Von Andreas Paul

1. Vorwort

Die vorliegende Arbeit entstand im Rahmen einer Exkursion an den Ohrid See in Mazedonien, durchgeführt durch das Institut für Geophysik und Geologie der Universität Leipzig im Jahr 2005. Die Darstellung der Geologie Nordwestgriechenlands beruht auf der Literatur von Jacobshagen und Pe-Piper (siehe Literaturverzeichnis), da andere Literatur nicht zu finden war. Aus diesem Grund wurde auch zum größten Teil auf das zitieren im Text verzichtet, mit Ausnahme von Literatur, die nebenbei benötigt wurde. Bemerkt werden soll noch, dass das Neogen aus Platzgründen nicht behandelt wird. Desweiteren kann eine regional begrenzte Darstellung der Geologie NW-Griechenlands nur bedingt erfolgen. Der Grund liegt in der schon erwähnten knappen Literatur, in welcher kaum auf regionale Besonderheiten eingegangen wird.
Aus Urheberrechtsgründen musste für diese Online-Version leider auf Abbildungen verzichtet werden.

2. Die Geographie Griechenlands

Griechenland (griechisch: früher Hellas, heute Ellada) liegt in Südost-Europa und grenzt an Albanien, Mazedonien, Bulgarien und die Türkei und ist ein Anrainerstaat des Mittelmeers. Griechenland wird in folgende Regionen unterteilt: Attika, Epirus, Makedonien, Mittelgriechenland, Peloponnes, Thessalien und Thrakien. Ungefähr ein Viertel der Fläche Griechenlands entfällt auf etwa 9.841 Inseln, von denen 167 bewohnt sind. Die größten davon sind: Kreta (ca. 8.260 km²), Euboa (3.657 km²), Lesbos (1.630 km²), Rhodos (1.400 km²), Kephalonia (780 km²), Korfu (579 km²) und Samos (480 km²).

3. Das griechische Orogen

3.1 Einordnung des griechischen Orogens in den regionalen, plattentektonischen Kontext

Das Orogen der Helleniden bildet einen Teil des Alpen-Himalaya-Gürtels, welcher bei der “Zerstörung” der Tethys, einem Paläoozean zwischen Gondwana und Eurasien, gebildet wurde. Die hellenische Subduktionszone (“hellenic trench”) und die Süd-Ägäischen Inseln (“pliny trench” und “strabo trench”) markieren die Subduktionszone, an welcher sich der Afrikanische Kontinent unter die Eurasische Platte schiebt. Der Ägäis – Raum ist heute eines der wenigen Gebiete auf der Erde, in dem sich die kontinentale Kruste sehr schnell ausdehnt und durch submarinen Vulkanismus bzw. Sea-Floor-Spreading sehr schnell gebildet wird. Dadurch hat sich die Ägäische See sehr schnell vergrößert und deswegen besteht diese auch aus so vielen, kleinen Inseln. Die Geschwindigkeit der Plattenbewegung ist einfach zu groß und die Bewegungsrichtungen einfach zu unterschiedlich, als das die Kontinente zusammenhalten könnten. Anhand der Seismizität der heutigen Zeit lässt sich sehr leicht erkennen, wo Plattengrenzen liegen.

3.2 Ein geologischer Überblick über Griechenland

Die Helleniden bilden ein Deckengebirge, dessen Vorland durch den Mikrokontinent Apulien bzw. die Apulische Plattform gebildet wird, welche überwiegend auf den westgriechischen Inseln wie Kerkyra (=Korfu) oder Kephalonia angetroffen wird. Das Hinterland des Orogens setzt sich aus Kristallin-Komplexen in Ost-Makedonien und Thrakien, dem Serbo – Makedonischen Massiv sowie den Rhodopen, ebenfalls im Osten Griechenlands gelegen, zusammen. Es herrschen Vergenzen nach Südwest bzw. Süd vor. Zur Erinnerung, eine Vergenz bezeichnet die Kipprichtung geneigter Falten (MURAWSKI & MEYER 1998). Das heißt, dass sich die Decken von Osten nach Westen über den jeweiligen Raum geschoben haben. Die Helleniden werden nach faziellen und paläogeographischen Kriterien sowie Aspekten der magmatischen Entwicklung und tektonischen Position in mehrere Zonen eingeteilt. Von Südwest nach Nordost sind dies:

