Tra i Tufo Con il termine tufo si indicano depositi piroclastici consolidati, quindi rocce originate dai materiali espulsi durante le eruzioni. In base alla granulometria si distinguono tufi di cenere (< 2 mm), tufi a lapilli (2-64 mm) e brecce tufacee (> 64 mm). Se il materiale del tufo presenta una composizione chimica omogenea, la roccia può essere denominata anche in base alla composizione, per esempio tufo trachitico o tufo fonolitico.

Formazione del tufo

Durante le eruzioni vulcaniche esplosive, il magma e le rocce circostanti vengono fortemente frammentati e proiettati in aria. I frammenti di vetro, minerali e roccia così prodotti possono depositarsi dall’atmosfera sulla terraferma o in acqua. Quando questi depositi si consolidano, si forma una roccia tufaceaPoiché si depositano in modo simile alle rocce sedimentarie clastiche (per esempio arenaria o argillite), nel tufo è spesso riconoscibile una stratificazione. Esiste però anche un secondo gruppo di rocce tufacee: i cosiddetti tufi saldati oppure ignimbritiche si formano da correnti piroclastiche ad alta temperaturaIn questi casi non si osserva stratificazione, ma piuttosto una struttura di flusso nella quale i diversi componenti sono orientati parallelamente alla direzione del movimento. Poiché i tufi saldati si formano a temperature molto più elevate rispetto ai tufi «normali», risultano anche più duri e compatti.

Il tufo verde dell’Epomeo di Ischia

Il tufo verde dell’Epomeo dell’isola d’Ischia fu emesso circa 55.000 anni fa (Vezzoli 1988), durante la più grande eruzione vulcanica finora conosciuta dell’isola. L’eruzione fu così potente che il materiale soprastante collassò, probabilmente più volte, nella camera magmatica svuotata. Si formò una cosiddetta CalderaIn più fasi, correnti piroclastiche ad alta temperatura depositarono potenti ignimbriti con componenti in parte a grana grossa. Per i geologi questi componenti indicano una parziale distruzione della camera magmatica, poiché clasti di tali dimensioni e in simili quantità sono presenti soprattutto ai margini della camera. Normalmente questa zona viene coinvolta al massimo durante la fase finale dell’eruzione Dopo le ignimbriti più grossolane seguirono altri depositi di correnti piroclastiche, tracciabili verso nord-est fino a 16 km di distanza sulla terraferma. Questa fase rappresenta il culmine dell’eruzione. Resta tuttavia incerta la situazione geografica della deposizione: alcuni depositi ricordano ignimbriti deposte sott’acqua, mentre altre sequenze mostrano strutture dunari che possono formarsi soltanto sulla terraferma (Brown et al. 2008).

La Il colore verde del tufo è dovuto principalmente a un minerale ricco di ferro bivalente (Fe²⁺), l’illite ferrifera (Altaner et al. 2013). Nella forma bivalente, ridotta, il ferro presenta una tipica colorazione verde; reagendo con l’ossigeno atmosferico (ossidazione), passa alla forma trivalente e assume la caratteristica tonalità rosso-ruggine. Il minerale illite si forma durante i processi di consolidamento (diagenesi) delle rocce sedimentarie, in questo caso durante il consolidamento del materiale piroclastico.

Le formazioni di tufo sono particolarmente spettacolari sul Monte Epomeo e sul suo versante occidentale (Rione Bocca). Inoltre, il tufo verde dell’isola è stato spesso utilizzato nella costruzione di case antiche e dei tipici muri a secco.

I lapilli accrezionari sono corpi rotondi o ellissoidali di 1-20 mm. Il nucleo è spesso privo di struttura e costituito da grossi frammenti vetrosi. È circondato da gusci concentrici di fini particelle di cenere. I lapilli accrezionari si formano durante eruzioni freatomagmatichecome quelle avvenute più volte in passato sull’isola d’Ischia. In seguito a un’eruzione, nella colonna eruttiva si sviluppano temporali e un’elevata umidità dell’ariaCiò fece sì che le particelle di cenere potessero aderire tra loro e formare aggregati più grandi costituiti da cenere fine.

