebankten Radiolarite, sie fallen nach NNW ein. Im ca. 10 m mächtigen roten Gestein gibt es Dendriten, also Mangan- oder Eisenausfällungen entlang von feinen Kluftflächen.

Calpionellenkalk (oben im Steinbruch)

Das im Steinbruch vorhandene hellgraue Gestein, das direkt neben dem Radiolarit ansteht, weist eine starke Reaktion mit Salzsäure auf. Weiterhin ist es 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. Hier hat eine Störung zwei Gesteinspakete (Radiolarit und Calpionellen-Kalk) aufeinander geschoben, die normalerweise nicht übereinander gehören und zwei unterschiedliche Ablagerungsräume und metamorphe Überprägungsgrade widerspiegeln.

Palombini-Formation (Aufschluss 8)

Der Aufschluss befindet sich am Straßenrand und bildet dort eine Art Ausbuchtung, weshalb es sich dabei möglicherweise um einen ehemaligen Steinbruch handeln könnte. Er hat eine Höhe von ca. 15 m und eine Breite von ca. 30 m. Bei dem anstehenden Gestein handelt es sich um ein graubraunes, karbonathaltiges Gestein (positiver HCl-Test).

Im frischen Anschlag ist das Gestein annähernd grau (Abb. 23) und besitzt eine sehr feinkörnige Matrix, daher kann man von einem mikritischen Kalkstein sprechen. Die dickbankigen Kalklagen werden von zahlreichen Calcitadern durchzogen, in denen gut ausgebildete, idiomorphe Calcitkristalle zu finden sind. Die Hornsteinlagen dieser Formation wurden nicht hier, aber in unmittelbarer Nähe des Aufschlusses vorgefunden. Die Lagen erreichen dort eine Mächtigkeit von ca. 2-3 cm und bilden sehenswerte Verwitterungsstrukturen aus (Abb. 24).

Bei der Vermessung des Schichteinfallens wurden folgende Werte ermittelt:

- 356/20
- 340/35
- 356/22

Abb. 23: Grauer feinkörniger Kalkstein im Anschlag
Abb. 24: Verwitterungsstrukturen (oben: Hornstein)

Serpentinit (Aufschluss 9)

Ebenfalls entlang des Straßenverlaufs erstreckt sich der nächste Aufschluss: Auf ca. 4 x 20 m ist hier anstehender schöner Serpentinit zu sehen. Auffallend sind die für den Serpentinit typischen gewellt-gebänderten, teilweise faserigen Texturen. Die Farben der enthaltenen Minerale reichen hier von kräftigem Grün über Schwarz (Pyroxene) bis hin zu Weiß (Abb. 25). Die Oberfläche des Gesteins weist zahlreiche Harnischflächen mit den zugehörigen Faserkristallisaten (vermutlich Chrysotil) auf, was auf eine intensive Deformationsgeschichte hinweist. Außerdem fühlen sich diese speckig-glänzenden Flächen sehr glatt-poliert und mitunter auch talkig an.

An einer Stelle ist ein ca. 30 cm großer, weißer Einschluss zu erkennen, bei dem es sich wahrscheinlich um eine Art weißen Serpentin handelt. Besonders interessant an diesem Einschluss ist dessen Deformationsstruktur, eine sog. „bookshelf“-Struktur (Abb. 26).

Abb. 25: Serpentinit im Aufschluss
Abb.26: „Bookshelf“-Struktur im Serpentinit mit ablesbarer Abschiebung gegen rechts
Abb. 27: Valdana-Marmor mit Cipollino-Marmor im oberen Bereich

Valdana-Marmor (Aufschluss 19)

Der ehemalige Marmorsteinbruch befindet sich in Ortano direkt hinter einem Hotelresort. Die Steilwand ist ca. 30 m hoch und 50 m breit (Abb. 27). Von weitem ist einerseits eine Art einfallende Schichtung und andererseits eine sehr starke Zerklüftung des kompetenten Gesteins zu erkennen. Die Kluftflächen weisen eine rötliche Färbung auf, während das Gestein selbst weiß bis gräulich-weiß gebändert ist. Der HCl-Test fällt wie erwartet positiv aus. Im Anschlag ist eine deutliche grobkörnige Struktur zu beobachten, wobei die weißen Calcitkörner bis zu 1 mm groß werden.

