2009 2004 Syros, Naxos, Santorin
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Universität Wien Institut für Geologische Wissenschaften Kykladenexkursion 0909 – 2009 2004 Syros, Naxos, Santorin Programmübersicht Datum Do Insel Tagesprogramm 9-Sep-04 Fr 10-Sep-04 Sa 11-Sep-04 So 12-Sep-04 Mo 13-Sep-04 Di 14-Sep-04 Mi 15-Sep-04 Do 16-Sep-04 Fr 17-Sep-04 Flug Vie-Ath; Schiff nach Syros 18:00 F/B Milena Kini, Vari Gesteine der Blauschgieferfazies: Kampos Kredazisch-Eozäne Subduktion und HPNE_Ermoupolis; Schiff nach Naxos 21:20 F/B Metamorphose Blue Star Naxos Post-Eozäne Entwicklung: Oligozäne Kinidaros-Profil metamorphe Zonierung des Kristallins, E-Naxos (Danakos, Moutsouna); Migmatite, Marmore, Schiefer, NW-Naxos; Apollonia; Koronos Amphibolite, Schmiergelgesteine. Mechanismen der Exhumierung: SW-Naxos; Schiff nach Santorin 14:35 F/B Metamorphic Cores. Express Santorini Syros Naxos So Santo18-Sep-04 rin 19-Sep-04 Mo 20-Sep-04 Sa Thema Fira-Oia Pliozäner-Rezenter Back-arc Vulkanismus Thera-Steinbrüche (?); Vulkan Akrotiri-Ausgrabungen Rückflug Santorin-Ath-Vie 07:00 Exkursionsteilnehmer Petrakakis Konstantin [email protected] Grasemann Bernhard [email protected] Bestmann Michael [email protected] Edwards Michael [email protected] Aliabadi Ruzbeh 0208492 [email protected] Arnberger Klaus 9754014 [email protected] Hafner Nickolai 9405383 [email protected] Hamilton Margarete 7201862 [email protected] Iglseder Christoph 9805002 [email protected] Kopecny Alexander 0306265 [email protected] Lenauer Iris 0304671 [email protected] Mantscheva Maria 0125297 [email protected] Mayrhofer Susanne 0264445 [email protected] Müller Monika 0008584 [email protected] Mundl Andrea 0203025 [email protected] Norberg Nicholas 0106669 [email protected] Popotnig Angelika 9325743 [email protected] Pristacz Helmut 0309902 [email protected] Voit Klaus 0102415 [email protected] Zamolyi Andras 9800164 [email protected] Zeitlhofer Helga 0203620 [email protected] Seite 2 INHALTSVERZEICHNIS 1) 2) 3) 4) 5) 6) Geologie Griechenlands Geotektonische Stellung des Ägäischen Raumes Der Hellenische Bogen (Hellenic Arc) Geodynamik der Ägäis Kykladen: Spätalpidische Exhumation von HP/LT Gesteinen in der Ägäis Das Attisch-Kykladische Kristallin 7) 8) 9) Syros Tektono-metamorphe Entwicklung von Syros Blauschiefer 10) 11) 12) 13) 14) Naxos Metamorphose der Marmore auf Naxos und die Rolle der Fluiden Phase Metamorphose der Bauxite auf Naxos The timing of partial melting, Barrovian metamorphism and granite intrusion in the Naxos Metamorphic Core Complex, Cyclades, Aegean Sea, Greece Nicht-metamorphe Einheiten von Naxos 15) 16) 17) Santorin Kulturgeschichte der Insel Santorin Atlantis – Theorie 18) Appendix Petrologie Appendix Strukturgeologie 19) Seite 3 Fig 1: Geographischer Überblick Griechenland Seite 4 Fig 2: Satellitenbild von Griechenland (Landsat) Seite 5 1.) GEOLOGIE GRIECHENLANDS Allgemeine Geologie Der Großteil Griechenlands gehört dem alpidischen Orogen der Helleniden an. Das Vorland des Hellenischen Gebirges war im W die Apulische Plattform, deren remobilisierter Rand (Präapulische Zone) auf manchen Ionischen Inseln aufgeschlossen ist. Das Hinterland dieses Gebirges umfaßt die Kristallinkomplexe E-Makedoniens und Thrakiens, also das Serbomakedonische Massiv und die Rhodopen. Bei den Helleniden handelt es sich grundsätzlich um ein Deckengebirge, welches im allgemeinen eine Vergenz von SW-S aufweist. Das Gebirge besteht überwiegend aus sedimentären Gesteinen und Magmatiten mesozoischen bis känozoischen Alters; sicheres Paläozoikum tritt nur in begrenzten Arealen zutage. Metamorphe Serien treten in tieferen tektonischen Stockwerken des Peloponness-Kreta-Inselbogens (Externer Kristallingürtel) auf. Ein weiterer Kristallingürtel (Medianer Kristallingürtel) zieht von W-Makedonien über Thessalien, Euböa, Attika und die Kykladen zum Menderes-Kristallin in Anatolien. Schließlich bildet das oben erwähnte Kristallin des Hinterlandes den Inneren Kristallingürtel Griechenlands. Gliederung Griechenlands Renz (1940) Axios-(Vardar)-Zone Aubouin et al. (1963) Charakter Vardar-Zone Eugeosynklinal Pelagonische Zone z. T. Mesozoische Karbonat-Plattform Osthellenische Zone Subpelagonische Zone Miogeosynklinal ab Mittellias Parnass-Giona-Zone Parnass-Zone Mesozoische Karbonat-Plattform Olonos-Pindos-Zone Pindos-Zone Eugeosynklinal Tripolitsa-Serie Gavrovo-Tripolitsa-Zone Mesozoische Karbonat-Plattform Adriatisch-Ionische Zone Ionische Zone Miogeosynklinal ab Mittellias Paxos-Zone Präapulische Zone Mesozoische Karbonat-Plattform Die geotektonische Entwicklung der Helleniden erfolgte in vier orogenen Zyklen, deren Wirkungsbereich in der Fig 3 und 4 ersichtlich ist. Epoche Miozän Eozän Unterkreide Dogger Orogenese neohellenisch mesohellenisch eohellenisch kimmerisch Aubouin (1959) gliederte die Zonen Griechenlands aufgrund des Alters der entscheidenden Orogenese in interne und externe. Zur ersten Gruppe zählte er alle Zonen, die zuletzt von der eozänen Orogenese erfaßt wurden, zur zweiten jene Zonen, die zuletzt im Miozän deformiert wurden. Jacobshagen (1979) hingegen verwendete als Kriterium das Alter des finalen Flysches in jeder Zone: Die Abfolge der externen Zonen endet somit mit mittel-tertiären, jene der internen Zonen mit alttertiärem Flysch. Eine tektonische Übersichtskarte von Griechenland ist in der angegeben. Die Gliederung Griechenlands erfolgt aufgrund des komplexen Deckenbaus nicht primär nach Seite 6 stratigraphisch-faziellen Kriterien, sondern nach tektonischen Gesichtspunkten. Jacobshagen gliedert die Helleniden in drei Decken: West- und zentralgriechisches Medianer Kristallingürtel Festland Innerhellenische Decke ophiolithische und sedimentäre Deckschollen Maliakische Decken Pelagonische Decken Zentralhellenische Intermediäre Einheiten Decke Parnass-Decke Pindos-Decke Obere Westhellenische Decke Westhellenische Decke Untere Westhellenische Basale Einheiten Decke (metamorphe Serien) Ähnlich der alpidischen Entwicklung setzt die Hauptsedimentation der Helleniden in allen Zonen etwa gleichzeitig in Form von mächtigen Karbonatplattformen in der Permo-Trias ein. Als prämesozoischer Sockel wurden ursprünglich die metamorphen Komplexe des Medianen Kristallingürtels, des Peloponnes und des Kreta Inselbogens angesehen. Es hat sich jedoch herausgestellt, daß sie zu einem guten Teil aus mesozoischen und sogar alttertiären Gesteinen aufgebaut sind. Nach Abschluß der miozänen Gebirgsbildung hat sich die paläogeographisch-tektonische Situation grundlegend geändert. Die danach entstandenen intramontanen Becken und die Entwicklung der Paratethys zeigten nur geringe Beziehungen zur alpidischen Strukturierung. Fig 3: Geologische Karte von Griechenland mit den tektono-stratigraphischen Einheiten Seite 7 Fig 4: Tektonische Übersichtskarte von Griechenland (Jacobshagen 1986) Seite 8 2.) GEOTEKTONISCHE STELLUNG DES ÄGÄISCHEN RAUMES Folgende Merkmale sind von besonderer Bedeutung: Der Hellenische Graben, also eine Serie von tiefen elongierten Meeresbecken verläuft bogenförmig von der Insel Kephalinia im Ionischen Meer über W und SW von Peloponnes, S von Kreta und S von Rhodos. Stellenweise werden entlang dieses Grabens Tiefen von ca. 5100 m erreicht. Die westlichen Becken werden durch nicht verfestigte, ca. 500 m mächtige, sedimentäre Ablagerungen charakterisiert. In den östlichen, tiefen Becken (Plinius und Strabon Becken) wird das Fehlen einer sedimentären Abdeckung postuliert (Le Pichon & Angelier, 1979). Der Mediterrane Rücken verläuft südlich des Hellenischen Grabens. Er wird durch unregelmäßige Topographie und Verfaltung seiner sedimentären Abdeckung einschließlich der quartären Sedimentablagerungen (Le Pichon et al., 1982) charakterisiert. Der Hellenische Inselbogen verläuft bogenförmig nördlich des Hellenischen Grabens von Peloponnes über die Inseln Kithira, Kreta, Karpathos und Rhodos in die Türkei. Die entlang dieses Inselbogens auftretenden Gesteine sind paläozoischen bis tertiären Alters. Sie sind allgemein mehrfach während der alpidischen Orogenese von Deformation und Metamorphose erfasst. Nördlich des Hellenischen Inselbogens verläuft der Hellenische Vulkanbogen, der durch rezenten, kalkalkalischen Vulkanismus charakterisiert wird. Das Agäische Meer stellt ein relativ seichtes Becken am Rande des Europäischen Kontinentes dar, welches im S durch den Hellenischen Inselbogen begrenzt wird. Es wird durch Becken, Rücken und Plateaus charakterisiert. Die vielen Inseln im südlichen Bereich des Ägäischen Meeres gehören dem s.g. Attisch-Kykladischen Kristallin, welches wiederum dem Medianen Kristallingürtel von Griechenland gehört. Die nördliche Begrenzung des Ägäischen Meeres bildet der Anatolische Graben (auch North Anatolisches Lineament - North Anatolian Fault, NAF). Seismische Studien von Makris und Mitarbeitern haben gezeigt, dass die Erdkruste beiderseits des Hellenischen Grabens einen kontinentalen Charakter aufweist. Ihre Mächtigkeit beträgt W von Peloponess 46 km, im Bereich der Kykladen 30-35 km und N von Kreta 18-20 km, unterhalb Kretas 32 km. Wärmeflussmessungen haben eindeutig gezeigt, dass der Ägäische Raum im Vergleich zum EMittelmeer durch erhöhte Werte von 0.0871 Watt/m-² charakterisiert wird. Makris (1978) und manche andere Autoren erklären das Fehlen von ozeanischer Kruste südlich des Hellenischen Grabens durch eine Kontinent-Kontinent Interaktion zwischen der Ägäischen und Afrikanischen Platten. Der erhöhte Wärmefluss wäre auf ein aufsteigendes Manteldiapir (plume) unterhalb der Ägäis zurückzuführen. Literatur Huijsmans (1986): Geologica Ultraiectina, No. 41. Keller (1982): Mediterranean island arcs. In Thorpe, R.S. (ed): Andesites, John Wiley, p. 307-325. Le Pichon & Angelier (1981): Philos. Trans. R. Soc. London, Ser. A, 300, 357-372. Makris (1978): Tectonophysics, 46, 251-284. McKenzie (1972): Geoph. J. R. Astr. Soc, 30,109-185. McKenzie (1978): Geoph. J. R. Astr. Soc, 55, 217-254. Seite 9 3.) DER HELLENISCHE BOGEN (HELLENIC ARC) (K. Voith) Die zwischen 1962 und 1980 registrierten, seichten (<50 km) und tieferen (>50 km) Epizentren von Erdbeben entsprechend. McKenzie (1972, 1978) definierte eine Ägäische Mikroplatte, deren Umrisse ungefähr durch die Verteilung der seichten Epizentren angegeben werden. Diese Mikroplatte bewegt sich in SSW Richtung (211°) gegen die Afrikanische Platte mit einer Geschwindigkeit von etwa 3.5 cm/Jahr (Le Pichon & Angelier, 1981). Es wird angenommen, dass Randbereiche der afrikanischen Platte unter die ägäische Mikroplatte, welche ein Teil der eurasiatischen Platte ist, subduziert wurde. Dabei werden die Kykladen als "back-arc"-Bereich des Hellenidenbogens angesehen. Sie befinden sich also außerhalb der Hauptdeformationszone und werden nur durch vertikale Bewegungen, Blockrotationen und tektonische Entspannung charakterisiert. Durch den Vorgang der Subduktion am Hellenischen Bogen kommt es zum Auftreten von Vulkanen und Erdbeben. Manche Seismologen postulieren eine Benioff-Zone, die mit einer Neigung von ca. 30° nach NE eine Tiefe von ca. 220 km erreicht. Die Benioff-Zone ist eine seismisch aktive Zone von Erdbeben, die vorwiegend entlang von Subduktionszonen auftreten, dabei zeichnet räumliche Verteilung der Epizentren die kalte, in den Mantel abtauchende, ozeanische Lithosphärenplatte nach. Der rezente Vulkanismus findet dort statt, wo diese Benioff-Zone eine Tiefe von 130-150 km unterhalb der Ägäis erreicht. Andere Forscher hingegen bezweifeln die Existenz dieser Zone. Hauptargumente gegen eine Benioff-Zone sind einerseits das Fehlen von ozeanischer Kruste und das Auftreten von Erdbeben mittlerer Tiefe südlich des Hellenischen Grabens. Der seichte Ast der Wadati-Benioff-Zone ist nicht besonders gut entwickelt, vor allem im Osten ist das Einfallen vom fore-arc zum back-arc Bereich zweifelhaft. Ursache für die starken Erdbeben im oberen seichten Ast (20-55 km) sind vor allem strike slip faults (Seitenverschiebungen), während tiefere starke Erdbeben durch Seitenverschiebungen mit einer Überschiebungskomponente ausgelöst werden. Auf Grund dieser Tatsachen kann angenommen werden, dass der seichte Ast (20-100 km) die Kupplungszone zwischen ägäischer und mediterraner Lithosphäre darstellt. Außerdem wird vermutet, dass eine aseismische Zone (80-100 km) existiert (zumindest im östl. Teil des Bogens) existiert, die ein Bereich geringerer Starrheit darstellt, in dem die Lithosphärenplatten leichter aneinander vorbeigleiten. Unterhalb dieser aseismischen Zone beginnt der tiefe Ast der Wadati-Benioff-Zone (100-180 km). Ursache für die Erdbeben in diesem Bereich sind strike slip faults. In der abtauchenden Platte entstehen strike slip faults mit thrust-Komponente, denn die maximale Dehnung ist parallel zur Neigung der Wadati-Benioff-Zone, die maximale Kompression fast horizontal und parallel zum Inselbogen. Die Subduktionsrate des Mittelmeerbodens übertrifft die Annäherungsrate der Afrikanischen und der Eurasischen Platte von 1-2 cm/Jahr, und dieses Bewegungsdefizit drückt sich in einer weitläufigen Dehnungszone im Bereich der Ägäis und der Peloponnes aus. Diese Krustenausdehnung im Ägäischen back-arc basin hat sich kontinuierlich gegen Westen verlagert (Dehnung bis in die Region des Ambrakischen Golfs). Auf diese Dehnung sind die west-nordwestlich streichenden länglichen Seite 10 Beckenstrukturen Westgriechenlands (der Golf von Korinth und Patras, der Trichonis-See sowie der Ambrakische Golf) zurückzuführen. Appendix: Bei der Methode der Herdflächenlösungen wird die Art des Ersteinsatzes im Seismogramm berücksichtigt: P-Wellen verursachen an der Oberfläche entweder eine kompressive oder eine dilative Bewegung; kompressive Bewegung wird als Stoß, dilative als Zug wahrgenommen. Im Falle eines Stoßes beginnt die Erdbebenspur des Seismogramms mit einem Ausschlag nach oben, bei dilativer Bewegung erfolgt ein Erstausschlag nach unten. Zeichnet man die Art des Ersteinsatzes um ein Epizentrum ein, so erhält man vier Quadranten mit abwechselnd kompressivem oder dilativem Einsatz. Eine der beiden Abgrenzungslinien markiert die Lage der Bruchfläche. Krustenuntersuchung der hellenischen Subduktionszone Der hellenische Bogen ist die seismisch aktivste Region in Europa; dieser entwickelte sich durch die Kollision zwischen Europa und Afrika. Durch diesen Prozess wurde die Kruste in den letzten 70 Millionen Jahren um fast 1000 km gekürzt. Die aktuelle Konvergenzrate beträgt zwischen 4 und 5 cm/a. Diese Bewegung setzt sich aus einer 3-4 cm/a SSW-Bewegung von Kreta und der südlichen Ägäis relativ zum stabilen Eurasien und einer 1 cm/a Nordwärts-bewegung von Afrika Richtung Eurasien zusammen. Kinematische Rekonstruktionen und der Versatz des vulkanischen Bogens bestärken einen generellen Versatz von 250 - 300 km der hauptsächlich der Oligo - Miozänen Extension und nur teilweise der rezenten rigiden Extrusion zuzuschreiben ist. Trotz der großen Fehlergrenzen ist ein durchschnittlicher, finiter Versatz von 300 - 350 km Richtung Süden anzunehmen. Daraus ergibt sich eine Bewegung von 250 km (~2.3 cm/yr) seit dem mittleren Miozän. Kreta repräsentiert eine Horststruktur, die in den letzten 5 Mio. Jahren angelegt wurde, und ist Teil des äußeren nicht vulkanischen Bogens der südlichen Ägäis. Auf dem Festland Kretas liegen bis zu 6 km Sedimente, vor allem mesozoischer Kalkstein. Es gibt zwei sedimentäre Becken, die dem Kalkstein aufliegen: das Heraklion-Becken im Norden mit einer Sedimentfüllung von bis zu 1 km Dicke und die Messara-Ebene weiter im Süden, die einen Halbgraben darstellt. Im südl. Offshore-Bereich der Insel reduziert sich die Krustendicke kontinuierlich auf ca. 17 km bis sie schließlich auf die subduzierte ozeanische Kruste trifft. In diesem Bereich gibt es einen drastischen Anstieg der Sedimentbedeckung von einigen hundert Metern auf über 7 km. Seite 11 Fig 5: The Aegean volcanic arc (Keller 1982) Fig 6: Morphology of the Aegean area (Huijsmans 1985) Seite 12 4.) GEODYNAMIK DER ÄGÄIS (A. Ruzbeh) Verschiedenen Quellen zufolge bieten sich einige Anstöße zur Diskussion der ägäischen Geodynamik. Jakobshagen (1986) befaßt sich mit der Frage, ob die Evolution der Ägäis letztlich durch die relative Bewegung zwischen Europa und Afrika gesteuert wurde, welche die Subduktion der afrikanischen Platte unter den Südostrand Europas verursachte, oder ob die primäre Ursache in vertikalen Bewegungen zu suchen ist, die durch lithothermale Systeme im oberen Mantel in Gang gesetzt wurden? Die Mehrzahl der Autoren legt der Entwicklung der Helleniden plattentektonische Mechanismen zugrunde. Als Argumente für die plattentektonische Interpretation sprechen mächtige Ophiolithkomplexe innerhalb des Deckenstapels der Helleniden. Sie werden als Relikte der im Jura gebildeten ozeanischen Lithossphäre angesehen. Ebenso lassen sich die Blauschiefergürtel innerhalb der Kykladen nur durch Subduktionsmetamorphose erklären. Um ungefähr 21 Ma (Minimalalter) beginnt im Ägäischen Raum eine extensionelle Phase. Als sehr aussagekräftigen Beweis dieser Phase finden wir bogenförmig über den ganzen ägäischen Raum verteilt elongierte Dome über die sich ein penetratives N bis NNE Streckungslinear wölbt. Es sind metamorphe Gesteine unter flach einfallenden Abschiebungen, die von nichtmetamorphem Material überlagert werden - sogenannte Metamorphic Core Complexe (Lister 1984). Fig 7: Bruchtektonik und Bewegungsrichtungen in den Kykladen (Gautier & Brun 1994) Seite 13 5.) KYKLADEN: SPÄTALPIDISCHE EXHUMATION VON HP/LT GESTEINEN IN DER ÄGÄIS (E. Draganits) Erklärung wichtiger Begriffe: Uplift of rocks: Displacement of rocks with respect to the geoid. Uplift refers to displacement in the direction opposite to the gravity vector. (England & Molnar, 1990, Geology, 18, 1173-1177) Exhumation: Displacement of rocks with respect to the surface. The rate of exhumation is simply the rate of erosion or the rate of removal of overburden by tectonic processes. (England & Molnar, 1990, Geology, 18, 1173-1177) Metamorphic core complex: wurde zum ersten Mal in den Kordilleren Nordamerikas verwendet und beschreibt einen hochmetamorphen Gesteinskomplex (oft mit Migmatitbildung im Zentrum), der vom Kern nach allen Seiten eine rasche Abnahme der PT-Bedingungen zeigt. Die Form eines solchen Komplexes ist im Schnitt meist ellyptisch, wobei die lange Achse parallel zum Streichen des Orogens liegt. Strukturell ist ein MCC auf allen Seiten von Abschiebungen