All’esterno i lapilli, grandi all’incirca come piselli, appaiono molto simili. Le differenze diventano evidenti soltanto preparando sezioni sottili e osservando l’interno degli aggregati. Se possiedono un nucleo con inclusioni più grandi e la granulometria diventa solo leggermente più fine verso il margine, si parla di core-type Se invece è riconoscibile un nucleo, per esempio un frammento di pomice, circondato verso il margine da un bordo di cenere fine, in geologia si parla di rim-type I rim-type si formano soprattutto nelle colonne eruttive, ma possono originarsi anche nei depositi di surge e nelle correnti piroclastiche, analogamente ai core-type.

Presenza di lapilli accrezionari sull’isola d’Ischia

• Al di sopra della baia della Scarrupata e a Piano Liguori sono presenti numerosi depositi di cenere chiara. Appartengono alla formazione Lower Scarrupata di Barano, di circa 130.000 anni fa. Lungo un sentiero nella località di Piano Liguori queste ceneri possono essere osservate in dettaglio. Qui affiora uno strato di cenere chiara alto circa due metri e ancora molto tenero, nel quale sono inglobati anche lapilli accrezionari (40.71140176°N 13.94967958°E).
• Un altro bell’affioramento è visibile al di sopra della grotta del vino nel parco termale Giardini Poseidon Terme. Qui i lapilli accrezionari sono inglobati in uno strato di tufo appartenente alla formazione Citara, datata a circa 43.000-33.000 anni fa. L’affioramento sopra il parco è alto circa otto metri; nella parte inferiore, spessa circa un metro, compaiono ripetutamente livelli contenenti lapilli accrezionari. Nel livello più basso, spesso circa 70 cm, sono depositati cenere, lapilli e lapilli accrezionari. In uno strato di cenere spesso 7 cm sono invece inglobati esclusivamente lapilli accrezionari. 
• A Succhivo si trova un affioramento alto circa due metri di fronte a uno studio d’artista (40.704236°N 13.888401°E). I depositi di cenere sono ben selezionati e in uno strato spesso 0,5 m sono presenti lapilli accrezionari. L’erosione di alcuni aggregati, visibile nella figura 1, suggerisce una struttura rim-type. Una classificazione più precisa richiede però l’analisi dei lapilli accrezionari in sezione sottile al microscopio, che permetterebbe di determinare i tipi presenti negli affioramenti.

Il nome pomice deriva dal latino pumex, a sua volta collegato a spuma, cioè «schiuma». Attraverso l’antico alto tedesco bumiz si sviluppò poi il termine tedesco moderno. La pomice è un vetro vulcanico generalmente chiaro, molto vescicolare, appartenente ai piroclasti juvenili. I piroclasti sono materiali rocciosi prodotti da processi vulcanici. Sull’isola d’Ischia la pomice è molto comune.

Caratteristiche delle pomici

La caratteristica più evidente della pomice è l’aspetto molto poroso, fortemente vescicolare e vetroso. Le bolle possono essere rotonde oppure allungate e stirate parallelamente; le dimensioni variano da decimi di millimetro fino a diversi centimetri. Non sviluppano una struttura cristallina riconoscibile e sono quindi considerate amorfe. Le pomici sono prodotti del vulcanismo esplosivo e possiedono la stessa composizione chimica del magma di origine, che può variare da intermedia ad acida. La colorazione può essere molto variabile. Le pomici di composizione basaltica sono tendenzialmente nere e presentano grandi bolle; con l’aumento del contenuto di gas e la diminuzione delle dimensioni delle vescicole, il colore diventa progressivamente più chiaro. Lo spettro cromatico può comunque andare dal giallo al grigio fino al rossastro. Inclusioni di vetro vulcanico o di altri cristalli possono modificare ulteriormente l’aspetto. La durezza Mohs è circa 5.

Già raccogliendola si nota il peso molto ridotto che conferisce alla roccia una proprietà particolare: può galleggiareIl motivo è la presenza di numerosi pori. Nella pomice i pori possono costituire fino all’85% del volume totale e sono aperti e collegati tra loro. Le aperture sono estremamente piccole. Quando vengono bagnate dall’acqua, la tensione superficiale forma una pellicola che intrappola il gas nei pori e impedisce che la roccia si impregni rapidamente. Il gas diffonde molto lentamente e possono trascorrere anni prima che una pomice assorba abbastanza acqua da affondare.

