Die Tektonischen Einheiten von Naxos

Im Laufe der Jahrmillionen werden die Kontinente unentwegt umgestaltet. Die Insel Naxos existiert in ihrer heutigen Form erst seit verhältnismäßig kurzer Zeit. Sie gehört zum sogenannten Attisch-Kykladischen Massiv, das in der Erdneuzeit im Zuge der Alpidischen Gebirgsbildung geformt wurde, und das ebenso wie die übrigen Bergzüge Griechenlands und des Balkanraumes zum großen Gebirgssystem der Alpen und des Himalajas gehört. Es handelt sich um ein junges, noch im Wachstum begriffenes Falten- und Deckengebirge, das durch die Kollision von Afrika und Indien mit Eurasien entsteht. Beginnend im Miozän (vor 15 Mio. Jahren) kam es jedoch im Bereich der Kykladen zu einem Krustenkollaps, der dazu führte, dass die ganze Region im Meer versank. Die Kykladen sind somit als die aus dem Wasser ragenden Gipfel eines Gebirges zu verstehen.


Die Ägäis ist kein echter Ozean sondern ein größtenteils im Meer versunkener Teil des europäischen Kontinents.

Als Folge dieser ungewöhnlichen tektonischen und geologischen Situation können auf Naxos geologische Vorgänge studiert werden, die auf der Erde nur selten anzutreffen sind. Darum ist die Insel für die Geologen von besonderem Interesse.

Die Insel Naxos ist aus mehreren tektonischen Einheiten aufgebaut, die durch deutlich erkennbare Scherzonen (großräumige Verschiebungen) voneinander getrennt sind.

1. Obere Kykladen-Decke

Die tektonisch gesehen oberste Einheit auf Naxos gehört der Oberen Kykladen-Decke an, die nur in sehr kleinen Bereichen erhalten ist (Mélanes – Engarés, Moutsoúna). Als unterste Schichten dieser sehr kleinräumig auftretenden und schwer zu interpretierenden Gesteine treten Ophiolithen auf, die vor allem aus magmatischen Gesteinen der Ozeankruste und des Erdmantels bestehen (z.B. Tiefsee-Sedimente, Turbidite, Kissenlaven, Basalt-ähnliche Gabbros und ganz unten Olivin-reiche Gesteine des ozeanischen Erdmantels). Basische Gesteine dieser Art werden manchmal an einer Subduktionszone mit in die sich aufstapelnden Sedimentschichten „verschleppt“ und gelangen so in die Gebirge hinein. Typisch für die Ophiolithen sind vor allem Serpentinite, die durch Metamorphose aus Olivin-reichen Gesteinen des ozeanischen Endmantels entstehen. Entsprechend ihrer Entstehung zeichnen die Ophiolithen in den Gebirgen die ehemaligen Plattengrenzen bzw die Lage der Subduktionszonen nach. Über den Ophiolithen liegen auf Naxos an manchen Stellen Kalksteine bzw. Marmore (teilweise mit versteinerten Nummuliten) und Schiefer, d.h. sowohl kalkhaltige Sedimente als auch Erosionsprodukte eines höher gelegenen Gebirges, die sich im Flachwasser im Randbereich des Terrans abgelagert haben, sowie teilweise vulkanische Gesteine.

Die Obere Kykladen-Decke entspricht der auf dem griechischen Festland in weiten Bereichen anstehenden, aber im Bereich der Kykladen nur sehr spärlich erhaltenen Pelagonischen Decke (= Terran der Inneren Helleniden). Die entsprechenden Schichten werden auf Naxos als „allochthon“ (fremd) bezeichnet, da sie nicht „vor Ort“ abgelagert wurden, sondern durch eine flache großräumige Verschiebung von anderswo hertransportiert wurden, und keinerlei Verwandtschaft zu den übrigen Gesteinen der Insel zeigen. Obwohl die Schichten des Pindos-Ozeans unter sie untergeschoben wurden, sind die bei uns auftretenden Gesteine der Oberen Kykladen-Decke größtenteils nicht oder nur wenig metamorphisiert. Wie das Auftreten der Ophiolithe bezeugt, handelt es sich um die Randbereiche des Terrans, die nicht in tiefere Krustenbereiche abgesenkt wurden. Die naxiotischen Schichten der Oberen Kykladen-Decke bestehen (abgesehen von den Ophiolithen) größtenteils aus jungen Sedimenten, die erst während der Gebirgsbildung abgelagert wurden.

