Als Tuff bezeichnet man verfestigte pyroklastische Ablagerungen. Damit entsteht es aus dem vulkanischen Auswurfmaterial. Entsprechend seiner Korngröße wird er klassifiziert in Aschetuff (< 2mm), Lapillituff (2 – 64 mm) und Tuffbrekzien (> 64 mm). Wenn das Gesteinsmaterial des Tuffes eine einheitliche chemische Zusammensetzung aufweist, kann dieser auch nach der Gesteinsart benannt werden, z.B. als Trachyttuff oder Phonolithtuff.

Entstehung von Tuff

Bei explosiven Vulkaneruptionen werden das Magma und die umliegenden Gesteine stark fragmentiert und in die Luft geschleudert. Die so entstandenen Glas-, Mineral- und Gesteinsfragmente können aus der Luft am Land oder im Wasser sedimentiert werden. Werden sie daraufhin verfestigt, bildet sich ein Tuffgestein. Da sie sich also ähnlich wie klastische Sedimentgesteine (z.B. Sandstein, Tonstein) ablagern, kann man häufig im Gestein eine Schichtung erkennen. Demgegenüber steht noch eine zweite Gruppe der Tuffgesteine – die so genannten Schmelztuffe oder Ignimbrite. Diese entstehen aus sehr heißen Glutlawinen. Hier lässt sich nun keine Schichtung, dafür aber ein Fließgefüge beobachten. Bei einem Fließgefüge sind die verschiedenen Komponenten waagerecht zur Fließrichtung eingeregelt. Da die Schmelztuffe bei sehr viel höheren Temperaturen gebildet werden als „normale“ Tuffe sind sie auch etwas härter und kompakter als diese.

Der grüne Epomeo-Tuff von Ischia

Der grüne Epomeo-Tuff der Insel Ischia, wurde vor etwa 55.000 Jahren (Vezzoli 1988) während der bislang größten vulkanischen Eruption Ischias gefördert. Diese Eruption war so gewaltig, dass es (vermutlich mehrmals) zu Einbrüchen des geförderten Materials in die entleerte Magmakammer kam. Es bildete sich eine so genannte Caldera. In mehreren Phasen haben Glutlawinen mächtige Ignimbrite gefördert, die teilweise grobkristalline Komponenten aufweisen. Diese Komponenten sind für die Geologen ein Hinweis auf die teilweise Zerstörung der Magmakammer, da die Komponenten in dieser Menge und Größe hauptsächlich am Rand der Magmakammer vorkommen. Dieser Bereich wird normalerweise jedoch höchstens während der Endphase der Eruption ausgeworfen. Auf die gröberen Ignimbrite folgten noch weitere Glutlawinenablagerungen. Diese kann man in nordöstliche Richtung noch in 16 km Entfernung bis auf das Festland verfolgen. Damit stellt diese Phase den Höhepunkt der Eruption dar. Unklar ist jedoch die geographische Ablagerungssituation. Einige der Ablagerungen ähneln Ignimbriten, die unter Wasser abgelagert wurden. Andererseits zeigen einige Sequenzen auch Dünenstrukturen, wie sie nur an Land abgelagert werden können. (Brown et al. 2008)

Die grüne Farbe des Tuffs kommt hauptsächlich durch ein Mineral, das sehr viel 2-wertiges Eisen (Fe²+) eingebaut hat, der (Fe)-Illit (Altaner et al. 2013). In der zweiwertigen (reduzierten) Form weist Eisen eine typischerweise grüne Färbung auf, durch die Reaktion mit Sauerstoff in der Luft (Oxidation) nimmt es als 3-wertiges Eisen die typische rost-rote Farbe an. Das Mineral Illit entsteht bei Verfestigungsprozessen (Diagenese) von Sedimentgesteinen, hier also bei der Verfestigung des pyroklastischen Materials.

Besonders eindrucksvoll sind die Tuffformationen auf dem Monte Epomeo und an dessen Westflanke (Rione Bocca) zu beobachten. Außerdem ist in vielen älteren Häusern und den typischen Trockensteinmauern häufig der grüne Tuff der Insel verbaut.