Im oberen Teil des Steinbruchs befindet sich die Schichtgrenze zur Cipollino-Formation, was durch den typischen Lagenbau (Marmor-Hornstein-Lagen) des Cipollinos zu erkennen ist.

Folgende Messwerte wurden ermittelt:

- 283/24
- 288/25

Abb. 28: Stark geplättete Flammenstrukturen im Porphyroid bei Ortano

Ortano-Porphyroid (Aufschluss 21)

Der Aufschluss 21 liegt im Küstenbereich, unmittelbar neben dem Strand von Ortano. Das gelb-braune Gestein ist sehr stark geklüftet und weist eine deutliche Schieferung auf, auf deren Flächen das Schichtsilikat Serizit gut zu erkennen ist. Die übrigen Mineralbestandteile wie Kalifeldspat, Plagioklas, Quarz und möglicherweise Aktinolith sind mithilfe der Lupe gut zu erkennen. Der Quarz lagert in Form kleiner, leicht deformierter Einschlüsse zwischen den Schieferungsflächen. Neben diesen Einsprenglingen sind noch weitere, um einiges größere (mehrere cm große) Xenolithe zu beobachten, die eine stark gelängte Form besitzen. Dabei handelt es sich um zusammengedrückten Bimsstein sowie um große Quarzlinsen (Flammenstrukturen) (Abb. 28).

All diese Bestandteile lassen sich dem Ausgangsgestein des Porphyroids zuordnen, dem Rhyolith.

Abb. 29: Höhle im Aufschluss 33

Rauwacke (Aufschluss 33)

Der Aufschluss hat eine Breite von ca. 30 m und lässt sich aufgrund des typischen löchrig-porösen Aussehens eindeutig der Einheit der Rauwacke (Zellenkalk/-dolomit) zuordnen.

Die namensgebenden Zellen (Abb. 8) sind an diesem Aufschluss besonders stark ausgeprägt. Ihr Durchmesser reicht von wenigen Zentimetern bis in den Meterbereich; an einer Stelle wurde durch die Weglösung der Calcit-Bestandteile eine regelrechte Höhle ausgeformt (1,5 m hoch; 0,4 m breit; 1 m tief) (Abb. 29).

Das Gestein selbst besitzt im frischen Anschlag eine ockerbraun-graue Farbe sowie eine sparitische Matrix. Der HCl-Test fällt positiv aus.

Abb. 30: Graphitischer Phyllit mit charakteristischer grau-schwarzer Farbe

Rio Marina – Formation (Aufschluss 45)

Die Rio Marina-Formation lässt sich am besten in Küstennähe beobachten. Durch die steilen Klippen herrschen dort gute Aufschlussbedingungen. Der Aufschluss ist ca. 50 m breit und ca. 25-30 m hoch und weist zahlreiche interessante Strukturen auf. Das Gestein ist an bestimmten Stellen stärker zerklüftet als an anderen. Ebenfalls sind unterschiedliche Verwitterungsstufen zu sehen, die durch unterschiedliche Farben erkennbar sind.

Die Schieferung des sehr dunklen graphitischen Phyllits ist gut erkennbar, da die Lagen im Wechsel stärker und schwächer ausgewittert sind. Im Anschlag ist nochmals die gebänderte, gneisartige Struktur zu sehen, die aus weißen und schwarzen Lagen besteht. Außerdem kann man die farbgebenden, graphithaltigen Schichten jetzt deutlich erkennen (Abb. 30).