begrenzt, die den Kern relativ zu den äußeren niedrigmetamorphen Gesteinsserien exhumieren (® Helmuth Sölva). extruding wedge: Modifiziertes channel flow Modell für Kontinent-Kontinent Kollisionszonen. Dabei wird ein intern deformierter keilförmiger Kristallinblock im Hangenden einer Überschiebung und im Liegenden einer Abschiebung extrudiert, wobei die Deformation eher an den Rändern des Keiles konzentriert ist. Die Kombination aus reiner und einfacher Scherung in der Überschiebung bewirkt eine zusätzliche Streckung dieser und ermöglicht dadurch die Extension und Abschiebung im Hangenden trotz der im generellen andauernden Konvergenz. Der extruding wedge stellt einen sehr effektiven Mechanismus der Exhumation in konvergenten Kollisionszonen dar. (Grasemann et al. in press, J. Struct. Geol.) Tektonischer Aufbau im Bereich der Kykladen: Upper unit (hanging wall):. Charakteristisch ist das Fehlen von alpidischer Metamorphose (<70 Ma), es gibt also weder Anzeichen für die Blau- noch für die anschließende Grünschiefer Metamorphose wie in der unteren Einheit. Als Kristallinteile treten LP-MT Metamorphite auf, die etwa 70 Ma (spätkretazisch) Alter zeigen. Oft findet man eine ophiolitische Abfolge an der Basis mit unmetamorphen, permischen bis spät kretazischen Sedimenten darüber, abgeschlossen von neogenen, oft synextensional klastische Serien (unterstes Miozän - Pliozän). Lower unit (footwall): Vom Hangenden ins Liegende werden 3 Einheiten unterschieden: a) Blauschiefereinheit: Blauschiefer-fazielle Metasedimente, Metavulkanite und Meta-Ultrabasite, die ein Alter um 45-50 Ma (U-Eozän) aufweisen und der M1 Metamorphose in diesem Raum zugerechnet werden. Auf Syros, Sifnos und Tinos gibt es Eklogite innerhalb der Blauschiefer, die P-T Bedingungen um 15-17 kbar und 450-500°C anzeigen). b) Variszische Orthogneise: treten auf Naxos, Ios, Paros und Sikinos unterhalb der Blauschiefer Einheit auf. Auf Ios konnte der Nachweis einer M1 Blauschiefer-faziellen Überprägung dieser Seite 14 Orthogneise erbracht werden. c) Para-autochthone Karbonateinheit: Aufgeschlossen unter Einheit b auf Samos, Euböa und Tinos. Kein Nachweis von M1 in dieser Einheit. In dem Gesteinsverband finden sich Grünschiefer-faziell metamorphe Schiefer und Marmore, in den Marmoren wurden triassische Algen gefunden. Der Kontakt zu den höheren Einheiten wird als Überschiebung interpretiert. Fig 8: Geological map of the Aegean Archpelago (Gautier und Brun 1994) Seite 15 Geodynamische Entwicklung der Kykladen: Der interne HP-Gürtel zeigt eine HP/LT Metamorphose (M1) um etwa 50-45 Ma (U-Eozän), für die in der Literatur Bedingungen um 15-17 kbar und 450-500°C angegeben werden. Darauf folgend eine Barrow-Typ Grünschiefer fazielle Überprägung (M2) um 23 Ma mit 5-7 kbar und 700°C. Das Auftreten dieser Grünschiefer fazielle Metamorphose im internen HP-Gürtel ist etwa zeitgleich mit der Hochdruck Metamorphose im externen Gürtel und ist besonders auf metamorphe Dome konzentriert. Die geodynamische Entwicklung ist in der Literatur noch weit davon entfernt als gelöst betrachtet zu werden. Ganz grob können vermutlich folgende 3 Stadien unterschieden werden. A) Krustenverdickung: Relativ übereinstimmend werden in der Literatur für die Ägäis nach N einfallende, S-vergente Überschiebungszonen mit der Krustenverdickung in Verbindung gebracht. Diese werden durch die Kollision der ägäischen Platte mit der apulischen Mikroplatte ausgelöst, letztere wird N-vergent subduziert. Dieser Prozeß wird für die Subduktion und Hochdruck Metamorphose (M1) im internen HP-Gürtel verantwortlich gemacht. Die Überschiebungen sind relativ lange aktiv, wie überschobene M-Eozän Sedimente in den internen Helleniden und überschobene Oligozäne Sedimente in den externen Helleniden zeigen (Avigad et al. 1997). In einem späteren Teil dieser Krustenverdickung werden bei noch immer andauernder Konvergenz der zwei Platten die Hochdruckgesteine des internen HP-Gürtels extrudiert, vermutlich in der Geometrie eines extruding wedge mit einer S-vergenten Überschiebung im Süden und einer Abschiebung im Norden des internen Gürtels (Avigad et al. 1997). Beispielsweise sind auf Tinos die Blauschiefer im Liegendem durch eine Überschiebung, im Hangenden durch eine Abschiebung von deutlich schwächer metamorphen Gesteinen getrennt. Diese Situation ist auch auf anderen Inseln der Ägäis weit verbreitet (Avigad und Garfunkel, 1989). Die 18 Ma alte Granitintrusion auf Tinos durchschlägt sowohl die Über- als auch die Abschiebung und zeigt so deren Minimalalter. B) Extension und Bildung von metamorphic core complexen: Nach dieser Phase verlagert sich vermutlich die Subduktionszone nach Süden und verursacht die Blauschiefermetamorphose des externen HP-Gürtels (externer HP-Gürtel hat keine Eklogite) und die Freilegung der Blauschiefer. Gleichzeitig kommt es im internen HP-Gürtel zu einer Dehnung der gesamten Kruste und verbunden mit M2 zu einer Bildung von metamorphic cores. Die Extension beginnt mindestens um 23 Ma, vermutlich noch früher (Walcott and White, 1998). Durch den P-T-t Pfad wird klar, dass bereits zu Beginn der Extension (um 23-20 Ma) die Eklogite des internen HP-Gürtels schon in einem relativ hohen Niveau waren und diese Extension deshalb nicht hauptverantwortlich für deren Exhumation sein kann. Im Gegensatz dazu unterscheidet Ring, Thomson & Bröcker (2003), dass die Exhumation an drei Hauptdetachments erfolgte: entlang des Detachments von Kreta im frühen Miozän, dem detachment von Ios im mittleren Miozän und dem Detachment von Moutsuna (Naxos) und Mykonos im mittleren bis späteren Miozän, verbunden mit mittleren bis spätmiozänen Graniten, welche auf eine Exhumation zwischen kompressiven und extensionellen Regimen hinweist. Die ältesten Sedimente in den durch die Extension entstehenden Halbgräben sind 23 Ma alt. Das Auftreten der Komponenten der unteren tektonischen Einheit in den neogenen Sedimenten zeigt an, dass die Gesteine um 3 Ma die Oberfläche erreichten. Um 10 Ma intrudieren Granitoide. Die Hochdruckgesteine des externen HP-Gürtels werden vermutlich ebenfalls als extruding wedge nach oben gebracht. Nach dem selben Prinzip wird auch die Exhumation der HP/LT-Gesteine auf Kreta (externe Kristallingürtel von Griechenland) erklärt. Es ist allerdings zu bemerken, dass die HP/LTMetamorphose auf Kreta etwa gleichzeitig mit dem M2-Ereignis in den Kykladen (innerer Kristallingürtel von Griechenland) erfolgte. Manche Autoren erkennen dadurch einen "paired metamorphic belt", der durch ein aktives Sedimentbecken (Meer von Kreta) getrennt wird. Seite 16 Fig 9: Metamorphic belts in the Aegean region (K. Petrakakis) Fig 10: The two main metamorphic belts (Jolivet et al. 1994) Seite 17 Ähnlichkeiten zu Nordamerika Es ergeben sich mehrere Ähnlichkeiten der ägäischen zu den nordamerikanischen Metamorphic Core Komplexen: - Eine große duktile Scherzone in der Mylonite gebildet werden. - Ovale Dome mit sich darüberwölbender Streckungslineation. - Magmatische Aktivität gebunden an die Upliftphase - Fortschreitende Mylonitisierung mit abnehmender Temperatur - Späte flach einfallende Abschiebungen - von nichtmetamorphen Gesteinen überlagert. Im Zuge dessen können also auch geodynamische Modelle von Nordamerika und Ägäis parallelisiert werden. Änderungen im Deformationsmuster im Ägäischen Raum und rezente Bewegungen Jolivet (2001) verglich Bewegungen von Ground Control Points (GCP), also von markanten geographischen Punkten, dessen Koordinaten in bestimmten Zeitabständen mit Hilfe des GPS gemessen wurden, mit dem finiten Deformationsmuster im Oligo - Miozän. Armijo et al. sind der Meinung, dass die Extension im Golf von Korinth durch einen Pull Apart Mechanismus an die Bewegung der Nordanatolischen Störung gebunden ist. Die vorgefundenen Tatsachen zeigen aber, dass das rezente tektonische Regime im Golf von Korinth bereits im Oligozän und Miozän, also lange vor der Entwicklung der Nord Anatolischen Störung aktiv war. Man muss bedenken, dass Kreta im früheren Miozän weiter nördlich seiner heutigen Position lag und dann im Zuge der Öffnung der kretischen See nach Süden wanderte. Im frühen Miozän bestand also eine N-S Extension entlang dem äußeren Bogen und eine NNE Extension in den Kykladen. Extension in der kretischen See ist jünger, als weiter nördlich in den Kykladen und die finite Krustenausdünnung größer, all dies weist auf eine schnellere Extension gegen das Ende der ägäischen Deformation hin. Während extensionelle Strainraten über lange Zeiträume konstant blieben, nahm die Geschwindigkeit der Bewegung zwischen ägäischem Block und Eurasien mit dem Beginn der Extrusion rapide zu. Auswirkungen dieser Beschleunigung sind in der südlichen Ägäis zu beobachten. Hier fand vor 2 - 4 Ma der Umschwung von einer N - S gerichteten Extension zu einer E - W gerichteten statt. Die südwärts gerichtete Bewegung des Hellenischen Bogens ist an ihren westlichen und östlichen Rändern viel schneller, als im zentralen Bereich. Motor der Bewegung Davies et al (1997) nennen gravitativen Kollaps als bewegender Motor für das rezente Geschwindigkeitsfeld der Ägäis. Falls sich die Extensionsraten seit dem Oligozän nicht geändert haben, so stellt der gravitative Kollaps eine plausible Erklärung dar. Zu bedenken ist jedoch, dass die Dicke der Kruste - und somit auch die Topographie - nach diesem Modell mit der Zeit abnimmt, während slab retreat (slab roll back) über viel längere Zeit konstant bleibt, mit der Zeit sogar zunehmen kann. Somit kann der gravitative Kollaps nicht der einzige Motor der Extension gewesen sein. Wenn die Rate der Extension trotz der rigiden, schnellen Bewegungskomponente (der Extrusion) gleich bleibt, so lässt sich der Motor der Extension eher innerhalb der Lithosphäre, als in einem Zug an ihrer Basis vermuten. Seite 18 Fig 11: NS-cross sections through the Attic-Cycladic Crystalline (Lister 1984) Seite 19 6.) DAS ATTISCH - KYKLADISCHE KRISTALLIN (A. Mundl, H. Zeitlhofer) Der metamorphe Kristallinkomplex der Kykladen besteht aus 2 tektonischen Haupteinheiten: - untere und mittlere Einheit: aus syn- und prämetamorphen Sequenzen: präalpine metamorphe Gesteine allochthone Gesteine von Naxos und Paros (Basement des attisch kykladischen Massivs) syn- und prämetamorphe Gesteinsserien der M1 und M2 Phase metamorphe mesozoische Karbonate klastische Sedimente basische und saure Vulkanite Granitintrusionen - obere Einheit: permische und triadische Sedimente kretazische HP/LT metamorphite und Granite auseinandergeglittene Ophiolite Eozäne Hochdruckmetamorphose: Der eozäne hoch-P Metamorphismus der Kykladen ist Teil eines weit ausgestreckten hoch-P Metamorphose-Belts, der sich von S-Yugoslavien über den Mt. Olympus im Norden Griechenlands über den Attic-Kykladen Komplex bis in die Türkei zieht. Dieser entstand auf Grund der Kollision zwischen der Apulischen Mikroplatte im Süden und der Eurasischen Platte im Norden. Am besten sichtbar ist dieses Ereignis auf den Inseln Sifnos und Syros. Die petrologische Analyse geht vor allem auf die Untersuchungen der Insel Sifnos zurück: Die Blauschiefer-Einheit tritt vor allem im nördlichen Teil der Insel an die Oberfläche und ist von 2 Marmoreinheiten begrenzt. Sie besteht vor allem aus sauren und basischen metavulkanischen Gesteinen mit metasedimentären Zwischenschichten. Hochdruck-Mineral-Vorkommen der Blauschiefer – Einheit: Metabasites: Eklogite (+/- Qtz, Sph) Om-Ph-Gr-Gl-Ep Om-Gr-Ep Blauschiefer (+/- Qtz, Rt, Ph) Gl-Ep-Gr-Om-Pg Gl-Ep-Gr-Ctd-Pg Seite 20 Act-führende Metabasite (+/- Qtz, Sph) Om-Act-Gr-Gl-Ep-Ph Act-Chl-Ep+/-Gl+/-Ph Meta-acidites: Jadeit gneisses (+/-Rt, Ph, Ep) Qtz-Jad-Gl-Gr-Pg+/-Ctd Metasediments: Marmor Cal+/-qtz+/-Ph+/-Ep+/-Gl Quartzites Qtz-Gr; Qtz-Gl; Qtz-Om-Ep Qtz-Dee-Mt-Gr-Aug-Cor-Cum-Act Metapelites Qtz-Ph-Gr-Gl-Ep+/-Rt+/-Sph+/-Cal Das Auftreten von Granat und Epidot zeigt an, dass das Gestein hochgradige Blauschiefer-fazielle Umwandlung erfahren hat. Steigender Na-Gehalt und sinkender Ca-Gehalt in den Blauschiefern zeigt, dass der Protolith bei niedriger Temperatur umgewandelt wurde. Der Na-Gehalt des Jadeit-Gneisses in den Zwischenschiechten, weist ebenfalls auf eine niedrigTemperaturumwandlung in Verbindung mit Meerwasser hin. Die obere und untere Grenze des Drucks ist durch das Auftreten von jadeit-reichen Pyroxenen + Quartz und Paragonit anstelle von Omphazit und Kyanit gegeben. Evans bestimmte einen Druck von 14-18 kbar bei einer Tiefe von 45-60 km. Die p/T –Bedingungen bestimmt für die Insel Sifnos sind für fast alle Teile der Kykladen repräsentativ. Miozäne Mitteldruckmetamorphose: Der miozäne Metamorphismus hängt mit der thermalen Reaktivität des aufsteigenden KykladenKomplex zusammen. Das 2. metamorphe Ereignis in den Kykladen überprägte, teilweise sogar zur Gänze, weite Teile des im Eozän durch hoch-p Metamorphose veränderte Gestein. Es herrschten Grünschiefer- bis untere Amphibolitfazielle Bedingungen. Sifnos: Die Grünschiefer-fazielle Überprägung bezieht sich ausschließlich auf die untere tektonische Einheit: Die Grünschiefer-Einheit kommt v.a. in Zentral-Sifnos vor, typisch: albit-chlorit-epidot-phengit-calcit-quartz+/-barrositic amphibol Das Gestein zeigt häufig Gneistexturen: abwechselnd karbonat- bzw. silikatreiche Schichten. Teilweise kann man noch Reste aus der Blauschieferfaziellen Umwandlung erkennen: jadeit und quartz ersetzt durch albit chlorit aus granat gebildet albit-chlorit-calcit-actinolith ersetzten tw. Glaucophan Seite 21 Miozäne Granitintrusionen: Nach dem Höhepunkt der miozänen Mitteldruckmetamorphose fanden I-Typ und S-Typ Granitintrusionen statt. S-typ Intrusionen fanden auf Tinos, Paros, Naxos, Samos und Ikaria statt und beschränken sich auf den Zentralen und NO-Teil des Kristallinkomplex. Die meisten I-Typ Plutone sind Zusammensetzungen, durch zB mehrfache Intrusionen von chemisch verschieden zusammengesetzten Magmen. Die unterschiedlichen Gesteinsarten zeigen einen strukturellen Zusammenhang. Beispiele sind die Inseln Samos, Serifos und Kos: Samos: der Intrusivkomplex besteht aus Dioriten, Monzodioriten, (Quarz)Monzoniten, Granodioriten, Monzograniten und seltenen Pegmatiten Serifos: der granodioritische Komplex ist konzentrisch zoniert. der zentrale Teil besteht aus verschiedenen Variationen von Granodioriten der äußere Teil hat eine granodioritische, granitische Zusammensetzung Kos: der Monzonitkomplex besteht aus 2 Hauptintrusionen Der miozäne Metamorphismus und die Eruptivtätigkeiten finden gleichzeitig mit der Entwicklung eines Metamorphose-Gürtels am Peloponnes und auf Kreta statt. Man spricht von einem „paired metamorphic belt“. Im SE grenzt das Pelagonische Deckenland an eine quer zum Generalstreichen verlaufende Linie gegen metamorphe Gesteine des Medianen Kristallingürtels, die in virtuell geschlossener Verbreitung SüdostEuböa, den südöstlichen Teil Attikas samt der Halbinsel Laurion und fast alle Kykladen-Inseln einnehmen. Auf bathymetrischen Karten des Ägäischen Meeres ist zu sehen, daß sich SE Euböa und das südöstliche Attika, Laurion, in einem über weite Strecken hin kaum 200m Tiefe unterschreitenden Schelf fortsetzen, dem die westlichen und zentralen Kykladen als den Wasserspiegel überragende Gebirgsinseln aufsitzen. Südwestlich und südlich, etwas außerhalb, liegen die quartären Vulkaninseln Milos und Thera (Santorin). Das Kykladen-Kristallin entspricht einem alpidischen Komplex, in dem verschiedenartige Einheiten stecken, die nur durch die gemeinsam erlittene tektonische und metamorphe Prägung einander angeglichen wurden. Das heterogene Kristallin besteht hauptsächlich aus Gneisen, kristallinen Schiefern, Quarziten, zum Teil sehr mächtigen Marmorfolgen, Metavulkaniten und Ultrabasiten. Bei den Gneisen handelt es sich teilweise um überprägtes präalpidisches Grundgebirge. Anhand von Fossilien konnten in verschiedenen Marmoren ein Alter von Jungpaläozoikum bis Alttertiär datiert werden. Seite 22 Im Attisch-kykladischen Kristallin unterscheidet man grob 3 Gruppen von Einheiten: 1) untere Gruppe: Sie zeigt präalpidische metamorphe Prägung und tritt in Form von großen Gneisdomen bei los auf. Dieser Untergrund stellt gemeinsam mit dem Allochthon von Paros und Naxos das Basement des kykladischen-Kristallins dar. 2) intermediäre Gruppe: Im geographischen Raum der Kykladischen-Inseln zählt man dazu die Makrotandalon und Ochi Einheit, die nördl.