Akkretionäre Lapilli sind 1-20 mm große, runde bis ellipsoidale Körper. Der Kern ist oft unstrukturiert und besteht aus groben Glasscherben. Er ist umgeben von konzentrischen Schalen aus feinen Aschepartikeln. Die akkretionären Lapilli entstehen bei phreatomagmatische Eruptionen, wie es sie auch auf der Insel Ischia in der Vergangenheit mehrfach gab. Infolge einer Eruption bildeten sich in der Eruptionssäule Gewitter und eine hohe Luftfeuchtigkeit. Dies hatte zur Folge, dass sich Asche miteinander verkleben und größere Aggregate bilden konnten, die aus feiner Asche bestehen.

Von außen sehen sich die Erbsen-großen Lapilli sehr ähnlich. Erst wenn Dünnschliffe angefertigt werden und wir einen Einblick in das innere dieser Aggregate bekommen, werden die Unterschiede ersichtlich. Wenn sie einen Kern aus größeren Einschlüssen haben und es zum Rand hin nur leicht fein körniger wird, wird von einem core-type gesprochen. Ist ein Kern aus z.B. einen Bimseinschluss erkennbar und zum Rand hin ist ein Saum aus feiner Asche zu erkennen, wird in der Geologie vom rim-type gesprochen. Die rim-type bilden sich hauptsächlich in Eruptionssäulen aus, aber können auch bei surge-Ablagerungen und pyroklastischen Strömen, wie der core-type entstehen.

Vorkommen akkretionärer Lapille auf der Insel Ischia

• Oberhalb der Scarrupata Bucht und in Piano Liguori gibt es viele helle Ascheablagerungen. Diese gehören zu der ca. 130.000 Jahre alten Lower-Scarrupata-di-Barano-Formation. An einem Weg in der Ortschaft Piano Ligouri, können diese Ascheschichten genauer untersucht werden. Es befindet sich an diesem Weg eine zwei Meter hohe helle Ascheschicht die noch sehr weich ist. In diesem Aufschluss sind auch akkretionäre Lapilli eingebettet. (40.71140176°N 13.94967958°O).
• Ein weiterer schöner Aufschluss ist oberhalb der Weingrotte in dem Thermalpark Giardini Poseidon Terme zu sehen. Die akkretionären Lapilli sind hier in einer Tuffsteinschicht eingebettet, die zur ca. 43.000-33.000 Jahre alten Citara-Formation gehören. Der Aufschluss oberhalb des Parks hat eine Höhe von ca. acht Metern und im unteren Teil der eine Mächtigkeit von einem Meter besitzt sind immer wieder Schichten zu sehen, die akkretionäre Lapilli beinhalten. In der unteren Schicht mit einer Mächtigkeit von ungefähr 70cm, sind Asche, Lapilli und akkretionäre Lapilli abgelagert. In einer Ascheschicht von 7cm Mächtigkeit, sind ausschließlich die akkretionären Lapilli eingebettet. 
• In Succhivo befindet sich ein zwei Meter hoher Aufschluss gegenüber eines Künstlerateliers (40.704236°N 13.888401°O). Die Ascheablagerungen sind gut sortiert und in einer Schicht von 0,5m befinden sich die akkretionären Lapilli. Durch die Erodierung mancher dieser Aggregate, wie in Abbildung 1 ersichtlich ist, weisen diese auf den rim-type hin. Genauere Aussagen könne aber erst getroffen werden, wenn die akkretionären Lapilli als Dünnschliff unter einen Mikroskop untersucht werden. Dies ermöglicht die Festlegung der types an den Aufschlüssen.

Der Name Bims entspringt dem lateinischen Wort pumex und leitet sich von spuma ab, was so viel bedeutet, wie der Schaum. Weiter über den althochdeutschen Begriff bumiz, bildete sich der heutige Name Bims oder Bimsstein. Bimsstein ist ein meist helles, blasenreiches Gesteinsglas, welches zu den juvenilen Pyroklasten gezählt wird. Pyroklasten sind Gesteine, die durch vulkanische Prozesse entstehen. Auf der Insel Ischia ist er sehr häufig anzutreffen.

Eigenschaften von Bimssteinen

Das auffälligste Merkmal eines Bimssteins ist die sehr poröse, stark blasenreiche und glasige Optik. Die Blasen können sowohl rund als auch parallel gestreckt sein und die Größe reicht von Zehntel-Milimetern bis hin zu einigen Zentimetern. Sie bilden keine erkennbare Kristallstruktur aus und gelten deswegen als amorph. Bimssteine sind Produkte explosiven Vulkanismus und sie haben die gleiche chemische Zusammensetzung wie das Magma, welche von intermediär bis sauer reichen kann. Die Farbgebung kann stark variieren. So sind Bimssteine mit einer basaltischen Zusammensetzung eher schwarz und weisen große Blasen auf. Wohingegen bei steigendem Luftgehalt und abnehmender Blasengröße die Farbe zunehmend heller wird. Es wird jedoch ein breites Farbspektrum von gelb über grau und rötlich abgedeckt. Auch Einlagerungen wie vulkanisches Glas oder andere Kristalle können das Erscheinungsbild verändern. Die Mohs-Härte beträgt etwa 5.

