Andrea Rumpler
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Das im östlichen Mittelmeer gelegene Griechenland
ist von hohen Gebirgen und dem Meer geprägt.
Etwa 20% des
griechischen Territoriums wird von Inseln gebildet und auch auf dem
Festland ist das Meer niemals weiter als 140 Kilometer entfernt.
Dieser Distanz verringert sich nach Süden zu. Auf dem Peloponnes
sind es nur 45 Kilometer .
Auch die Inseln liegen recht dicht
beieinander. Kaum eine von ihnen ist weiter als 40 Kilometer von
ihrem nächsten Nachbarn entfernt (JAKOBSHAGEN 1986, Seite 1).
Griechenland wird, wie man auf Abbildung 1 sehen kann, vorwiegend aus Neo-europäischen Gebirgszügen aufgebaut. Dieser sind das alpidische Helleniden-Gebirge und Teile des älteren Rhodopen-Massivs. Die Helleniden werden durch viele hohe Gebirgsketten aufgebaut. Das sind vor allem das Pindos-Gebirge auf dem westlichen Festland, in Thessalien der Gebirgszug Olymp-Ossa-Pilion, in Mittelgriechenland das Parnaß-Gebirge und auf dem Peloponnes die Gebirge Olonos, Taygetos und Parnon, deren Verlauf untermeerisch in den ägäischen Inselbogen übergeht und dort mit 2917 Metern schon fast an die dreitausend Meter Grenze stößt, jedoch gibt es noch mindestens 20 andere Berge die höher als 2000 Meter aufragen.
Die Helleniden entstandenen während vier
orogenischen Zyklen in denen Faltung, Deckenbewegung und
Regionalmetamorphose stattfanden.
Das waren im
Miozän |
der neohellenische Zyklus, im |
Eozän |
der mesohellenische Zyklus, in der |
Unterkreide |
der eohellenische Zyklus, und im |
Dogger |
der kimmerische Zyklus. |
(JAKOBSHAGEN 1986, Seite 7)
Während der ersten beiden Zyklen hoben sich erste
Erdformationen aus dem Meer, das bis dahin das heutige griechische
Festland bedeckte. Die beiden folgenden Zyklen führten zur
Auffaltung der Gebirge, die heute das Bild des Landes so stark
prägen. Allerdings fanden zu diesen Zeiten und auch vorher
Absenkungsbewegungen einzelner Gebiete und größerer
Regionen statt.
Die Gesteine, die vor und während dieser
Zeiten abgelagert wurden, bestehen vorwiegend aus karbonatischen
Sedimenten aus unterschiedlichen Meerestiefen. So findet man
beispielsweise in der auf Abbildung 2 gut sichtbaren Ionischen Zone
Gesteine, die eine kontinuierliche Eintiefung des
Sedimentationsraumes anzeigen.
Aus der tiefen Trias und
möglicherweise auch aus dem Perm findet man dort evaporitisch
abgelagerten feinkristallinen Gips. Neritische Karbonat-Serien
stammen aus dem Zeitraum von Obertrias bis Mittellias und pelagische
Sedimenten wurden in dem Zeitraum von Oberlias bis Eozän
gebildet. (JAKOBSHAGEN 1986, Seite 20 folgende)
Auf die geologischen Einheiten, aus denen sich das Festland und ein großer Teil der griechischen Inseln zusammensetzt, wird aus vorwiegend praktischen Gründen nicht weiter eingegangen. Sie werden gegebenenfalls bei der nun folgenden Besprechung der ägäischen Inseln erklärt.
Zu den ägäischen Inseln gehören unter
anderen die nördlichen und südlichen Sporadien, Euböa,
die Kykladen und auch der südägäische Inselbogen.
Die
meisten dieser Inseln stellen Fortsetzungen von auf dem Festland
auftretenden geologischen Einheiten dar. Dies ist leicht zu
verstehen, wenn man sich vor Augen hält, daß die Ägäis
noch im Eozän zu großen Teilen dem Festland angehörte,
und erst später wieder vom Meer bedeckt wurde.