Die Obere Kykladen-Decke ist von den darunter liegenden Schichten des Pindos-Ozeans (s.u.) durch eine große Scherzone (Paros-Naxos-detachment system) getrennt, an der ab dem Miozän die Obere Kykladen-Decke über Dutzende, wenn nicht Hunderte von Kilometern verschoben worden ist. Weitere Scherzonen dieser Art verlaufen im Bereich der nördlichen sowie der südlichen Kykladen. Die Streckung entlang dieser flachen Abschiebungen in der Spätphase bzw nach der Gebirgsbildung führte zum Krustenkollaps, der die Kykladen im Meer versinken ließ.

Auf den Schichten der Oberen Kykladen-Decke liegen teilweise (Kap Stávros bei Moutsoúna und kleine Bereiche im Westteil der Insel) als jüngste Lagen meist wenig verfestigte Flusssedimente aus dem späten Miozän bis Pleistozän; diese sind aus lokalen Erosionsprodukten gebildet, d.h. „vor Ort“ abgelagert („autochthon“).

Makares
Die östlich von Naxos gelegenen Mákares-Inseln sind größtenteils aus der Oberen Kykladen-Decke aufgebaut.


Auf Naxos steht die Obere Kykladen-Decke nur in kleinen Bereichen an. Dabei handelt es sich um „allochthone“, d.h. entlang einer großen Scherzone von anderswo hertransportierte Schichten, die sich deutlich von den lokalen Gesteinen unterscheiden. Bei Moutsoúna liegt zwischen den „normalen“ Schiefern und Marmoren der Region und den Flusssedimenten des Kaps eine schmale Zone mit Gesteinen der Oberen Kykladen-Decke. Hier sieht man einen Bereich mit Turbiditen aus dem Frühen Miozän, die als Schlammströme im Ozean abgelagert wurden.


Auf der anderen Seite des Kaps steht ein miozänes Konglomerat an.


Dieses enthält gerundete Kiesel, die keine Gemeinsamkeit mit den übrigen Gesteinen der Insel haben; sie enthalten unter anderem grüne und braunrote Serpentinite.


Hier sieht man wunderbar die Scherfläche, an der die Obere Kykladen-Decke (rechts) über den Schichten der darunterliegenden Einheit verschoben worden ist.


Oberhalb der Konglomerate stehen Ophiolithe an, die aus grünlichem Serpentinit bestehen, d.h. aus metamorphem Basalt oder Gabbro des ozeanischen Erdmantels.


Ähnliche Sedimente sind auch auf den Mákares-Inseln zu finden. Wie die meisten Gesteine der Oberen Kykladen-Einheit sind sie kaum metamorphisiert und erodieren deswegen sehr leicht.


Auf der Westseite von Naxos liegen Gesteine der Oberen Kykladen-Decke in einer etwa dreieckigen Zone zwischen dem Granodiorit und den Schiefern und Marmoren der Pindos- Einheit, die den Migmatit umgeben (von Galadádho über Mélanes bis zur Ebene bei Engarés). In dieser Zone sieht man an vielen Stellen wenig metamorphisierte Sedimente unterschiedlicher Art.


Hier ein wenig verfestigtes kalkhaltiges Gestein.


Nordöstlich von Galanádho stehen in zwei kleinen Bereichen dunkelgraugrün gefärbte Ophiolithen an.


In den einen dieser Ophiolithe ist eine kleine Kapelle hineingebaut.


Die Ebene westlich von Mélanes besteht zum großen Teil aus miozänen Konglomeraten ähnlich denen bei Kap Stávros. Diese enthalten viel dunkelbraunroten und grünen Serpentinit und verwittern zu einer besonders dunklen Erde, von der sich der Name des Dorfes „Mélanes“ ableitet.


Am Übergang zur Pindos-Decke sind die diversen Schichten sehr kleinräumig aneinandergelagert, verfaltet und gekippt, so dass man die größeren Zusammenhänge nur schwer nachvollziehen kann.


