Petrographie der Vulkanite nach den vulkanischen Provinzen Süditaliens

1. Allgemeine Petrographie der Vulkanite

1.1 Aufbau der Vulkanite

Vulkanite setzen sich überwiegend aus Quarz und Silikaten zusammen (Hauptgemengteile), die in die hellen (felsischen) und dunklen (mafischen) Minerale unterteilt werden. Die hellen Minerale sind siliciumreich und bestehen v.a. aus Ca-Na-K-Al-Silicaten. Die wichtigsten hellen Minerale sind: Quarz, Feldspäte (Orthoklas, Plagioklas), Foide (Nephelin, Leucit) und Glimmer (Muskovit).

Die dunklen Minerale sind siliciumärmer und reich an Mg-Fe-Ca-Silicaten, häufig Biotit, Amphibole, Pyroxene und Olivin.

Minerale, die 1-5 Vol.-% des Gesteins ausmachen, bezeichnet man als Nebengemengteile. Beispiele hierfür sind Zirkon, Apatit, Magnetit, Ilmenit, z.T. aber auch Biotit, Pyroxen, Olivin und Amphibol.

Anhand des Silicium-Gehalts lassen sich Vulkanite in saure (SiO2-Gehalt über 65%), intermediäre (SiO2-Gehalt von 52-65%) basische (SiO2-Gehalt unter 52%) und ultrabasische (SiO2-Gehalt unter 45%) Gesteine unterteilen (RICHTER 1992: SCHUHMANN 1985: 190).

1.2 Gefüge der Vulkanite

Das Gefüge umfaßt die Struktur und die Textur des Gesteins. Unter Struktur versteht man die Größe, Form und Verband der Kristalle. Typischerweise zeigen die Vulkanite eine feinkörnige Struktur, da infolge der raschen Abkühlung nur ein eingeschränktes Kristall- Wachstum möglich ist. Häufig ist die Struktur sogar mikrokristallin ausgebildet, so daß eine dichte Grundmasse entsteht.

In diese Grundmasse sind einzelne größere Minerale eingebettet, die als Einsprenglinge bezeichnet werden. Man bezeichnet solche Strukturen als porphyrisch. Die Einsprenglinge sind bereits in größerer Tiefe im Magma langsam auskristallisiert und sind vielfach mit den Bestandteilen der Grundmasse identisch. Bei sehr schneller Abkühlung ist sogar die Bildung eines glasigen amorphen Gesteins möglich z.B. Obsidian oder Bimsstein. Die Form der Minerale kann idiomorph (eigengestaltig) oder xenomorph (fremdgestaltig) sein. Idiomorphe Minerale sind auf ein unbehindertes Kristallwachstum im Magma zurückzuführen, wobei ein Zusammenhang mit der Ausscheidungsfolge aus der Schmelze besteht: Idiomorph sind die früh ausgeschiedenen Nebengemengteile, die mafischen Silicate und die felsischen Silicate. Xenomorphe Minerale kristallisieren dagegen spät aus und können dabei nur noch den Raum zwischen den vorher ausgeschiedenen Kristallen einnehmen. Als typisch xenomophes Mineral tritt der Quarz auf.

Die Textur kennzeichnet die räumliche Anordnung, d.h. die Raumlage, Verteilung und Raumausfüllung der Minerale. Die Textur vieler Vulkanite ist durch Entgasung hohlraumreich und porig. Die Hohlräume können nachträglich ausgefüllt werden z.B. durch Quarz, Calcit oder Achat, wodurch eine Mandelstein-Struktur (z.B. beim Melaphyr- Mandelstein) entsteht. Häufig zeigen Vulkanite Fließstrukturen, die die Fließrichtung der Lava in Form von langgezogenen Hohlräumen oder eingeregelten Einsprenglingen andeuten. Charakteristisch für dunkle Vulkanite sind säulenförmige Absonderungen (Basaltsäulen), die durch Kontraktion der abkühlenden Lava entstanden sind (RICHTER 1992: 229).