Folgende Messwerte für die Schieferung wurden ermittelt:

- 273/31
- 277/32
- 280/29

Cipollino – Marmor (Aufschluss 51)

In Aufschluss 51 ist der Cipollino-Marmor in unserem Gebiet am besten aufgeschlossen. Bei dem Marmor handelt es sich um einen grauen, unreinen Kalkmarmor, der hier deutlich mit gebänderten Hornsteinlagen durchzogen ist. Zusammen bilden Marmor und Hornfels ein dünnbankig geschichtetes Gestein, das wie die Lagen einer Zwiebel (cipolla = italienisch Zwiebel) wirkt. Weiterhin ist auffällig, dass der Cipollino-Marmor relativ feinkörnig ist (z. B. feinkörniger als der Valdana-Marmor.

Zur Acquadolce-Formation hin treten die kalkigen Lagen mengenmäßig zurück und die tonreichen Lagen werden dominant.

Acquadolce – Formation (Aufschluss 23-25)

In einer steilen Talsenke stehen an den Flanken links und rechts Gesteine an, die auf beiden Seiten sehr steil nach W bzw. NW einfallen. Bei dem Gestein handelt es sich um den glänzenden, schiefrigen Phyllit der Acquadolce-Formation. Aufgrund der glänzenden, hellen Serizitplättchen lässt sich der Phyllit hier sehr gut vom graphitischen Phyllit der Rio Marina-Formation und vom Tonschiefer unterscheiden. Der Phyllit hat eine grau-braune Farbe, ist sehr brüchig-blättrig und reagiert negativ auf den HCl-Test. Wenn man der Talsenke nun bergauf folgt, findet man auf der einen Seite (links) kompetente, kalkhaltige Lagen (HCl positiv und heftig) vor (Abb. 31). Diese ca. 2 cm mächtigen Kalklagen haben eine weiß-graue Farbe, sind sehr feinkörnig und weisen eine gewellte Oberfläche auf. Auf der rechten Seite steht jedoch noch der schiefrige Phyllit an (Abb. 32). Bei diesen Kalken handelt es sich sehr wahrscheinlich um die Marmorlagen an der Basis der Acquadolce-Formation und nicht um den darunter liegenden Cipollino-Marmor, wie zuerst vermutet.

Folgende Messwerte für die Schichtung wurden ermittelt:

- rechte Seite: 258/46; 270/46
- linke Seite: 277/48; 281/42

Abb. 31: Basis-Marmorlagen der Acquadolce-Formation
Abb. 32: Skizze der Talsenke mit Aufschlüssen in der Aquadolce-Formation

Verrucano-Formation (Aufschluss 20)

Der Aufschluss 20 befindet sich gegenüber dem Tennisplatz der Ferienanlage von Ortano. Die Aufschlussbedingungen sind hier relativ gut (Abb. 33). Das Gestein steht entlang des Weges bis zu einer Höhe von ca. 3 m an. Es weist schiefrige Strukturen auf, ist aber nicht blättrig-spröde, sondern relativ massig und fest. Der HCl-Test fällt negativ aus. Hierbei handelt es sich um einen Quarzit der Verrucano-Formation. Durch die weiß-graue Farbe des Quarzits hat das Gestein ein gneisartiges Aussehen (Abb. 34), wird aber immer grünlicher, je weiter man Richtung Meer geht (evtl. Chlorit- oder Epidot-Gehalt). Die gneisartige Bänderung könnte man hier als die zu erwartende Schrägschichtung durch sich ändernde Strömungsverhältnisse deuten.

Der rote Phyllit, die andere Gesteinseinheit der Verrucano-Formation, wurde in diesem Aufschluss nicht vorgefunden.

Einige Meter weiter sollte sich die Grenze zum Porphyroid befinden, diese ist allerdings aufgrund der starken Ähnlichkeit der beiden Formationen schwer auszumachen.

Abb. 33: Quarzit-Aufschluss der Verrucano-Formation
Abb. 34: Gneisartige Bänderung des Quarzits
Abb. 35: Schiefrig-blättriger verwitterter Tonschiefer

Cavo – Formation (Aufschluss 52)

Hinter einer Hausruine befindet sich ein gut aufgeschlossener, leicht verwitterter Bereich der Cavo-Formation. Der Aufschluss hat eine Höhe von 4 m und eine Breite von 2 m. Man findet hier den typischen schiefrig-blättrigen Tonschiefer vor (Abb. 35).