 

Formazione delle pomici

Le pomici si formano durante eruzioni vulcaniche ricche di gas. I magmi ricchi in SiO₂ favoriscono la formazione della pomice, poiché in genere contengono più gas.

I gas volatili più comuni nei magmi sono acqua (H₂O) e anidride carbonica (CO₂). Quando il magma ricco di gas in risalita, a causa della diminuzione della pressione litostatica , diventa sovrasaturo in una o più fasi gassose, si formano inizialmente nuclei di bolleSuccessivamente le bolle crescono per diffusione dei gas magmatici al loro interno. Un’ulteriore espansione volumetrica dei gas avviene come conseguenza della diminuzione della pressione durante la risalita del magma. Si forma così una schiuma di bollesovrapressurizzata. Quando vicino alla superficie la frazione volumetrica supera infine il 75-85%, avvengono la degassazione e e la frammentazione esplosive della schiuma. A causa del rapidissimo raffreddamento in superficie, i gas in fuga lasciano cavità che non possono essere colmate abbastanza rapidamente. Le cavità non sono altro che le antiche bolle di gas del fuso magmatico.

L’ossidiana, come la pomice, appartiene ai vetri vulcanici che si formano per rapidissimo raffreddamento di un fuso roccioso. Il nome deriva dal romano Obsius, che secondo la tradizione scoprì questa roccia in Etiopia nell’antichità.

Caratteristiche dell’ossidiana

Il vetro vulcanico è amorfo, compatto, denso, lucido, opaco, relativamente duro e molto taglienteInoltre, per l’assenza di sfaldatura, l’ossidiana presenta tipicamente una frattura concoide. Oltre alle varietà prevalentemente nere esistono ossidiane di altri colori, come l’ossidiana arcobaleno bruno-dorata, l’ossidiana argentea grigia o l’ossidiana mogano rosso-bruna. La colorazione dipende da diversi minerali. Le ossidiane nere contengono piccole quantità di magnetite, quelle rosso-brune ematite. Le ossidiane con cristalli bianchi radiali di cristobalite (modificazione ad alta temperatura del SiO₂) sono dette ossidiane fiocco di neve.

Formazione dell’ossidiana

Le ossidiane si formano per lo più da fusi acidi, più raramente intermedi, con un contenuto in acqua del 3-4%. Se durante la risalita del magma si verifica improvvisamente un’eruzione, il fuso caldo raggiunge la superficie e, a causa della grande differenza di temperatura, viene così rapidamente raffreddato e solidificatoche i minerali costituenti la roccia non hanno tempo di cristallizzare. Come tutti i vetri vulcanici, l’ossidiana è metastabile e si altera quindi con relativa rapidità. Un processo frequente è la devetrificazione, durante la quale si formano cristalli sotto forma di sferuliti Tra questi aggregati minerali radiali rientra la cristobalite.

Importanza culturale e industriale

Già nel Neolitico (in Europa circa 5.500-2.200 a.C.), grazie alla sua durezza e ai margini taglienti, l’ossidiana veniva utilizzata per la fabbricazione di utensilie armi Poiché, rispetto alla selce, era più facile da lavorare, più affilata e anche esteticamente più attraente, divenne un prezioso bene commerciale. Nell’antica Roma l’ossidiana levigata e lucidata veniva utilizzata come specchio In Asia sono noti recipienti e nelle Americhe sculture, per esempio figure divine, realizzati in questa roccia vulcanica. Oggi, per i suoi colori e motivi decorativi (come l’ossidiana fiocco di neve), viene impiegata soprattutto come pietra ornamentale verwendet.