Der Straßenverbindung von Mélanes zur Straße westlich von Potamiá folgend kommt man durch den Randbereich der Oberen Kykladen-Decke, die hier an Gesteinsschichten der Zeus-Einheit angrenzt, die westlich des Migmatiten in einer sehr schmalen Zone auftritt. Am Straßenanschnitt erkennt man an vielen Stellen deutlich die Scherzone mit durch die Bewegung der Oberen Kykladen-Decke „mylonisierten“, d.h. stark zerscherten und in schmale Lagen gepressten Gesteinen.

Auf der allochthonen Oberen Kykladen-Decke liegen im äußersten Osten am Kap Stávros bei Moutsoúna ebenso wie im äußersten Westen der Insel jüngere (pliozäne) Konglomerate, die aus den Erosionsprodukten der heute auf Naxos zu findenden Gesteine aufgebaut sind, d.h. die vor Ort abgelagert wurden („autochthon“).

Kap Stavros, Moutsouna, Naxos
Kap Stávros bei Moutsoúna ist aus jungen, wenig verfestigten Flusssedimenten (Konglomeraten) des Pliozäns aufgebaut.


Diese liegen tektonisch oberhalb der Oberen Kykladen-Decke. Sie bestehen aus den gleichen Gesteinssorten wie die heutigen Berge der Region, sind also vor Ort aus den Erosionsprodukten dieser Berge entstanden („autochthon“).


Die Insel Palátia, auf der der Apollon-Tempel bei der Chóra steht, ist ebenfalls aus Konlgomeraten aufgebaut.


Diese Konglomerate bestehen zu einem großen Teil aus dunkelrotbrauner Erde, durchsetzt mit meist gut gerundeten Gerölle aus den heute auf Naxos anstehenden Gesteinen, z.B. Granodiorit, Migmatit, Schiefer und Marmor, aber auch Serpenitinit. Daraus kann man ersehen, dass diese Konglomerate sich bildeten, als die Insel schon im Wesentlichen in ihrer heutigen Form bestand (oberes Pliozän).

2. Metamorphe Schichten des Pindos-Ozeans

Der Hauptteil der Insel Naxos ist aus den Sedimenten des ehemaligen Pindos-Ozeans aufgebaut, der zwischen den Terranen der Inneren und Äußeren Helleniden lag. Diese Sedimente umfassen die auf den Kykladen typischen Marmore und Schiefer; teilweise treten auch metamorphe Tonsteine, Konglomerate und vulkanische Gesteine auf. Der berühmte naxiotische Schmirgel von Kóronos und Apíranthos liegt in den Marmoren des Pindos-Ozeans.

Die Sedimente des Pindos-Ozeans wurden vom Mesozoikum an bis ins Eozän größtenteils im Flachwasser, seltener in Tiefwasser-Bereichen abgelagert. Sie wurden während des Eozäns im Zuge der Alpidischen Gebirgsbildung unter die nördlich gelegenen Pelagonischen Schichten untergeschoben, wobei der Pindos-Ozean geschlossen wurde und im Bereich der Kykladen ein Falten- und Deckengebirge entstand. Diese Unterschiebung führte zu einer Hochdruck-Niedrigtemperatur-Metamorphose der Sedimentschichten, die sich heute im südöstlichsten Bereich von Naxos noch nachweisen lässt.

Die Decken des Pindos-Ozeans lassen sich auf Naxos in zwei Einheiten aufteilen: die oben liegende Zeus-Einheit und die unten liegende Koronos-Einheit.

2.a Zeus-Einheit (Kykladen-Blauschiefer)

Etwa im südöstlichen Drittel der Insel Naxos steht die sogenannte Zeus-Einheit an. Ihre Schichten bestehen überwiegend aus Marmoren (metamorpher Kalkstein, d.h. Calzium-Carbonat) und Dolomiten (Calzium-Magnesium-Carbonat); in geringeren Anteilen treten Schiefer auf. In kleinen Bereichen finden sich außerdem Metakonglomerate (metamorphe Konglomerate). Die Decken der Zeus-Einheit sind relativ wenig verfaltet.