Schon beim Aufsammeln fällt das geringe Gewicht auf, was dem Gestein eine besondere Eigenschaft zukommen lässt: er ist schwimmfähig. Der Grund dafür sind die zahlreichen Poren. Die Poren im Bimsstein können bis zu 85% des gesamten Volumens ausmachen und sie sind alle offen und miteinander verbunden. Diese Öffnungen sind extrem klein. Werden sie nun von Wasser benetzt, bildet dieses aufgrund der Oberflächenspannung einen Film, der das Gas in den Poren einschließt und ein Vollsaugen verhindert. Das Gas diffundiert sehr langsam und mitunter können Jahre vergehen, bis sich Bimssteine so sehr mit Wasser voll saugen, dass er untergeht.

Entstehung von Bimssteinen

Bimssteine entstehen bei gasreichen vulkanischen Eruptionen. Dabei begünstigen SiO2-reiche Magmen die Bimssteinbildung, da diese in der Regel gasreicher sind.

Die häufigsten volatilen Gase in Magmen sind: Wasser (H2O) und Kohlenstoffdioxid (CO2). Wird das aufsteigende, gasreiche Magma durch den Abfall des lithostatischen Drucks in einer oder mehrerer Gasphasen übersättigt, entstehen zunächst Blasenkeime. Anschließend wachsen die Blasenkeime aufgrund der Diffusion der magmatischen Gase in die Blasen hinein. Eine zusätzliche Volumenausdehnung der Gase geschieht als Folge der Druckabnahme beim Aufstieg des Magmas. Auf diese Weise bildet sich ein Blasenschaum, der unter Überdruck steht. Wenn der Volumenanteil nahe der Erdoberfläche schließlich 75-85% übersteigt, kommt es zur explosiven Entgasung und Fragmentierung (also Zerkleinerung) des Blasenschaums. Wegen der sehr schnellen Abkühlung an der Erdoberfläche hinterlassen die entweichenden Gase Hohlräume, die nicht so schnell verfüllt werden können. Die Hohlräume sind also nichts weiter, als die ehemaligen Gasblasen der Gesteinsschmelze.

Der Obsidian zählt, wie der Bimsstein, zu den vulkanischen Gläsern, die durch eine sehr schnelle Abkühlung aus einer Gesteinsschmelze entstehen. Seinen Namen verdankt der Obsidian dem Römer Obsius, welcher in der Antike das Gestein in Äthiopien entdeckte.

Eigenschaften von Obsidian

Das vulkanische Glas ist amorph, fest, dicht, glänzend, undurchsichtig, relativ hart und sehr scharfkantig. Außerdem ist, wegen der fehlenden Spaltbarkeit, ein muscheliger Bruch für den Obsidian charakteristisch. Neben den überwiegend schwarzen Obsidianen kommen auch andersfarbige Varietäten der Obsidiane vor. Dazu gehören der goldbraune Regenbogenobsidian, der graue Silberobsidian, oder der rotbraune Mahagoniobsidian. Verantwortlich für die Farbe sind verschiedene Minerale. Schwarze Obsidiane enthalten kleine Mengen Magnetit, während rotbraune Obsidiane Hämatit enthalten. Obsidiane mit weißen, strahlenförmigen Kristallen aus Cristobalit (Hochtemperatur-Modifikation von SiO2) werden als Schneeflocken-Obsidiane bezeichnet.

Entstehung von Obsidian

Obsidiane entstehen meist aus sauren, selten aus intermediären Gesteinsschmelzen, deren Massenanteil an Wasser 3-4% beträgt. Kommt es im Zuge des Aufstiegs von Magma zu einer plötzlichen Vulkaneruption, gelangt die heiße Gesteinsschmelze an die Oberfläche und wird - aufgrund des großen Temperaturunterschiedes - so schnell abgeschreckt und verfestigt, dass keine gesteinsbildenden Minerale kristallisieren können. Wie alle vulkanischen Gläser, ist Obsidian metastabil und verwittert daher sehr schnell. Ein häufiger Vorgang dabei ist die Verglasung bei der Kristalle in Form von Spärolithen gebildet werden. Zu diesen radialstrahligen Mineral-Aggregaten gehört der Cristobalit.

