Toskanische Magmenprovinz

Wird Capraia zur Toskanischen Magmenprovinz gezählt, so setzten die vulkanischen Aktivitäten bereits am Ende des Miozäns im Messinium ein und es entstand vor 7,2 Millionen Jahren BP der Kompositvulkan auf Capraia.[3] Um 5,8 Millionen Jahre BP wechselte der Vulkanismus dann von Capraia nach Porto Azzurro auf Elba (mafischer Gang vom Monte Castello).[4] Zu Beginn des Pliozäns im Zancleum um 4,8 Millionen Jahren BP erwachten nach längerer Förderpause auf Capraia erneut die vulkanischen Tätigkeiten und es bildete sich der Zenobito-Vulkan, der sich aber petrologisch von seinem Vorgängerbau absetzt.[5]

Gegen 4,5 Millionen Jahre BP erreichte der Vulkanismus schließlich das italienische Festland mit den Rhyolithlaven bei San Vincenzo, im Val d’Era mit der subvulkanischen Minette von Montecatini Val di Cecina, dem Orendit von Orciatico um 4,1 Millionen Jahre BP und den Gängen aus Olivinlatit bei Campiglia um 4,0 Millionen Jahre BP.[6] Nahezu gleichzeitig ereigneten sich Ausbrüche bei Tolfa, Manziana und Cerveteri, die Domkomplexe zurückließen.[7] Diese Domkomplexe sind trachytischer bis rhyodazitischer Zusammensetzung und bauen sich aus massiven Lavaflüssen und verschweißten Ignimbriten auf, enthalten aber gleichzeitig latitische bis olivinlatitische mafische Einschlüsse, die auf die Gegenwart einer mafischen Magmenkomponente hindeuten. Den Domkomplexen wird ein Entstehungsalter von 4,3 bis 1,9 Millionen Jahre BP zugewiesen. Eine Neudatierung von Villa und Kollegen ergab jedoch mittlerweile ein Alter von 3,5 Millionen Jahren BP (Piacenzium) für Proben von Tolfa und Manziana.[8] Um 2,5 Millionen Jahre BP folgten erneut Rhyolithlaven bei Roccastrada.

Das Vulkanzentrum von Radicofani

Die jüngsten Vulkanite der Toskanischen Magmenprovinz liegen weiter östlich entlang einer Nordnordwest-Südsüdost-streichenden Dehnungsstruktur (Graben), die dann später im Pleistozän von den Leuzit-führenden Vulkangesteinen der Römischen Magmenprovinz aufgefüllt werden sollte. Der Vulkankomplex vom Monte Cimino gehört bereits ins Pleistozän und wird auf das Zeitintervall 1,43 bis 0,97 Millionen Jahre BP datiert. Er baut sich aus lamproitischen und shoshonitischen Gesteinen auf und überschneidet sich zeitlich mit den Vulkangesteinen des Vulkanzentrums von Radicofani – datiert auf 1,3 Millionen Jahre BP.[9] Letztere bestehen aus einem Schlot und mehreren Lavaflüssen basaltandesitischer und shoshonitischer Zusammensetzung. Es folgen sodann im Intervall 1,16 bis 1,10 Millionen Jahre BP der Quarzlatit-Dom von Faggeta und um 820.000 Jahre BP der lamproitische Olivinlatit von Torre Alfina.[10]

Der spätpleistozäne Vulkankomplex des an der Südgrenze der Toskana gelegenen Monte Amiata (zirka 300.000 bis 200.000 Jahre BP) stellt bereits den Übergang von der Toskanischen zur benachbarten Römischen Magmenprovinz dar und ist aus einer Vermischung dieser beiden unterschiedlichen Magmenkomponenten hervorgegangen. Der Vulkan entstand entlang eines Spaltenbruchs und erzeugte einige Lavaflüsse sowie Domstrukturen, zum Teil mit Kollapserscheinungen. Die geförderten Vulkanite sind reich an Kalium und haben kalkalkalischen bis shoshonitischen Charakter.