Im südöstlichsten Bereich von Naxos zeigen diese Gesteine die oben erwähnte Hochdruck-Niedrigtemperatur-Metamorphose (vor 50 – 45 Mio. Jahren), durch die Mineralien der sogenannten Blauschiefer-Fazies entstanden (Glaucophan, auch z.B. Diaspor). Richtung Nordwesten, zum Kern der Insel hin, steigt der Metamorphosegrad nach und nach an: Diese Bereiche wurden etwas später durch eine Regionalmetamorphose bei höheren Temperaturen und mittlerem Druck überprägt (vor etwa 40 – 15 Mio. Jahren). Diese Metamorphose erfolgte im Zuge der Gebirgsbildung, als die heute exponierten Gesteinsschichten in tiefere Bereiche der Erdkruste gerieten. Die Schichten der Zeus-Einheit verschoben sich im Verlauf dieser Aufschiebungen relativ zu den darunter liegenden Schichten der Koronos-Einheit entlang einer zwischen ihnen gelegenen Scherzone, wobei sich die obere Einheit nach Süden und die untere nach Norden bewegte. Duch die Regionalmetamorphose entstanden Mineralien der Grünschiefer-Fazies (Chlorite, auch z.B. Korund). Im Westteil der Insel tritt dieselbe Einheit kleinräumig zwischen dem Migmatit-Dom und den allochthonen Gesteinen der Oberen Einheit auf. Nur im äußersten Südosten der Insel lässt sich der Einfluss dieser zweiten Metamorphose nicht nachweisen, da die Schichten hier nicht in tiefere Krustenbereiche versenkt wurden.


Der Gipfel des Zeus besteht aus dicken Marmorschichten der Zeus-Einheit.


Auch diese Marmorklippen nordöstlich von Apíranthos gehören zur Zeus-Einheit.


Die Landschaft bei Azalás mit ihren Marmoren und Schiefern ist ebenfalls Teil der Zeus-Einheit.

2.b Koronos-Einheit

Im mittleren und nördlichen Teil von Naxos tritt die unterhalb der Zeus-Einheit gelegene Koronos-Einheit zutage. Zwischen beiden Einheiten liegt die sogenannte Zeus-Scherzone. Die Koronos-Einheit besteht aus ähnlichen Schiefern und Marmoren wie die Zeus-Einheit; hier überwiegen jedoch die Schiefer, und die Schichten sind stärker verfaltet als in der Zeus-Einheit. Zum daruntergelegenen Migmatit-Kern hin treten bis zu meterdicke Amphibolit-Lagen auf, die sich aus zwischen die Sedimentschichten gedrungenen Magma-Gängen gebildet haben. In den Marmoren dieser Einheit liegen die Schmirgelminen von Naxos, in denen ungewöhnlich reiner Schmirgel (Korund) abgebaut wird.

In der Koronos-Einheit erreicht der Metamorphose-Grad der Gesteine die sogenannte Amphibolit-Fazies. Durch das Absenken in noch tiefere Krustenbereiche und die damit einhergehenden höheren Temperaturen wurden nun u.a. die Mineralien Biotit, Magnetit, Tremolit und Turmalin gebildet. In diesem Bereich hielt die Metamorphose bis vor etwa 16 Mio. Jahren an, als die Schichten durch eine Streckung (Exhumierung) wieder näher zur Oberfläche verschoben wurden (s.u.).


In der Koronos-Einheit sind Schiefer dieser Art weit verbreitet. Oben und unten an diesem Aufschluss sieht man einen weißen (= aplitischen, d.h. aus hellen Silikaten bestehenden) Pegmatit-Gang. Diese großkristallinen Gänge entstanden während der Metamorphose, als Magma aus tieferen Erdschichten in Risse im Gestein eindrang.


An den Pegmatit-Gängen in den Schieferschichten kann man stellenweise interessante Mineralien finden, so hier schwarzen Turmalin und roten Granat.


In der Koronos-Einheit liegen die berühmten ungewöhnlich reinen Schmirgelvorkommen der Insel.


Der Schmirgel liegt in linsenförmigen Massen in die Marmorschichten eingebettet.


An der Nordostküste bei Apóllonas wechseln sich dunkle und hellere Schieferlagen mit weißen und rötlichen Marmorschichten ab; auch dieser Bereich gehört zur Koronos-Einheit.