1.3 Klassifikation der Vulkanite

1.3.1 Streckeisen-Diagramm

Das Streckeisen-Diagramm ermöglicht eine Klassifizierung der Vulkanite. Berücksichtigt wird dabei nur der Gehalt (Vol.-%) an Quarz, Alkalifeldspat, Plagioklas und Foiden. Keine Gültigkeit besitzt das Diagramm für Gesteine mit einem Anteil an über 90% mafischen Mineralen. Bei der Bestimmung des Lagepunkts eines Gesteins wird zunächst eine Entscheidung für die obere oder untere Dreieckshälfte getroffen, abhängig vom Foid-Gehalt. Liegt er über 10 %, nimmt man die untere, ansonsten die obere Hälfte. Anschließend erfolgt eine Umrechnung des Quarz- (bzw. Foid), Alkalifeldspat-und Plagioklas-Anteils auf 100 %. Der so ermittelte Quarz-Wert wird parallel zur Linie A-P im Diagramm eingetragen. Dann werden die Alkalifeldpat- und Plagioklas-Werte auf 100 % umgerechnet, auf der Linie A-P abgetragen und eine Verbindungslinie von diesem Punkt zur Dreieckspitze bei Q bzw. F gezogen. Der Schnittpunkt mit der horizontalen Linie ergibt den Lagepunkt des Gesteins im Streckeisen-Diagramm (SCHUHMANN 1985: 195).

1.3.2 Rhyolith-Familie

Helle, saure Vulkanite mit hohem Quarz-Gehalt.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

1.3.3 Trachyt-Familie

Helle, feldspatreiche Vulkanite.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

1.3.4 Andesit/Basalt-Familie

Helle bis dunkle, intermediäre bis basische Vulkanite.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

1.3.5 Pikrit-Familie

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Quelle: verändert nach SCHUHMANN 1985: 196 ff.

2. Die Vulkanischen Provinzen Süditaliens

2.1 Somma-Vesuv

Mineralogisch ist der Somma-Vesuv sehr interessant, über 180 Minerale (kontaktmetamorphe Minerale und z.T. sehr seltene Sublimationsprodukte, v.a. Chloride und Sulfate) treten auf.

Die gesteinsbildenden Minerale des Somma-Vesuvs sind Leucit, Plagioklas, Sanidin und Pyroxen (v.a. Augite). Sanidin fehlt in den meisten Vesuv-Laven und beschränkt sich fast nur auf die Somma-Vulkanite. Untergeordnet kommen Olivin, Biotit und Apatit vor. Die Plagioklase des Vesuvs sind deutlich Ca-reicher als die des Sommas. Ursache hierfür ist eine Karbonat-Assimilation (Lösungs-Reaktion der Schmelze mit dem Nebengestein, keine Aufschmelzung).

Sehr häufig findet man Auswürflinge und kontaktmetamorphe, völlig umgewandelte TriasDolomite. Ein Teil dieser Kontaktmetamorphite bildete sich ohne magmatische Stoffzufuhr. Hierzu zählen zunächst marmorisierte Kalke und Dolomite sowie gefrittete Sandsteine. Sie haben keine stoffliche Veränderung erfahren. Ein Stoffverlust trat aber bei gebrannten Kalken (CaO) und Dolomiten auf (PICHLER 1970 a: 179, 180, 182, 183).

Ein anderer Teil entstand unter magmatischer Stoffzufuhr. Dabei lassen sich die teilweise ummineralisierten Karbonat-Silikatfelse (Mamore mit Forsterit, Diopsid, u.a.) und die völlig ummineralisierten Silikatfelse (z.B. Glimmer-Pyroxen-Felse, Forsterit-Diopsid-Felse) unterscheiden. Weit verbreitet sind auch Subvulkanite (Ausscheidungen in der Magma- Kammer und im Schlot). Sie enthalten typische, aus der Schmelze ausgeschiedene Kontaktminerale (z.B. Augit, Anorthit, Biotit, Leucit) und werden als Syenite, Monzonite, Leucit-Foidite u.a. bezeichnet.

Cumulithe sind durch gravitative Agglomeration der mafischen Minerale (v.a. Pyroxen und Biotit) in den tieferen Herdteilen entstanden. Es handelt sich um Pyroxenite, Biotit-Pyroxenite oder Biotitite.