- und südl. Zykladen-Einheit sowie die Dryos und Messaria Einheit. Die intermediäre Gruppe von Einheiten weist allgemein eine mehrphasige Metamorphose und progressive Deformation auf. Einem oberkretazischen bis eozänen HP/LT -Ereignis folgt eine oberoligozäne bis untermiozäne grünschieferfazielle Überprägung, die lokal durch das Aufsteigen von Wärmedomen (Naxos) bis zur Migmatisation geführt hat. Dieses Ereignis wurde im Miozän von einem intensiven Plutonismus begleitet, der zu zahlreichen Kontakterscheinungen und Skarnbildungen geführt hat. 3) obere Gruppe: Dies betrifft die nicht-metamorphe Kykladische Einheit. Sie tritt in Form von Klippen auf mehreren Inseln (Paros, Naxos, u.a.) über allen oben beschriebenen Einheiten auf und besteht aus nicht metamorphen Gesteinen wie Vulkanoklastite, Kalke und Dolomite der Trias bis Jura. Aufgrund des Auftretens von Molasse an ihrem obersten Teil im U-Miozän steht fest, daß die Überschiebung dieser Einheit über dem Kykladen-Kristallin obermiozänen Alters ist. Fig 12: Metamorphic events in the Cyclades (Ch. Iglseder 2004) Seite 23 SYROS Fig 1: Physical map of Syros Seite 24 Fig 2: Geological map of Syros (modified after Trotet et al. 2001) Seite 25 Fig 3: Geological map and lithostratigraphic chart ( Hecht & Dixon 1985) Seite 26 7.) SYROS (M. Hamilton) Geologischer Überblick Syros, Sifnos und Tinos sind jene Inseln des Attisch-Kykladischen Massivs, welche den höchsten Grad an metamorphen Blauschiefern aufweisen. Die Metabasischen Gesteine bestehen aus den Mineralen Glaucophan, Epidot, Granat-Omphazit und hellem Glimmer. Der metamorphe Kristallinkomplex lässt sich in zwei tektonischen Einheiten unterteilen: - untere Einheit mit syn- und praemetamorphen Sequenzen Metamorphe mesozoische Karbonate Klastische Sedimente Basische und saure Vulkanite Granitintrusionen - obere Einheit Sedimente des Perm und Trias HT/LP-Metamorphite und Granite der Kreide Überreste eines Ophiolithkomplexes, der am Ende des Miozäns tektonisch in die untere Einheit verschoben worden ist In der unteren Einheit sind zwei metamorphe Hauptereignisse zu erkennen: - M1 HP/LT-Metamorphose (mittleres Eozän) M2 MP/MT Metamorphose (spätes Oligozän bis mittleres Miozän) Unmittelbar nach und während des miozänen metamorphen Ereignisses fanden Granitintrusionen statt. Syros selbst ist berühmt wegen seiner Glaucophangesteine, die schon Mitte des 19. Jahrhunderts das erste Mal in der Literatur erwähnt wurden. Die Insel besteht aus einer Abfolge von pelitischen Schiefern, Marmor und Metabasiten mit N bis NE Einfallen und unterscheidet sich von der südwestlich gelegenen autochthonen Zone. Diese Autochthone Zone ist in ihrer Größe in der Ägäis einmalig, da sonst nirgens nicht metamorphe Sedimente, wie Karbonate oder Klastika gefunden wurden. Es ist anzunehmen, dass eine dünnere Lage an Sedimenten durch einen accretionary wedge übereinander gelagert wurden. Am Besten ist dies im Norden der Insel zu sehen. Darüber lagert sich die später im Miozän entstandene Grünschiefer. Diese fazielle Überprägung bezieht sich ausschließlich auf die untere tektonische Einheit. Sie besteht aus den Mineralen Albit, Chlorit, Epidot, Pheningit, Calcit, Quarz und Amphibol. Der Meta-igneous-Serpentinit Gürtel der Blauschieferzone im Norden der Insel weist auf einen Ophiolith hin, der verschiedene Gesteinstypen beinhaltet: - Metagabbros mit ophitischer Textur - Leukokrates Gestein mit Breccien und Gabbro - Sedimentäre magmatische Breccien mit metaigneous Klasten in Glaucophan und OmphazitAnkerit Textur. Die ganze Abfolge besteht aus linsenförmigen Blöcken mit serpentinitischer oder country-rock Matrix. In diesen hochgradigen Blauschiefern liegen metasomatische Teile und Gabbro-Dyke- Komplexe. Seite 27 An zwei verschiedenen Stellen liegen unterhalb der meta-.igneous Einheit eine dünne Schicht an basischen Klasten in einer Sequenz aus Marmoren und Schiefern eingebettet. Folgende Hauptphasen der Blauschiefer Entwicklung und begleitenden Formation können festgestellt werden: - im N – NE karbonatisch, dominierte Sequenzen - klastische Silikate aus südlichen Quellen - tektonische Verteilung der ozeanischen Lithosphäre - Südwärts gerichtete Migration eines ophiolitischen Schuttflusses mit dentritischen Serpentiniten - Serpentinite und eingeschlossene magmatische Blöcke sind wahrscheinlich flachgedrückt zu einem quasi parallelen Horizont - Während einer Subduktion wurde alles tief begraben. - Kennzeichnung einer synmetamorphen Deformation. Das ganze Blauschieferareal ist intensiv verformt. Diese parallele metamorphe Foliation während der Hochdruckmetamorphose ist einzigartig. Gesteinsarten und Minerale im nördlichen Gebiet + Metasedimente liegen an der Westseite der Insel. + Dolomitische Kalke gibt es vereinzelt in dünnen Schichten oder in Kalzitschiefern. + Gemischte Marmore und Kalzitschiefer enthalten verschiedene Quarze, Glaucophan, Epidot, Lawsonit, Granat, Chlorit, Pheningit und Paragonit. + Graue semipelitische Schiefer liegen dazwischen. Sie enthalten Quarz, Magnesit, Glaucophan, Chlorit, Granat, Muskovit, Lawsonit, Rutil und Graphit. Meta-igneous Gesteine Metagabbro und Metagabbrogneise besitzen eine Textur, die von der magmatischen Textur der Plagioklase und von mafischen Mineralen beeinflusst ist. Es sind unverformte Gesteine mit einer körnigen Gabbrotextur und mit verschiedenen Verbindungen, meist Glaucophan und Epidot pseudomafischer und felsischer Komponenten. Feinkörnige Mikrogabbro Xenolithe sind erhalten. Aber in einigen hoch verformten Gneisen kann man einen Einfluss einer früheren mafisch, felsischen Ausscheidung erkennen, das auf einen Glaucophan-Epidot-Granat Gneis hinweist. Ein relativ eisenarmer Metagabbro kommt mit einer Mächtigkeit von 600-700m vor. Die Zusammensetzung besteht aus Glaucophan-Aktinolit-Omphacit-Granat-Zoisit-Quarz und Paragonit. Die P/T weist auf 450°C und 13kb hin. Basische Gneise haben ähnliche Zusammensetzungen wie Gabbro, sind aber feinkörniger. Saure Gneise sind hell, feinkörnig, oft in Gruppen von Jadeit-Quarz-Granat- Paragonit, ebenso ist Glaucophan vorhanden. An der NE Küste von Syros gibt es drei Typen von metamorphen Breccien: + Der erste Typus besteht aus bis zu 1 ½ m großen angular (gerundeten) Blöcken, die in metabasischer glaucophanreicher Matrix liegen. + Der zweite Typus besteht aus mafischen und sedimentären Gesteinen, die in einer Omphacit, Chloritepidot und Na-Amphibol Matrix mit Chlorit und Apatit liegen mit 50%tigem Anteil an Ankerit. Teile dieser Ankerit Breccie sind undeformiert, die meisten aber wurden auf bis zu 50m Länge und 50cm Dicke ausgedünnt. Die quarzreichen Gesteine weisen monomineralischen Omphazit auf. Die chromreichen Teile können bis zu 40m dick sein und sind reich an dentritischen Chromspinellen und Serpenteniten. Im Serpentinit liegen auch metasomatische Blöcke von Seite 28 magmatischen Gesteinen. Viele sind gerundet und selten größer als 5m. Es gibt aber einen bis zu 120m hohen „Monolith“ der im Glaucophan Eklogit freien Quarz aufweist. Die häufigsten Gesteine sind Eklogit und Chlorit Eklogit, sowie Pyroxenite mit etwas Jadeit; Ägirien- Jadeit-Chloritgesteine mit Magnetit und Apatit; Glimmerpyroxenite, Glaucophane, Eklogite mit verschiedenen Metagabbros. Der „Vari Komplex“ im SO der Insel ist eine Genese von Albit-Alkalifeldspat Gneisen, der basal in einem tektonischen Fenster auftritt. Er wird als Teil eines variszischen, tertiär überprägten Grundgebirges angenommen. Gesteine Eklogite Sind weitverbreitet und mit anderen Metamorphiten, wie Schiefer, Gneise, Granulite und Blauschiefer vergesellschaftet. Ebenso in Verbindung mit Peridotiten, Serpenteniten und Kimberliten. Sie sind mittel- bis grobkörnig, massig, dicht und grünlich rot gesprenkelt. Die Färbung geht auf die Kombination von Omphazit (Di+Jd) und Pyrop(Grt) zurück. Die Struktur der Eklogite ist meist granoblastisch. Almandin, Rutil. Disthen, Amphibol oder sogar Diamant können vorkommen. Grünschiefer sind dunkelgrüne, feinkörnige Gesteine mit Schieferung. Die dunkelgrüne Farbe wird durch die Minerale Aktinolith, Chlorit +/- Epidot hervorgerufen. Er kann gebändert oder lagig ausgebildet sein. Plagioklas reiche helle Bänder wechseln mit Plagioklas ärmeren dunklen Bändern. Manchmal gibt es auch Porphyroklasten. Manchmal erscheint Aktionolith in schlanken Prismen und Nadeln, dann kann durch subparallele Einregelung eine Lineation entstehen. Die magmatischen Ausgangsstrukturen bleiben meist erhalten. Eine Reihe von verschiedenen Mineralen können auftreten, wie Magnetit, Apatit, Tianit, Quarz, Biotit, Muskovit und Hornblende. Glaukophanschiefer oder Blauschiefer. Die Farbe geht auf das blaue Mineral, Na-Amphibol (Glaukophan) zurück. Es sind feinkörnige, dunkle und kaum geschieferte Gesteine. Glaukophanschiefer kann aus basischen Magmatiten und aus sedimentären Gesteinen entstehen. Weitere Minerale der Blauschiefer sind Lauwsonit, Pumpellyit, Almandin, Aktinolith, Rutil, Omphazit und Jadeit. Seite 29 8.)TEKTONO-METAMORPHE ENTWICKLUNG VON SYROS (Trotet, F., Jolivet, L. & Vidal,O. 2001. Tectono-metamorphic evolution of Syros and Sifnos islands (Cyclades, Greece), Tectonophysics 338, 179-206) Vorwort Miozäne Exhumation von Metamorphen Gesteinen in der Ägäis ist teilweise eine Folge postorogener Extension. Wenn der post-orogene Mechanismus der Exhumation eher verstanden wird, bleibt der Mechanismus syn-orogener Exhumation im Eozän immer noch rätselhaft. Frühere Autoren argumentierten mittels Begriffen der Extension und Kompression. Neue strukturelle und petrologische Daten zeigen, dass die Exhumation von HP-LT-Gesteinen bereits während des Eozäns extensionelle duktile Scherzonen im Krustenmaßstab beinhalten. Ein Kontinuum von duktiler Scherung nach NE und E kann vom Eozän (in der Blauschieferfazies) bis zum Miozän (in der Grünschieferfazies) beobachtet werden. Diese Deformation ist in den Blauschiefern und Eklogiten gleichmäßig verteilt, während sie in den Grünschiefern an duktilen Scherzonen lokalisiert ist. Eklogite, welche nur am Top der Gesteinsabfolge erhalten sind, wurden entlang eines „kalten“ retrograden P-T-Pfades exhumiert, während im liegenden Anteil der Abfolge eine schrittweise Rückläufigkeit der Eklogite in Blauschiefern und Gesteinen der Grünschieferfazies beobachtet werden kann. Diese Anteile (des Liegenden) wurden anschließend bevor sie abkühlten entlang eines P-T-Pfades mit beinaher isothermaler Dekompression exhumiert. P-T-t-Deformation-Daten weisen darauf hin, dass die attisch-kykladischen Blauschiefer in einem fortschreitenden Kontinuum von Akkretion an der Basis eines orogenic wedges und nichtkoaxialer extensioneller Deformation am Top (des orogenic wedges) exhumiert wurden; verteilt während der syn-orogenen Phase und lokalisiert während der post-orogenen Phase. Einleitung Extension der Kruste aufgenommen von flach geneigten Detachments wurde als ein effizienter Mechanismus zur Exhumation von metamorphen Gesteinen an konvergenten Plattengrenzen vorgeschlagen. Diese Extensionskräfte können verschiedene Ursachen haben: a) slab rollback (Zurückweichen der subduzierenden Platte) b) Konvektive Entfernung von dichter Lithosphäre an der Wurzel c) Kollaps einer überdickten Kruste Das Gebiet der Kykladen repräsentiert ein klassisches Beispiel von einem HP-Gürtel in einem backarc-Bereich. Auch wurden von verschiedenen Autoren mehrere Detachments (Abscherhorizonte mit flachem Einfallswinkeln) beschrieben, welche mit post-orogener krustaler Extension in Verbindung gebracht werden (i.e. nach der HP-metamorphose). Ihr Vorhandensein ist von entscheidender Bedeutung für die Bildung des Ägäischen Meeres seit oder während des frühen Miozäns. Zwei unterschiedliche Modelle wurden vorgeschlagen: 1) Trotet et al. 2001; eine rapide Exhumation entlang dieser Detachments, welche die Exhumation entlang einer kühlen Geotherme und somit auch die Erhaltung der Blauschiefer-mineralogie erlaubten. Allerdings sind die Blauschiefer(BS) und Eklogite(EK) auch unterhalb der Grünschiefer(GS)-Mylonite (in den Miozänen Detachments) gut erhalten. Auch ist noch nicht klar wie weit extensionelle duktile Scherzonen in der Tiefe aktiviert werden können und inwieweit sie für die frühe (Eozäne) Exhumation verantwortlich sind. 2) Ring et al. 2003; eine schnelle Extension mit geringer Exhumation entlang der Detachments. Dafür unterschiedliche Abkühlraten zwischen der Hangingwall(HW) und der Footwall(FW): rapide Abkühlung der FW und langsam(ere) Abkühlung der HW. Anhand von Fission.track- (Spaltspur) daten an Zirkonen und Apatiten (sog. Thermochronologie) werden kurze Versatzweiten erklärt. Jedoch sehen auch diese Autoren die flachwinkeligen Seite 30 Abschiebungshorizonte als dominante tektonische Prozesse an, welche die Ägäis formten und deren Hauptursache schnell gleitende Detachments sind. Ihre großen Versatzweiten versuchen sie mit mehreren Entwicklungsstadien von Detachments(Det) zu erklären; das Det von Kreta im frühen Miozän, das Det von Ios im mittleren Miozän und das Det von Moutsuna (Naxos), Mykonos und Vari (Syros) im mittleren bis späten Miozän, welche die letzte Exhumationsphase der BS der Kykladen vollbrachte. Zuerst schnelle Exhumation in einer Tiefe bis ~ 10km und dann langsame Exhumation entlang spröd-duktiler Det zwischen 9-6 km. Eine neue Frage entsteht durch die basale GS-fazielle Überprägung der BS- und EK-Einheit sowohl auf Syros, als auch auf Sifnos. Mehrere unterschiedliche Interpretationen versuchten die Lage von BS und EK im Hangenden von GS zu erklären: 1) Matthews & Schliestedt,1984 und 1987 bzw. Wijbrans,1990; die GS-fazielle Überprägung resultiert aus durchdringenden Fluid-infiltrationen und einem Temperaturanstieg nur an der Basis der BS 2) wohingegen Avigad,1993 bzw. Lister & Raouzaios,1996 die Herkunft der BS und GS aus verschiedenen strukturellen Ebenen und Positionen, bis zur GS-faziellen Überprägung während der post-orogenen Geschichte mit extensioneller- (Avigad) und Überschiebungstektonik (Lister) zu erklären versuchten. Nichtsdestotrotz haben diese unterschiedlichen Ansichten entscheidende Bedeutung für die Exhumation der BS in der Ägäis. Geologische Situation In den Kykladen können drei Haupteinheiten, getrennt durch flachwinkelige tektonische Kontakte unterschieden werden: (vom L zum H) I) Untere Paraautochthon aus Metasedimenten (Evia, Samos, Tinos) oder Orthogneisen (Paros, Naxos) II) Die Eo-Oligozäne BS Einheit, bestehend aus Metabasiten und Metasedimenten, welche die ozeanische Kruste des Arvi Ozeans (auf Kreta) wiederspiegelt. III) Die obere Decke bestehend aus Sedimenten, Ophioliten, und Vor-Eozän Metamorphiten Zwei Haupteinheiten können auf Syros unterschieden werden: 1)Obere Vari-Einheit (VU); zwischen Vari und Azolimnos im SE von Syros, bestehend aus einem Orthogneis metamorphisiert unter GS-faziellen Bedingungen, Serpentinite, feinkörnige Chloritschiefer und metabasische Grünschiefer. Stratigraphisch gehört die Vari Einheit zur obersten Decke über den BS. Geochronologische Daten an Phengiten in den O-Gneisen zeigen Kretazische Alter. Die Vari Einheit ist von der unteren Einheit durch einen flachwinkeligen tektonischen Kontakt getrennt, als Störung beschrieben. Somit können wir sagen, dass die VU eine Präalpine Geschichte wiederspiegelt. Die Hauptfoliation S1wird von einer Wechselagerung aus Schiefern und Gneisen gebildet, welche generell NW-SE-streichen und nach E einfallen. 050 – 060 Lineare wurden nahe dem Kontakt zur EU gemessen, sowie drag folds (Schleppfalten) mit N gerichteten Faltenachsen im Handstückmaßstab konnten beobachtet werden. Der Kontakt zur EU ist von einer steil-stehenden Abschiebung begrenzt, welche ein Kontinuum top nach E-Bewegung mit simple shear, angezeigt durch asymmetrische Druckschatten mit Gln-nadeln und C` Scherbändern mit Gln und Qtz in den Seite 31 darunterliegenden Eklogiten. Der Kontakt selbst besteht aus einer 20 m mächtigen Breccie, in der die Gesteine allgemein nach 070 gestreckt sind. An der Basis der Breccie findet man Klasten der darunterliegenden Eklogite mit mehr oder weniger retrograden GS-fazieller Überprägung und vielen Qtz, Chl und Cal –adern bzw gängchen. Hingegen am Top der Breccie finden sich Klasten der darüberliegenden Orthogneise. 2)Untere Ermoupoli-Einheit (EU); bestehen vom H zum L aus Glaukophaniten, Metagabbros, Quarziten und Metagrauwacken mit karbonatischen Fraktionen, metamorphisiert unter EK- bis BS-faziellen Bedingungen. Dieser obere Teil der ErmoupoliEinheit wird als Metaflysch interpretiert. Das L besteht aus Metakonglomeraten (bestehend aus Karbonaten, Vulkanoklastikern und Radiolariten), sowie einem 40-800 m mächtigem Horizont aus Kalzitischen oder Dolomitischen Marmoren mit quarzitischen Linsen am Top. Weiter im L folgen Quarzite, Marmore, Glimmerschiefer, Gneisse und basische Gesteine, welche unter GS-faziellen Bedingungen metamorphisiert wurden. Zum Teil sind ein paar Linsen mit Glaukophaniten und Relikten der HP-Metamorphose erhalten. Zum strukturellen Inventar: D1) Die Schiefer und Gneise der EU sind von aufschlussgroßen Isoklinalfalten zwischengelagert (P1). Eine frühe S1-Foliation kann reliktisch in Grt-poikiloblasten beobachtet werden. D2) Die Hauptfoliation S2 wird von zwischengeschichteten Metabasiten, Metagrauwacken und Glimmerschiefern gebildet. Die Streichrichtung ist EW und fällt nach N ein. Die Foliationsflächen S2 zeigen L2 Streckungslineationen mit einem generellen EW-Trend. Die P2 Falten im Handstückmassstab stellen meist intrafoliale Schleppfalten und Kinks dar. Die Intensität und räumliche Verteilung ist über die gesamte Einheit relativ homogen. Auch können Eklogitboudins in Marmoren mit E und NE Streckungsrichtung beobachtet werden. D3) Die Strukturen der 3. Deformationsphase sind weniger einheitlich verteilt wie D2 und Lineation L3 kann bevorzugt auf lokalisierten C-Flächen beobachtet werden. D4) In den meisten BS werden die duktilen Strukturen von D4-spröder Deformation überlagert. Extensionsspalten, gefüllt mit Qtz, Ep, Chl +/- Hem +/- Tur und Gln zeigen Extension in 060 Richtung an. Große flachwinkelige Abschiebungen sind hauptsächlich verantwortlich für den Kollaps der Metamorphen Abfolge und die Nebeneinanderstellung von EK-BS- Obere Teile und GS-Untere Teile. Abschließend kann gesagt werden, dass die Gesteine von Syros, aber auch Sifnos ähnliche Charakteristika zeigen. Vom H zum L zeigt der Stapel: a) zwei Domänen von unterschiedlicher metamorpher Entwicklung mit mehr retrograder GSfazieller Überprägung an der Basis, b) einen Gradienten von finite strain (endlicher Deformation) c) ein Kontinuum von D1 bis D4 mit NE-SW zu E-W Extension und d) drei duktile Deformationsphasen D1, D2, D3, sowie eine duktile bis spröde Deformationsphase top nach E. Dieses Kontinuum der Deformation von der Eklogit bis zur Grünschieferfazies resultiert in einer kontinuierlichen Ausdünnung der Kykladen-Einheit entlang einer Haupt-detachment-zone (e.g. Kontakt mit Vari-Einheit). Literatur Avigad, D., 1993. Tectonic juxtaposition of blueschists and greenschists in Sifnos Islands (Aegeansea)-implications for the structure of the Cycladic blueschist belt. J. Struct. Geol. 15 (12), 1459 1469. Seite 32 Trotet, F., Jolivet, L. & Vidal,O. 2001. Tectono-metamorphic evolution of Syros and Sifnos islands (Cyclades, Greece), Tectonophysics 338, 179-206 Wijbrans, J. R., Schliestedt, M. & York, D. 1990. Single grain argon laser probe dating of phengites from the blueschist to greenschist transition on Sifnos (Cyclades, Greece). Contributions to Mineralogy and Petrology 104, 582-93. Fig 4: Section through the northern part of Syros autochthon: Kini – Northern metaigneous belt (* Potential horizons along, which the sequence is dublicated) Seite 33 Fig 5: Geological map of the northern part of Syros Seite 34 Fig 6: Included blocks and reaction rims at sediment – serpentinite contact ( NW – Syros ) Fig 7: Sketch map of the Kini – area (NW-Syros) Seite 35 9.)BLAUSCHIEFER (M. Hamilton) Die Glaukophanschiefer Fazies nach Eskola (1939) wurde von Bailey (1974) auf die Blauschiefer Fazies eingegrenzt. Sie ist eine jener Fazieszonen, die am häufigsten interpretiert wurde. In den letzten Jahren erfolgte eine große technische Entwicklung, bei der die experimentellen, kalorischen, physikalischen und thermodynamischen Daten von Mineralen zu einer neuen Software zusammengefasst wurden. Damit erhielten Petrologen eine mannigfaltige Auswahl für ihre Messungen und Experimente. Epidot und Na-Amphibol ist in vielen Gesteinen vorhanden, aber am häufigsten in