3. Die Kern-Einheit

Der Kern der Insel besteht aus einem Migmatit-Dom. Als Migmatit bezeichnet man ein Mischgestein, das sich durch teilweises Aufschmelzen in hellere und dunklere Gesteinsanteile getrennt hat, durchsetzt mit Schollen oder „schwimmenden“ Brocken nicht geschmolzener Gesteine. Der Migmatit von Naxos gehört zur Gebirgswurzel und den direkt darüber liegenden Schichten, d.h. den Bereichen, die bei der Gebirgsbildung in so große Tiefen gerieten, dass die Gesteine bei mittlerem Druck und noch höheren Temperaturen teilweise aufschmolzen. Diese Vorgänge spielten sich im Zuge der oben erwähnten Regionalmetamorphose ab. Später wurde die migmatitische Gebirgswurzel durch eine Aufwölbung hervorgehoben und freigelegt.

Diese Hochwölbung, die zur Exhumierung des Migmatiten führte, spielte sich in zwei Phasen ab, wobei die erste noch Teil des Gebirgsbildung war, während es sich bei der zweiten um eine postorogene Streckung handelte. Hinter einer Subduktionszone kommt es gelegentlich dazu, dass ein keilförmiges Krustenstück durch den Druck der sich annähernden Platte herausgeschoben wird. Das führt im Bereich hinter der Subduktionszone („back arc“) zu einer lokalen Streckung der Schichten und zur Exhumierung tiefer gelegener Anteile. Auf Naxos führte die Streckung im Akkretions-Keil zu einer Abschiebung entlang der Koronos-Scherzone zwischen der Koronos-Einheit und der Kern-Einheit, wobei die obere Einheit nach Norden verschoben wurde (vor etwa 16 Mio. Jahren). Durch die Verschiebungen kamen kühlere Gesteinsschichten über dem heißeren Migmatiten zu liegen. In den Gesteinen dieser Schichten kam es nun zu einer Kontaktmetamorphose bei (wegen der Exhumierung) sinkendem Druck, aber höheren Temperaturen. Unter diesen Bedingungen bildeten sich Mineralien der sogenannten Sillimanit-Gruppe, die dann entstehen, wenn das Gestein schon fast aufschmilzt.


Im Inselinnern ist ein Migmatit-Dom freigelegt.


Hier sieht man den südlichen Bereich des Migmatit-Doms zwischen Potamiá und Tsikalarió.


Im Kernbereich zeigt der Migmatit eine feine Bänderung oder Streifung, die wegen tektonischer Bewegungen im fast aufgeschmolzenen Zustand stark verformt ist.


In den oberen Lagen, d.h. in seinen Randbereichen, weist der Migmatit ebenso wie die darüberliegenden Gneise und Schiefer dagegen eine deutliche, etwa parallel verlaufende Schichtung aus schwarzen und hellen Lagen auf, die eher wenig verbogen oder verfaltet sind. Diese als Foliation bezeichnete Schichtung entstand durch die starke seitliche Scherung des Gesteins aufgrund der großräumigen Bewegung der über dem Migmatit liegenden Sedimentschichten der Koronos-Einheit entlang der Koronos-Scherzone („Mylonisierung“).


An diesen Gneisen direkt südlich des Migmatit-Doms (bei der Kirche Ágios Merkoúrios nördlich von Damalás) ist eine besonders deutliche Mylonisierung (durch seitliche Bewegung und Scherung entstandene Lagentextur) zu sehen. Zwischen den Schichten liegen rundliche Porphyroklasten, d.h. widerstandsfähigere Kristalle (meist Feldspäte), die bei der Zerscherung nicht mit umgeformt worden sind.