Autopneumatomorphe Gesteine entwickelten sich durch die Einwirkung der entweichenden Magma-Gase auf bereits erstarrte Herdpartien. Dabei kam es zu typischen Neubildungen von Nephelin, Hämatit u.a. Der Leucit wird häufig in ein Gemenge von Sanidin und Sodalith und von Sanidin, Nephelin und Hauyn oder in Analcim oder Davyn-Nephelin umgewandelt (PICHLER 1970 a: 181, 182).

Der Ur-Somma ist aus Sodalith-Nephelin-Phonolithen aufgebaut. Oberflächlich sind sie aber nicht anstehend und nur in Form von Bimssteinen vertreten. Petrographisch stehen sie den Vulkaniten der Phlegräischen Felder viel näher als den Gesteinen des Somma-Vesuvs. Ihre Entstehung aus dem Somma-Vesuv-Stamm-Magma lässt sich durch eine pneumatolytische verbunden mit gravitativer Differentiation erklären.

Der Alt-Somma ist v.a. durch phonolithische Leucit-Tephrite (auch olivin-führende Latite) gekennzeichnet.

Der Jung-Somma besteht v.a. aus phonolithischen, foid-reichen Leucit-Tephriten.

Der eigentliche Vesuv setzt sich hingegen v.a. aus tephrititischen Leucitite zusammen. Die Gesteins-Abfolge vom Ur-Somma zum Vesuv stellt eine zeitliche Entwicklung dar, die ihre Ursache in einer Kombination von zunehmender Dolomit-Assimilation und pneumatolytischer Differentiation hat (PICHLER 1970 a: 165, 174, 175). Diese Veränderung des Chemismus ist in Abb.1 erkennbar.

Mit der Bildung des Somma-Vesuv-Herdes inmitten von Trias-Dolomiten begann eine Reaktion zwischen dem latitischen Stamm-Magma und dem Nebengestein, bei der es zu einer Neubildung von Pyroxen und Leucit unter Verlust von Sanidin und Dolomit kam. Dadurch wurde die Schmelze immer stärker petrochemisch verändert: Es entwickelte sich eine zunehmend leucit-haltige Schmelze, die Foidität nimmt also zu. Daher nimmt in der Reihe der Somma-Vesuv-Gesteine Leucit und Pyroxen progressiv zu. Der SiO2-Gehalt nimmt ab, da die Bildung des Pyroxens dem Magma Silicium entzieht (Desilifizierung). Das Pyroxen sinkt aufgrund seiner Masse im Magma ab und reichert sich in der Tiefe an. Daher sind unter den Auswürflingen Pyroxen-Cumulithe sehr verbreitet. Belege für die Dolomit-Assimilation sind die zahlreichen hoch-kontaktmetamorphen Trias-Dolomit-Auswürflinge sowie CO2-Mofetten (das entweichende CO2 stammt aus der Karbonat-Assimilation) (PICHLER 1970 a: 167, 168, 170).

Die Desilifizierung ist neben Karbonat-Assimilation vor allem auf pneumatolytische Differentiation zurückzuführen: Durch Druckgefälle im Herd und im Schlot vor allem in längeren Ruhezeiten der vulkanischen Aktivität besteht ein dauernder Fluß von pneumatophilen, wanderfreudigen Komponenten (dabei dominieren Anionen wie OH-, CO32-, Cl-, F-, und S² -; Kationen: v.a. K, Fe, P, Mn, Mg und Ti neben Spurenelementen) in Richtung des geringeren Drucks (höhere Herd-und Schlot-Niveaus). Die im Magma aufsteigenden Gase führen die Komponenten mit sich, die in den obersten Niveaus angereichert werden und damit den Chemismus ändern und Kontaktmineralien bilden. Ein größerer Teil der fluiden Stoffe bildet Sublimationen wie Halit, Molysit u.a. oder entweicht in die Atmosphäre. Dieser Na-Verlust (Atmosphäre und an den Kontakthof) führt zu einer relativen Kalium- Anreicherung im Magma. Er äußert sich im verbreiteten Auftreten von Na-reichen Mineralen (Nephelin u.a.) in kontaktmetamorphen Auswürflingen sowie dem Dominieren von NaCl in Fumarolen-Absätzen. Die K-Anreicherung führt in Verbindung mit dem Kieselsäure-Defizit zur Leucit-Bildung.