Metabasiten. Daher liegt ein Schwerpunkt der Messungen auf den metabasischen Zusammensetzungen mit dreizehn Mineralen oder Mineralkomponenten des so genannten „haplobasalt Systems“ NCMASH (NA2O-CaO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O). Mineralanteile der verschiedenen Faziesserien: Epidot Blauschiefer Lawsonit Blauschiefer Eklogit Pumpellyit – Aktinolit Grünschiefer Amphibolit Albit-Epidot-Amphibolit Na-Amphibol, Epidot, Quarz, H2O Na-Amphibol, Lawsonit Omphazit, Granat, Quarz, H2O Pumpellyit, Aktinolit, Chlorit, Albit, Quarz, H2O Albit, Chlorit, Aktinolit, Epidot, Quarz, H2O Plagioklas, Albit, Hornblende, H2O Albit, Aktinolit/Hornblende keine Na-Amphibole, Plagioklase und Grünschieferparagenesen Nicht degenerierende univariant equilibria im NCMASH-System beinhalten sechs Minerale; z.B. Lawsonit und Na - Amphibol, zur Lawsonit Fazies zählend, reagieren und produzieren ein Na mineral (Albit, Paragonit oder Jadeit, der ein Teil des Omphazit ist). Ein kalziumhältiges Mineral ergibt Pumpellyit Fazies mit Klinozoisit, Tremolit, Diopsid. Ein eisenhältiges Mineral Granat oder Chlorit. Diese Methode unterscheidet sich von den petrologischen , die ihre Annahmen immer auf Endglieder der Minerale aufbauen, dadurch dass die Zusammensetzung der Minerale verschieden sein kann, denn ihr Gleichgewicht wird durch unterschiedlichen Druck und Temperatur bestimmt. Der Vergleich des P/T Feldes der Paragenese Na - Amphibol und Epidot zeigt in sechs verschiedenen Zusammensetzungen, dass die klassische Blauschiefer – Grünschiefer Grenze dort am Besten entwickelt ist, wo es Fe3+ und Fe2+ reiche Zusammensetzungen gibt.Sie ist aber nicht stabil in Mg-Al-reichen Metagabbros.Der größte Effekt ergibt sich durch die Aufnahme von Fe3+ bei Na - Amphibol und Epidot, relativ aber auch bei Aktinolit, Chlorit und Lawsonit. Das Auftreten von Granat in einer benachbarten Fazies bewirkt eine Verkleinerung des Epidot Blauschieferfeldes durch den Austausch von Fe und Mg. Auf Syros findet man bevorzugt Eklogitminerale in Verbindung mit Glaucophan- mineralen in Gesteinen mit den höchsten FeO-MgO Anteilen. Granat spielt eine Schlüsselrolle in der Albit-Epidot-Amphibolit Fazies. Epidot-reiche Blauschiefer sind sehr häufig, die Berechnungen hier zeigen, dass diese Fazies einerseits die Lawsonit Blauschiefer von der Albit-Epidot-Amphibolit und andererseits die Grünschiefer von der Eklogit Fazies trennt. So wie es Eskola ursprünglich definierte, begründen die Epidot Blauschiefer eine metamorphe Fazies. Seite 36 Fig 8: Schematic stratigraphic column with characteristic paragenesis of Syros (Hecht 1985) Seite 37 Fig 9: P-T-diagrams showing the eight principal metamorphic facies and three major types of metamorphic facies series (Spear 1993) Seite 38 NAXOS Fig 1: Physical map of Naxos Seite 39 Fig 2: Simplified geological map of Naxos (K. Petrakakis) Seite 40 10.) NAXOS Geologie Als größte Insel der Kykladen hat Naxos eine Erstreckung von 20 zu 35 km. Man kann diese Insel als ein NNE-SSW gestrecktes, elliptisches Gewölbe von Schiefern und Marmoren beschreiben, in dessen Kern ein spätoligozäner Migmatit steckt (Fig 3). In die westliche Flanke intrudierte in Miozän ein Biotit-Hornblende-Granit. Die karbonatischen Gesteine (Kalzit- sowie Dolomit+Kalzit-Marmore) sind altersmäßig zwischen Obertrias und Jungmesozoikum einzuordnen und stellen den Hauptteil der oberen Gesteinsabfolge dar. Darunter liegen Glimmerschiefer, Gneise und Amphibolite mit einer Alterseinstufung von Jungpaläozoikum bis Mittlere Trias. Weiters kommen noch metamorphe Ultramafite, metamorph geprägte, ehemalige, jurasische Karstbauxite (Smirgel), untergeordnete Quarzite und Metakonglomerate vor. Ultramafitite sind hauptsächlich in Form von zwei Horizonten zu finden. Der tektonisch tiefste ummantelt die Migmatit-Zone und wird als ein fragmentierter Ophiolith interpretiert, der die Überschiebungsfläche der ober-paläozoischmesozoischen Marmor- und Schiefer-Abfolge auf präalpidisches Basement markiert. Die metamorphe und tektonische Prägung erfolgte mehrphasig: Im späten Eozän ( 45-40 Ma ) kam es zu einer HP/LP Metamorphose (Ml) mit Temperaturen bis ca. 450°C und Drücken um 9 kbar. Die Marmore und Schiefer wurden von einer extremen Isoklinalverfaltung und Plattung betroffen. Danach stiegen die Gesteine langsam auf. Die HP-Paragenesen wurden durch Paragenesen des Barrow-Metamorphosetyps (DisthenSillimanit-Faziesserie) ersetzt. Diese zweite MP-Phase (M2) kulminierte Ende Oligozän (vor ca. 2520 Ma ) in der Bildung des Migmatit-Domes mit Temperaturen von 700°C im Kern und 400°C im niedrigst metamorphen SE-Teil der Insel wo die Ml-Paragenesen am besten erhalten sind. Der Druck während M2 war ca. 6 kbar. Nach einer deutlichen Druckabnahme bzw. einer Hebung der Gesteinsfolge von Naxos intrudierte im Miozän (11 Ma) ein I-Typ-Granit den W-Teil der Insel. Dieser verursachte eine Kontakt-Metamorphose (M3) in einer 1-2 km breiten Zone. Nicht-metamorphe Sedimente und Fragmente einer Ophiolith-Sequenz sind im NW-Teil der Insel iiber dem Granodiorit und den Metamorphiten aufgeschlossen. Sie gehören zur Upper Plate. Zwei Merkmale sind von besonderer Bedeutung: 1) Der Kontakt ist flach-liegend und tektonischer Natur. 2) Diese Gesteine sind nicht kontakt-metamorph überprägt. Metamorphe Zonen von M2 Die Metamorphose auf Naxos ist durch eine Zonierung gekennzeichnet, die während des M2-Ereignisses geprägt wurde. Metamorphe Zonen fallender Temperatur sind konzentrisch um einen hochmetamorphen, migmatischen Kern im inneren der Insel angeordnet. Die Gesamtstruktur ist domartig. Ml-Paragenesen in pelitischen und basischen Gesteinen sind noch in den niedrigst metamorphen Zonen I und II (siehe unten) im SE-Teil der Insel erhalten. Spuren der MlMetamorphose sind allerdings noch in den Zonen III und IV zu finden. Auf Naxos konnten sechs Isograden kartiert werden, welche die metamorphe Abfolge in sieben Zonen teilen. Letztere sind nach Index- oder häufigst vorkommenden Mineralen benannt (Fig 4). I Diaspor-Zone: Diese stellt den niedrigsten Metamorphosegrad auf SE Naxos dar. Der Gesteinsbestand ist hauptsächlich Marmor mit zahlreichen Metabauxitlinsen. Weiter kommen ein paar Schieferhorizonte, manchmal mit Einschaltungen von Metavulkaniten, und ein Körper eines metamorphen Ultramafits vor. Die geschätzte Obergrenze der Metamorphosetemperatur ist 420-440°C. Folgende Mineralassoziationen bzw. Paragenesen treten auf: Metapelite: Albit-Quarz-Chlorit-Serizit. Blaugrauer Marmor: Quarz, Epidot, Albit, Aktinolith, Chlorit und Muskovit sowie Hämatit als häufigstes Fe-Oxid auf. Basische Metavulkanite: Häufig Glaukophan-Führung.. Seite 41 Metamorphe Ultramafite: Chrysotil, Talk, Diopsid, Antigorit, Chlorit und Aktinolith. Magnetit tritt in diesem Gestein im Kernbereich der Gesteinskörper auf. Metabauxite: Diaspor+Chloritoid+Calcit+Hämatit+Rutil+Paragonit+Muskovit. II Chlorit+Serizit-Zone: Der Diaspor der Metabauxite zerfällt bei 420-440°C zu Korund+H2O. Diese Reaktion stellt die unterste Stabilitätsgrenze von Korund in H2O-reicher Umgebung dar. Sie stellt auch die "Corundum-in"- bzw. "+Corundum"-Isograde dar. Die höchsten Temperaturen fiir diese Zone sind ca. 500cC. Auftretende Mineralassoziationen bzw. Paragenesen: Metapelite und Marmore: wie in der Diaspor-Zone. Lediglich Hämatit wird zusehends durch Magnetit ersetzt. Basische Metavulkanite: Chlorit+Epidot+Albit+Aktinolith. Meta-Ultramafite: Diopsid ist bereits zerfallen. Er tritt wieder in der Zone V (siehe unten) auf. Metabauxite: Korund+Chloritoid+Ti-Hämatit+Rutil+Paragonit+Muskovit+Margarit. III Biotit+Chloritoid-Zone: Mit dem Eintreten von Biotit bei ca. 500°C ("Biotite-in"- Isograde) und dem Zerfall von Chloritoid ("Chloritoid-out"-Isograde) in den Metapeliten ist diese Zone zwischen 540 und 580°C begrenzt. Die Schiefer werden deutlich häufiger als die Marmore. Der Übergang von der Grünschiefer-Fazies zur Amphibolit-Fazies vollzieht sich innerhalb dieser Zone. Metapelite: Typische Paragenese ist Biotit+Chlorit. Marmore: Albit wird hier durch Careicheren Plagioklas ersetzt. Insbesondere in den Dolomitmarmoren: Talk+Calcit+Quarz oder Muskovit+Dolomit+Quarz. Basische Metavulkanite: Hauptsächlich zu Amphibolithen geprägt; Epidot+Biotit+ Hornblende+Oligoklas. Meta-Ultramafite treten in dieser Zone nicht auf. Smirgel: Häufiges Auftreten von Margarit. Typische Paragenese: Korund+Chloritoid+ Disthen+Magnetit+Ilmenohämatit+Rutil+Hellglimmer. IV Disthen-Zone: Diese Zone beginnt mit dem Zerfall von Chloritoid bei 540-580°C in den Fe-reichen Metapeliten und in den Metabauxiten. Metapelite: Große, manchmal deformierte Kristalle von Disthen werden gebildet. Staurolith folgt dem Disthen in stratigraphisch höheren Positionen ("Staurolith-in"-Isograde). Marmore: Reaktionen innerhalb dieser Zone werden allgemein nicht nur vom Anstieg der Temperatur sondern auch vom H2O/CO2-Verhältnis im Fluid (s.g. interne Pufferung) kontrolliert. In den dolomitischen Marmoren treten Talk+Tremolit-Paragenesen sowie blaugrüne Hornblende auf. Calcitische Marmore werden immer weißer und gröber kristallin. Graphit sammelt sich in dünnen Lagen und die Paragenese Phlogopit+Tremolit+Korund+Anorthit+Calcit tritt auf. Amphibolite: Augitischer Diopsid tritt zusätzlich auf. Meta-Ultramafite: Magnetit ist hier das typische Fe-Oxid; Talk +Magnesit+Anthophyllit ist häufig. Metabauxite.-Disthen+Korund+Staurolith+Magnetit+Ilmenite/Hematit-Mischkristalle. VA Disthen-Sillimanit-Übergangszone: Die untere Grenze ist gekennzeichnet durch das Eintreten von Sillimanit ("Sillimanite-in-Isograde") bei ca. 620°C in den Metapeliten. Eine Besonderheit in dieser Zone ist das gemeinsame Auftreten beider Al-Silikate Disthen und Sillimanit, manchmal sogar mit Andalusit. Die Metamorphosebedingungen waren offenbar nahe dem Trippelpunkt. Metapelite: Quarz+Plagioklas+Muskovit+Biotit+Disthen+Sillimanit+Granat. Marmore: Ähnlich der in Zone IV. Zusätzlich treten Vesuvian und Xanthophyllit auf. Amphibolite: Zunahme des Diopsid-Gehaltes sowie Eintreten von K-Feldspat, Skapolith und Grossular. Die Hornblende ist grün. Seite 42 Meta-Ultramafite: Magnesit ist nicht mehr vorhanden obwohl er noch stabil wäre. Enstatit+Talk ist das Hochdruckäquivalent von Antophyllit. Metabauxite treten selten innerhalb dieser Zone auf. Sie enthalten aber im Gegensatz zu den Schiefern immer noch Staurolith. V B Sillimanit-Zone: Sie beginnt mit dem Verschwinden von Disthen bei ca. 650°C. Metapelite: Reichlich Sillimanit vorhanden. Marmore: Biotit+Diopsid+Hornblende+Anorthit+Calcit. Amphibolite: Sie weisen dieselbe mineralogische Zusammensetzung wie zuvor auf. MetaUltramafite: Enstatit+Forsterit+gruner-Spinell oder Klinochlor+brauner Spinell oder Enstatit+Diopsid. Metabauxite: In dieser Zone treten auch die letzten Metabauxite auf. Sie sind stark retrograd überpragt und führen viele Klüfte mit grobkörnigem, retrogradem Margarit, Chlorit und Diaspor. VI Migmatit-Zone: Zwischen 660 und 690°C tritt Anatexis ("meZf-iV-Isograde) auf. Entstellung der Schieferung und Trennung von dunklen, biotitreichen Melanosomen und hellen, granitischen Leukosomen ist typisch. Die Erscheinungsformen der Deformation sind hier durch Fliessfaltung charakterisiert. Pegmatite: Oligoklas+Quarz+Kalifeldspat+Muskovit oder Biotit. Granite: Oligoklas+Quarz+Kalifeldspat-Biotit. Pelitische Schieferreste: Plagioclas+Biotit+Sillimanit+Quarz+Granat. Marmore: Ausgezeichnet rekristallisiert und metasomatisch "gesaubert". Graphit ist nicht mehr zu beobachten, da er bereits durch Oxidation verbrauch wurde. Metabauxite treten hier nicht auf. Literatur Bucher, K. & Frey, M. (1994) Petrogenesis of metamorphic rocks. 6th Edition. Springer Verlag. Seiten: 191-232. Jansen & Schuiling (1976): American Journal of Science 276, 1225-1253. Buick & Holland (1991): Journ. metamorphic Geol. 9: 301-314. Schuiling & Kreulen (1979): Earth Planetary Science Letters 43, 298-302. Spear (1993): Metamorphic phase equilibria and pressure-temperature-time paths. Min. Soc. Am. Seite 43 Fig 3: Generalized geological – petrological map of Naxos (Feenstra 1985) Seite 44 Fig 4: Metamorphic zones, isogrades and estimated isograd temperatures for Naxos (Feenstra 1985) Fig 5: Alpine deformation on Naxos (Urai et al. 1990) Seite 45 Fig 6: Range of occurrences of distinctive minerals in rocks with pelitic, carbonate-rich, amphibolitic (volcanic) and ultramafic composition in the Naxos MCC. Dashed lines indicate minor or rare occurrences (Jansen & Schuiling 1976) Seite 46 Fig 7: Detailed map of NW-Naxos (Urai et al. 1990) Fig 8: Simplified geological map of Naxos (Katzir et al. 1999) Seite 47 Fig 9: List of reactions in ultramafic rocks (Spear 1992) see Fig 11. Fig 10: Chemography of the ultramafic CMS-H2O system projected from CO2 and H2O onto the plane CaOMgO-SiO2 , showing some rock and mineral compositions in ultramafic rocks (Bucher & Frey 1994) Seite 48 Fig 11: P-T diagrams for different reaction systems (Spear 1992) Seite 49 Fig 12: AKF, AKM and AFM diagrams showing the plotting position of some common minerals of metapelites (Spear 1992) Seite 50 Fig 13: P-T grid for pelites in the KFASH system (Spear 1992) Seite 51 Fig 14: P-T grid for pelites in the KMASH system (Spear 1992) Seite 52 Fig 15: P-T grid for pelites in the KFMASH system (Spear 1992) Seite 53 11.) METAMORPHOSE DER MARMORE AUF NAXOS UND DIE ROLLE DER FLUIDEN PHASE Einleitung Ungefähr die Hälfte der metamorphen Gesteine von Naxos bestehen aus teilweise quarzreichen Kalzit- und Kalzit+Dolomit-Marmoren. An quarzreichen Lagen hat das umgebende karbonatische Gestein mit Bildung von Talk, Tremolit und Diopsid reagiert. Die im früheren Kapitel beschriebene Temperaturzunahme von den äußeren zu den inneren metamorphen Zonen hat zu zonencharakteristischen Paragenesen innerhalb der kieseligen, Dolomit-führenden Karbonatgesteine geführt. Vergleicht man die auf Naxos auftretenden Paragenesen in diesen Gesteinen mit jenen in Gesteinen der Zentralalpen oder der Marble Lake-Region (Ontario), so lassen sich Druckbedingungen um 6 kbar für Naxos ableiten. Es sei jedoch vorweggenommen, dass der Zusammensetzung der CO2-reichen, fluiden Phase bei der Metamorphose der karbonatischen Gesteine eine sehr wichtige Rolle zukommt. Mineralparagenesen und Phasenbeziehungen Zuerst einige Worte über die kontaktmetamorphe Zone an der Grenze des Granodiorits zum metamorphen Komplex. Hier konnten Merkmale einer retrograden Metamorphose beobachtet werden: Talk wurde spät in Klüften gebildet. Geothermometrische Daten (CalcitDolomit Thermometrie; Jansen et al., 1978) als auch röntgenographische Untersuchungen von Karbonatproben aus dem gesamten metamorphen Komplex haben gezeigt, dass sich in den Karbonatgesteinen bei einer Temperatur < 450°C ein spätes (sekundäres) Gleichgewicht einstellte. Diese Daten weisen also auf eine spätalpidische (post-M2), niedriggradige Überprägung hin. Die oben erwähnte Geothermometrie hat allerdings in 7 von 29 untersuchten Karbonatproben primäre (M2) Schließungs-Temperaturen für Dolomit und Kalzit geliefert. Nun aber zu den Mineralvergesellschaftungen der M2-Metamorhose. Alle Minerale in den kieseligen Karbonatgesteinen führen sehr geringe Mengen von Fe, Na und Al. Die wichtigste Abweichung der Mineralchemie vom System CaO-MgO-SiO2-H2O-CO2 geht eher auf die FGehalte mancher Minerale zurück. Dies führt natürlich zu Verschiebung der Stabilitätsgrenzen dieser Paragenesen, die F-haltige Minerale führen. In Tab. 7.1 und Abb. 7.1 werden die charakteristischen Paragenesen in den kieseligen Karbonatgesteinen und ihre Lokalität auf Naxos entsprechend angegeben. Folgende fünf Reaktionen liegen den beobachteten Mineralparagenesen zu grunde: 3 Dolomit + 4 Quarz + H2O = Talk + 3 Calcit + 3 CO2 (4) 2 Talk + 3 Calcit = Tremolit + Dolomit + CO2 + H2O (17) 5 Dolomit + 8 Quarz + H2O = Tremolit + 3 Calcit + 7 CO2 (19) Tremolit + 3 Calcit + 2 Quarz = 5 Diopsid + 3 CO2 + H2O Dolomit + 2 Quarz = Diopsid + 2 CO2 (8) (16) Bei steigender Temperatur stellen Reaktionen 17 und 8 das erste Eintreten von Tremolit und Diopsid in die Dolomit+Kalzit-führende Paragenese entspechend dar. Kartenmäßig Seite 54 entsprechen sie den Isograden "Tremolit+Dolomit-in" und "Diopsid-in" (Abb. 7.1). Die Lage obiger Reaktionen ist im T-XcO2-Diagramm in der Abb. 7.2 angegeben. Besondere Aufmerksamkeit verdient die Tatsache, dass Dolomit+Quarz-Paragenesen noch nahe der "Diopsid+Calcit-in"-Isograde gefunden werden können, was auf einen hohen CO2Gehalt der Fluids während der Hauptphase der Metamorphose schließen lässt. Genauere Untersuchungen von Fluideinschlüssen konnten die Ergebnisse, die im T-XCO2-Diagramm von Abb. 7.2, in Bezug auf die H2O-CO2 Zusammensetzung der Fluids zusammengefasst sind, bestätigen. Wie bereits vorweggenommen bestimmt die Zusammensetzung der Fluiden Phase den Ablauf der Reaktionen in kieseligen Dolomit-führenden Gesteinen. Ihr Einfluss soll nun näher erläutert werden. Die Rolle der Fluiden Phase Die Gesteine, die im Eozän HP-metamorph geprägt wurden, wurden im Miozän im zentralen Teil von Naxos unter Bedingungen der höheren Amphibolitfazies überprägt. Diese Überprägung wurde durch H2O +CO2-Fluids ermöglicht. Aufgrund von CO2-reichen Fluideinschlüssen konstanter Zusammensetzung in vielen Gesteinstypen und C-Isotopen in Kalziten behaupteten Schuiling & Kreulen (1979) und Kreulen (1988), dass das metamorphe Fluid während M2 CO2-reich (0.5<XCO2<0.8) war. Es stammte aus dem Mantel und wäre durch seine Fähigkeit, Wärme zu transportieren, bei seinem Aufstieg fiir die Entstehung des metamorphen Domes von Naxos verantwortlich. Weiters pufferte es extern die Zusammensetzung des Fluids während der M2-Metamorphose. Jansen et al. (1989) argumentierten hingegen, dass Feldbeobachtungen sowie die vorhandenen Fluideinschlüsse- und C-Isotopen-Daten einen solchen Mechanismus nicht unterstützen. Baker & Matthews (1994) erkannten, dass während der M2-Metamorphose zwei Wachstumsphasen von Mineralen stattfanden: Die erste Wachstumsphase fand während der prograden die zweite während der retrograden M2-Metamorphose statt. Folgende Fragen sind nun relevant: Welche Rolle spielte das Fluid während der zwei Wachstumsphasen? Gab es überhaupt verschiedene Fluids in Hinblick auf Herkunft und Wirkung während dieser Wachstumsphasen? 