Presenza dell’ossidiana a Ischia

Esistono pochi luoghi in cui l’ossidiana sia presente in quantità sufficienti per un’estrazione significativa, come per esempio nelle Isole Eolie presso la Sicilia. Anche sull’isola d’Ischia i vetri vulcanici compaiono per lo più come piccoli frammenti e solo raramente in blocchi fino a mezzo metro. L’ossidiana fu dispersa da eruzioni e si distingue generalmente per il suo colore nero intenso Inoltre si trova come materiale trasportato e accumulato in depressioni, per esempio nei crateri, sotto forma di depositi alluvionali ed eluviali. Sulla base della suddivisione delle fasi vulcaniche proposta da Sbrana et al. (2018) e dei miei ritrovamenti, si può ipotizzare una deposizione di ossidiana durante le fasi 4 e 5. Nella fase 4 (29.000-13.000 anni fa) riprese l’attività vulcanica sull’isola d’Ischia, con eventi esplosivi che produssero piroclastiti, tufi e scorie. Nella fase 5 (10.000-5.000 anni fa) si deposero piroclastiti, tufi e brecce, nonché ceneri trachitiche bianche stratificate con sottili livelli intercalati di cenere grossolana e lapilli. L’ossidiana si presenta per lo più in frammenti clastici con forti strutture di alterazione. I frammenti di ossidiana sono generalmente ben identificabili. Sono traslucidi, ma con l’erosione possono perdere in parte notevolmente questa caratteristica.

Località di ritrovamento

L’ossidiana è presente intorno a tutta l’isola. Tutte le spiagge sabbiose, dai Maronti fino alla zona costiera di Casamicciola, contengono frammenti di ossidiana. Si possono trovare anche ciottoli di ossidiana più grandi e ben arrotondati.

• La Baia della Pelara si trova nel settore SSO dell’isola. Il Monte di Panza la separa dalla baia di Sorgeto. Nella Cava Pelara affiora una successione di livelli di ricaduta con scorie trachitiche, brecce tufacee gialle alternate a pomici, blocchi compatti di ossidiana, lave e tufi. In prossimità di una grande faglia, l’ossidiana è presente come piroclasto nel tufo grigio in posto. Si presenta fragile e con lucentezza vetrosa. Cristalli di feldspato attraversano come inclusioni la massa nera compatta; non sono riconoscibili scistosità o lineazione. Sulle superfici di frattura concoide la roccia mostra una intensa lucentezza vitrea. Già alla percussione si nota una notevole differenza nella tenacità: alcuni campioni si frantumano facilmente, mentre altri sono molto resistenti agli urti. Ciò dipende dai diversi gradi di alterazione e dalle differenti dimensioni dei feldspati inclusi. A causa della bassa resistenza del tufo e della forte fagliazione dell’affioramento, un campo detritico si estende fino al sentiero che porta al mare e trasporta ulteriori frammenti di ossidiana, generalmente spezzati e fortemente alterati.
• L’ Monte di Panza forma il fianco orientale della baia della Pelara. Si tratta principalmente di depositi pliniani costituiti da livelli di lapilli di pomice trachitica bianca, interrotti da epiclasti e paleosuoli. Al di sopra segue una successione di livelli di ricaduta con lapilli pomicei trachitici bianchi, bombe e depositi di cenere bianca mal selezionata. I depositi derivano da eruzioni avvenute al largo, a nord-ovest di Punta Imperatore. Età: K/Ar 17.800-18.800 ± 3.000 anni B.P. (Poli et al. 1987). L’ossidiana si trova direttamente nel sedimento sciolto. I frammenti possono raggiungere le dimensioni di un pugno, ma mostrano spesso forti alterazioni dovute alla posizione esposta. La lucentezza vitrea è opacizzata, la superficie è fragile e friabile e i feldspati inclusi sono in parte completamente erosi.
• La Scarrupata di Barano si trova nel settore SSE dell’isola d’Ischia. I depositi sul bordo della costa ripida consistono principalmente di piroclastiti, tufi e brecce. Gli strati sono formati da ceneri trachitiche bianche con sottili livelli di cenere grossolana deposta in strutture dunari e da livelli di lapilli intercalati. Si tratta dei depositi di un’eruzione freatopliniana. Età: ¹⁴C 5585 ± 300 anni B.P. (Orsi et al. 1996). L’ossidiana è presente nella roccia in posto ma anche come sedimento sciolto. I blocchi raggiungono fino a 0,4 m e sono in parte fortemente alterati, in parte presenti come clasti con evidente lucentezza vetrosa. Le inclusioni di feldspato sono rare e il vetro vulcanico appare omogeneo e compatto. Il colore è nero puro; alcuni frammenti sono molto fragili e inglobati negli strati di cenere e lapilli.
• L’ Cratere di Campotese si trova nel settore SO dell’isola d’Ischia. In quest’area è presente una successione di livelli di ricaduta costituiti da lapilli pomicei trachitici bianchi e bombe, con intercalazioni di ceneri fini bianche mal selezionate (Poli et al. 1987). Al di sotto si trovano livelli di ricaduta stratificati con pomici trachitiche da nere a rosse, lapilli, bombe, lave e tufi. Il punto di ritrovamento è sul bordo occidentale del cratere, dove la sedimentazione comprende depositi alluvionali, eluviali e colluviali. Sono presenti sabbie e ghiaie epiclastiche, anche con blocchi rocciosi. Il rimaneggiamento di piroclastiti, tufi e lave è evidente ed è proseguito dall’Olocene superiore fino a oggi. L’ossidiana è in parte arrotondata, in parte clastica e generalmente molto alterata. I frammenti raggiungono le dimensioni di una pallina da tennis e presentano evidenti inclusioni di feldspato. A seconda del grado di alterazione, la lucentezza è vetrosa e brillante oppure opaca. La roccia è opaca, la superficie può essere fortemente corrosa e fragile; sulle fratture fresche è ben visibile la caratteristica frattura concoide nella massa nera intensa.