Es war nun
nicht nur so, daß das Land Hebungs- und Senkungsphasen
durchlief, sondern auch der Meeresspiegel schwankte. So trocknete das
Mittelmeer zur Zeit des Miozän beinahe vollständig aus, als
die Straße von Gibraltar vorübergehend geschlossen war
(HSÜ 1983, Seite 171).
Zusätzlich befindet sich am
südlichen Rand der Ägäis eine Subduktionszone, was
diesem tektonisch aktiven Bereich eine weitere Komponente
hinzugefügt. Der Vulkanismus ist jedoch mit einer Ausnahme, der
Inselgruppe um Santorin, in geschichtlicher Zeit nicht mehr aktiv
aufgetreten. Die Insel Thera, die als südlichste Insel der
Kykladen-Gruppe nur 75 Kilometer nördlich von Kreta liegt,
bestand einst aus einem großen Vulkanberg, der in der
Vergangenheit Kallisté (die sehr schöne Insel) und
Strongulé (die runde Insel) genannt worden war. Etwa in der
Zeit um 1500 v. Chr. wurde Thera (oder auch Santorin) jedoch durch
eine große Explosion nahezu vollständig zerstört. Die
Asche des Thera-Ausbruchs breitete sich über einen großen
Teil des süd-östlichen Mittelmeeres aus und kann heute in
Sedimentkernen das Meeresbodens wiedergefunden werden. Einige
Wissenschaftler glauben in den Ausbruch und dem folgenden Ascheregen
einen Grund für den plötzlichen Niedergang der kretischen
Kultur gefunden zu haben.
Übrig blieb von der schönen
Insel nur ein von Lücken unterbrochener Ringwall, der von durch
die Explosion entstandenem Bimssteintuff überschüttet ist.
Innerhalb der entstandenen Caldera entstehen seit dieser Zeit langsam
ein neuer Zentralvulkan, der als die Kaiménaes-Inseln bekannt
ist. Es ist der einzige derzeit tätige Vulkan der Ägäis
(PHILIPSON 1959, S. 391 / STEMMAN 1976, S. 138 folgende).
Die für die Exkursion interessanteste Insel, Kreta, ist Teil der südägäischen Inselbrücke, zu der außerdem noch die Inseln Kythira, Antikythira, Kasos, Karpathos und Rhodos gehören.
Die Inselbrücke ist etwa 650 Kilometer lang und verbindet durch ihre nach Süden konvexe Form die peloponnesischen Gebirgszüge mit dem türkischen Taurus. Der Schelfbereich ist von Insel zu Insel unterschiedlich breit. Im Süden liegt der bis zu 5100 Meter tiefe hellenische Trog, der durch zwei Rinnen gegliedert ist. Die Gebirgsmassive der Inseln sind unregelmäßig geformt und die Bergketten meist küstenparallel ausgerichtet. Zwischen den älteren Gebirgen sind junge Gräbern eingesenkt, die mit Neogen und Quartär gefüllt sind. Auf den Inseln sind autochtone (am Ort des Vorkommens entstandene Gesteine) und allochtone (nicht am Ort des Vorkommens entstandene Gesteine) Einheiten erschossen, die einen Stockwerksbau ergeben, der durch intensive postorogene Bruchtektonik in ein verwirrendes Mosaik zerlegt wurde.
Die heute ineinander befindlichen Stockwerke entsprechen ursprünglich nebeneinander gelegenen Faziesräumen, die durch die alpidische Orogenese übereinander gestapelt wurden.
Das Autochton besteht auf den Inseln zum größten Teil aus hornsteinführenden Kalken und Marmoren, die zum Teil mit der ionischen Zone des Festlandes korreliert werden können. Es ist durch einen geschlossenen Faltenbau charakterisiert, der in den nicht gebundenen höheren tektonischen Einheiten des Allochtons nicht mehr auftritt.