1. Erste Wachstumsphase (prograd): Untersuchungen an Mineralen, die während der prograden M2-Metamorphose gebildet wurden, lassen folgende Paragenesen hoher Varianz mit steigender Temperatur erkennen: a) Cc+Dol+Qtz b) Cc+Dol+Qtz+Ta ("Ta-in"-Isograde) c) Cc+Dol+Qtz+Tr ("Tr-in"-Isograde) d) Cc+Dol+Tr+Di ("Di-in"-Isograde) Die Isograden definieren 4 scharf abgegrenzte Zonen (Abb. 7.3). Seltener wurden auch folgende 5Phasen-Paragenesen beobachtet: e) Cc+Dol+Qtz+Ta+Tr f) Cc+Dol+Qtz+Di+Tr Die Autoren konnten mit Hilfe geeigneter Phasendiagramme im System CMSHC zeigen, dass die Paragenese e zwischen 480-490°C für XCO2 < 0.22 bei 6±2 kbar stabil war. Für die Paragenese f sind die Werte 585-665°C, 0.74 < XCO2 < 0.88 für denselben Druck. Sie erkannten eine interne Pufferung des Fluids aufgrund folgender zwei Tatsachen: 1) 4-Phasen Paragenesen treten über weite Strecken (und T-Intervallen) auf und definieren typische metamorphe Zonen. 2) Sehr schmale Zonen mit 5-Phasen Paragenesen trennen die Zonen mit 4-Phasen Paragenesen. 2. Zweite Wachstumsphase (retrograd): Die prograden, Tr-führenden Paragenesen werden überwachsen von Ta+Cc. Jüngere Tr+Cc-Paragenesen wurden im Druckschattenbereich von Boudins gebildet. Gängchen mit Di, Tr und Cc durchschlagen Gesteinslagen, die Seite 55 typischerweise prograde Paragenesen führen. Die genaue Zusammensetzung des Fluids, welches die retrograde Mineralbildung begleitete, ist schwer zu berechnen. Phasendiagramme (Abb. 7.4) zeigen allerdings, dass dieses Fluid H2O-reicher und SiO2-führend gewesen sein muss. Dies wird durch den Zerfall von Dol in Qtz-freien Marmoren aufgrund der Reaktion retrograd 5 CaMg(CO3)2 + 8 SiO2 + H2O------------ > Ca2Mg5Si8O22(OH)2 + 3 CaCO3 + 7 CO2 Dol + Fluid ----------- > Tr + Cc + Fluid deutlich. Da retrograd gebildete Amphibole reicher an Al2O3, FeO und Na2O als die prograden Amphibole sind, lässt sich vermuten, dass das retrograde Fluid diese Komponenten neben SiO2 führte. Besonders wichtig ist die Tatsache, dass die auftretenden retrograden Paragenesen eine hohe Varianz zeigen. Das spricht für eine externe Pufferung des H2O-reichen retrograden Fluids, welches den Gesteinsverband infiltrierte. Dieses retrograde Fluid stammt höchstwahrscheinlich aus der Auskristallisation der durch die hohen Temperaturen entstandenen, anatektischen Schmelzen. Literatur Baker &, Matthews (1994): Contrib.Mineral.Petrol., 116,130-144 Bucher, K. & Frey; M. (1994) Petrogenesis of metamorphic Rocks. 6th Edition Springer Verlag S. 171188 Jansen et al. (1978): Contrib. Mineral. Petrol, 67,279-288. Jansen et al. (1989): Contr. Min. Petrol., 103,123-126. Schuiling & Kreulen (1979): Earth Planetary Science Letters, 43, 298-302. Seite 56 Fig 16: Petrological map of Naxos, showing the distribution of the mineral assemblages in siliceous dolomites (Jansen et al. 1978b) Seite 57 Fig 17: Table of mineral assemblages + diagram for min. ass. In siliceous dolomites (Jansen et al. 1978) Seite 58 Fig 18: Distribution of siliceous dolomite assemblages + diagram (Baker & Mathews 1994) Seite 59 Fig 19: P-T-A phase diagram 1 Seite 60 Fig 20: P-T-A phase diagram 2 Seite 61 12.) METAMORPHOSE DER BAUXITE AUF NAXOS (H. Zeitlhofer) Einleitung Als Bauxit bezeichnet man ein Mineralgemenge aus ausgefällten Aluminiumhydroxiden (Diaspor, Gibbsit, Böhmit) und Eisen(hydr)oxiden (Goethit, Hematit), das aus chemischer Gesteins-verwitterung in tropischem bis semi-aridem Klima hervorgegangen ist. Abhängig von ihrem Aus-gangsgestein werden Lateritbauxite (Silikatbauxite) und Karstbauxite (Kalkbauxite) unterschieden. Der Mineralgehalt der Karstbauxite setzt sich größtenteils aus Böhmit und bei Umlagerung zu-nehmend aus Diaspor zusammen. Als Nebengemengteile treten häufig Kaolinit, Hämatit, Goethit, Rutil und Tonmineralien auf. Wichtigste Karstbauxit-Vorkommen befinden sich in Istrien, Dalmatien, Montenegro, Kosovo, Ungarn, Griechenland, S-Frankreich (Typlokalität: Les Baux, Südfrankreich) und Karibik. Verwendung: Aluminiumerz, Feuerfestprodukte, Tonerdezement, bei hohen Korundanteilen als Schmirgel. Metabauxitlagerstätten Die Verteilung der Karst- und Metabauxite in Griechenland und in der Türkei ist in der Abb. 8.1 ersichtlich. Das Vorkommen von Bauxiten auf Naxos (Abb. 8.2) ist im wesentlichen an dick-bankige, kalzitische Marmore, sehr selten an unreine Dolomitmarmore gebunden und erstreckt sich über die ganze Insel. Sie treten in Form von Linsen, deren Mächtigkeit im Durchschnitt zwischen 2 und 4 m schwankt, auf. Ursprünglich größere Linsen wurden durch Deformation in die heute vor-liegenden kleineren Lagerstättenkörper (Boudins) zerlegt. Abhängig vom Metamorphosegrad weisen die Metabauxite unterschiedlichen Mineralgehalt auf. Aufgrund ihrer chemischen Zusammensetzung können die Bauxite prinzipiell in drei Typen unterteilt werden: " Commercial Typ": Diese Art nimmt den größten Anteil der vorkommenden Metabauxite ein. Solche Metabauxite weisen den höchsten Al2O3-Gehalt auf. Der SiO2-Gehalt ist <10 Gew.%. Miner-alogisch setzen sie sich zum größten Teil aus Korund (im NE von Naxos 50-80 Vol.%), Fe-Ti-Oxiden (Rutil, Magnetit und Hematit-Ilmenit Mischkristalle), und untergeordnet Silikaten (<20-30 Vol.%) zusammen. Silikatreicher Typ: 15 bis 20 % der vorliegenden Bauxitvorkommen gehören diesem Typ an. Es werden tonreiche Bauxite (10-20 Gew.% SiO2) von bauxitischen Tonen (>20 Gew.% SiO2) unterschieden, die meistens auch erhöhte MgO und K2O-Gehalte aufweisen. Als Minerale treten hier Fe-Mg-Al-Silikate (Chloritoid, Chlorit, Staurolith, Biotit), Disthen und fallweise Muskovit in den Vor-dergrund. Fe-Ti-Oxide und Korund sind weniger häufig, weshalb diesem Typ keine wirtschaftliche Bedeutung zukommt. Kalziumreicher Typ: Der Anteil an CaO kann bis zu 13 Gew.% betragen. Meistens ist dieser Typ auch reich an SiO2 und K2O bzw. Na2O. Auffallend ist der oft niedrige Gehalt an Eisen. Mineralogisch wird dieser Typ durch Ca-Al-Silikate (Margarit, Klinozoisit/Epidot, Anorthit), Disthen, Muskovit, Paragonit und Fe-Ti-Oxide charakterisiert. In den grünschiefer-faziellen Zonen I-II ist auch Kalzit häufig. Korund ist ebenso ein untergeordneter Bestandteil wie Fe-Al-Silikate. Petrologie Die aufgrund der Metabauxite unterschiedenen metamorphen Zonen und ihre Beziehung zu jenen aus den Metapeliten werden in der Tab. 8.1 angegeben. Die Mineralogie der Metabauxite in den unterschiedlich metamorphen Zonen (aus Metapeliten) ist in der Tab. 8.2 zusammengefaßt. Ihre Verteilung auf Naxos ist in der Abb. 8.3 angegeben. Folgende Zonen werden aufgrund der Metabauxite unterschieden: Seite 62 Diaspor-Chloritoid Zone (I): Die Metabauxite dieser Zone sind größtenteils als dünne Lagen in schiefrigen Marmoren ausgebildet. Häufig sind ooidische Texturen ähnlich denen nicht-metamorpher Karstbauxite zu beobachten. Die typische Paragenese ist: Diaspor+Chloritoid+Titanhamatit+Rutil+Kalzit+Muskovit+Paragonit. Korund-Chloritoid Zone (II-III): Der Beginn dieser Zone ist durch das erste Auftreten von Korund durch die Reaktion Diaspor = Korund + H2O charakterisiert. Auffallend ist jedoch, dass in einem Übergangsbereich von 1 bis 2 km Diaspor und Korund nebeneinander auftreten (Diaspor-Korund Übergang ist theoretisch univariant). Der Grund dafür liegt wahrscheinlich in der internen Pufferung von XH2O (unregelmäßige Dehydration). Ty-pische Paragenese ist: Korund+Chloritoid+Hellglimmer+Titanhämatit+Rutil. Die Hellglimmer sind Margarit, Paragonit und Muskovit. Mit steigender Temperatur innerhalb dieser Zone nimmt der Margarit-Anteil zu und der Kalzit-Anteil ab. In der Mitte der Zone III tritt zum ersten Mal Magnetit auf. Viele Lagerstätten zeigen deformierte ooidische Texturen. Am Kontakt zum Granodiorit können Andalusite auftreten. Korund-Staurolith Zone (IV): Das erste Auftreten von Staurolith und Biotit kennzeichnet den Beginn dieser Zone. Ersterer geht durch unterschiedliche Reaktionen aus Chloritoid hervor, der in diesem Bereich nicht mehr stabil ist. Z.B. Chloritoid+Rutil = Staurolith+Chlorit+Korund+Ilmenit+H20 Chloritoid+Ti-Hämatit+Rutil = Fe-Mg-AlSilikate+Disthen+Magnetit+Ilmenohämatit+H2O Für diese Zone typische (maximum) Paragenese ist: Korund+Disthen+Staurolith+Biotit+Margarit±Anorthit±Muskovit+Magnetit+Hämatit/Imenit-Mischkristalle. Aufgrund des geringen Na2O-und des relativ hohen CaO-Gehaltes der Metabauxite ist Paragonit nicht mehr vertreten; alles Na könnte durch Margarit, Muskovit und Plagioklas aufgenommen worden sein. Mit steigendem Metamorphosegrad wird Disthen "margaritisiert". 4) Korund-Spinell Zone (V): Diese Zone beginnt mit dem Eintreten von nur grünem Spinell in die Paragenese aller Lagerstätten. Ooidische Texturen sind gänzlich verschwunden. Über-raschenderweise fehlen die Alumosilikate Disthen und Sillimanit. Sie sind wahrscheinlich retrograd komplett in Ca-AlSilikate (Margarit, Clinozoisit) umgewandelt worden. Generell sind die auftretenden Minerale in der Zone V infolge der retrograden Metamorphose M4 partiell umgewandelt (z.B.: Korund mit Diasporrand). In Zonen IV-V sind viele Lagerstätten unterschiedlich stark turmalinisiert. Turmalin ersetzt vorzugsweise die Fe-Ti-Oxide. Häufig sind hier auch Gängchen mit sekundären Mineralisationen (z.B. Margarit, Fe-Chlorit, Diaspor, Rutil) zu beobachten. Tab. 8.3 fasst die Mineralbildungen während der verschiedenen metamorphen Ereignisse (Ml, M2, M4=retrograde) zusammen. Spurenelemente Die Verteilung der Spurenelemente in den Metabauxiten von Naxos ist jenem der nicht-metamorphen Karstbauxite sehr ähnlich. Elemente wie Ni, Co, Cu, Y, La, Be, Zn, Mn, Sr, Pb, und Ba sind an der Basis der Bauxitlager am Kontakt zu Karbonaten angereichert. Andere weniger mobile Elemente wie B, Cr, V, Zr und Sc sind homogen verteilt. Unabhängig vom Metamorphosegrad werden in allen Zonen Seite 63 ähnliche Spurenelementverteilungen beobachtet, was auf eine unbedeutende Mobilisation während der Metamorphose schließen lässt. Literatur Feenstra A. (1985) Metamorphism of bauxites on Naxos, Greece. PhD Thesis University of Utrecht, Geologica Ultraiectina 39, 206 pp. Fig 21: Distribution of metabauxites and Mesozoic Karstbauxites in the Southern Aegean, SWTurkey and Central Greece (Feenstra 1985) Seite 64 Fig 22: Generalized geological-petrological map of Naxos (Feenstra 1985) Fig 23: Metamorphic zones, isogrades and estimated isograd temperatures of Naxos (Feenstra 1985) Seite 65 Fig 24: Diagram summarizing the mineralogy of the metabauxites in the various metamorphic zones of Naxos (Feenstra 1985) Seite 66 Fig 25: Metamorphic map of Naxos, showing the regional distribution of several aluminous minerals in metabauxitic and metapelitic rocks (Feenstra 1985) Seite 67 Fig 26: Formation of minerals in metabauxitic rocks from Naxos during M1-phase, M2-phase and retrogradation (M4-phase ?) (Feenstra 1985) Seite 68 Fig 27: Feo-Fe2O3-TiO2 diagram depicting the changes in Fe-Ti-oxide assemblages with metamorphic grade in the Naxos metabauxites (Feenstra 1985) Seite 69 13.) THE TIMING OF PARTIAL MELTING, BARROVIAN METAMORPHISM AND GRANITE INTRUSION IN THE NAXOS MCC, CYCLADES, AEGEAN SEA, GREECE (Keay, S., Lister, G. &Buick, J. 2001. Tectonophysics, 342, 275-312) (bearbeitet von N. Norberg) Einleitung: Die Arbeit von Keay et al, 2001 zeigt den Zusammenhang von partieller Aufschmelzung und einer Granitintrusion durch Metamorphose des Barrow-Typs (HT-MP) geprägten Naxos Kernkomplexes. Die Daten beruhen auf der Datierung mittels SHRIMP U – Pb Zirkon Geochronologie, durchgeführt an 13 Proben. Beprobt wurden Zirkone von 4 Graniten zur zeitlichen Einteilung der postmetamorphen magmatischen Aktivität, sowie von 9 Migmatiten zur Bestimmung des Zeitpunktes der partiellen Aufschmelzung. Die Ergebnisse dieser Datierungen werden später ausführlich behandelt. Die Ursache für das Auftreten von partieller Aufschmelzung, Barrow Metamorphose und Magmatismus im metamorphen Kernkomplex von Naxos, liegt wohl im Übergang von einem konvergenten, tektonischem Regime zu einem divergenten Dehnungsregime in der Ägäischen Region (e.g. von Krustenverkürzung zu Extensionstektonik). Diese Änderung des tektonischen Regimes wurde wahrscheinlich durch einen roll back (Zurückweichen) der Subduktion der Afrikanischen Platte entlang des Hellenischen Grabens im Oligozän verursacht. Generell tritt dieses Phänomen häufig an Gebirgsgürteln auf, die an einen aktiven konvergenten Plattenrand angrenzen und äußert sich im Auftreten charakteristischer Dehnungsstrukturen und metamorphen Vergesellschaftungen, die bereits vorhandene Kollisionsmerkmale überprägen. Das beinhaltet die Überprägung von Suturzonen und HP-LT metamorphen Gesteinen durch flache Abschiebungen sowie M-HT-L-MP metamorphen Gesteinen. Die beginnende Dehnungstektonik verursacht zunächst einen Anstieg des Wärmeflusses im Zusammenhang mit Krustenverdünnung, was häufig zu partieller Aufschmelzung und Granitintrusionen führt. Diese Entwicklung im südlichen Teil des Alpinen Orogens ist durch die Ägäischen metamorphen Kernkomplexe (MCC´s) dokumentiert wo HP Metamorphite, gebildet während der Kreide-Eozän-Kollision von Afrika und Eurasien, entlang von tektonisch bedingten Abschiebungen der Oligozän-Miozän Extension exhumierten und die kordillerenartigen MCCs bildeten. Jedoch tiefere Bereiche der oligozänen bis miozänen Kruste wurden kaum exhumiert, was eine Einschätzung der Beziehungen zwischen Aufschmelzung in der tieferen Kruste, magmatischer Intrusion sowie partieller Aufschmelzung während des Übergangs von Kompression zu Extension erschwert. Die geochronologischen Messungen dieser Arbeit beschäftigen sich ausschließlich mit dem Naxos MCC, der sowohl vor als auch während der Extension HP Metamorphose erfahren hat und anschließend gehoben wurde. Geologie der Ägäis Naxos befindet im Zentrum der Agäis-Region und ist ein Bestandteil Attisch-Cycladischen Massivs, ein bogenförmiger Gürtel aus metamorphen Gesteinen, der parallel zum Hellenischen Graben verläuft, an dem die derzeitige, NO gerichtete Subduktion der Afrikanischen Platte unter die Apulisch-Anatolische Mikroplatte erfolgt. Die Insel formt einen von N nach S gestreckten Dom aus Migmatit. Während der MCC-Entstehung wurden hochgradig metamorphe, mesozoische Gesteine (= Lower Plate) neben kaum metamorphe Sedimentgesteine (= Upper Plate) positioniert. Der Kern des Naxos Doms stellt die tiefste strukturelle Einheit dar und besteht vor allem aus migmatisierten Quarz-Feldspat-Gesteinen mit Einlagerungen aus Marmor, Metapeliten und Amphiboliten. Eine duktile Scherzone trennt die Gesteine der Kernzone von einer niedriggradigeren Sequenz mit Metabauxit-führenden Marmoren, Schiefern und Metavulkaniten. In Bezug auf den petrologischen Seite 70 Charakters der Kern-Gneisse und der Herkunft ihrer Zirkone vermutet man heute dass es sich beim Kern entweder um mesozoische Metasedimente oder um S-Granite handelt, die zwischengelagerte Splitter aus variszischem Orthogneiss führen. Die Lower Plate - Gesteine auf Naxos wurden in ihrer komplexen Entstehungsgeschichte von 2 metamorphen Ereignissen geprägt, nämlich zunächst von der alpinen high-P Metamorphose (M1) und anschließend von der Barrovian high-T, med-P Metamorphose (M2). Diese Entwicklung gipfelte in partieller Aufschmelzung und Magmatismus. Erhalten ist eine komplette Barrovian Sequenz mit berechneten Temperaturen von 380 °C im SO der Insel, wo Relikte von M1 –Blauschiefer erhalten sind, bis zu ca. 700 °C im Kern des Doms. Der Grad der Metamorphose nimmt also mit der strukturellen Tiefe zum Kern hin zu und hat weniger mit der räumlichen Änderung des Paläogeotherms zu tun. Die Lower Plate-Gesteine sind relativ spät, in Form von mehreren dünnen Leukogranitgängen und einem großen Granodioritkomplexes, intrudiert. Die darüberliegende Upper Plate bzw. Upper Unit umfasst eine Mélange aus zertrümmerten miozänen bis pliozänen Flachwassersedimenten, die synsedimentär während der Extension abgelagert wurden. An den Flanken des Doms befinden sich Konglomerate des Oberen Pliozäns, welche Komponenten aus Lower Plate-Material führen. Die mögliche Datierung des Einsetzen der Extension, M1- und M2-Metamorphose sowie des synbis post-M2 Magmatismus ist äußerst problematisch da es in vielen Fällen nicht klar ist was gewisse Altersbereiche repräsentieren. Es kann sich um variable Abkühlung, um kombinierte Alter oder um multiple, eng aneinander gereihte magmatische bzw. metamorphe Ereignisse handeln. Zur Lösung dieses Problems verwendet man SHRIMP U-Th-Pb Isotopenmessung an high-T metamorphen und magmatischen Zirkonen. Der Vorteil bei dieser Messmethode ist die hohe räumliche Auflösung sowie die hohe Schliesstemperatur des U-Pb-Systems in Zirkonen (> 900°C). Probenbeschreibung und SHRIMP U-Th-Pb Zirkon Resultate + 1 Probe des großen westlichen Granodiorits. + 3 Proben von kleineren Biotitgraniten, die erst nach dem Höhepunkt der M2 als semikonkordante, foliierte parallele Gänge intrudierten. Sie durchschneiden die M2-Migmatite, weisen jedoch kaum Kontaktaureolen auf. + 9 Migmatitproben setzen sich aus 4 petrologisch unterschiedlichen Quarz-FeldspatMigmatittypen zusammen, nämlich aus gebänderten Leucogneisen (3), Augenmigmatiten (1), wispy leucogneisses (2) und gebänderten sauren Gneisen (2). + 1 Probe eines migmatischen Metapelits. Naxos Granite ♦ Naxos Granodiorit: Beschreibung: post-M2 intrudiert, mittelkörniger bis porphyrischer, grauer Granodiorit, einige mikrogranulare mafische Enklaven lassen auf eine Wechselwirkung mit einem mafischeren Magma schließen. Mineralogie: Plag-Qu-KFsp-Hbl-Bt-Ti Alter von 12,2 ± 0,1 Ma (n = 22) ergaben. Diese Alter repräsentiert die Zeit in der der Naxos Granodiorit kristallisierte. ♦ Biotitgranite: Hierbei handelt es sich um kleinere, gesonderte Granitoidintrusionen. NX9303 Beschreibung: porphyrischer Granitoid mit großen KFsp-Einsprenglingen Mineralogie: Plag-Qu-Bt-Hbl-Ti (Matrix) 2 Altersgruppen, nämlich 11,3 ± 0,2 Ma und 12,4 ± 0,2 Ma. NX9470 Mineralogie: Qu-Plag-Bt-Hbl-KFsp Seite 71 Alter von 13,3 bis 18,8 Ma. NX9446 Beschreibung: foliierter Granit, intrudierte in den letzten Phasen der Deformation auf Naxos Mineralogie: Plag-Qu-Bt(-KFsp) Alter: 6 stark abweichende Werte von denen 3 als ältere Kerne interpretiert werden können (170, 300 und 315 Ma). Die anderen 3 Alter von 17, 23 und 34 Ma repräsentieren wahrscheinlich metamorphe Zirkone eines sedimentären Protoliths, da diese Werte typisch für metamorphen Zirkon auf Naxos sind. Die verbleibenden Alter ergeben 2 Populationen bei 12,2 ± 01 Ma und 13,7 ± 0,1 Ma. Naxos Kernmigmatite ♦ gebänderte Leucogneise Mineralogie: Qu-Ab(-Bt) Beschreibung: stammen alle aus dem südlichen Rand des