Die Entstehung des Ägäisraumes

Die heutige Gestalt Südeuropas ist durch die letzte der gebirgsbildenden Phasen im europäischen Raum bestimmt, die Alpidische Orogenese, in der die Alpen sowie die übrigen Gebirge des südeuropäischen Raumes entstanden. Diese gehören einem Gebirgssystem an, das sich vom Atlasgebirge in Marokko und den Pyrenäen aus über die Alpen und die Apenninen, die Balkanhalbinsel, die Ägäis, Anatolien, das Zagros-Gebirge im Iran und den Himalaja bis zur indonesischen Inselkette zieht. Es ist entstanden durch die Kollision der afrikanischen, der indischen und der australischen Platte sowie mehrerer dazwischen gelegener Mikroplatten mit der eurasischen Platte. Auch im Bereich der Ägäis entstand bei der Plattenkollision ein Falten- und Deckengebirge ähnlich wie die Alpen, das jedoch heute größtenteils unter dem Meeresspiegel versunken ist. Heute befindet sich die Ägäis in der Spätphase der Gebirgsbildung.

Die Entstehung des nördlichen Balkanraumes

Der Ägäisraum hat ein vergleichsweise junges Alter. Abgesehen von wenigen, stark überprägten älteren Resten stammen die ältesten Gesteine aus der Trias, der ersten mesozoischen Periode (vor etwa 250 bis 200 Mio. Jahren). Zwischen dem Nordkontinent Laurentia (Nordamerika und Eurasien) und dem Südkontinent Gondwana (Afrika, Südamerika, Indien, Australien, Antarktis) lag damals der große, nach Osten offene Ozean Paläotethys, der sich zunehmend erweiterte; er reichte Richtung Westen bis etwa zur heutigen Iberischen Halbinsel. Die Bereiche, die später Griechenland und die Ägäis formten, gehörten noch zu Afrika und wurden erst im Verlauf der Trias und des Jura von dort abgespalten.

In der Trias formte sich im Bereich Osteuropas der nördliche Balkanraum durch die Kollision des von Gondwana abgespaltenen, nach Norden wandernden Kimmerischen Teilkontinents mit Eurasien; dabei entstanden die Karpaten und weiter östlich Teile des Irans, Afghanistans, Tibets und Indonesiens. Im Verlaufe der Anlagerung des Teilkontinents an Eurasien wurde die nördlich davon gelegene Paläotethys geschlossen und ihr Ozeanboden vermutlich nach Süden (unter die herandriftende Kimmerische Platte) subduziert. Südlich der Kimmerischen Platte öffnete sich ein neuer Ozean, die Neotethys.

Während der Trias war das Klima überwiegend warm und trocken. Es wurden hauptsächlich festländische Sedimente abgelagert. Entsprechend handelt es sich bei den Gesteinen, die aus der Trias stammen, vor allem um Schiefer und Grauwacken.

Die Alpidische Orogenese in Griechenland

Während des Jura (vor etwa 200 bis 135 Mio. Jahren) trennten sich Afrika und Europa vollständig. Im Bereich der Alpen entstand aus einem Grabenbruch der Penninische Ozean, dessen Sedimentschichten heute Teile der Alpen aufbauen. Der europäische Bereich der Tethys, die Paratethys, weitete sich aus und vertiefte sich teilweise. Das Meer bedeckte zeitweilig ganz Mittel- und Südeuropa. Im flachen Schelfmeer bildeten sich im tropischen Klima während des Jura und der Kreidezeit vor allem kalkreiche Ablagerungen von Meeresorganismen wie Muscheln, Schnecken und einzelligen Kalkalgen, aber auch große Korallenriffe. So entstanden teilweise über tausend Meter dicke kalkhaltige Sedimentschichten, sowohl auf den Kontinenten als auch in den (Randbereichen der) zwischen ihnen liegenden Ozeanen. Ab dem oberen (späten) Jura begann Afrika wieder auf Europa zuzudriften.

Das griechische Festland und die Ägäis sind aus den Gesteinsschichten von vier Terranen (Kleinkontinenten) sowie den Sedimenten der dazwischen liegenden Ozeane aufgebaut, die nach dem kimmerischen Teilkontinent in der oberen Trias und im Jura von Afrika abgespalten wurden und nach Norden wanderten, bis sie mit Europa kollidierten. Auch diese Terrane waren in Jura und Kreide meist vom Meer überflutet. Entsprechend lagerten sich auf ihnen, ebenso wie in den zwischen ihnen gelegenen Ozeanen, vor allem kalkhaltige Sedimente ab. Aus diesen enstanden die in der Ägäis weitverbreiteten Marmore und Dolomite. Die Terrane kollidierten vom Jura bis ins Eozän hinein mit Europa und formten so in den vier Phasen der Alpidischen Orogenese ein den Alpen ähnliches Hochgebirge.