Altri siti di ritrovamento a Ischia

Altri siti di ossidiana a Ischia furono descritti già nel 1872 da Fuchs e si trovano presso i vulcani Monte Rotaro e Monte Tabor nel nord dell’isola, a Punta Imperatore e Punta della Cima nel sud-ovest, sul Monte Trippodi e sul Monte di Campagnano a est. La tabella seguente riassume le sue osservazioni.

Altaner, S., Demosthenous, C., Pozzuoli, A., & Rolandi, G. (2013). Alteration history of Mount Epomeo Green Tuff and a related polymictic breccia, Ischia Island, Italy: evidence for debris avalanche. Bulletin of volcanology, 75(5), 718.

Brown, R. J., Orsi, G., & de Vita, S. (2008). New insights into Late Pleistocene explosive volcanic activity and caldera formation on Ischia (southern Italy). Bulletin of Volcanology, 70(5), 583-603.

Okrusch, M., & Matthes, S. (2013). Mineralogie: eine Einführung in die spezielle Mineralogie, Petrologie und Lagerstättenkunde. Springer-Verlag.

Vezzoli, L. (Ed.). (1988). Island of Ischia. Consiglio nazionale delle ricerche.

VINX, R. (2015): Gesteinsbestimmung im Gelände; Springer-Verlag Berlin Heidelberg, 4ª edizione

MCCANN, T. & VALDIVIA MANCHEGO, M. (2015): Geologie im Gelände – Das Outdoor-Handbuch; Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2015

FAURIA, K.E.; MANGA, M. & WIE, Z. (2017): Trapped bubbles keep pumice afloat and gas diffusion makes pumice sink; Earth and Planetary Science Letters, 460; pp. 50-59

Fuchs, C. W. C. (1872). Die Insel Ischia, Mineralogische Mittheilungen, fasc. 4, 199-238.

Orsi, G., De Vita, S., & Di Vito, M. (1996). The restless, resurgent Campi Flegrei nested caldera (Italy): Constraints on its evolution and configuration. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 74(232), 179–214.

Poli, S., Chiesa, S., Gillot, P.Y., Gregnanin, A., Guichard, F. (1987). Chemistry versus time in the volcanic complex of Ischia (Gulf of Naples, Italy): evidence of successive magmatic cycles. Contrib. Mineral. Petrol., 95-3, 322-335.

Sbrana, A., Marianelli, P. und Pasquini, G. (2018). Volcanology of Ischia (Italy). Journal of Maps, 14, 494–503.