Leucogneis-Kerns nahe der großen Scherzone, stark gebänderte und foliierte, leucokrate Qu-Fsp-Gneise, Foliation ist definiert durch orientierten Biotit und rekristallisierten Quarz, entweder metamorphe Granite oder feldspatreiche Sedimentgesteine, NX9315 Alter von ca. 205 – 17 Ma, wobei ältere Werte auf die zonierten Kernstrukturen zurückzuführen sind. Die deutlich jüngeren Anwachsränder lieferten 2 Alterspopulationen bei 17,5 ± 0,1 Ma und bei 19,2 ± 0,2 Ma. Es treten jedoch auch ältere Überwüchse auf (ca. 30-56Ma), die aber nicht als Folge von partieller Aufschmelzung interpretiert werden, sondern eher als Produkt vorhergehender alpiner SubSolidus-Metamorphose. Einige Zirkonränder lieferten sogar Werte zw. 78 und 133 Ma und deuten dadurch frühe alpine Metamorphose an. Die höchsten Alter (160-200 Ma) stammen von Zirkonen mit klaren magmatischen Morphologien, die wahrscheinlich das Alter des Protoliths anzeigen. NX9319 Alter im Bereich von 320 Ma (zonierte Kerne) bis 16 Ma (Anwachsrändern). Eine große Population von Zirkonüberwüchse liegt bei 17,7 ± 0,1 Ma, einige Zirkone ergaben Alter von 2354 Ma. Zirkone mit Werten zw. 170 und 320 Ma legen da Alter des Protoliths fest. NX9320 Alter von 340 bis 12 Ma, wobei die höheren Werte wie bei den anderen Proben von oszillierend zonierten oder sektorzonierten Kernen stammen. Bei diesem Gestein konnte keine Population alpiner metamorpher Zirkonüberwüchse nachgewiesen werden. Die Alter der magmatischen Zirkone reicht von 212 bis ca. 320Ma was bedeutet dass Sedimentation erst vor min 212 Ma eingesetzt haben kann. ♦ Augenmigmatit (NX94103) Beschreibung: gut foliierter, mittelkörniger, granitischer Gneis, Foliation wie bei den Leucogneisen durch Biotit und rekrist. Quarz definiert, aber nicht so intensiv, befindet sich etwas weiter weg von der großen Scherzone Alter von 350 bis 30 Ma. Die jüngeren Werte stammen alle von feinen, nicht zonierten Überwüchsen um ältere, zonierte Kerne. Der jüngste magmatische Zirkon ist ca. 180 Ma alt und grenzt somit das Alter des Protoliths auf diesen Bereich ein. ♦ wispy leucogneisses (NX9637, NX9638) Beschreibung: grobkörniger, schwach deformierter leucogranitischer Gneis mit unregelmäßiger Foliation, definiert von biotitreichen Linsen, wird als syn-M2 partielle Schmelze interpretiert Mineralogie: Qu-Ab-Bt-Mu NX9638 Alterswerte von ca. 1870 bis 15 Ma, wobei keine alpine Zirkonpopulation bestimmt werden konnte. Seite 72 NX9637 Alter von 330 bis 14 Ma, mit einer großen alpinen Population mit metamorpher Überprägung bei 17,4 ± 0,3 Ma. ♦ migmatischer Metapelit (NX94106) Beschreibung: hochgradiger M2 Pelit im Leucogneis-Kern von Naxos, Beziehung zu mesozoischen Serien außerhalb des Kerns unklar Mineralogie: KFsp-Qu-Bt-Si, entstanden während Ms-dehydrierter Aufschmelzung bei ca. 700°C Ergebnissen im Bereich von 1040 bis 16 Ma und einer kleineren Population bei 20,7 ± 0,5 Ma. Die Überwüchse könne als Produkte von partieller Aufschmelzung interpretiert werden. ♦ gebänderter acid gneiss (NX9314, NX9485) Beschreibung: liegt direkt in der Scherzone, dünne Lagen, gut foliiertes Qu-Fsp-Gestein, bildet isoclinale Falten, es scheint sich um einen Meta-I-Typ Granitoid zu handeln Mineralogie: Qu-Ab-Bt sowie reliktische Einsprenglinge von Plag und Ti NX9314 Alter zwischen 530 und 270 Ma, wobei die Hauptpopulation bei 319 ± 1 Ma (rglm. oszillierend zonierte Zirkone) liegt. Kaum Anzeichen für ältere Kerne. NX9485 Alter im Bereich von 560 bis 15 Ma mit einer Hauptpopulation bei 306 ± 2 Ma. Das Alpine Alter (ca. 15Ma) stammt von einem jüngern Zirkonüberwuchs, der wohl metamorphen Ursprungs ist. Wiederum kaum ältere Kerne vorhanden. Auswertung der Messergebnisse Betrachtet man nun die erhaltenen U-Pb-Alter aus der SHRIMP Analyse, so lassen sich die die meisten Intrusionen auf den Zeitraum von 13 bis 11 Ma datieren. Daraus lässt sich schließen, dass Naxos im mittleren Miozän kurz anhaltender magmatischer Aktivität ausgesetzt war. In Bezug auf die metamorphen Gesteine kristallisiert sich ein Peak bei 17,5 Ma heraus. Die 5 Ma Unterschied zeigt die klare Trennung von den Zirkonen der Plutone und jener des migmatisierten Naxos-Kerns. Alter der Granitoidintrusion im Naxos-Kern Die Zirkonanalyse der Naxos-Granitoide datierte die Intrusionen auf 15,4 bis 11,3 Ma, wobei die Zeitspanne wahrscheinlich den Prozess vom partiellen Aufschmelzen in der tieferen Kruste bis hin zur Positionierung, Kristallisation und Abkühlung in höheren Krustenbereichen dokumentiert. Unterstützt wird diese Annahme vom sinkenden U/Th-Verhältnis mit steigendem Alter der Zirkone, was bedeutet dass die älteren Zirkone die anfängliche partielle Aufschmelzung repräsentieren. NX9303 und NX9446 stellen späte Intrusionen mit gemessenen Altern von 13,2 – 11,3 Ma dar. Im Gegensatz dazu handelt es sich bei NX9470 um eine frühe Intrusion die post-M2 vor ca. 15,4 – 13,3 Ma intrudierte. Die Intrusion und Abkühlung der post-M2-Granite passierte innerhalb von ca. 4 Ma, aber eindeutig nach der partiellen Aufschmelzung im Naxos-Kern. Alter des westlichen Granodiorits Die SHRIMP U-Pb-Datierung der Zirkone aus dem Naxos Granodiorit ergaben ein Kristallisationsalter von 12,2 ± 0,1 Ma. Dieses Ergebnis wird als ziemlich zuverlässig eingeschätzt da eine SHRIMP 206Pb-238U-Analyse von Titanit aus der gleichen Probe einen ähnlichen Wert (11,8 ± 0,9 Ma) lieferte. Ein den Granodiorit durchschneidender Aplit-Gang mit einem Alter von 11,1 Ma zeigt dass die Verfestigung der Intrusion ca. zur gleichen Zeit stattfand. Die weitere Abkühlung erfolgte dann relativ schnell über ~ 1 Ma, bis der Pluton im Laufe der Exhumation unter 120°C abkühlte (vor ca. 8,2 Ma). Herkunftsalter von Naxos-Intrusionen Die Granitoid-proben enthalten nur selten Zirkone mit älteren erhaltenen Kernstrukturen, die Auskunft über Quellregion der Granite geben. Betrachten wir nun die Probe NX9446. Sie enthält 5 ältere Kerne im Altersbereich von 23 bis 313 Ma. Alter wie 301.8 ± 6.9 und 313.0 ± 7.3 Ma treten Seite 73 häufig an der Basis (variszisch) der Ägäischen MCC auf, wohingegen der Wert bei 169.9 ± 1.7 möglicherweise auf einen xenolithischen Zirkon zurückzuführen ist der durch eine Wechselwirkung des Magmas mit mesozoischen Gesteinsserien aufgelesen wurde. Gleiches könnte natürlich auch für die beiden anderen Zirkone gelten. Interessant an dieser Probe ist aber dass es sich um einen S-TypGranit handelt, dessen Chemie auf einen sedimentären Protolith hindeutet. Aufschmelzung, Metamorphose und Granitintrusion Regionalmetamorphose und Deformation stehen oft in enger räumlicher und zeitlicher Beziehung mit Granitintrusionen. Sowohl Metamorphose als auch Magmatismus beruhen auf einem erhöhten geothermischen Gradienten, der entweder auf Krustenverdickung, auf einen erhöhten Wärmefluss im Mantel oder auf ein thermisches Event zurückzuführen ist. Eine andere Erklärung wäre die Advektion von Wärme durch aufsteigende Schmelzströme von einem subduzierten Ozeanboden und dem darüberliegenden Mantel. In Bezug auf Naxos ist die zeitliche Beziehung von Magmatismus und Metamorphose von großer Bedeutung. Da die meisten Intrusionen auf die Zeit zw. 13 und 11 Ma datiert wurden, kann man davon ausgehen, dass die partiellen Schmelzen des Kerns bereit zu diesem Zeitpunkt kristallisiert waren. Betrachtet man jetzt die Alter der ältesten Intrusion (15,4 ± 0,1 Ma) mit dem letzten Wachstum von metamorphem Zirkon im Naxos-Kern (16,8 ± 0,3 Ma), so erhält man die Zeitunterschied zwischen dem Ende von M2 und dem Einsetzen des Magmatismus, nämlich ca. 1,4 ± 0,7 Ma. Einen direkten genetischen Zusammenhang zwischen M2 und Magmatismus ist in diesem Fall jedoch schwer zu definieren. Man kann lediglich sagen, dass es wohl keinen nahtlosen Übergang gab. Tektonisches Modell Die thermischen Prozesse, die für die Aufschmelzung und die Metamorphose auf Naxos verantwortlich sind resultieren wahrscheinlich aus einer Wanderung des Hellenischen Grabensystems nach Süden, als Folge eines roll back –Mechanismus. Dieser würde dazu führen, dass ein Fluss von Mantelmagma über der zurückwandernden Platte entsteht, der die Wärmequelle für Metamorphose, Aufschmelzung und Magmatismus in der Ägäis liefert. Diese Entwicklung führt zur Entstehung eines Hot Spots im Zentrum der Ägäis. Dieser Mechanismus kann auch die räumliche Beziehung zwischen Migmatiten und Magmatiten erklären. Hinweise für diese roll backEntwicklung sind fortschreitende Verjüngung magmatischer und metamorpher Aktivität von N nach S, sowie seismische Untersuchungen, welche die Fortsetzung der tiefen Subduktion bis unter die Ägäis zeigt. Man vermutet, dass es in dieser Region mehrere Phasen von Krustenverkürzung und Extension gab, was Änderungen in der thermischen Struktur der Kruste bewirkte. In der ersten roll back- Phase reichte die entstandene Wärmemenge nur dafür aus lokal Aufschmelzung zu erzeugen, woraus sich die Migmatite in der Peiode zw. 20 und 17 Ma gebildet haben. Die zweite roll back- Phase war das Schmelzvolumen, gebildet durch Hebung und Dekompression des Mantels, bedeutender was zu dem granitoidischen Magmatismus führte. In beiden Fällen kam es zur Dehnung der Kruste und zur Bildung von duktilen Scherzonen, die eine partielle Exhumation des Migmatitkomplexes zur Folge hatten. Die letzte Phase der Exhumation des Naxos-MCC leitete die Entstehung mehrerer Abschiebungen ein, die vor ca. 10 Ma aktiv wurden und zur Freilegung des Domes vor ca. 8 Ma führten. Seite 74 Fig 28: Geological map of Naxos and Paros and cross section through Naxos island (Gautier & Brun 1993) Seite 75 Fig 29: Interpretative cross section of the Naxos-Paros detachment (Gautier 6 Brun 1993) Fig 30: Intrusions of successive sill-like bodies can lead to differential uplift of core complex. Thermal aureole leads to development of mylonite front (Lister 1993) Seite 76 14.) NICHT-METAMORPHE EINHEITEN VON NAXOS (M. Müller) I. Allochtone Einheiten Nicht-metamorphe magmatische Gesteine In den allochtonen Einheiten kommen verschiedene magmatische Gesteine vor. Diese sind leicht von Granodioriten und Metamorphiten zu unterscheiden. Sie gehören alle zur Peridotit-GabbroDiabas-Sequenz, welche wahrscheinlich während einem Overthrust (=Überlagerung von älterer Schicht über eine jüngere) dieser allochtonen Einheiten steilgestellt wurde. Die komplette Sequenz ist stark fragmentiert und ihre Kontakte mit den umgebenden Gesteinen sind schwer zu interpretieren. Die beteiligten Gesteine, vor allem Serpentinite, sind höchstwahrscheinlich auch ein Teil der Overthrust Zone. Zwei Vorkommen von Gabbro, in der Nähe von Galini und von Galanado, sind im Kontaktgebiet zwischen mylonitisierten Granodioriten und tektonisch beeinflußten Sandsteinen, resp. In der mylonitisierten Granodiorit Zone, zu finden. In Dünnschliff des Gabbro findet man unzonierte, verzwillingte Plagioklaskristalle mit einem Anorthit-Gehalt von ung. 60%. Durch Saussuritization von Plagioklas entsteht dann Epidot, Kalcit und ein wenig Serizit. Grüner Amphibol bildet die Hauptkomponente und wird lokal in Kalcit, Chlorite und Serpentin-ähnliche Minerale umgewandelt. Der Plagioklas in Gabbros ist gut von dem in Granodiorit zu unterscheiden. Die vollkommene Absenz von Plagioklas-Zonierung, weist eine unterschiedliche petrologische Geschichte auf. Es ist unwahrscheinlich, dass Gabbroide Körper einen Teil der granodioritischen Intrusion bilden. Lokalitäten von ultrabasischen Gesteinen und assoziierten Gabbros: 1. 0,5 km Ö von Engares – Peridotite mit Olivin-Rhomb. Pyroxen Zusammensetzung 2. 1 km NNW von Melanes – Serpentine ohne Reste von Protolithgestein 3. 1 km SW von Melanes – Potamia Serpentinit mit Serpentinit–Basit Einschaltungen, beides überdeckt mit allochtonem Marmor und Schiefer 4. 0,5 km von Gelanado - Serpentinit liegt topographisch unter einem mit Kalcit verkittetem Marmorkörper. Weiter nördlich kommt Serpentinit mit Chlorit vor. Südlich ist Peridotit mit Nodulen (Olivin, Serpentin, Dolomit oder auch nummulitischer Kalkstein) vorhanden. Die Überdeckung von Sedimenten durch Serpentinit ist abnormal und höchstwahrscheinlich durch eine spätere Bewegungen des metamorphischen Komplexes verursacht. 5. 0,5 SÖ von Galanado (sehr kleine Vorkommen) – Brekkzionierter Serpentinit zementiert mit Karbonaten. 6. 1 km SSÖ von Galanado – Serpentinit ohne Protolithgestein 7. 1 km S von Mountsouna – Serpentinit vor allem mit Antigorit, dann Bastit und Chlorit. Innerhalb liegen schwarze Kalksteine aus dem Perm gemeinsam mit anderen Gesteinstypen. 8. 0,5 km NÖ von Mountsouna – Nicht metamorphe ultrabasische Körper aus reinem Antigorit, aber ohne Reste ultrabasischer Mineralien. Der Kontakt mit sedimentären Gesteinen (Tertiär Konglomerate) ist schwer zu finden und zu verstehen. Ein Kontakt zum metamorphen Komplex ist nicht beobachtbar. Seite 77 Diabase und Agglomerate Diese kommen vor in zwei größeren Fundstellen in der Zone zwischen Granodiorit Komplex und metamorphem Komplex, situiert in Flusstälern in der Nähe von Engares und Melanes. Die geologische Gegebenheiten beider sind ähnlich. Sie befinden sich zwischen Serpentiniten und Sedimenten aus dem Tertiär. Beide sind eher als Agglomerate (=phyroklastische Breccie) zu bezeichnen oder als massiv zerklüftetes Diabas. Die mineralische Zusammensetzung besteht aus Hämatit, Plagioklas, Kalcit und durch Alteration entstandenen Chlorit. Eine kleinere Fundstelle findet man auf Cape Stylida, wo man Diabas am westlichen Rand einer sedimentären Überdeckung findet. Die mineralische Zusammensetzung besteht aus Quarz, Chlorit und Plagioklas. Zusammenfassung: Die engen geologischen Zusammenhängen zwischen metamorphem Komplex und Granodiorit, mit Ultrabasiten und Gabbros dazwischen, weisen darauf hin, dass die magmatischen Gesteine Naxos’s sind allochton, ebenso wie es vermutlich auch die mittleren und unteren terz. Sedimente von Naxos sind. Tertiäre allochtone Sedimente: Die Sedimente NW und N entstehen aus welchselnden Lagen von Arkosen, Sandstein, Grauwacke, Konglomerat, Marmor und Kalkstein. Sie stehen in engem Zusammenhang mit Diabas , Gabbro und serpent. Ultrabasit in diesem Gebiet. Die Konglomerate sind am häufigsten aus Diabas-, Gabbround Ultrabasit- Geröllen augebildet und zeigen kaum einen Zusammenhang mit dem kristallinen Untergrund von Naxos. Stratigraphie und Tektonik: Die Zeitalter des jüngere Oligozän bzw. das alte und mittleres Miozän, wurden nach Fossilien bestimmt (Lepidocyclina, Potamides sp.). Konglomerate sind mehr oder weniger zeitlich vergleichbar mit der Sandstein-Marmor-Kalkstein Einheit, da beide die gleiche Gesteinsbruchstücke enthalten. Die genaue stratigraphische Position ist alerdings sehr variabel. Manche Kontakte können tektonischen Ursprungs sein, andere werden als Diskordanzen beschrieben. Teilweise sind Brüche als rezent zu charakterisieren und könnten als post-Deckenbau Subsidenz zwischen Granodioriten und dem metamorphen Komplex bezeichnet werden. Die Kontakte zwischen den tertiären allochtonen Sedimenten und dem geologischen Untergrund sind tektonisch entstanden. Da keine stratigraphische Tabelle vorhanden ist, werden die Sedimente nach ihrer geographischen Abfolge gelistet: Sandstein-Marmor-Kalkstein Serien: 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. W Küste von Cape Stydilia N von der Stadt Naxos, Aplomata N von Galini, Kontili In der Nähe von Galini In der Nähe von Thalalaios NNÖ von Galando N von Mountsouna Seite 78 Konglomerat Serien: 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. In der Nähe von Galini In der Nähe von Engares Zwei Vorkommen S von Engares 1 km Ö von Agios Thalalaios NNÖ von Galando Ö von Galando 1km S von Mountsouna In der Nähe von Mountsouna Zusammenfassung: Dadurch, daß keine Granodiorite oder metamorphe Klasten in den Konglomeraten vorkommen, sondern andere Geteine die vollkommen Naxos-fremd sind, kann man behaupten, daß diese Konglomerate sehr weit von Granodioriten und Metamorphiten Komplexen sedimentiert wurden. Während der Entstehung der Konglomerate gab es eine direkte geographische Verbindung mit Kreide-, Jura- und Perm Kalksteinen und eine besonders enge zu Lutetischem Kalkstein. The Overthrusting dieser nichtmetamorphen tertiären Sedimente über geologischen Untergrund ist nach der Intrusion von Granodioriten passiert. Durch die tektonische Beeinflussung der nördlichen Grenze der Granodiorite, kann man darauf schließen, daß allochtone Einheiten von N her gekommen sind. II. Autochtone Einheiten Autochtones Neogen und quartäre Sedimente: 1. Hornstein-führende Formation, wahrscheinlich Pliozän Diese Formation ist auf Cape Stydilia, in Kontili zu finden. Sie besteht aus Konglomeraten, Sandsteinen Arkosen, mit lokalen Linsen aus Silt-Sandstein und Silt-Mergel. Geschichtete Hornsteinhorizonte und durchschneidende Quarzgänge sind häufig in diese Formation zu finden. Die oben genannten Sedimente sind silizifiziert. Klastische Komponenten, aus metamorphem Komplex und Granodioriten stammend, sind ebenfalls in diesen Sedimenten zu finden. Die Formation lässt sich in drei Einheiten einteilen: a. Die unterste (60 m mächtige), an der NE Küste vorhandene Einheit mit einem SWEinfallen besteht aus sedimentären Serien rötlicher Arkosen, Sandsteinen und dunkleren Mergeln. b. Die mittlere (50 m mächtige), im N anschließende Einheit entspricht im großen und ganzen der untersten. Zusätzlich sind allerdings noch eine starke Silizifizierung und Hornsteinlagen vorhanden. Tektonische Störungen sind hier relativ stark und manche Hornsteinlagen oft subvertikal. c. Die oberste Einheit entsteht aus zwei Platten und vorwiegend aus Hornsteinlagen sowie vollkommen silizifizierten, klastischen Sedimenten. Die südliche Platte ist ungefähr 50 m mächtig und mehr oder weniger subhorizontal, während die nördliche Platte ein OSO- Einfallen und eine Mächtigkeit von 60m hat. 2. Grobe Konglomerate, Pleistozän Aufschlüsse dieser Formation kommen entlang NW Küste, N der Stadt Naxos, auf der Halbinsel Mountsouna und in der Nähe von Kontili vor. Sie beinhalten vorwiegend Konglomerate aus grobkörnigen Sandsteinen, sowie granodioritischen und metamorphen Geröllen. Pleistozäne Sedimente N von Naxos haben die gleiche Zusammensetzung, allerdings mit einer kleineren Seite 79 Partikelgröße. In der Nähe von Mountsouna sind grobe Konglomerate mit größeren Anteil an Metamorphiten zu finden. 