Die einzelnen Lagen lassen sich leicht auseinander brechen, bilden dabei aber relativ weiche Kanten aus.

Der Tonschiefer besitzt eine rot-bräunliche, an manchen Stellen auch graue Farbe. Die Schieferungsflächen glänzen im Gegensatz zum Acquadolce-Phyllit fast gar nicht, sie sind eher mattglänzend. Der Salzsäure -Test fällt negativ aus.

Abb. 36: Radiolariteinschluss im Basalt

Basalt (Aufschluss 30)

Der Basalt-Aufschluss befindet sich am Fuß des Cima del Monte, am Übergang eines Privatweges auf einen schmalen Pfad. Bereits vorher wurden zahlreiche Lesesteine gefunden, die wahrscheinlich von weiter oben stammen und als Geröll nach unten verfrachtet wurden.

Der Basalt im Aufschluss besitzt eine rötliche Verwitterungsfarbe, ist mit großen Flechten überzogen und relativ stark zerklüftet. Im frischen Anschlag weist das kompetente Gestein die typische schwarz-graue Farbe und eine sehr feinkörnige Matrix auf.

Nahe der Grenze zum Radiolarit, kurz vor dem Gipfel des Cima del Monte, sind faustgroße Radiolariteinschlüsse im Basalt zu erkennen (Abb. 36).

6. Tektonik im Kartiergebiet

Es gibt zwei entscheidende Störungen in Ostelba, erstens die Zuccale-Abscherungsfläche (ZAF), welche aufgrund des im Westen der Insel gehobenen Granitplutons die Schichten horizontal verschoben hat und zweitens die Resico-Abscherungsfläche (RAF), welche die unterschiedlichen lithologischen Einheiten vertikal zueinander versetzt.

Im unserem Kartiergebiet gibt es 6 markante Störungen. Aufgrund der Messwerte in unterschiedlichen Gesteinsformationen haben wir erkannt, dass alle lithologischen Einheiten nahezu eine einheitliche NS-Streichrichtung und ein Einfallen von im Mittel ca. 35° W aufweisen. Es handelt sich durchgängig um listrische Lithologiegrenzen, die im geologischen Profil (siehe Anhang 3) durch gerade Linien vereinfacht dargestellt sind. Im Folgenden haben wir die Störungen von Osten nach Westen aufsteigend durchnummeriert.

Störungen 1 und 2

Einheit 1 (siehe stratigrafisches Säulenprofil Anhang 1) besteht aus den altpaläozoischen Calamita-Schiefern bis zur kretazischen Acquadolce-Formation. Im Hangenden (östlich des Monte Arco) ist ein Serpentinitspan in die toskanischen Einheiten durch zwei sich überschneidende Überschiebungen (Störung 1 und 2) eingeschuppt. Diese liguridische Serpentinitschuppe bildet Einheit 2.

Störung 3

Aufgrund der steilen Morphologie liegt die Verrucano-Formation linsenförmig im Gipfelbereich des Monte Arco.

Die Zweiteilung der Decke der 3. Einheit beruht auf einer großen schichtparallelen Abschiebung. Aufgebaut sind sie aus der Einheit 3a (Giove-Einheit), in unserem Gebiet bestehend aus der Rio-Marina-Formation und dem am Gipfel des Monte Arco anstehenden Verrucanos, sowie der Einheit 3b (Cavo-Einheit), bestehend aus der mächtigen Rauwacke und der Cavo-Formation. Durch die Abschiebung kamen Gesteine der höheren Teileinheiten auf den tieferen Teileinheiten zu liegen.

Störung 4

Zwischen der Rauwacke und der Cavo-Formation fehlen in unserem Gebiet die Kalke von Cavo, aus diesem Grund kann man auf eine Überschiebung schließen, die die Kalke von Cavo aus dem Jura förmlich verschluckt hat. So steht stratigrafisch die triassische Rauwacke unter der Cavo-Tonschiefer-Formation aus der Kreide an.