Etwa vor 15 Mio. Jahren kam die Auffaltung im Bereich der Kykladen zum Erliegen und eine „echte“ Streckung der Kruste setzte ein. Nach der „lokalen“ Streckung der Region durch das Herausdrücken des Akkretions-Keils und der damit verbundenen Exhumierung und Dekompression im Bereich des Migmatiten änderten sich die Plattenbewegungen im Bereich der Kykladen entscheidend, da die Subduktionszone nun an den südlichen Rand von Kreta verlagert wurde (etwa vor 15 Mio. Jahren), wodurch die Subduktionsgeschwindigkeit deutlich verringert wurde. Gleichzeitig begann die sich entgegen dem Uhrzeigersinn von Afrika lösende Arabische Platte Druck auf die Anatolische Platte (Türkei) auszuüben, so dass diese nach Westen Richtung Ägäis auswich. Diese Veränderungen resultierten in einer starken W-O-Stauchung im Bereich der Kykladen, verbunden mit einer bedeutenen Streckung in N-S-Richtung.

Durch diese „echte Streckung“ die nun an den großen kykladischen Scherzonen einsetzte, wurde die Kruste im Bereich der Kykladen soweit ausgedünnt, dass die Region unter den Meeresspiegel versank. Die noch heute anhaltende Streckung führte zur Verschiebung der „allochthonen“ Schichten der Oberen Kykladen-Decke. Die gleichzeitige W-O-Einengung hatte eine extreme Verfaltung der zu diesem Zeitpunkt noch weichen (duktilen) Marmor- und Amphibolitschichten im „Dach“ des Migmatit-Doms zur Folge, welche durch die Stauchung fast senkrecht aufgestellt wurden. Diese Marmore werden heute in Marmorsteinbrüchen bei Kinídaros abgebaut, wo man die verschiedenen Aspekte der tektonischen Bewegungen wunderbar an den schwarzen Amphibolit-Gängen im Marmor studieren kann.


Im Migmatit-Dom liegen Schichten grobkristalliner Marmore, die in mehreren Steinbrüchen abgebaut werden.


Am Straßenanschnitt westlich von Kinídaros sind nicht aufgeschmolzene Schieferschichten mit dem Migmatit verfaltet. Diese liegen sozusagen im ehemaligen Dach des Migmatit-Doms.


Nahe dabei sind in enge Falten gestellte Marmor- und Amphibolit-Schichten zu sehen.


Ein pegmatitischer Aplitgang zeichnet die Schichten nach: Hier sind große Quarzkristalle in die Risse eingewandert, die bei der Verfaltung entstanden sind.


ein weißer Aplitgang und ein schwarzer Turmalin-reicher Gang nebeneinander


An den Marmoren aus den Steinbrüchen bei Kinídaros kann man die Streckung der Kykladen-„Platte“ an den schwarzen Amphibolit-Gängen im Marmor studieren. Hier ist ein schwarzer Amphibolit-Gang unter spröden Bedingungen gestreckt und dabei zerbrochen und gekippt worden. Dieses Phänomen wird als Boudinage bezeichnet.


Unter duktilen Bedingungen (d.h. bei höherer Temperatur) lässt die Streckung abgerundete „wurstförmig“ aufgereihte „Boudins“ entstehen.


Bei diesen Boudins ist unter duktilen Bedingungen die obere Schicht nach links, die untere nach rechts verschoben worden ist, so dass eine Asymmetrie entstanden ist.

Die Streckung in N-S- und die Stauchung in W-O-Richtung führten zu einer Herauswölbung des Migmatit-Doms im Innern der Insel entlang einer von Norden nach Süden verlaufenden Achse. Während die nun näher an die Oberfläche gelangten Gesteinsschichten langsamen auskühlten, drangen noch aufgeschmolzene Gesteinsanteile (Quarz und Feldspäte) im Zusammenhang mit dem nachlassenden Druck in die sich bei der Abkühlung bildenden Risse ein und bildeten die zahlreichen Pegmatit- und Leukogranit-Adern, -Gänge und -Schichten, die sowohl den Migmatiten als auch die darüber liegenden Gneise und Schiefer durchziehen.


Bei der Aufwölbung des Migmatiten bildeten sich Risse im umgebenden Gestein, in die über größere Strecken magmatische Schmelze eindrang. Diese Adern enthalten meist nur helle Minerale (d.h. Quarz und Feldspäte), da diese einen niedrigeren Schmelzpunkt aufweisen. Entsprechend ihrer einheitlichen Färbung werden sie Aplit-Gänge genannt. Wenn die Kristalle im Gang durch das langsame Erstarren sehr groß gewachsen sind, werden sie als „pegmatitisch“ bezeichnet. Hier sieht man pegmatitische Aplit-Gänge in Schiefer in der Nähe von Komiakí.