3. Zementierte Flachland- und Hangablagerungen, Pleistozän Diese Formation überdeckt die ganze Insel. Ihre Mächtigkeit ist nicht höher als 5 m. Die vorkommenden Gesteinsbrüchstücke sind angular bis subrounded, bestehen aus Mergel, Emery und Schiefern der direkten Umgebung. Ihr Durchmesser beträgt nicht mehr als 20 cm. Die Matrix besteht aus karbonatischem Zement, rötlich oder bräunlich gefärbt durch Hämatit und Limonit. 4. Travertine Terassen In der Nähe von Kournochorion auf beide Seiten des Flusstales zu finden. Die Mächtigkeit beträgt bis zu 20 m. Sie wurden durch Pflanzenfossillien allerdings noch nicht datiert. Zur Zeit ist es unbekannt, ob Travertin vielleicht ein Produkt früherer Thermalquelle ist. 5. Fanglomerate Dieser Typ von terrestrischen Sedimenten kommt in Engares vor und zieht sich weiter gegen NNO. Er besteht aus unsortiertem Sediment, Blöcken, Gesteinsbruchstücken des metamorphen Komplexes mit grobsandiger Matrix. Marmor, Glimmerschiefer, Amphibolit und Gneis Blöcke sind mehrere Meter groß. Unsortiertes Sediment weist auf rasche Sedimentation und kurzes Transport hin. Es wird als Hangablagerung bezeichnet und ist nur lokal durch fließendes Wasser modifiert. Die Mächtigkeit erreicht bis zu mehrere Zehner Meter. 6. Dünen Bestehend aus rezenten und subrezenten Ablagerungen. Durch die Verwitterung von Granodiorit entsteht grobkörniger Sand. Dünen beinhalten aber auch metamorphe Partikel. NW und SW der Küste, abhängig von der Windrichtung (auch NW, SW). Der Anteil an Schwermineralen ist abhängig vom Ursprungsbereich. Viele Sande sind auch Biotit reich (Schwarze Sande), Titanit (bis zu 50%!), weiters beinhalten sie auch noch Turmalin, Korund, Epidot... Ebenfalls sind Fossilbruchstücke als Karbonate vorhanden. Obsidianartefakte der Cycladischen Periode konnte auf 5000-3000 v. Ch. datiert werden. 7. Lagunesedimente Acht kleine Lagunen entlang der W und S Küste (Kontili, S von Cape Stylida, nah Cape Biblos, N und Ö von Kouroupia...) enthalten organisches Material (Anwesenheit von Methan), dünenähnliches Material und sind reich an Bimsstein (aus Santorini). Manche Lagunen werden künstlich trockengelegt um sie für die Salzgewinnung nutzbar zu machen (Förderung von Gips, Halit Kristallen,..). 8. Alluvium Vier alluviale Küstenflachländer befinden sich ausschließlich in den Bereichen mit leichtverwitterndem Untergrund (tertiäre Sedimente, Granodiorite). Hier findet starke äolische Sedimentation statt. Die Ablagerungen bestehen vorallem aus Silt, Sand, sandigem Lehm und seltener sind auch Schotter Linsen zu finden. Diese Ablagerungen reichen meist nicht höher als 5 m über die Meeresoberfläche hinaus und haben eine Mächtigkeit die 10 m nicht überschreitet. Alle sind intensiv landwirtschaftlich genutzt und bewässert, da der Boden sonst versalzen würde. Seite 80 Literatur Jahnsen B. (1977): The Geologie of Naxos. IGME; Geological and Geophysikal Research Seite 81 SANTORIN / THIRA / STROGGYLI Seite 82 15.) SANTORIN (I. Lenauer, A. Popotnig) Einleitung Die Insel Santorin wurde im Laufe der Geschichte von mehreren großen und weiteren, kleineren und unbedeutenderen vulkanischen Explosionen heimgesucht. Die bekannteste Eruption war wohl die Minoische aus der späten Bronzezeit, welche auch für das Auslöschen der Minoischen Kultur verantwortlich gemacht wird. Die vorangegangenen Ereignisse sind in einer rund 200m dicken Abfolge dokumentiert und lassen erkennen, dass sämtliche Eruptionen von einem Bimssteinregen eingeleitet wurden und mit einem Strom pyroklastischen Materials endeten. Man findet eine bemerkenswerte Variation unterschiedlicher pyroklastischer Gesteinstypen auf Santorin Santorin, oder auch Thera genannt, ist eine der südlichsten Inseln der Kykladen im Ägäischen Meer. Sie besteht aus fünf Inseln - Thera, Therasia, Aspronisi, Palea Kameni und Nea Kameni (Abb.2) mit einer Fläche von 75 km2. Thera, Therasia und Aspronisi sind in Form eines Kreises um eine geflutete Kaldera mit einer max. Tiefe von 370m angelegt.Die Seitenwände der Kaldera sind bis etwa 300m hoch, der höchste Punkt Theras ist der Berg Profitis Elias mit 565m im SE der Insel. Mehrere Erhebungen in im Norden von Thera werden von erloschenen Schildvulkanen gebildet. Die meisten dieser Schildvulkane wie Meghalo Vouno, Mikros Profites Elias und Skaros (Abb. 5) sind von der Kalderawand abgeschnitten. Die Oberfläche von Thera, Therasia und Aspronisi wird größtenteils von Ablagerungen der s.g. Minoischen Eruption in 1390 v.u.Z überdeckt. Die beiden Kameni Inseln innerhalb der Kaldera sind in historischer Zeit gebildet. Die derzeitige vulkanische Aktivität ist nur auf Nea Kameni (Fumarolen) beschränkt. Geologischer Überblick Santorin liegt im vulkanischen Bogen der Hellenischen Subduktionszone. Es werden zwei Hauptphasen von Vulkanismus in der Ägäis unterschieden. Eine vom Oligozän bis zum mittleren Miozän, die andere seit dem Pliozän bis heute. Die frühere Phase war eher in der nördlichen Ägäis bedeutsam, dann bewegten sich die Zentren der vulkanischen Aktivität nach Süden. Der tertiäre Vulkanismus in der nördlichen Ägäis wurde durch die Subduktion der Afrikanischen Platte unter die Europäische Platte verursacht. Die heutigen Vulkane befinden sich auf einer Störungslinie am Südende des Zentralen Aseismischen Plateaus. Sowohl die Gegenden mit vulkanischer Aktivität als auch die Epizentren der Erdbeben, die in diesem Gebiet auftreten, liegen auf NE-SW verlaufenden Linien, die als Bruchzonen in der Lithosphäre gedeutet werden. Zum Beispiel geht die Kameni Linie durch die zentrale Kaldera, die Kameni Inseln, den Apronisi Tuff Ring und sechs Ausbruchskanälen für Plinianische Eruptionen. Aufschlüsse des prävulkanischen Santorin (Basement) kommen im südlichen Teil der Insel Thera vor. Ihre höchste Erhebung, der Berg Profitis Elias, besteht aus Kalken und Marmoren, welche Fossilien der Meghalodontidae enthalten und obertriadisches Alter aufweisen. In tiefen Einschnitten von Profitis Elias sowie in der Umgebung des Hafens von Athinios kommen über die Kalke und Marmore überschoben grünschiefer-faziell metamorphe, Kalzit- und Serizit-führende Schiefer vor. Das Alter dieser Schiefer ist triassisch bis jurassisch. Ihre hangenden Partien sind jedoch aus dem unteren Tertiär. Sie werden lokal von schwach metamorph-überprägten Gängen von Granitporphyr durchschlagen. Das Basement kann in zwei Einheiten untergliedert werden. Basis Einheit A Besteht aus Schiefer, Gneis und metamorph überprägten Intrusivgesteinen, die aus dem Spätpaläozoikum/Frümesozoikum stammen. Die Basis zeigt Relikte einer präalpinen Metamorphose. Es gibt keinen Aufschluss von Basis Einheit A in Santorin. Seite 83 Basis Einheit B Besteht aus einer alternierenden Abfolge von Marmoren und Schiefern, und isoklinal gefalteten Metasedimenten und Metavulkaniten. Auf Santorin besteht das Basis Einheit B hauptsächlich aus Schiefern und kristallinem Kalk, wobei die Kalke über den Schiefern liegen. Der erste Komplex wird auch Metapeliten von Athinios (charakteristisch: Vorkommen sulfidischer Mineralisationen), der zweite wird als Kalkstein von Mount Profitis Ilias bezeichnet. Auf Santorin wurden alle Schiefer stark während der Grünschiefer-Fazies Metamorphose überprägt. Die Santorini Inseln sind hauptsächlich durch die Ablagerungen von mehreren Vulkanen geprägt. Die stratigraphische Abfolge dieser Vulkane sowie ihre zeitliche Beziehungen werden in der Abb. 6 ersichtlich. Sie dauert noch heute fort. Folgende vulkanische Zentren sind auf den Santorini Inseln erkannt worden: Die Akrotiri Vulkane kommen auf der Akrotiri Halbinsel in S von Thera vor. Sie starteten ihre Aktivität im oberen Pliozän und waren etwa 1 Ma aktiv. Älteste vulkanische Ablagerungen bildeten vor 3 Ma saure, amphibolführende, leicht umgewandelte Tuffe mit eingeschalteten agglomeratischen Lagen (Gegend von Lumaravi-Archangelos W von Dorf Akrotiri), die stellenweise (Hügel Lumavari in einer Höhe von 210 m) marine Fossilien des Pliozäns führen. Untergeordnet treten auch gut erhaltene, subaerisch geflossene Lavaströme (SE von Dorf Akrotiri und gleichnamige Halbinsel) auf. . Der Thera Vulkan-Komplex wird hauptsächlich durch pyroklastische Ablagerungen charakterisiert. Das Einsetzen seiner Aktivität ist mit 1 Ma datiert worden. Seine obersten, jüngeren Ablagerungen weisen ein Alter von 0.037 Ma auf, was die lang andauernde Aktivität dieses Vulkans belegt. Der erste explosive Zyklus (ca 360 – 180 ka) Der unterste Teil der Thera-Ablagerungen (LT = lower Thera) wird durch Ignimbrite (Ignimbrit von Thermia), rote und graue Asche und Lapilli sowie Schlacke und weiße Bimssteinlagen aufgebaut. Besonders leicht erkennbar in den Kalderawänden (Abb. 7, Profil GH) ist ein roter Ignimbrit, der seine größte Mächtigkeit zwischen der Halbinsel Akrotiri und Balos aufweist. Die obersten Lagen von LT werden von einer Erosionsfläche erfaßt. Die durch Erosion entstandenen Paläorinnen wurden anschließend mit viskosen rhyolitischen Lavaströmen (LRhy = lower Rhyolite) aufgefüllt. Zwischen LRhy und erodierter LT kommt häufig eine cm bis einige m mächtige, weiße Bimssteinlage vor. Eine gewaltige, explosionsartige Eruption vor 0.1 Ma führte anschließend zur subaerischen Ablagerung des s.g. unteren Bimssteins (LP = lower pumice). Dieser markante Horizont kann in den Kalderawänden zwischen Kap Akrotiri und Phirá verfolgt werden. Seine Mächtigkeit variiert zwischen einigen m bis einige zehner m. In nördlichen Teil von Thera (z.B. unterhalb von Oia) sind die LP-Ablagerungen mit solchen aus den dortigen Vulkanzentren (siehe unten) vergesellschaftet. Der zweite Explosive Zyklus (180 – 3,6 ka) Die hangende, größtenteils phreatomagmatisch entstandene (Heiken & McCoy, 1984) mittlere Tuffabfolge (MTS = Middle Tuff Sequence) ist auf allen Santorini Inseln aufgeschlossen. Sie wird durch ausgezeichnete Lagerung von braunen und schwarzen Tuffen, Aschen und Lapilli charakterisiert, die in den oberen und unteren Partien der Phirá-Steinbrüchen besonders schön zu beobachten sind. Die oberen Partien der MTS werden durch drei markente, graue Aschenlagen gekennzeichnet, die Akkretionslapilli enthalten und durch tiefe und breite Erosionsrinnen durchgeschnitten worden sind. Unterhalb von Merovigli ist in den Kalderawänden ein NEstreichendes, durch Erosion entstandenes Paläotal innerhalb der MTS erkennbar. Weitere magmatische Aktivität des Thera Vulkans vor 0.050 Ma wird durch den markanten, rosa, subaerisch abgelagerten mittleren Bimsstein (MP = Middle Pumice) dokumentiert. Seite 84 Im nördlichen teil der Insel waren drei Vulkanzentren aktiv: Der Meghalo Vouno-Komplex ist ein Schildvulkan, welcher durch basale Lavaströme (MV1A, MV2A) und darauf liegenden gelben und weißen Aschen (MV1B) aufgebaut wurde. Besonders schön erkennbar in den Kalderawänden sind die zahlreichen, NE-streichenden Gänge, welche die basalen Teile von Meghalo Vouno durchschlagen. Die jüngeren Ablagerungen von Meghalo Vouno sind viskose, braune (MV2B) und schwarze (MV2C) Lavaströme, welche mit den MTS-Ablagerungen des Thera-Vulkans alternieren bzw. von diesen überdeckt werden. Die Meghalo Vouno Abfolge endet mit den Schlackenkögel (MV3 und MV4) von Kokkino Vouno, die von weiteren Lavaströmen (MV5, MV6) überdeckt wurden. Die Mikros Profitis Elias-Abfolge wird durch einen rosa Kern (P1), der von massigen Lavaströmen (P2), Schlacken und Pyroklastika (P3) überdeckt wurde. Darüber folgen glasige Lavaströme (P4), die lateral zu Blockströmen übergehen. Die obersten P4-Laven weisen eine Fliessfoliation auf und enthalten viele metamorphe Xenolithe. Der Schildvulkan von Skaros wird in seinem Kern durch drei mächtige Lavaströme (SK1) charakterisiert. Darauf folgt eine Abfolge von 32 Lavaströmen (SK2), die stellenweise mit MTS des Thera Vulkans alternieren bzw. von dieser überdeckt werden. Die oberste Ablagerung ist ein viskoser, mächtiger, rhyolitischer Strom (Rhy), der sehr ähnlich mit dem LRhy unterhalb des LP ist. . Simultan zur Aktivität des Mikro Profitis Ilias wurde ein neuer Vulkan gebildet. Dieser lag im Süden der Insel Therasia, am Kap Tripiti. . Um 1390 vor Christus (Bronze Zeit) wurde während der gewaltigen Eruption des Thera Vulkans die obere Bimssteinserie (UP = upper pumice) abgelagert. Diese Serie ist etwa 30m mächtig und besteht aus drei Einheiten: den Bimssteinniederschlagsablagerungen, den Base surgeAblagerungen und den Ascheschicht. Der Ablauf der Eruption läßt sich aus der Abb. 8 entnehmen. . Die post-minoischen Vulkane der Kameni Inseln formten sich nach der Kalderabildung. Man nimmt an, dass sich der Vulkan seit 197 vor Christus in aktiver Tätigkeit befindet. Seite 85 Fig1: The growing of the Santorini group (Kussmaul & Pichler 1972) Seite 86 Fig2: Simplified geological map of Santorin modified after Pichler & Kussmaul (1980). a = prevolcanic basement; b = Akrotiri volcanoes; c= Thera volcanoes; d = Meghalo Vouno Volcano; g = Skaros volcano; h = Kamenes islands; i = Minoan deposits. Seite 87 Fig3: Volcano-stratigraphic Key for Plate I and II from Pichler & Kussmaul (1980). Seite 88 Fig4:Caldera profiles after Huismans (1985). Fig5: Geological map of Kamenes islands from Barton & Huismans (1986). Fig6: Satellite sketch of Nea Kameni island (Landsat) Seite 89 16.) KULTURGESCHICHTE DER INSEL SANTORIN (A.Kopecny, M. Mantscheva, S. Mayrhofer, H. Pristacz) Thera in der Bronzezeit Vor ca. 1 Million Jahre begann der Theranvulkanismus einen Komplex im heutigen Caldera zu bauen. Drei massive Ausbrüche, über einen längeren Zeitraum hinweg, schafften den größten vulkanischen Komplex, der heute noch in Santorini sichtbar ist (Fig.4). Am Ende dieses eruptiven Zyklus wuchsen alle drei vulkanischen Komplexe zusammen und bildeten eine einzelne Insel. Wir können uns eine Insel mit einer Caldera im Süden (the Lower Pumice 2 caldera), eine kleinere im Norden, und eine größere Landmasse für die Trennung der zwei, einschließlich einer Depression wo der frühere Skaros caldera war, vorstellen (Fig.8). Diese Landmasse bestand aus jüngeren und eher ungastlichen Lavaschilden. Der Gegensatz dazu, das fruchtbare Land auf der südlichen Akrotiri Halbinsel, gab den Einwohnern gutes Ackerland und genügend Wasservorräte. Eine Vielzahl von bronzezeitlichen Lagern bestätigt, dass die Region für frühe Siedler einen gewissen Reiz gehabt hat. Die östliche Region der Akrotiri Halbinsel ist weniger attraktiv für menschliche Siedlungen. Der Jungsteinzeitliche (neolithische) Zeitraum Vor 100.000 Jahren wurde die griechische Halbinsel bewohnt, doch der Beweis für eine permanente Besiedlung der einzelnen Insel fehlt. Die Insel Melos (ca. 90 km NW von Thera) war für die Ägäis von großer Bedeutung, da sie das begehrte vulkanische Glas, auch Obsidian genannt, besaßen. Den Obsidian benötigte man für die Anfertigung von scharfen Waffen und Werkzeugen (vor allem Klingen). Thera und die Entstehung der Kykladen Das Frühe Bronze Alter ist zeitlich schwer zu bestimmen. Verfahren der wissenschaftlichen Datierung besagen, dass diese Zeit ungefähr 1200 Jahre hielt und im Zeitraum von ca. 3200 bis 2000 v.Chr. stattfand. In diesem Zeitraum erlebten die Kykladen-Inseln bedeutendes Wachstum, genauso wie die Bevölkerung. Arbeiter und Matrosen die sich auf den verschiedenen Inseln auf die Suche nach besserem Lebensunterhalt machten, sorgten damit für die Bevölkerungsverstreuung und den Wachstum der Kykladen. Funde von Waren beweisen, dass die zunehmend reiche materielle Kultur immer mehr Siedler anlockte. Die wichtigsten Rohstoffe waren Metalle und Marmor, die begehrtesten Handelsmaterialien waren Schmirgel, Bimsstein, Obsidian und Marmor. Auch die geographische Lage der Inseln erwies sich günstig für den Schiffsverkehr. Dadurch kam es zur Entwicklung eines Gewerbenetzes. Der Nachteil jedoch war die zunehmende Piraterie. Der Frühe Kykladen-Zeitraum Den Übergang vom jungsteinzeitlichen bis zum Frühen Bronze-Alter nennt man den frühen Kykladen Zeitraum (EG 1). Die Friedhöfe der damaligen Bevölkerung waren sehr klein. Aus Glaube an ein Leben nach dem Tod wurden auch persönliche Sachen/Familienreichtum mit in das Grab gelegt. Einige markante Punkte in der EC 2 erklären das Wachstum und den Wohlstand in diesem Zeitraum. Das wichtigste war die neu erworbene Fähigkeit der Hüttenkunde, sie konnte graphisch durch Erzgewinnungsarbeiten auf Siphnos und Kythnos bewiesen werden. Seite 90 Die immer steigende Nachfrage nach den daraus gewonnenen Produkten führte zu einer steigenden Handelsrate und zum Handel mit Ägäis, aber auch mit dem Kleinasien und dem Nahen Osten. Die bekanntesten Steinartefakte dieser Periode sind die verschränkten Armfiguren. Sie sind mit 5 oder 6 unterschiedlichen Köpfen oder Körperformen charakterisiert. Bronzewaffen kommen zum ersten Mal im EC 2 in den Kykladen vor. Sie haben die Form von Dolchen und Speerspitzen. Die Siedlungsanlagen in den Kykladen scheinen in der Zeit von EC 2 und EC 3A außer Gebrauch zu sein. Jedoch zur gleichen Zeit erscheint eine neue Siedlungsart: Gipfel Forts, die von Wällen umgeben sind, die die kleinen Häuser im Inneren schützen sollen. Einige dieser Siedlungen waren in Meeresnähe zu finden, andere wiederum in eher abgelegen Gegenden. Alle Anzeichen sprechen dafür, dass die Einwohner dieser Siedlungen in Furcht vor Angriffen gelebt haben. Am Ende von EC 3A wurden die Gipfel Forts zerstört, wobei die Theorie, dass ausländische Angreifer die zerstört haben, ausgeschlossen wird. Eher dürften die Piraterie und ein innerlicher Konflikt Gründe gewesen sein. Trotz einer Periode der Erholung, erreicht EC 3A nie denselben kulturellen Höhepunkt wie EC 2. Thera in der frühen Bronzezeit Die Insel von Thera war während des ganzen Frühen Bronze Alters ein Vorbild in der Entwicklung der Kykladen. Aufgrund einiger früher Entdeckungen kann postuliert werden, dass mindestens zwei Siedlungen während des Frühen Bronze Alters im zentralen Thera existierten. Die eine im Umkreis von Fira, die andere vermutlich westlich von Meghalochori. Unser neues Verständnis der Topographie der pre-eruption LBA Insel, stellt eine Möglichkeit dar, dass sich die meisten Siedlungen in der Nähe der neugebildeten Klippen ansiedelten, welche durch die verschiedenen Ausbrüche gebildet wurden. Diese Klippen bieten leichten Zugang zu den reichen mineralischen Lagern, die von der Landseite her nur schwer zugänglich sind. Um nur einige Beispiele zu nennen, Blei wird in Athinios, Eisenoxide und Talk in Cape Plaka und Malachit und Azurit in Cape Therma gefunden. Zusammenfassend kann man sagen dass während des frühen Bronze Alters Thera von einer bescheidenen jungsteinzeitlichen