In der südägäischen Inselbrücke umfaßt das erste allochtone Stockwerk stark zerscherte Serien unterschiedlicher stratigraphischer Stellung und metamorpher Überprägung. Dies sind zum Teil Phyllit-Quarzit-Serien aus der Zeit von Oberkarbon bis in die Obertrias, zum Teil aber auch alttertiäre Flysche. Dieses Stockwerk ist durch eine zumeist sanfte Morphologie gekennzeichnet.
Hier finden sich steil aufragende massige Kalke und Dolomite aus mesozoisch-alttertiären Zeiten, die man auf Kythira, Antikythira und Kreta auch als Tripolitza-Serie bezeichnet. Die Gesteine bilden oft isolierte Klötze oder stark verkarstete Hochflächen. Örtlich können diese Gesteine auch direkt auf dem Autochton aufliegen. Sie werden konkordant, also im korrekten zeitlichen Nacheinander, von einer alttertiären sandig-mergeligen Flyschfolge überlagert. Die Tripolitza-Serie ist auf dem Festland als östlicher Nachbar der Ionischen Zone zu finden.
Dieses Stockwerk besteht aus pelagischen Abfolgen aus der Obertrias bis zum Alttertiär. Sie bilden zumeist keine geschlossenen Vorkommen, sondern isolierte, oft an Staffelbrüche gebundene Schollen.
Diese oberste Einheit des südägäischen Deckenstapels ist nur noch auf Kreta, Gavdos, Karpathos und Rhodos erhalten geblieben. Dort auch nur in Bereichen starker Absenkung an Staffelbrüchen oder Gräben. Charakteristisch sind für diese Einheit Ophiolithe, die mit Sedimenten, Vulkaniten und Metamorphiten vergesellschaftet sind (JAKOBSHAGEN 1986, Seite 54 folgende).
Kreta hat eine Fläche von 8300 Quadratkilometern
und ist damit eine der größten Inseln des Mittelmeeres.
Sie erreicht eine Länge von 250 Kilometern und ihre Breite
schwankt zwischen 56 und 13 Kilometern. Die Insel besitzt eine Anzahl
von Bergregionen geringerer Höhe und vier voneinander getrennte
Gebirgsmassive. Diese sind die Levka Ori (2452 m) im Westen, daß
Ida-Gebirge (Psiloritis) (2456 m) in der Mitte der Insel, im
östlichen Mittelkreta das Lassithi-Gebirge (Dikti) (bis 2150 m)
und im Osten die bis zu 1476 m hohen Berge Sitias.
Bis auf die
fast 50 Kilometer lange aber recht schmale Tiefebene der Messara
fehlen größere Ebenen. Auffällig sind intramontane
abflußlose Wannen (Lassithi-Hochebene).
An der durch Buchten
und Halbinseln gegliederten Nordküste Kretas wechseln
Gebirgszüge und kleine Küstenebenen. Hier liegen auch fast
alle kretischen Städte. Die Südküste fällt
zumeist steil ab und ist auch viel dünner besiedelt.
Auf Kreta sind alle Stockwerke der südägäischen Inselbrücke erschossen (siehe auch Abbildung 3).
Die autochtonen Plattenkalke, also das tiefste
Stockwerk, sind auf Kreta vornehmlich in den letzten Erhebungen der
Insel aufgeschlossen. So wurden Anteile aus dem Oberkarbon/Unterperm
im Talea Ori westlich von Iraklion beschrieben. Es dominieren
gewöhnlich plattige Marmore mit Hornsteinlagen, die vermutlich
aus dem Jura bis Alttertiär stammen, die im Osten Kretas in
einen vermutlich aus dem Unteroligozän stammenden Flysch
überleiten.
Charakteristisch für die folgende
Phyllit-Quarzit-Serie Ostkretas, das erste allochtone Stockwerk, sind
variszische Grundgebirgsspäne, die in die eigentlich
jungpaläozoisch-triadische Abfolge durch Abscherung während
der Orogenese eingeschlichtet sind.