Aplit-Gänge sind in den Gesteinen, die den Migmatit-Dom umgeben, sehr verbreitet.

Im Norden des Migmatit-Doms tritt in einer schmalen Zone ein aus gänzlich aufgeschmolzenen Sedimenten gebildeter Granit (Leukogranit) auf; kleinere Leukogranit-Schichten und Adern durchziehen auch die Gneise und Schiefer westlich des Migmatit-Doms bei Kourounochóri.


Leukogranit bei Kourounochóri


Der Leukogranit besteht fast ausschließlich aus hellen Mineralien (Quarz, Feldspäte).


Er enthält oft kleine Einsprengsel von Turmalin.


Hier ein Pegmatit-Gang mit weißen und gelblich-weißen Feldspäten sowie grauem Quarz und dünnere Gänge aus Quarz, die aus dem leichter erodierenden umgebenden Gestein (Schiefergneis) hervorragen.

4. Der Granodiorit

Als letzter bedeutender tektonischer Akt drang vor etwa 12 Mio. Jahren im Westen der Insel um die Chóra herum ein weiterer magmatischer Gesteinskörper nach oben: der Granodiorit. Bei diesem drang im Gegensatz zum Migmatit ein gänzlich aufgeschmolzener Magmakörper soweit nach oben, dass er heute an der Oberfläche exponiert ist. Die Intrusion des Granodioriten erfolgte bei sehr niedrigen Drücken und wurde durch die starke Ausdünnung der Kruste infolge der Streckung in N-S-Richtung (beginnend vor etwa 15 Mio. Jahren) ausgelöst. Diese Streckung erfolgte im Bereich von Naxos an zwei Scherzonen: An der oberhalb der Zeus-Einheit liegenden Paros-Naxos-Scherzone, an der die Obere Kykladen-Einheit verschoben wurde, sowie weiter in der Tiefe an der Südägäischen Scherzone; eine weitere derartige Scherzone verläuft nördlich der Kykladen. Die Ursache für diese ungewöhnliche postorogene Dehnung im Bereich der Kykladen lag in einer Verringerung der Subduktionsgeschwindigkeit von Afrika unter die Ägäische Platte und in der Verlagerung der Subduktionszone weiter nach Süden durch die vollständige Schließung des Pindos-Ozeans und die Anlagerung von Kreta. Die Dehnung führte zum Absinken der gesamten Region (Krustenkollaps) und damit zum Entstehen der Ägäis.

Das Aufdringen des heißen Granodiorits führte erneut zu einer Metamorphose: In einer schmalen Zone um den Granodioriten herum wurden die Gesteine einer Kontaktmetamorphose bei sehr niedrigen Drücken, aber hohen Temperaturen unterworfen.


Im Westen der Insel steht ein Granodiorit an.


Granodiorit-Landschaft


Der Granodiorit besteht – wie ein Granit – aus großen, gleichmäßig verteilten Kristallen von Feldspat, Quarz und Glimmer, die ihm eine „körnige“ Textur verleihen.


Granodiorit mit hellem Pegmatit-Gang


Auf diesem Foto aus dem Randbereich des Granodioriten sieht einen Bereich, der nicht ganz aufgeschmolzen ist, so dass eine fast durchgängige Lage aus den dunklen Mineralen Biotit und Hornblende entstanden ist, die einen höheren Schmelzpunkt aufweisen. Darin eingestreut finden sich kleine helle „Blasten“ von gänzlich aufgeschmolzenen und neu kristallisierten hellen Mineralen (Feldspäte).


An der Grenze zum umgebenden Schiefer sieht man, dass der aufdringende Granodiorit in unregelmäßigen Gängen zwischen den Schiefer eingedrungen ist; dabei haben sich Brocken vom Schiefer gelöst, die jetzt im Granodiorit „schwimmen“.


Zum Abschluss noch ein Foto von diesem malerischen kleinen Felsturm an der Küste nördlich von Lionas.

siehe auch:

zum Weiterlesen: Publikationen auf researchate.net:

ebenfalls:

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