• Apulisches Vorland (Präapulische Zone)
• Westhellenische Decke
• untere (Phyllit-Quarz-Zone)
• obere (Ionische & Gavrovo – Tripolitza Zone)
• Pindos – Decke (Pindos – Zone)
• Subpelagonische Zone
• Parnassos – Decke (Parnassos – Zone)
• Pelagonische Decke (Pelagonische Zone)
• Vardar – Zone
• Rhodope Massiv (auch Serbo – Mazedonisches Massiv).

In der Vardar – Zone konnte bislang kein Deckenbau nachgewiesen werden. Die einzelnen Zonen bestehen aus Sedimentiten und Magmatiten mesozoischen und känozoischen Alters, Paläozoikum ist nur untergeordnet anzutreffen.

4. Stratigraphie NW-Griechenlands

Im Folgenden werden nur Zonen behandelt, die in NW-Griechenland vorkommen. Die Behandlung des Rhodope-Massivs beispielsweise würde keinerlei Sinn in Bezug auf NW-Griechenland liefern. Unter den Zonen, die hier besprochen werden, sind die Präapulische Zone, die Ionische Zone und die Zone des Westhellenischen Flyschs, die Pindos – Zone und die Pelagonische Zone.

4.1 Präapulische Zone

Es handelt sich überwiegend um Karbonat-Serien des Mesozoikums und Alttertiärs. Die ältesten Gesteine haben ein triassisches Alter und sind Karbonat-Brekzien. Darüber lagert Oberjura. Er beginnt mit einer Serie von Dolomiten und dolomitischen Kalken. Diese werden überlagert von einer Wechselfolge aus Cephalopoden-Kalken und schwarzen, bituminösen Schiefern, welche aus pelagischen Sedimenten entstanden sind. Diese Schichten gehen in Hornstein und Foraminiferen führende Plattenkalke über. Die gesamte Oberjurassische Folge besitzt eine Mächtigkeit von 200 m und umfasst die Stufen Kimmeridge (Jura, Malm) bis Cenoman (Kreide, unterste Oberkreide). Die höhere Oberkreide setzt ein mit Rudistenkalken, darüber lagern oolithische Kalke auf denen Hornstein-Plattenkalke im Wechsel mit Karbonatbrekzien vorkommen. Die Oberkreide ist zwischen 500 m und 660 m mächtig. Das Tertiär beginnt mit einer Sedimentationsunterbrechung und setzt mit geringmächtigen (80 m) Globigerinen-Kalken mit paläozänem bis untereozänem Alter ein. Darüber lagern dickbankige, 150 m mächtige Nummuliten-Kalke des Lutets (mittleres Eozän). Diese sind transgressiv und greifen sogar auf die tiefe Unterkreide über. Helle Mikritische Plattenkalke mit Tonsteinzwischenlagen bilden die darüber lagernden Schichten. Im tiefen Teil dieser Schichten vorkommende Foraminiferen deuten auf ein obereozänes Alter und im Top vorkommende Lepidocyclinen deuten auf Oberoligozän. Aufgrund des deutlich steigenden Tonanteils im oberen Teil der Schichten zeigen einen kontinuierlichen Übergang zu marinen Mergeln des Aquitans (unterstes Miozän). Darauf lagerndes tiefes Miozän transgrediert bis auf Oberkreide. Es setzt sich aus Konglomeraten zusammen, aus denen sich eine Tonmergel-Serie entwickelt. Während des Burdigal setzt ein zweiter, sandiger Zyklus ein, der bis ins höchste Miozän reicht. Darin eingelagert sind Dolomite und Gipse des Messinium. Die Ausbildung des Mesozoikums und des Tertiärs ist nicht überall gleich, es gibt große regionale Unterschiede. Mesozoikum und Alttertiär werden von klastischen, marinen Gesteinen des Neogens überlagert. Das Präapulische Vorland wird nicht, wie die anderen Westgriechischen Zonen, vom Westhellenischen Flysch bedeckt.