Hinzu kommen gravitative Differentiations-Prozesse: Die schweren mafischen Minerale (Pyroxen, Olivin) sinken ab.

In langen Ruhezeiten bewirkten Differentations-Prozesse durch Gastransport und gravitative Kristallabscheidung eine Bildung von leichteren, gasreichen, an mafischen Gemengteilen arme Magmen (Bimssteine) in höheren Niveaus des Herdes und Schlotes (PICHLER 1970 a: 172). Man erkennt, daß der Ur-Somma aus alkalifeldspatreichen Gesteinen mit mäßigem Foidgehalt aufgebaut ist. Der Alt- und Jung-Somma ist durch eine starke Zunahme der Plagioklase gekennzeichnet, wobei der Jung-Somma z.T. schon recht foidreich ist. Die Gesteine des Vesuv sind am foidreichsten.

2.2 Ätna

Der Ätna ist mineralogisch nur von geringem Interesse.

Die gesteinsbildenden Minerale sind Plagioklas, Klinopyroxen, Olivin, Erz (Mongibello- Stadium fast immer Titanomagnetit, in den älteren Stadien Ilmenit) und bräunliches Glas. Die jungen Laven besitzen meist hohe Anteile (30-50 %) von porphyrischen Plagioklas- Einsprenglingen. Der Gehalt an Einsprenglingen und das Gefüge ist bei gleichem Chemismus von der Temperatur, Gasgehalt und der Viskosität des Magmas sowie Entfernung vom Austrittsort abhängig. Es lassen sich vier Lava-Typen unterscheiden: 1. Laven mit Einsprenglingen von Plagioklas, Kilnopyroxen und Olivin. 2. Laven mit Einsprenglingen von Plagioklas und Klinopyroxen. 3. Laven mit überwiegend Einsprenglingen von Plagioklas. 4. Laven ohne oder mit sehr wenig Einsprenglingen (PICHLER 1984: 150-153, 171). Die wichtigsten Gesteinstypen sind:

- Tholeiitolivinbasalte (Aci Castello- und Simeto-Stadium)
- Alkalibasalte (Aci Castello-, Simeto- und Älteres Mongibello-Stadium)
- Alkalihawaiite (Aci Castello-, Simeto- und Älteres Mongibello-Stadium)
- Alkalimugearite (Post-Trifoglietto-Stadium und Älteres Mongibello-Stadium)
- Nephelin-Phonotephrite und -Phonobasanite (v.a. Mongibello-Stadium) Die Lage der einzelnen Stadien ist in Abb. 2 und 3 ersichtlich.

Die Alkalimugearite und Nephelin-Phonotephrite / -Phonobasanite machen etwa 60 % der Gesteine aus. Der Anteil von Basalten i.e.S. beträgt nur 10,5 %. Damit ist der Ätna einer der selten basaltischen Vulkane, die nur einen kleinen Anteil an Basalten i.e.S. besitzen. Der Großteil der Gesteine besitzt alkalinen Charakter.

Der durchschnittliche SiO2-Gehalt der wichtigsten Gesteine mit Ausnahme der Alkalimugearite liegt unter 50 %. Lediglich die Gesteine des Aci Castello- und des Simeto- Stadiums entsprechen in ihrem Chemismus einem Basalt. Vom Aci Castello- bis zum Ende des Post-Trifoglietto-Stadiums sind die Magmen durch eine stetige Zunahme von SiO2 und der Alkalien sowie einer gegenläufigen Abnahme von Eisen, Magnesium und Calcium gekennzeichnet. In den anschließenden Stadien läuft die Entwicklung entgegengesetzt (PICHLER 1984: 156-159).