Wurzel zu einem wichtigen Knoten im auftretenden Aegeais Gewerbe Netz wuchs. Die Kykladen in der mittleren Bronzezeit Während die wachsende Macht von Kreta unleugbar wird, ist auf den Kykladen ein Rückgang von Menschen und Siedlungen zu beobachten. Die Bevölkerung der Kykladen ereichte im EG 2 ihren Höhepunkt, während im EG 3 Unruhe in das Leben der dort angesiedelten Menschen trat. In den meisten Inseln der Mittleren Kykladen Ära waren einzelne Siedlungen dominierend. Mittlere Kykladen Thera Am Ende des Bronze Alters waren die Siedlungen von Akrotiri schon gut etabliert und am besten Wege ein wichtiges wirtschaftliches Zentrum zu werden. Der Übergang zum Mittleren Bronze Alter unterbrach diesen Fortschritt nicht und während des Mittleren Kykladen Zeitraumes wuchs Akrotiri sowohl in der Größe als auch in seinem Gewerbe. Kreta und das Ende der mittleren Bronzezeit in den Kykladen Aus dem ganzen vorhandenen Beweis des Mittleren Bronze Alters sieht man die Entwicklung größerer Städte in den Kykladen. Diese Städte befanden sich in Meeresnähe mit einem Zugang zu guten Häfen. Im Zusammenhang mit den Kykladen in Verbindung mit dem Festland und Kreta, Seite 91 existierte auch unter den Inseln selbst ein Gewerbe in den MBA: Melian Keramik wurde zum Beispiel auf den Insel Siphnos, Naxos, Tenos, Delos, Ayia Irini, Kea und Akrotiri gefunden. Thera und Kreta in der späten Bronzezeit Vielleicht eines der verzwicktesten Probleme, bezogen auf die späte Bronze Zeit im agäischen Raum, ist die Herrschaft der Minoer über die Kykladen. Wobei die „Kykladischen Nationalisten“ die Macht Kretas über die Kykladen minimierten, im Gegensatz zu den „Minoischen Imperialisten“, welche ihre Macht ausbreiteten. Den signifikanten Einfluss des minoischen Kretas über einige kykladischen Inseln in der späten Bronze Zeit beweisen einige Metallarbeiten, Wandmalereien, Architektur und Töpferwaren in minoischen Stil. Außerdem wurde auf den drei Inseln Melos, Kea und Thera das minoische System an Gewichten und Maßen übernommen. Die minoischen Immigranten spielten eine stärkere wirtschaftliche als politische Rolle, zum Beispiel als Kaufmann, beschäftigt im Handel; oder als geschickter Handwerker, welcher Produkte mit hoher Qualität herstellt und somit zum Export verwendbar macht. Für die Minoer war der Kontakt mit dem griechischen Festland lebenswichtig, da das griechische Festland reiche Vorkommen an Blei, Kupfer und Silber besaß. Bei diesem Handel spielten die kykladischen Bewohner (vor allem auf den Inseln Melos, Thera, Kea) die Rolle des Mittelsmannes und waren somit stark für die Entwicklung Kretas, sowie des Griechischen Festlandes verantwortlich. Im Gegensatz dazu verlief jedoch sicherlich jeder Handel der Kykladen mit dem ostmediterranen Raum (Gold, Elfenbein, Straußeneier,...) über Kreta. Nach den Zerstörungen (offenbar durch ein Erdbeben), wurden Phylakopi, Ayia Irini und Akrotiri wieder aufgebaut und zwar in einem größeren, hochentwickelteren Ausmaß als zuvor. Phylakopi, Ayia Irini und Akrotiri erhielten dadurch einen hohen Stellenwert im Netzwerk der Handelsstationen, was Seefahrern eine sichere Fahrt in einer Schleife, welche Kreta, Thera, Melos, Kea und das griechische Festland verband, ermöglichte. Kreta und Thera: Eine besondere Beziehung Am Beginn des Late Cycladic I, zerstörte ein schweres Erdbeben den südägäischen Raum. Auf Thera mussten daher die zerstörten Siedlungen von Akrotiri wieder aufgebaut werden, doch erstrahlte Akrotiri in vollem Glanz wieder, sodass man annimmt, dass die Wirtschaft nicht so stark betroffen sein durfte. Neben dem minoischen Einfluss auf Thera, blieben jedoch auch lokale kykladische Merkmale bestehen. Zum Beispiel sind nur ca.7,5% aller Töpferwaren aus Kreta. Natürlich entstanden aber auch andere Typen an Töpferwaren, wie zum Beispiel: Gefäße, welche den minoischen Stil nachahmen; oder Gefäße, mit einer Mischung aus minoischen und kykladischen Stil. Archäologische Beweise besagen, dass Akrotiri die dominanteste Siedlung auf Thera gewesen sein muss. Allein aus der Infrastruktur des damaligen Akrotiri ist erkennbar, das es sicherlich das politische, wie auch wirtschaftliche Zentrum von Thera war. Sie hatte ein Erstreckung von ca. 20 Hektar (10-20 mal größer als z.Bsp: Phylakopi auf Melos). An der Nordost Seite, am Rande der Kaldera, in der Nähe von Balos, wurden 1870 zwei Gebäude aus der Zeit eines früheren Vulkanausbruches entdeckt. Außerdem fand man an manchen Stellen Fragmente von Aussichtstürmen, bemalten Verputz, einem Lagerhaus, Mauern aus Lava, Fliesen aus Lava. Im Kontrast dazu gab es an anderen Stellen wieder nur vereinzelte Bauernhöfe. Sicherlich war auch die Tierhaltung in der Landwirtschaft lebenswichtig. Eine Studie besagt den folgenden Bestand der Tierhaltung: 72% Schafe und Ziegen, 19% Schweine 9% Vieh. Auch Fische waren ein wesentlicher Bestandteil der Nahrung, Murex Muscheln wurden zur Produktion von purpur Farbe verwendet und gelegentlich auch in Fußböden eingearbeitet. Seite 92 Allgemeines über die Ausgrabungen auf Thera Erste archäologische Ausgrabungen auf Thera begannen in der 2. Hälfte des 19. Jhdts. (nach der Eruption 1866). Die ersten Ausgrabungsarbeiten bei Akrotiri („Das Pompeji der Bronzezeit“) wurden 1967 unter Spyridon Marinatos begonnen. Nach seinem Tod 1974 übernahm Christos Doumas seine Nachfolge als Leiter der Ausgrabungen. Derzeit sind in Akrotiri 12 000 m² eines Areals von 150 m N-S und 80 m O-W freigelegt. Die Ausgrabungsstätte bei Akrotiri Nach dem Erdbeben von Late Cycladic I mussten die Häuser von Akrotiri neu aufgebaut werden. Nach dem Entfernen von Schutt wurde die Basis der Stadt angehoben, neue, moderne Gebäude wurden geschaffen. Ebendiese wurden später von der Vulkaneruption im LC I neuerlich zugeschüttet. Akrotiri scheint die Hauptsiedlung auf Thera gewesen zu sein: Auf ca. 200 000 m² waren mehrere Tausend Einwohner untergebracht, die Häuser über 2-3 Stockwerke aus Schuttstein, Ton, Stroh und Holz ( Minimieren von Erdbebenschäden) ihr Eigen nannten. Decken, Türen und Fensterläden waren aus Holz, die Böden waren mit Steinplatten verfliest oder mit Kieseln und Muscheln mosaikartig ausgelegt. Die oberen Stockwerke hatten besonders große Fenster und werden als private Wohnabteile, Empfangs- oder Zeremonieräume interpretiert, wobei die unteren Stöcke als Abstellräume, Werkstätten, Küchen und kleine Einzelhandelsgeschäfte dienten. Die Stadt besaß außerdem noch enge, labyrinthartige, jedoch gut bepflasterte Straßen ( Schutz vor starken Winden und vor Feinden, besserer Abfluss v. Regenwasser), und ein ausgedehntes Abwasserkanalsystem. Beziehung Farmer/ Stadt: Die Existenz von einigen ökonomisch unabhängigen Strukturen auf Akrotiri weist stark daraufhin, dass eine „Land besitzende Elite" existierte, welche von der Stadt aus das gesamte Umland regierte. Wenn diese Theorie der „Land besitzenden Elite" stimmt, gab es wichtige Verzweigungen in politischen als auch ökonomischen Gebieten. Das Bronzezeitalter war nicht fruchtbar genug, um die wachsende Bevölkerung zu tragen, und so mussten andere Nahrungsgrundlagen gefunden werden... Handel / Seefahrt: Durch die Seefahrt wurde zunächst lebensnotwendige Nahrung in den lokalen Verbrauch eingeführt. Später weitete sich der Seehandel über Luxusgüter immer weiter aus. Bis schlussendlich nicht nur Produkte sondern auch Personen exportiert wurden. (Geschickte Handwerker und Physiker aber auch Wahrsager und Bildhauer wurden ausgetauscht) Seite 93 Der Handel wurde zu einem dominanten Partner und war verantwortlich für den generellen Wohlstand auf Thera. Es entstanden große Industrien (Obsidian, Wein, parfümierte Öle, Safran, Vasen, Steinmörtel,...) Einige theranische Seefahrer sowie theranische Schiffe beführen auch die interregionalen Tramprouten, welche die Haupteinfahrten in Kreta, Festland Griechenland, Ägypten, Levante, Zypern und Klein Asien verbanden. Angesichts der strategisch geographischen Position von Thera musste der Hafen von Akrotiti einer der beschäftigsten im ägäischen regionalen Netz gewesen sein. Eine negative Nebenerscheinung des Seehandels stellten aber auch Piraten dar. Religion auf Thera: Es ist unumstritten, dass die Religion eine lebenswichtige Rolle im Leben der Einwohner des Bronzezeitalters Akrotiri spielte. Aufgrund archäologischer Beweise konnte man außerdem feststellen, dass der theranische Kult und der minoische Kult einschließlich der heiligen Architektur (z.B. Trankopfergläser, Altare, priesterliche Kleidung, Tiere) sehr ähnlich, fast schon gleich waren. Beide Kulturen beteten dieselbe weibliche Göttlichkeit an und führten dieselben Rituale durch. Außerdem integrierten beide Kulturen die Religion sehr stark in das Gewerbe. Anfangs sah man darin den Beweis, dass Thera von den Minoern beherrscht wurde. Heute ist man sich dieser Ansicht aber nicht mehr so sicher. Apokalypse Zwischen dem 16. und 17. Jahrhundert ereignete sich auf Thera ein zerstörerisches Erdbeben, welches allerdings nur als Vorbote für einen großen Vulkanausbruch zu sehen war. Das Erdbeben zerstörte die ganze Stadt Akrotiri, und da die Einwohner noch keine Erfahrungen mit solchen Vorboten gemacht hatten; wussten sie nicht, dass sich bald noch eine viel zerstörerische Naturgewalt ereignen würde, und begannen deshalb die Stadt wieder aufzubauen. Der Vulkanausbruch, der sich schließlich ca. 5 Monate nach dem Erdbeben ereignete zerstörte die mühselig wiederaufgebaute Stadt Akrotiri von neuem. Die 4 Phasen der Eruption: Der Ausbruch selbst war ein komplexer geologischer Prozess welcher mit einem vorbotenartigen Aschefall begann. Dieser Aschefall wurde vom Vulkan Skaros weg, über vorherrschende Winde südlichöstlich von Thera verstreut. Heute teilt man den Ausbruch auf Grund verschiedener Ablagerungsschichten in 4 Phasen ein. In der ersten Phase entstand zunächst eine schmale Spalte durch einen Schlitz auf dem Skaros Vulkan. Ein oder 2 Kilometer westlich des heutigen „Fira". Diese Eruptionsspalte lagerte bis zu 6 Meter Schutt bestehend aus Gesteinsfragmenten und Asche ab, sodass nur mehr die obersten Wände der Gebäude m Akrotiri herausragten. Die 2. Phase der Eruption begann, als die schmale Eruptionsspalte einstürzte und so das Magma in Kontakt mit dem Meerwasser kam. Nach heutigem Wissen ist solch eine Mischung (Wasser + Magma) äußerst explosiv. In Akrotiri reichte es aus, um nun auch die obersten Wände von Akrotiri wegzusprengen. Die 3. Phase stellte die weitere Öffnung der Spalte zum Meerwasser dar. Die Spalte entwickelte sich nun zu einem großen Trichter, gefüllt mit Asche Dampf und Wasser Es scheint so, als wäre durch die ausdehnende Eruptionsspalte das relativ seichte und kalte Wasser der alten Cape Riva Caldera gekippt, da die pyroklastischen Ströme stromatolitische Blöcke und andere Gesteinsfragmente beinhalteten. Der Überfluss an diesen großen Gesteinsblöcken ist eine der Charakteristika dieser 3. Phase. Man geht nicht nur mehr von einer, sondern von vier gewaltigen Explosionen aus, welche schlussendlich die Magmakammer zum Einsturz brachten. Seite 94 Die 4. Phase beschreibt die totale Entleerung der Magmakammer des Vulkanes, und gleichzeitig das Ende der Eruptionen. In dieser Phase stürzte nun auch die letzte Phase der noch vorhandenen Kaldera ein. Das führte nun zur Vernichtung des Skaros Theresia - Vulkan - Komplexes und zur Überflutung der gesamten nördlichen Region der Insel. Heute ist man der Meinung, dass sich der Hauptausbruch innerhalb einiger Tage abspielte, und nicht wie früher angenommen Wochen und Monat dauerte. Der lokale Effekt der Eruption auf Thera: Nicht nur Thera selbst sondern auch andere Regionen um Thera bekamen die Auswirkungen des Vulkanausbruches zu spüren. Dieses „Theran Event" beeinflusste wahrscheinlich sogar das gesamte globale Klima aufgrund des Freiwerdens beträchtlicher Mengen von vulkanischen „aerosols" in die Stratosphäre. Da es auch noch andere Eruptionen zu diesem Zeitpunkt gab, ist es möglich, dass alle „aerosols" zusammen schwere klimatische Störungen auslösten. Der nachlassende Wind verstreute theranische Erde in einem östlich, nordöstlich und südöstlich ausgedehnten Bogen von Thera, was man an den Ausfällungen in der Türkei, Kos, Rhodos, östliches Griechenland und Ägypten erkennen kann. 17.) ATLANTIS - THEORIE Plato war einer der Ersten, der Santorin mit dem Königreich Atlantis in Verbindung brachte. Atlantis war angeblich in 10 Stadtstaaten untergliedert,. davon beschäftigten Plato nur zwei: die „königliche Stadt“ und „Metropolis“. Geologische Aspekte in seinen Beschreibungen deuten darauf hin, dass die königliche Stadt das Tal von Nessara, auf Kreta und Metropolis die Insel Strongyle gewesen sein könnten. + Übereinstimmung in der Geologie, Form Bodenbeschaffenheit und Bodenkultur, und der Vegetation. + Die überaus hohe Baukultur und Wohnqualität sowie die Vielzahl der Wohngebiete. + Kreta und Atlantis waren beide Zentrum der Kupfererzeugung und –verarbeitung (Funde auch in Akrotiri). + Auf eine Übereinstimmung der minoischen Kultur Kretas mit der von Atlantis deuten auch die jüngsten Ausgrabungen hin. + Beide verehrten den Stier als Symbol der Fruchtbarkeit und sahen in ihm ein heiliges Tier. Vulkanausbrüche: 1866 – 1870 1925 – 1928 1939 – 1941 Der letzte Vulkanausbruch fand 1950 statt, in Folge dieses Ereignisses wurde die gesamte Insel von einer sechzig Meter mächtigen Bimssteinschicht überlagert. Die Flucht der Menschen von der Insel war gut organisiert. Es besteht daher guter Grund zu der Annahme, dass dem Vulkanausbruch ein Erdbeben vorausging, welches für die Bewohner eine Warnung war, woraufhin sie wahrscheinlich ihr meistes Habe auf Schiffe verladen und in Sicherheit gebracht haben. Bis heute ist nicht bekannt wohin sich die Menschen gerettet haben. Begründbar ist diese Theorie durch das vollkommene Fehlen von menschlichen Skeletten und der meisten zu erwartenden Gebrauchsgegenstände sowie Wertgegenstände. Infolge dessen halten sich die Überlieferungen durch Funde in Grenzen. Erste Ausgrabungen erfolgten im 19.Jh. durch den griechischen Arzt Nomikos und dem Französischen Geologen M. Fouque auf Tharasia und in der Nähe des Dorfes Akrotiri auf Thera. Sie fanden Häuser Mauerreste, Kochgeschirr, bronzene Kannen und Schüsseln, Mahlgefäße und Seite 95 Mörser, Pithol und Fässer, Opfertische und Blumenvasen, Verschiedene Fresken: von: Damen, Papyruspflanzen, Lilien, Schiffen, tropischen Landschaften, Fischern, Priester(-innen), boxenden Knaben und Antilopen, älter als die Bimssteinschicht, vor. Die Funde weisen auf individuelle Art auf die Lebensweise, Religion und Geschichte der damaligen Bewohner hin. Werkzeuge aus Stein, Schleifsteine, Getreidemühlen, Ambosse, Hämmer und Möbelstücke trugen einen großen Beitrag zur Rekonstruktion des „täglichen Lebens“ bei. Die Bewohner der auf Santorin gelegenen Siedlung Akrotiri(welche die einzige gut erhaltene Siedlung aus dieser Zeit ist) pflegten Handelsbeziehungen zu Kreta. Landwirtschaft, Keramikbrennereien, Metallgewerbe und Steinmetzwerkstätten bildeten den Hauptanteil der gewerblichen Tätigkeiten. Anhand der Reste der Siedlung ist zu erkennen, dass es sich um eine wohlhabende, reiche Stadt gehandelt haben muß. Die Kolektivität in der damaligen Lebensweise spiegelt sich auch in den existenten Gebäudeformen wieder. Es wurden alleinstehende Häuser und Wohnblocks errichtet welche aus Lehmziegeln beziehungsweise aus gehauenen Steinen bestanden. Paläste oder dergleichen jedoch waren keinen falls üblich. Am Südportal lag das Verwaltungs und Wohngebäude, ein großer steinener Komplex. Weiters ist zu bemerken, dass es in der räumlichen Gliederung der Siedlung keinerlei Trennung herrschte in bezug auf soziale Stellung sowie finanzielles Habe. Auch Gewerbe und Wohnbereich der unterschiedlichen arm bzw. reichen Bevölkerung befand sich zumeist in einem Gebäude. Parterre und Kellerbereich fungierten als Schlafplatz des Personals und der Arbeiterklasse. Die oberen Bereiche des Gebäudes wurden zu kulturellen Zwecken genutzt und dienten zugleich der gesellschaftlich höhergestellten Bevölkerung als Wohnraum. Die Kulturräume waren auch Religionszentren und bestimmt zur Ausübung ritueller Handlungen der Priester. Die überaus hohe Bedeutung die der Religion beigemessen wurde läßt sich an den dort zu findenden Fresken, Keramikvasen und auch an den Bauwerken selbst nachvollziehen. Meist wurden Kultgegenstände in weiblichen Formen dargestellt, was auf eine Verehrung der Fruchtbarkeit schließen läßt. Auf Grund von gemeinsamer Nutzung der Großküchen und Lagerräumen schließt man auf eine kollektive Wirtschaftsweise. Funde von vollständig erhaltenen Küchen auf Akrotiri, welche Kochgeschirr und Nahrungsmitteln wie Lamm-, Schweine-, Ziegen-, Rehfleisch, sowie Bohnen, Linsen und Brot aufweisen, ermöglichen eine Rekonstruktion der damaligen Ernährungsweise. Im Anschluß sind noch ein paar historische Daten zu erwähnen : Seit dem 13.Jh. vor Christus war Santorin wieder bewohnt 900 vor Chr. Besiedelten die Dorier die Insel Sie prägten bereits im 6.Jh. eigene Münzen und entwickelten auch ein eigenes Alphabet. Während dieser Zeit befand sich Thera mit Sparta in einem politischen Bündnis; somit stand Thera auch im Peleponnesischen Krieg auf Seiten Spartas. Im Kampf gegen Makedonien erwies sich Thera, auf Grund ihrer günstigen Lage als idealer Flottenstützpunkt für die Ptolemäer. Unter der Herrschaft der Römer und in byzantinischer Zeit war Thera eine vollkommen unbedeutende Insel in der Agäis. Zu der Zeit, als Marko Sanudo das Herzogtum Naxos gründete, zu dem Thera gehörte, kam sie 1207 unter venezianische Herrschaft und erlebte einen wirtschaftlichen Aufschwung durch Baumwollanbau. 1537 wurde Santorin von den Türken erobert. Seit 1830 gehört die Insel zu Griechenland. Seite 96 Literatur: Barton & Huijsmans (1986): Cotr. Min. Petrol., 94, 472-485. Günther (1972): Dissertation, Univ. Tübingen. Heiken & McCoy (1984): Journ. Geoph. Res., 89, 8441-8462. Huijsmans (1985): Geologica Ultaiectina, No. 41. Keller (1982): Mediterranean island arcs. In Thorpe, R.S., (ed.): Andesites, 307-325. Pichler & Kussmaul (1980): In Doumas, D. (ed.): Thera and the Aegean Wold II, 413-427. Seite 97 18.) APPENDIX PETROLOGIE Seite 98 Seite 99 Seite100 Seite101 Seite102 Seite103 Seite104 Seite105 19.) APPENDIX STRUKTURGEOLOGIE Seite106 Seite107 Seite108 Seite109 Seite110 Seite111 Seite112 Seite113 Seite114 Seite115 Seite116 Seite117 Seite118 Seite119 Seite120 Seite121