Die ersten zwei Terrane, das Pangeon-Rhodope-Terran und das Paikon-Lesbos-Terran, kollidierten während des Jura mit dem Südrand Europas, wodurch sich die nordgriechischen Gebirge und die Inseln der Nordägäis formten.

Bei diesen und den weiteren Kollisionen wurde jeweils die herandriftende Platte unter die europäische subduziert, wobei die Gesteinsschichten der Terrane sowie auch die Sedimentschichten der Ozeane unter die Gesteinsschichten der Platte, mit der sie kollidierten, untergeschoben wurden. Durch diese sich teilweise über Hunderte von Kilometern erstreckenden Überschiebungen wurde ein Deckenstapel aus den Gesteinsschichten der Terrane und der Ozeansedimente gebildet. Während die ersten Terrane schon mit dem Festland kollidiert waren, wurden auf den folgenden, noch nach Norden wandernden Terranen immer noch Sedimente abgelagert. Dementsprechend haben die Gesteine im Ägäisraum und in Griechenland generell im Norden ein größeres Alter als im Süden. Außerdem findet man aufgrund der Unterschiebungen innerhalb der Gebirge die älteren Gesteinsschichten prinzipiell oben und die jüngeren unten. Es ist allerdings oft schwierig, die Gesteine einer Region einem bestimmten Terran oder Ozean zuzuordnen, da alle aus sehr ähnlichen Sedimenten bestehen. Eine Hilfe bei der Zuordnung sind die teilweise in den Gebirgen eingeschlossenen charakteristischen Flysch-Gesteine, die aus den Sedimenten der Tiefseegräben bestehen. Die an den Plattengrenzen (also vor dem jeweiligen Südrand Europas) verlaufenden Tiefseegräben, an denen die Subduktion abläuft, wurden bei der Anlagerung eines weiteren Terrans je „sprungweise“ bis zu dessen Südrand verlagert.

Die euhellenische Phase der Alpidischen Orogenese

Griechenland wurde an der Grenze Jura/Kreide (vor etwa 135 Mio. Jahren) von der euhellenischen Phase der alpidischen Orogenese umgestaltet. Diese wurde bedingt durch die Kollision des etwa 150 km breiten Terrans der Inneren Helleniden (Pelagonische Zone) mit dem Festland. Im Norden dieses Terrans lag der Axios-Vardar-Ozean, über dessen Paläogeographie wir nur recht wenig wissen. Dieser wurde vor dem Südrand Europas (dem zuvor angelagerten, schmalen Paikon-Lesbos-Terran) subduziert, wobei große Bereiche der ozeanischen Sedimentschichten und teilweise auch vulkanische Gesteine des mittelozeanischen Rückens auf die heranwandernde Plattform der Inneren Helleniden aufgeschoben wurden; heute sind sie in kleinen Überresten als Ophiolithen erhalten. Südlich des Terrans der Inneren Helleniden lag der mindestens 500 km breite Pindos-Kykladen-Ozean, aus dessen Schichten (metamorphisierte Sedimente und mafische Magmatite) die heutigen Kykladen größtenteils aufgebaut sind. In diesem Ozean wurden zur selben Zeit ebenso wie auf dem südlich davon liegenden Terran der Äußeren Helleniden noch kalkhaltige Sedimente abgelagert (auf dem Terran Flachwasser-, im Ozean Tiefwassersedimente).

Im Laufe des Paläozäns (vor etwa 65 bis 53 Mio. Jahren) und Eozäns (vor etwa 53 bis 34 Mio. Jahren), der ersten beiden Phasen der Erdneuzeit, schloss sich allmählich der Pindos-Kykladen-Ozean, während das letzte Terran (Äußere Helleniden) heranwanderte. Seine Sedimente wurden etwa vor 50 Mio. Jahren an den Südrand des Festlandes akkretioniert und dabei teilweise unter die Einheit der Inneren Helleniden untergeschoben. Die Subduktionszone wurde bei der Anlagerung nach Süden verlagert; sie lag nun zwischen den akkretionierten, von der Subduktion abgekoppelten Sedimenten des Pindos-Ozeans und dem heranwandernden Terran der Äußeren Helleniden. Die Pelagonischen Schichten der Inneren Helleniden wurden bei der Akkretion herausgehoben; die Kollision wirkte sich bis in die nördlichen Balkanregionen aus. Südlich des Subduktionsgrabens erfolgte Flysch-Sedimentation, noch weiter südlich lief auf dem unter dem Meeresspiegel liegenden Terran der Äußeren Helleniden noch biogene Kalksedimentation ab.