4.2 Ionische Zone und der Westhellenische Flysch

Die Abfolge der Ionischen Zone setzt ein mit 2.000 – 3.000 m mächtigen Evaporitserien des Trias, wobei eventuell auch Perm vorkommt. An künstlichen Aufschlüssen präsentieren sich diese Gesteine als feinkristalliner Gips mit Brekzien und Rauhwacken. Darüber lagert der sogenannte Cardita-Kalk mit Cardita guembeli PICHLER mit Karnischem Alter. Dieser Kalk wird überlagert von bis zu 800 m mächtigen Dolomiten ohne Fossilführung. Sie lassen sich der höheren Obertrias zuordnen. Im Hangenden folgt der Pantokrator-Kalk. Dieser ist 1.000 m mächtig und besitzt einen intertidalen, zum Teil oolithischen Charakter. Anhand von Mollusken, Brachiopoden, Dasycladazeen und Foraminiferen konnte das Alter auf unteren und mittleren Lias bestimmt werden. Der Siniais-Kalk bildet den Abschluss der Ionischen Plattform-Sedimentation. Er besitzt eine Mächtigkeit von etwa 80 m und besteht aus grauen Bankkalken mit vereinzelten Hornsteinen und Ammoniten. Überlagert wird der Siniais-Kalk vom unteren Posidonienschiefer mit Posidonia bronni (VOLZ), wobei dieser in tieferen Bereichen abgelagert wurde. Anstelle des Posidonienschiefers können auch rote Knollenkalke mit sehr umfangreichen Ammonoideen-Faunen (Ammoniticco rosso) auftreten. Der Oberlias wird beispielsweise vertreten durch Hildoceras bifrons (BRUGUIERE) und Mericaticeras mercati (HAUER). Der tiefere Dogger wird vertreten durch Leioceras opalinium (REINECKE) und Ludwigia murchisoni (SOWERBY). Beigefarbene Filament-Kalke aus dem Bajocium mit Cadomites bayleyanus überlagern den tiefsten Dogger. Der Dogger schließt mit den oberen Posidonienschiefern, dunklen Schiefern mit Hornsteinen und dem Fossil Posidonia ornati QUENSTEDT. Diese können maximal mehrere hundert Meter Mächtigkeit erreichen. Die oberen Posidonienschiefer können auch fehlen oder während dem Oberlias-Dogger durch Dolomite vertreten werden. Tiefer Malm ist nur auf einigen Ionischen Inseln vertreten und für die Geologie NW-Griechenlands nicht relevant. Der obere Malm (Tithon), die Untere Kreide und Teile der Oberen Kreide (bis Santon) werden vertreten durch die Viglaes-Schichten, hornsteinreiche Plattenkalke. Diese können bei einer Mächtigkeit von 900 m bis auf den Pantokrator – Kalk transgredieren. Das Alter wurde aus Calpionelliden und Foraminiferen bestimmt. Pelagische Mikrofossilkalke oder feinkörnige Karbonatbrekzien mit Rudisten-Detritus vertreten die Zeiten des Campan und Maastricht. Dieser allodaphische Charakter zeigt die beginnende höhere tektonische Aktivität an. Das Alttertiär wird bis in das Obereozän von 200 – 300 m mächtigen, dichten Plattenkalken mit pelagischen Foraminiferen vertreten. Nun beginnt die Abfolge des Westhellenischen Flyschs. Dieser beginnt mit 30 m mächtigen Übergangsschichten, welche sich aus grauen Mergeln und Kalksteinen mit Silt- und Sandsteinlagen im Top. Im Hangenden beginnt nun der eigentliche Flysch mit dem Petasandstein. Der besteht bei einer Mächtigkeit von maximal 1.400 m aus einer Turbiditserie aus feinkörnigen Sandsteinen bis zu Feinkonglomeraten im Wechel mit Ton- und Mergelsteinen. Darüber lagert der 700 m mächtige Arakhtos-Mergel. Dieser ist gekennzeichnet durch Ton-Mergelsteine mit Einschaltung von Sandstein-Bänken. Überlagert wird dieser Mergel vom Anemorakhi-Sandstein, welcher bei einer Mächtigkeit von etwa 100 m aus einer Turbidit-Serie mit feinkonglomeratischen Partien besteht. Die mit 2.100 m sehr mächtigen Distraton-Schichten lagern im Hangenden. Sie bestehen aus Ton-Mergelsteinen im Wechsel mit feinkörnigen Sandsteinen im Top. Der Westhellenische Flysch schließt ab mit dem Potamia-Mergel. Der hat eine Mächtigkeit von etwa 1.750 m und wird beherrscht von blaugrauen Mergelsteinen mit Einschaltung von turbiditischen Sandsteinen, Konglomeraten und Oolithströmen. Der gesamte Westhellenische Flysch lagerte sich vom Obereozän bis Aquitan ab.