Die Entstehung der Gesteinstypen geht auf drei unterschiedliche Stamm-Magmen zurück. Die Tholeiitbasalte und die Tholeiithawaiite bildeten sich aus einem subalkalinen Stamm-Magma durch eine Gravitations-Differentation. Bei diesem Prozeß kristallisierten aus dem Stamm- Magma bei sinkender Temperatur Minerale (Olivin, Pyroxen, Plagioklas und Amphibol) aus, wodurch die Zusammensetzung der Schmelze verändert wurde. Generell bedeutete dies ein Entzug von Magnesium, Eisen und Calcium infolge der Kristallisation von Olivin, Pyroxen und Ca-Plagioklas. Durch Absinken der ausgeschiedenen Kristalle erfolgte eine Trennung von der Schmelze. Die Erstarrung der neu zusammengesetzten Schmelze ergab dann die angeführten Gesteine.

Die Alkalimugearite und eventuell ein Teil der Alkalihawaiite entstanden aus einer kaliumreicheren, jedoch eisen- und magnesiumärmeren alkalinen Ausgangsschmelze durch eine gravitative Differentation.

Die Nephelin-Phonotephrite und -Phonobasanite gingen aus demselben Stamm-Magma hervor mit dem Unterschied einer starken Beteiligung von pneumatolytischen Differentiationsprozessen. Die Alkalibasalte und eventuell ein Teil der Alkalihawaiite stammen von einer kaliumärmeren, jedoch eisen- und magnesiumreicheren alkalinen Schmelze ab und bildeten sich durch Gravitations-Differentation.

Die Entstehung des subalkalinen Stamm-Magma ist auf den Aufstieg eines Mantel-Diapirs zurückzuführen: Das heiße Mantel-Material führte zu einer Aufschmelzung der überlagernden Kruste. In etwas größeren Tiefen lief die Bildung der zwei alkalinen Stamm-Magmen durch eine partielle Aufschmelzung im Oberen Erdmantel ab (PICHLER 1984: 162-169).

2.3 Phlegräische Felder

Die Vulkanite der Phlegräischen Felder sind sehr uniform ausgebildet. Es herrschen foid- führende Trachyte, Alkalitrachyte und sodalith-führende Phonolithe vor. Die Gesteine entwickelten sich aus einem trachytischen Stamm-Magma durch pneumatolytische Differentiation in Kombination mit mäßiger Gravitations-Differentiation. Die pneumatolytische Differentiation führte zu einer gasförmigen Zufuhr von Komponenten in den höheren Teilen des Herdes, wodurch dort v.a. Natrium und Kalium angereichert wurde. Um diese abzusättigen, wurde der Schmelze Silicium entzogen. Die so an Silicium untersättigte Schmelze hatte zur Folge, daß Foide wie Nephelin und Sodalith anstatt Plagioklas entstanden.

Das Stamm-Magma bildete sich infolge einer Aufschmelzung von Krustenmaterial.

Gesteinsbildend ist zum Hauptteil Sanidin (bis zu 85 Vol.-%). Bei den Trachyten kommt Plagioklas hinzu. Häufig findet man Plagioklas-Kerne, die von Sanidin ummantelt sind. Die Foide Nephelin und Sodalith erreichen bis zu 14 Vol.-%. Mafische Minerale sind nur gering vertreten, den größten Anteil (bis etwa 10 Vol.-%) macht Augit aus (PICHLER 1970 b: 33, 35).

2.4 Äolische Inseln

Generell lassen sich die Gesteine der Äolischen Inseln in eine normal-kalkalkaline und eine kalium-reiche kalkalkaline (shoshonistische), jüngste Gruppe unterteilen. Die normal- kalkalkinen Gesteine kommen auf Lipari und den umliegenden Inseln Salina, Filicudi, Alicudi und Panarea vor. Es handelt sich um Andesite (die aber auf Lipari fehlen), Quarz- Latiandesite, Dacite, Rhyodacite, Rhyolithe sowie Alkalirhyolithe.

Die shoshonistischen Gesteine bauen die übrigen Inseln, darunter Stromboli und Vulcano, auf. Diese unterkieselten Vulkanite sind durch hohe Alkaliengehalte, insb. Kalium, bei niedrigem SiO2-Gehalt gekennzeichnet. Die SiO2-Untersättigung zeichnet sich durch das Auftreten von Leucit und/oder Olivin aus. Vertreter der Shoshonite sind Latite, LeucitTephrite, Leucit-Phonotephrite und Trachyte.