Der Vulkanismus setzte auf den vor der Südküste Latiums gelegenen Pontinischen Inseln um 4,2, möglicherweise aber auch schon um 5,1 Millionen Jahren BP ein. Auf Ponza entstehen zwischen 4,2 und 3,7 Millionen Jahre BP Rhyolithgänge und Hyaloklastite.[11] Eine zweite vulkanische Episode ereignet sich um 3,0 Millionen Jahre BP im Zentrum und im Süden der Insel. Letzte Aschenausbrüche finden im Süden um 1,0 Millionen Jahre BP statt, möglicherweise auch schon etwas früher. Datierungen an Vulkaniten auf Palmarola ergaben Alter zwischen 1,8 und 1,6 und zwischen 1,6 und 1,5 Millionen Jahre BP. Die Insel Ventotene ist ein Überbleibsel von alten vulkanischen Ablagerungen an einem früheren Calderarand. Der eigentliche Ventotene-Stratovulkan befindet sich weit unterhalb des Meeresspiegels. Die Altersangaben für Ventotene streuen zwischen 1,75 bis 0,92 Millionen Jahre BP. Die vulkanischen Tätigkeiten reichen auf Ventotene aber noch fast bis in die Jetztzeit, so wurden beispielsweise für einen Bims der obersten pyroklastischen Einheit 150.000 Jahre BP ermittelt. Die Insel Santo Stefano ist ein mit Pyroklastika bedeckter Lavadom, der einer Flanke des unter dem Meeresspiegel liegenden Stratovulkans von Ventotene aufsitzt. Sein Alter wird mit 1,2 bis 0,6 Millionen Jahre BP angegeben.

Charakteristische Granitlandschaft auf Montecristo

Neben den angeführten Vulkaniten wurden in der Toskanischen Magmenprovinz im ausgehenden Miozän und im Pliozän auch anatektische Gesteine erzeugt, die unter dem Begriff Toskanische Anatexisprovinz zusammengefasst werden. Hierzu zählen folgende Intrusionskörper granitoider Zusammensetzung:

• Elba – lakkolithische Lagergänge aus Granitporphyr: San Martino, Portoferraio sowie Aplit von Capo Bianco – erste Intrusionen um 8,3 bis 8,0 Millionen Jahre BP, endgültige Erstarrung um 7,44 Millionen Jahre BP[12]
• Orano auf Elba – porphyrischer Gangschwarm – 7,62 bis 7,16 Millionen Jahre BP
• Monte Capanne auf Elba – Monzogranit – 7,56 bis 7,32 Millionen Jahre BP
• Montecristo – Monzogranit – 7,1 Millionen Jahre BP
• Porto Azzurro auf Elba – Granit – 6,67 bis 6,39 Millionen Jahre BP
• Cotoncello auf Elba – Leukogranit
• Giglio – Monzogranit – 5,07 bis 4,88 Millionen Jahre BP, Neudatierung 5,54 bis 5,14 Millionen Jahre BP[13]
• Vercelli-Seamount
• kleinere, zum Teil im Untergrund verborgene Intrusionen[14] auf dem Festland bei:
  • Campiglia Marittima – um 6,0 Millionen Jahre BP
  • Monteverdi Marittimo – 3,8 Millionen Jahre BP
  • Castel di Pietra (Untergrund)
  • Gavorrano
  • Larderello (Untergrund)
  • Monte Amiata

Die Plutonite tragen eine charakteristische geochemische Signatur des S-Typus, die auf ein großangelegtes Aufschmelzen suprakrustaler Gesteine hindeutet.[15] Geochemische Untersuchungen und Isotopenstudien belegen aber auch eine deutliche Mantelkomponente, die sich unter die anatektischen Magmen mischte.[16]

Folgende Analysen sollen die Streubreite in den chemischen Zusammensetzungen verdeutlichen: [17]

Die Vulkanite der Kampanischen Magmenprovinz zeigen ein breites Spektrum in ihrem SiO₂-Gehalten, die insgesamt zwischen 50 und 78 Gewichtsprozent schwanken können und somit mafische, intermediäre und saure Gesteine umfassen. Die Al₂O₃-Gehalte sind ebenfalls recht variabel, wobei nur die Kalkalkaligesteine an Aluminium gesättigt sind, alle anderen sind hyp- bzw. metaluminos. Anhand der stark streuenden K₂O-Werte (von 2 bis 10,5 Gewichtsprozent) bzw. der Gesamtalkalien (von 5 bis 14 Gewichtsprozent) lassen sich aber im Kontinuum dennoch mehrere Sippen voneinander trennen:

• die hochpotassische Lamproitsippe mit assoziierten intermediären und sauren Minetten
• die Shoshonitsippe
• die kaliumreiche Kalkalkalisippe

Wie in der Korsischen Magmenprovinz ist auch in der Toskanischen Magmenprovinz die Assoziation Lamproit-Shoshonit-Kalkalkaligesteine zu beobachten, die im Verlaufe der Zeit mit einer sukzessiven Abnahme des K₂O-Gehalts einhergeht.[5] Die Lamproitsippe besteht aus an Silicium übersättigten Gesteinen mit hohem MgO-Gehalt (7 bis 10 Gewichtsprozent) und relativ hoher Magnesiumzahl (0,70 bis 0,75), jedoch niedrigem CaO (3 bis 5 Gewichtsprozent) und Na₂O (um 1,5 Gewichtsprozent), wobei echte Lamproite relativ selten sind. Die Shoshonitsippe wird von Trachybasalten und Trachyten repräsentiert, die Kalkalkalisippe von kaliumreichen basaltischen Andesiten und Rhyodaziten. Die Magmen der Kalkalkalisippe sind aber bereits typisch für die sich anschließende Römische Magmenprovinz; folglich lässt sich die Shoshonitsippe als eventuelle Mischreihe interpretieren, verdeutlicht am Beispiel der Shoshonite von Radicofani.[18]

Der Hybridvulkan Monte Amiata, gesehen aus Montegiovi

Bei den Spurenelementen lässt sich für die Toskanische Magmenprovinz generell eine deutliche Anreicherung der inkompatiblen Elemente verzeichnen. Unter den einzelnen Magmensippen besteht überdies ein Anreicherungstrend der inkompatiblen Elemente ausgehend von der Kalkalkalisippe über die Shoshonitsippe hin zur Lamproitsippe mit einem sehr hohen Anreicherungsgrad bis zu einem Faktor 4 oder 5. Ausgenommen hiervon sind die relativ konstant bleibenden Elemente Ba, Cr und Sr. Gegenüber Mantelgesteinen normalisierte Mafite der Toskanischen Magmenprovinz zeigen für HFSE, Ba und Sr negative Anomalien. Die vorgefundenen Muster ähneln übrigens sehr den bei oligozänen Mafiten der Westalpen angetroffenen Verhältnissen, die ebenfalls die Assoziation Lamproitsippe-Shoshonitsippe-Kalkalkalisippe an den Tag legen.[19] Auch Gesteine der Oberkruste wie Tonschiefer und Gneise tragen dieses Muster.

Folgende Initialverhältnisse wurden für die Radioisotopen von Sr, Nd und Pb ermittelt:

Bei den Isotopenverhältnissen sind ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr und ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd wesentlich aussagekräftiger als die Bleiisotopenverhältnisse. Im Diagramm ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd gegenüber ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr nehmen die Gesteine der Toskanischen Magmenprovinz wie die der Römischen Magmenprovinz eine klare Mittlerstellung zwischen der Oberkrustenkomponente und der angereicherten Mantelkomponente EM 2 ein. Im Vergleich zur Römischen Magmenprovinz liegen aber die Gesteine der Toskanischen Magmenprovinz wesentlich näher an der Oberkrustenkomponente und wurden daher stärker durch Krustengesteine wie beispielsweise Metapelite verunreinigt. Dieser Sachverhalt kommt auch im Diagramm ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd gegenüber ²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb sehr schön zum Ausdruck. Im Internvergleich zeigen die Rhyolithe von San Vincenzo gefolgt von den peraluminosen Rhyolithen von Roccastrada die stärkste Krustenverunreinigung, wohingegen die Vulkanite von Capraia am nächsten zur angereicherten Mantelkomponente EM 2 zu liegen kommen. Bei den angeführten Beispielen steigt der Verunreinigungsgrad von der Kalkalkalisippe über die Shoshonitsippe zur Lamproitsippe hin an.