4.3 Pindos Zone

Die Pindoszone setzt im Mesozoikum ein mit einer klastischen Schichtgruppe, der sogenannten Detritischen Trias. Diese besteht aus grünen und violetten Tonsteinen im Wechsel mit Sandsteinen, im Top sind auch Kalkbänke mit Halobien (Bivalvia) aus dem Karn, Conodonten des Ladin bis Nor und Radiolarien der gesamten Obertrias gefunden worden. Überlagert wird diese Schichtgruppe von 150 m mächtigen Plattenkalken mit Hornsteinlagen und Horsteinsteinlinsen. Dieser Drimos-Kalk besteht im tieferen Teil aus reichlich Filament-Kalken mit Halobien des Nor. Über einem Radiolarit-Band lagern Hornstein-Plattenkalke mit Foraminiferen des mittleren und oberen Lias. Im Hangenden folgt nun die eigentliche 200 m mächtige Radiolarit-Folge. Diese wird unterteilt in:
1. Die Pelite von Kasteli im Liegenden. Diese Pelite setzen sich aus grünen und roten Tonsteinen mit einzelnen mikritischen oder arenitischen Kalkbänken des hohen Lias bis Aalenium zusammen. Darauf lagern
2. die Radiolarite s. str., bestehend aus Radiolarien-Hornsteinen mit kalkigen Zonen. Überlagert werden diese Radiolarite von den Calpionelliden-Kalken. Sie bestehen aus rosa bis rot gefärbten Plattenkalken, Hornsteinen und Peliten mit Aptychen und Calpionelliden des oberen Tithon und des Berras. Die Radiolarit-Folge wird abgeschlossen vom roten Radiolarien Mergel, weinroten Peliten in die bereichsweise Sandstein-Linsen eingeschaltet sind, darunter ist teilweise auch Ophiolith-Detritus. Im Hangenden der Radiolarit-Folge lagert ein 200 m mächtige Plattenkalk. Der besteht aus hellen Kalken unterschiedlicher Bankdicke und feinkörnigen Kalk-Turbiditen. Darunter sind teilweise auch Kalkbrekzien aus neritischem Detritus. Diese Folge umfasst das Coniac bis zum Maastricht. Nun setzen die 40 – 100 m mächtigen Übergangsschichten zum Flysch ein. Sie werden aus feinklastischen Kalkbänken mit dunklen Hornsteinen und grauen oder bunten Mergeln gebildet. Zum Hangenden gehen diese in Sand- und Siltsteine mit Flysch-Charakter des Maastricht bis tieferes Paläozäns über. Der eigentlich Pindos-Flysch setzt mit 100 m mächtigen blaugrauen bis rötlichen Tonsteinen ein, wobei im mittleren Bereich lokal Mergel mit Fischresten vorkommt. Diese Folge umfasst tieferes Paläozän bis unterstes Eozän (Ypresium). Das Hangende dieser Folge wird aus dickbankigen Grauwacken im Wechsel mit dünnen Ton- und Siltsteinen gebildet. Darin eingeschaltet sind Olisthostrome (ehemalige Schlammflüsse) aus roten Schiefern, Gerölle und Blöcke aus Grauwacken und Kalken sowie Gleitschollen aus mesozoischen Kalken. Diese Folge umfasst das Ypres, Lutet und Barton. Darüber lagern bis zu 1.000 m mächtige Tonsteine und dickbankige Grauwacken mit Einlagerungen feinkörniger Konglomerat. Abgeschlossen wird der Pindos-Flysch mit 1.000 m mächtigen Ton- und Siltsteinen des Obereozäns (Priabon), in die einzelne Grauwacken-Horizonte eingeschaltet sind.