Kulturelle und industrielle Bedeutung

Obsidian wurde schon in den Jungsteinzeit (in Europa von ca. 5.500 v. Chr. bis ca. 2.200 v. Chr.) dank seiner Härte und scharfen Kanten zur Werkzeug- und Waffenherstellung genutzt. Da er im Gegensatz zu Feuerstein leichter zu bearbeiten war, schärfer ist und zudem ansprechender aussieht, wurde er zu einem wertvollen Handelsgut. Geschliffener und polierter Obsidian aus dem alten Rom wurde als Spiegel verwendet. Aus Asien sind Gefäße und aus Amerika Skulpturen (z. B. Götterfiguren) aus dem vulkanischen Gestein bekannt. Heutzutage, wird er wegen seiner Farben und Muster (Schneeflockenobsidian) vor allem als Schmuckstein verwendet.

Obsidianvorkommen auf Ischia

Es gibt nur wenige Orte, an denen Obsidian in größeren, abbauwürdigen Mengen vorkommt, wie zum Beispiel auf den liparischen Insel bei Sizilien. Auch auf der Insel Ischia kommen die vulkanischen Gläser meist nur als kleine Fragmente, selten in Blöcken bis zu einem halben Meter vor. Der Obsidian wurde als Folge von Eruptionen ausgetragen und zeichnet sich meistens durch seine tiefschwarze Farbe aus. Darüber hinaus findet man Obsidian als Anschwemmung in Vertiefungen (z.B. Vulkankrater) als alluviale und eluviale Ablagerung. Durch die Untergliederung der vulkanischen Entstehung durch Sbrana et al. (2018) und meinen eigenen Funden kann von einer Ablagerung von Obsidian während den Phasen 4 und 5 ausgegangen werden. In Phase 4 (vor 29.000–13.000 Jahren) setzte die vulkanische Aktivität auf der Insel Ischia wieder ein. Die Ereignisse waren von eruptiver Natur, welche explosiv Pyroklastika, Tuffe und Schlacken zur Ablagerung brachten. In Phase 5 (vor 10.000–5.000 Jahren) wurden Pyroklastika, Tuffe und Brekzien abgelagert sowie geschichtete weiße trachytische Aschen mit dünn eingeschalteten Schichten von grober Asche und Lapillischichten. Meistens liegt Obsidian in klastischen Fragmenten mit starker Verwitterungsstruktur vor. Er ist, außer im Bereich Scarrupata di Barano, stets mit Feldspäten durchzogen. Die Feldspäte erreichen Ausmaße von bis zu 1 cm, sie sind durch ihre vollkommene Spaltbarkeit und ihrem tafeligen sowie prismatischen Habitus identifizierbar. Sie sind durchscheinend verlieren durch das Erodieren teils stark an dieser Eigenschaft.

Fundstellen

Der Obsidian ist rund um die Insel gegenwärtig. Sämtliche Sandstrände, egal ob am Marontistrand oder am der Strandbereich von Casamicciola, weisen Obsidiananteile auf. Es sind auch größere, gut gerundete Obsidiankiesel auffindbar.