Störung 5

Zwischen der Cavo-Formation und der Palombini-Formation liegt Störung 5. Die Palombini-Formation ist Teil der ligurischen Einheiten und wurde im Zuge der Kontinentalüberschiebung über die toskanischen Schichten geschoben.

Störung 6

Die letzte Störung vermuten wir zwischen Serpentinit und der Palombini-Formation. Vom Cima del Monte Richtung Meer konnten wir die Abfolge Volterraio-Formation bis hin zum Serpentinit erkennen. Durch komplizierte Tektonik muss die darauf liegende Palombini-Formation unter dieses Schichtpaket gelangt sein. Wir vermuten, dass es bereits bei der Überschiebung der ligurischen Einheiten über die toskanischen Einheiten zu dieser Umkehrung gekommen ist.

Die Palombini bilden eine eigene Schuppe abgescherter liguridischer Sedimente. darüber wurde ein weiteres liguridisches Paket verschoben, diesmal mit Krustenteilen (Ophiolith-Sequenz).

Der Wildschweinhügel

Eine sehr schwer in unser Gebiet einzuordnende Struktur stellt der Wildschweinhügel dar. Die Gesteine des Wildschweinhügels gehören den Liguriden an. Der Hügel befindet sich in der Schuppenzone von Rio nell` Elba.

Entstanden ist der interessante Aufschluss zunächst durch eine Transformstörung an einem Mittelozeanischen Rücken, die Abschiebungen als Begleiterscheinungen mit sich zog. An dieser Störung ist ein Serpentinit-Diapir aufgestiegen und in Folge dessen entstand Ophicalzit. Es entstand eine bedeutende Schwelle am Meeresgrund, ein Beweis für diese Schwelle ist die vergleichsweise dünne Radiolaritschicht (10 m statt ca. 300 m) im Wildschweinhügel. Die Radiolarien wurden durch Strömung von der Schwelle gespült.

Die Verformung der Sedimente Radiolarit und Calpionellen-Kalk ist eine Folge der tertiären Deckenbildung. Es entstand eine Muldenstruktur. Der westliche Teil der Mulde steht sehr steil, der östliche Teil fällt dagegen weniger steil ein.

8. Historische Entwicklung des Kartiergebiets

Im Miozän führte eine Subduktionszone zum Abtauchen der Toskaniden und zur Aufschiebung und gleichzeitigen Überschiebung der Liguriden (der ophiolithischen Einheiten). Bei diesem Ereignis schuppte ein Serpentinitspan aus den liguridischen Einheiten in die toskanidischen Einheiten.

Durch weiteres Aufschieben der Liguriden wurde die Deckenfolge der Liguriden in teilweise veränderter Abfolge über den Festlandsockel geschoben. Die Palombini-Formation und auch die Monte Grosso-Formation waren vermutlich aufgrund besserer Gleiteigenschaften, einer Mixtur zwischen Überschiebungsdruck und Subduktionstätigkeiten, die ersten Schichten, die über das Festland geschoben wurden.

Später sorgte die Kollisionskraft für weitere Deckenüberschiebungen der Liguriden, also Radiolarit bis Serpentinit. Dann führten weitere tektonische Vorgänge zur gegenwärtigen Schichtenlage, speziell in unserem Gebiet liegen die Schichten schließlich alle ähnlich verkippt vor. Der Gabbro läuft in unserem Gebiet als dünnes Band aus.

Die - hier nicht beschriebenen und nicht in der Karte verzeichneten - quartären Sedimente haben sich in unserem Gebiet vermutlich durch fließendes Wasser im Tal nördlich des Monte Arco abgelagert.

Anhang 1: Stratigrafisches Säulenprofil

Anhang 2: Geologische Karte des Kartiergebiets

Anhang 3: Geologisches Profil durch das Kartiergebiet

Anhang 4: Übersicht über die Aufschlüsse

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