Die Gesteine lassen sich auf verschiedene Stamm-Magmen zurückführen. Das Stamm- Magma A stellt eine quarz-latiandesitische Schmelze dar, die einer Kristallisations- Differentation unterlag. Mafische Gemengteile (Pyroxen, Olivin) und basische Plagioklase wurden abgeschieden, wodurch der Schmelze Eisen, Magnesium und Calcium entzogen und gleichzeitig Silicium und Alkalien relativ angereichert wurden. Auf diese Weise bildeten sich die andesitischen bis rhyodacitischen Vulkanite auf Lipari (PICHLER 1990: 34, 38, 39, 46, 47, 49, 50). Abb 4. verdeutlicht den Ablauf der Differentation.

Das Stamm-Magma B-I ist eine saurere, kalium-reichere Schmelze als A. Als Folge einer Kristallisations-Differentiation entstanden die Gesteine der Periode II und die jüngeren der Periode I auf Lipari.

Das Stamm-Magma B-II bildete die Gesteine der Periode III und IV auf Lipari sowie den Lentia-Komplex auf Vulcano. Es handelt sich um eine sehr saure und kalium-reiche Schmelze (durch Aufschmelzung von Kruste, wofür u.a. die ungewöhnlich hohen Thorium- und Uran- Gehalte sprechen), weswegen die Kristallisations-Differentiation stark einschränkt ist. Bei der Schmelze auf Lipari fehlt sie völlig, lediglich beim Lentia-Komplex trat die Kristallisations- Differentiation geringfügig in Erscheinung.

Das Stamm-Magma B-III trat am Fossa auf Vulcano in Erscheinung. Es stellt eine trachytische Schmelze dar, die durch Aufschmelzung von Krustenmaterial überkieselt wurde. Das Stamm-Magma B-IV ist als leicht unterkieselte latibasaltische bis latiandesitische Schmelze charakterisiert, aus der sich der Neo-Stromboli entwickelte. Gravitations- und pneumatolytische Differentiation führten zu einer Alkalien-Anreicherung und damit zur Bildung von olivin-führenden Latiandesiten, Olivin-Latiandesiten, Olivin-Latiten und Phonotephriten.

Das Stamm-Magma B-V ist im Vergleich zu B-IV eine saurere und kalium-reichere Schmelze. Die pneumatolytische Differentiation lief wesentlich weitgehender ab. Aus ihr enstanden die Vulkanite des Alt-Vulcano und Vulcanello (PICHLER 1990: 51-53).

2.4.1 Lipari

Die Vulkanite von Lipari stellen Quarz-Latiandesite der Periode I, SiO2 -reichere Quarz- Latiandesite, Quarz-Latite, Dacite und Rhyodacite der Periode II sowie noch SiO2-reichere alkaliryolithische und rhyolitische Gesteine der Perioden III und IV dar. Von den Quarz- Latiandesiten der Periode I existiert eine Ausbildung mit vorwiegend Klinopyroxen- Einsprenglingen und eine andere mit vorherrschend Plagioklas-Einsprenglingen. Dieser Unterschied ist durch unterschiedliche Wasserdampfdrücke in den Magmakammern bedingt. Die Gesteine der Periode II weisen hohe Gehalte an Plagioklas-Einsprenglingen auf. Geochemisch unterscheiden sie sich von den Gesteinen der Periode I entscheidend durch ihren höheren Kalium-Gehalt.