Die massigen Kalke und
Dolomite des zweiten allochtonen Stockwerks, der Tripolitza-Serie aus
dem Obertrias bis bis Alttertiär, Grenzen an die
Phyllit-Quarzit-Serie oder überlagern direkt das autochtone
Gestein. So zum Beispiel im Psiloritis-Massiv.
In der Obertrias
beginnt die Ablagerung von Karbonat-Gesteinen der Tripolitza-Serie.
Sie zeigen steile Aufbrüche und ausgeprägte Karstformen. Im
Mittel- bis Ober-Eozän werden sie von einem mergeligen Flysch
abgelöst. Diese ist häufig nur in Gräbern oder
staffelförmigen Abbrüchen erhalten geblieben.
Das dritte
allochtone Stockwerk ist durch die Gesteine der Pindos-Serie
(Obertrias bis Alttertiär) in kleinen Deckenresten oder Schollen
vertreten. Es ist charakterisiert durch eine Wechsellagerung von
plattigen, Hornstein führenden Kalken mit Mergeln und Tonsteinen
aus dem Obertrias, und hellen, plattigen Kalken mit nur wenigen
Hornsteinen aus dem Alttertiär.
Die Ophiolith-Vorkommen des
obersten Stockwerks befinden sich fast alle in Mittelkreta. Sie sind
an Grabenstrukturen gebunden (JAKOBSHAGEN 1986, S. 73).
Bis ins Mittel-Miozän war Kreta Teil des südägäischen Festlandes, das sich nördlich der heutigen Insel erstreckte (siehe auch Abbildung 4).
Die kontinentalen Sedimenten, die während der
letzten Pliozän-Transgression in Beckenlagen entstanden, sind
sehr unterschiedlichen Alters. Sie beginnen, nach einer Verzahnung
mit marinen Sedimenten und Säugerfaunen, im Serravallium und
enden im Turolium.
Im hohen Serravallium oder im früheren
Tortonium verwandelte sich das Areal der Insel durch Blocktektonik in
ein Horst-Graben-Mosaik und große Teile des südägäischen
Festlandes sanken ab und wurden vom Meer überflutet. Zur Zeit
des Übergangs zwischen Tortonium und Messinium scheint sich die
Tektonik stabilisiert zu haben. Parallel dazu fand eine allgemeine
Absenkung statt.
Im führenden Pliozän breiten sich
marine Sedimente aus. In Ostkreta entstand durch die schrittweise
Absenkung eine Treppe von Brandungsplattformen, auf denen Relikte
mariner Sedimente aus relativ großen Wassertiefen erhalten
sind.
Im späten Pliozän bis zum frühen Quartär
erfuhr Kreta eine Nordkippung und Anhebung, die zu etwa heutigen
Umrissen führte.
Griechenland zeichnet durch einen sehr vielfältigen geologischen Bau aus, und da es unmöglich ist, im Verlauf eines Referats auch nur einen Teil davon adäquat zu beschreiben, wurde hier völlig darauf verzichtet. Der Schwerpunkt des Themas sollte auf den ägäischen Inseln liegen. Da für den größten Teil der Inseln wiederum festländische Einheiten verantwortlich sind, hat sich dieser Schwerpunkt nochmals auf die für uns interessanteste Insel, nämlich Kreta reduziert.
Diercke Weltaltlas, 1. Aufl. der neubearbeitung von 1988. - Westermann, Braunschweig
HSÜ, KENNETH J. (1983): The Mediterranean was a desert. - Princeton, New Jersey
JACOBSHAGEN, VOLKER (1986): Geologie von Griechenland. -(Beiträge zur Regionalen Geologie der Erde, Bd. 19, Berlin/Stuttgart
PHILIPSON, ALFRED (1959): Der Ägäische Meer und seine Inseln. - Die griechischen Landschaften Bd IV, Frankfurt /M
STEMMAN, ROY (1976): Ungelöstes Rätsel Atlantis. - Frankfurt/M / Berlin / Wien
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