Im Norden Griechenlands kam in den Rhodopen die Auffaltung und Krustenverdickung zum Stillstand und es setzte Extension und damit starke Ausdünnung der verdickten Kruste ein, begleitet von dem ersten Auftreten von Vulkanismus (im Paläozän und Eozän wurden hier viele Kilometer dicke Sedimentschichten der Kruste aufgrund durch Auftriebs-Ausgleich herausgehoben und größtenteils abgetragen).

Die mesohellenische Phase der Alpidischen Orogenese

Im späten Eozän begann das nächste Terran, das der Äußeren Helleniden (Ionien-Kreta-Rhodos; ursprünglich etwa 400 km breit), mit dem neuen Südrand Europas zu kollidieren; ein weiterer Schub der alpidischen Orogenese erfolgte.

Bis zum frühen Oligozän (vor etwa 34 bis 20 Mio. Jahren) wurde die heranwandernde Plattform (Tripolitza- und Ionische Einheit) um Hunderte von Kilometern unter die Sedimentschichten des Pindos-Kykladen-Ozeans untergeschoben; ihre Sedimentschichten wurden so zur basalen Einheit der Kykladen, über der die (wenig) älteren Schichten der ehemals weiter nördlich gelegenen Ozeane und Terrane lagen. Im Bereich der Kykladen entstand durch die Kollision ein (flaches) Gebirge (etwa vor 35-30 Mio. Jahren) unter starker Stauchung mit weiträumigen Überschiebungen, Faltungen und widersinnigen Verwerfungen.

Zusammen mit den Schichten des Pindos-Kykladen-Ozeans gerieten auch Anteile der Pelagonischen Schichten der Inneren Plattform und die auf diesen liegenden Ophiolithen und Sedimente des Vardar-Axos-Ozeans auf die heranwandernde Plattform der Äußeren Helleniden; es bildete sich der Deckenstapel, der in kleinen Anteilen noch heute in den Gebirgen erhalten ist. Die Kykladen waren nun festländisch geworden: die gesamte Region wurde herausgehoben.

Die neohellenische Phase der Alpidischen Orogenese: Extension und Krustenkollaps

Mit der Vervollständigung der Anlagerung des Terrans der Äußeren Helleniden wurde im frühesten Miozän (vor etwa 20 Mio. Jahren) die Subduktionszone nach Süden bis an den Südrand dieses Terrans verlagert. Nun begann die Subduktion (des ozeanischen Randes) der afrikanischen Platte unter die ägäische, und der heutige Hellenische Tiefseegraben entstand. Aus dem südlich der Äußeren Hellenischen Plattform gelegenen Ozean, der sich etwa gleichzeitig mit dem Pindos-Kykladen-Ozean geöffnet hatte, entwickelte sich das südlich von Kreta gelegene heutige ozeanische Mittelmeer.

Der vulkanische Inselbogen verlagerte sich nun in den Bereich der Kykladen. Bei den Vulkanausbrüchen lagerten sich stellenweise dicke Basaltschichten ab, von denen allerdings heute kaum noch Spuren erhalten sind.

Nach der Verlagerung der Subduktionszone bis an den Südrand Kretas kam es zu einer weiteren Regression der Subduktionszone („back-arc-extension“, um etwa 1 cm/Jahr): Die Bewegung Afrikas nach Norden wurde langsamer. Das führte im frühen Miozän in der zentralen Ägäis zu einer N-S-Extension, also einer Dehnung der während der vorangegangenen Gebirgsbildungen verdickten Kruste. Ähnliche Prozesse waren zuvor auch schon weiter nördlich abgelaufen und hatten zur Bildung der nördlichen Ägäis geführt.