Zunächst bildete sich das Stamm-Magma der Periode I. Infolge einer Gravitations- Differentation von femischen Gemengteilen und basischem Plagioklas entstanden die Quarz- Latiandesite und untergeordnet dunklere Quarz-Andesite. Die Gesteine der Periode II stammen aus einer eigenen, kaliumreicheren Schmelze, dessen Entwicklung durch eine Resorbtion von Metamorphiten und Plutoniten des Grundgebirges beeinflußt wurde. Dabei kam es zu einer nahezu vollständigen Aufschmelzung dieser Gesteine. Belege hierfür sind neben dem Vorkommen von typischen metamorphen Mineralen (wie z.B. Korund, Zirkon, Granat und Rutil) zahlreiche Metamorphit-Einschlüsse (v.a. Hornfelse). Die Gesteine der Periode IV bildeten sich aus einem extrem sauren, überhitzten Magma, d.h. dessen Temperatur höher war als die Kristallisationstemperatur der mafischen Minerale. Daher fand keine intratellurische Kristallisation statt (PICHLER 1990: 87-91).

2.4.2 Vulcano

Charakteristisch für Vulcano sind Leucit-Tephrite, die den größten Teil der Plateau-Laven ausmachen und auch in der Piano-Caldera erscheinen. Der hohe Kalium-Gehalt (bis 5 %) in Verbindung mit relativ niedrigen SiO2-Gehalten bedingt eine SiO2-Untersättigung, wodurch Leucit auftritt. Der Leucit kommt nur in der Grundmasse auf ohne makroskopisch erkennbar zu sein.

Der Alt-Vulcano wird zum größten Teil aus olivin-führendem Latiandesiten bis Latiten aufgebaut.

Die Gesteine der Fossa werden im Laufe der Zeit zunehmend saurer. Mit leicht unterkieselten Trachyten beginnend verläuft die Entwicklung zu überkieselten Trachyten und weiter zu Quarz-Trachyten, Quarz-Alkalitrachyten und Alkalirhyolithen. Zumindest ein Teil dieser Gesteine ist infolge einer Assimilation von Krustenmaterial entstanden. Der Lentia-Komplex weist stark überkieselte Vulkanite, Rhyolithe und Quarz-Latite, auf. Bei ihrer Entstehung hat die Aufschmelzung von Krustenmaterial eine entscheidende Rolle gespielt.

Am Pta. del Roveto sind leicht foid- bis quarz-führende Latite bis Trachyte vertreten (PICHLER 1990:150-153).

2.4.3 Stromboli

Der Paläo-Stromboli ist aus SiO2-übersättigten, alkalienreichen Latiandesiten, Quarz- Latiandesiten, Latiten und Quarz-Latiten aufgebaut. Als Einsprengling tritt Hypersthen auf. Die sehr dunklen Vulkanite des Neo-Strombolis sind dagegen durch Unterkieselung und Olivin-Einsprenglinge gekennzeichnet. Der Anteil an Alkalien ist ebenfalls hoch. Es handelt sich um olivin-führende Latiandesite, Olivin-Latiandesite und Olivin-Latite, ohne und mit Foiden, sowie Phonotephrite. Der Anteil an mafischen Mineralen ist ziemlich hoch. Am Stromboli ist also im Laufe der Zeit eine Änderung des Magma-Chemismus eingetreten: Es fand ein Wechsel von überkieselter zu unterkieselter Schmelze statt. Dabei ist auch eine deutliche Zunahme der Eisen- und Magnesiumgehalte festzustellen (PICHLER 1990: 47-48, 197-199).

3. Literaturverzeichnis

RICHTER, Dieter (1992): Allgemeine Geologie. 4. Aufl. Berlin, New York

SCHUHMANN, Walter (1985): Der neue BLV Steine- und Mineralienführer. München PICHLER, Hans (1970 a): Italienische Vulkan-Gebiete I. Somma-Vesuv, Latium, Toscana. Sammlung Geologischer Führer, Band 51. Berlin, Stuttgart PICHLER, Hans (1970 b): Italienische Vulkan-Gebiete II. Phlegräische Felder,

Ischia, Ponza-Inseln, Roccamonfina.

Sammlung Geologischer Führer, Band 52. Berlin, Stuttgart

PICHLER, Hans (1984): Italienische Vulkan-Gebiete IV. Ätna, Sizilien. Sammlung Geologischer Führer, Band 76. Berlin, Stuttgart PICHLER, Hans (1990): Italienische Vulkan-Gebiete III. Lipari, Vulcano,

Stromboli, Tyrrhenisches Meer. Sammlung Geologischer Führer, Band 69. Berlin, Stuttgart