• Die Pelara Bucht befindet sich im SSW der Insel. Der Monte di Panza trennt sie von der Sorgeto Bucht. In der Cava Pelara ist eine Abfolge von Falloutschichten mit Trachytschlacken, gelben Tuffbrekzien in Abwechslung mit Bimsstein, dichten Obsidianblöcken, Laven und Tuffen auffindbar. Nächst einer massiven Störung ist Obsidian in anstehendem grauen Tuff als Pyroklast enthalten. Er zeigt sich in brüchiger Form mit glasigen Glanz. Feldspäte durchziehen das schwarze massige Gestein einschlussartig, eine Schieferung oder Lineation ist nicht erkennbar. Das Gestein hat auf den muscheligen Bruchflächen einen intensiven Glasglanz. Beim Anschlagen fällt bereits die sehr unterschiedliche Schlagzähigkeit auf. Einige Proben zersplittern sehr leicht, während andere sehr schlagresistent sind. Dies ist auf die verschiedenen Verwitterungszustände und die unterschiedlichen Größen der eingeschlossenen Feldspäte zurückzuführen. Aufgrund der niedrigen Verwitterungsresistenz des Tuffes und der massiven Störung im Aufschlussbereich zieht sich ein Schuttfeld bis zum Pfad, der zum Meer führt. Dieses Schuttfeld transportiert weitere Obsidiane. Diese sind meist zerbrochen und stark verwittert.
• Der Monte di Panza bildet die östliche Flanke der Pelara Bucht. Im Wesentlichen handelt es sich um plinianische Ablagerungen, die durch trachytische weiße Bimsstein - Lapilli - Schichten aufgebaut werden. Epiklasten und Paläosole unterbrechen die Schichtung. Darüber liegt eine Folge von Falloutschichten aus weißen trachytischen bimsartigen Lapillen, Bomben und schlecht sortierten weißen Ascheablagerungen. Die Ablagerungen stammen von Ausbrüchen vor der Küste, nordwestlich von Punta Imperatore. Alter: K/Ar 17.800–18.800 +/– 3.000 Jahre B.P. Poli et al. (1987). Der Obsidian ist direkt im Lockersediment auffindbar. Die Fundstücke sind bis zu Faustgroß, zeigen meist aber starke Verwitterungserscheinungen, welche auf die ungeschützte Lage zurück zu führen ist. Der Glasglanz ist mattiert, die Oberfläche ist spröde und brüchig, die eingeschlossenen Feldspäte sind teils vollständig aus dem Obsidian herauserodiert.
• Die Scarrupata di Barano liegt im SSE der Insel Ischia. Die Ablagerungen am Rande der Steilküste bestehen im Wesentlichen aus Pyroklastika, Tuffen und Brekzien. Die Schichten bestehen aus weißen trachytischen Aschen mit dünnen Schichten von dünenförmig sedimentierter grober Asche. Lapillischichten sind stetig dazwischen geschalten. Es handelt sich um die Ablagerungen einer phreatoplinianische Eruption. Alter: 14C 5585 +/– 300 Jahre B.P. Orsi et al. (1996). Der Obsidian ist im anstehenden Gestein auffindbar. Er liegt aber auch als Lockersediment auf. Das Gestein ist bis zu 0,4 m groß, teils stark verwittert, teils als Klasten mit klarem Glasglanz auffindbar. Feldspateinschlüsse sind selten, das Vulkanglas ist von homogener massiger Erscheinung. Die Farbe ist reinschwarz, teils sind die Fundstücke sehr spröde und in den Asche und Lapillischichten eingebettet.
• Der Campotese Krater befindet sich im SW der Insel Ischia. Es handelt sich in diesem Bereich um eine Abfolge von Falloutschichten aus weißen trachytischen bimsartigen Lapillen und Bomben. Schlecht sortierte feine weiße Aschelagen sind dazwischengeschaltet, Poli et al. (1987). Darunter befinden sich geschichtete Falloutschichten aus trachytischen schwarzen bis roten Bims, Lapilli, Bomben, Lavagesteinen und Tuffe. Die Fundstelle selber befindet sich am Westrand des Kraters. Die dortige Sedimentation beinhaltet alluviale, eluviale und kolluviale Ablagerungen. Epiklastischer Sand und Kies, auch mit Felsblöcken ist anzutreffen. Eine Überarbeitung von Pyroklastika, Tuffen und Laven ist erkennbar und vom oberen Holozän bis zur Gegenwart im Gange. Der Obsidian ist teils gerundet, teils klastisch und meistens stark verwittert. Die Fundstücke erreichen Tennisballgröße und werden von deutlichen Feldspateinschlüssen begleitet. Je nach Verwitterung ist der Glanz scheinend glasig oder mattiert. Das Gestein ist opak, die Oberfläche teils stark angegriffen und spröde, am frischen Bruch zeichnet sich der charakteristische Muschelbruch schön im tiefschwarzen Gestein ab.

Weitere Fundorte auf Ischia

Weitere Fundorte von Obsidian auf Ischia wurden bereits 1872 von Fuchs beschrieben und sind am Vulkan des Monte Rotaro und Monte Tabor im Norden von Ischia, bei Punta Imperatore und Punta della Cima im Südwesten, am Monti Trippodi, sowie am Monte di Campagnano im Osten anzutreffen. Die folgende Tabelle zeigt eine Übersicht seiner Beobachtungen.

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, 4. Auflage

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, h. 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.