Die Extension im Ägäisraum erfolgte durch großräumige Abschiebungen, also durch Streckung der Region unter flachem Abgleiten großer Krustenbereiche. Kreta bewegte sich nach Süden, und die ganze Region der mittleren und südlichen Ägäis wurde über Dutzende von Kilometern gestreckt. Durch die Abschiebungen wurde die Kruste stark ausgedünnt und kollabierte, und der Ägäisraum versank unter dem Meeresspiegel: die See von Kreta entstand (zwischen den Kykladen und Kreta; vor 24 bis 20 Mio. Jahren). In diesem Gebiet weist die Kruste heute nur eine Mächtigkeit von 20 km auf. Die Dehnung erfolgte an drei etwa W-E-verlaufenden Verwerfungen mit großräumigen extensionalen Abschiebungen (die eine im Bereich Paros-Naxos, eine weitere Mykonos-Tinos-Andros, eine andere weiter südlich), bei denen jeweils die obere Decke nach Norden (NNE) verschoben wurde („top-to-the-north shearing“). Gleichzeitig mit der N-S-Dehnung erfolgte eine Einengung in W-E-Richtung, die zu einer auf Naxos an vielen Stellen erkennbaren Faltung der Gesteinsschichten führte.

Im Bereich der Kykladen führte die exreme Krustenverdünnung im Miozän dazu, dass an manchen Stellen Magma bis in höhere Schichten der Erdkruste hinaufdringen konnte. So bildeten sich die heute auf mehreren Inseln freigelegten Batholithen (Granit- oder Gneisdome aus stark metamorphisierten oder teilweise verflüssigten Gesteinen). Durch den Kontakt mit dem heißen Magma wurden auch die umliegenden Gesteinschichten in ihrer Mineralzusammensetzung und Kristallisation verändert (metamorphisiert).

Vor etwa 10 Mio. Jahren kam die Extension im Bereich der Ägäis zum Stillstand. Durch die Dehnung der Region war auch der Vulkanische Inselbogen weiter nach Süden gewandert, so dass er vor etwa 9 Mio. an seine heutige Stelle gelangte (Ägina-Milos-Santorin-Nisyros).

Es gibt nur wenige Regionen auf der Erde, in denen ein „Krustenkollaps“ aufgrund einer Extension im rückwärtigen Bereich eines Subduktions-Systems („back-arc“ = hinter dem Vulkanbogen) zu beobachten ist; so können in der Ägäis seltene Phänomene der Tektonik, der Metamorphose und der Krustenabkühlung studiert werden.

Die heutige tektonische Situation

Die Subduktion der afrikanischen Platte (d. h. ihres ozeanischen Randes) läuft heute am Hellenischen Tiefseegraben ab. Dieser verläuft vor den Ionischen Inseln, an der Westküste des Peloponnes und dann direkt südlich von Kreta und Rhodos bis zum türkischen Festland. Er ist bis über 5000 m tief. Die afrikanische Platte taucht schräg unter die ägäische Platte ab. Etwa 150 km nördlich der Plattengrenze erreicht sie eine Tiefe von etwa 100 km, wo sie aufgrund der hohen Temperaturen wieder eingeschmolzen wird. Das verflüssigte Magma dringt an Schwächezonen zur Erdoberfläche auf und bildet so die Vulkane des vulkanischen Inselbogens (s.a. Der Vulkan von Santorin).

Die ägäische Platte bewegt sich heute ungewöhnlich schnell auf die afrikanische Platte zu (um mehrere Zentimeter pro Jahr), da sie von der anatolischen Platte nach Südwesten gedrängt wird, die wiederum von der schnell nach Norden vorstoßenden arabischen Platte geschoben wird. Diese schnellen Bewegungen und auch Drehungen führen dazu, dass das ganze Ägäis-Gebiet durch eine Vielzahl von Verwerfungen, Brüchen und Gräben in einzelne Schollen zerfällt. Dabei können eine Reihe von älteren NW-SE-streichenden Strukturen (z. B. Euböa, die großen Buchten des Peloponnes, die Gebirgs-/Inselkette Olymp bis Naxos) und jüngeren W-E-streichenden Gräben (v. a. der seismisch sehr aktive Golf von Korinth) festgestellt werden. Teilweise können diese heute aktiven Gräben und Verschiebungen als eine zerstückelte Verbindung zwischen den rechtsgerichteten (die gegenübergelegene Platte bewegt sich nach rechts) Verschiebungen der Kefallonia-Störung vor dem Ionischen Meer und der Nordanatolischen Störung (der nördlichen Begrenzung der Ägäis) verstanden werden. Im Bereich Griechenlands erfolgen die diversen Plattenbewegungen mit ungewöhnlich großen Geschwindigkeiten, wodurch die häufigen Erdbeben ausgelöst werden: Griechenland ist das seismisch aktivste Gebiet Europas.

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