4.4 Pelagonische Zone

Pelagonische Zone ist von den behandelten und in NW-Griechenland auftretenden Zonen die am kompliziertesten gebaute. Aus diesem Grund werden hier vornehmlich die nördlichen Einheiten des Pelagonikums behandelt. Diese Einheiten sind die Pelagonischen Decken, die Mesoautochthone Kreide, die Ohiolithkomplexe und das postorogene Känozoikum.

4.4.1 Die Pelagonischen Decken

Diese Decken werden in ein variskisch metamorphes (Thessalisches-) Kristallin (gehört dem Medianen Kristallingürtel an) an der Basis, eine jungpaläozoische bis altmesozoische, überwiegend klastische Abfolge (Vise – mittlere Trias) sowie eine umfangreiche Karbonatische Folge (Mitteltrias – Oberjura, teilw. Unterkreide) gegliedert.

Variskisch metamorphes Kristallin:
Das Thessalische Kristallin ist nur bereichsweise geologisch und petrographisch näher erfasst. Es umfasst im Grunde die jungpaläozoischen bis altmesozoischen sowie die Karbonatische Folge der Mitteltrias bis Oberjura mit dem Unterschied, dass es eben metamorphe Gesteine sind. Es tritt im nördlichen Griechenland im Kaimaktsalan- und im Vernon-Gebirge auf. Im Vernon-Gebirge umfasst dieses Kristallin eine Serie amphibolitischer Schiefer, Glimmerschiefer, Amphibolite, Bändergneise, helle Orthogneise und Granite variskischen Alters oder älter. Bekannte Gesteine sind unter anderem der KASTORIA-Granit mit einem Alter von 302 Ma und der FLORINA-Granit mit einem Alter zwischen 460 – 465 Ma. Der Metamorphosegrad steigt in diesem Kristallin von West nach Ost an bis zur Grünschieferfazies. Das Kaimaktsalan-Gebirge bildet eine “Kuppel” aus Augen- und Bändergneisen, Albitgneisen, Glimmerschiefern und Phylliten.

Jungpaläozoikum bis tiefe Trias:
Diese überwiegend klastische Folge lässt sich vom Saronischen Golf (bei Athen) über Attika und Euböa bis an die Nordgrenze Griechenlands verfolgen. Sie besteht aus Wechselfolgen aus feldspatführenden Sandsteinen (Grauwacken), Schluffsteinen, Tonschiefern und Einlagerungen und Linsen aus dunklen Kalken. Im tieferen Bereich findet man Quarzkonglomerate aus dem Karbon bis zum unteren Perm. Lokal kommen kohlige Lagen und dünne Flöze vor. Wiederholt sind, vor allen Dingen im Top, bunte Schichten aufgeschlossen. In Verbindung damit auch Vulkanite und Linsen grauer und roter Kalke, welche sich mit den “Werfener Schichten” der Südalpen vergleichen lassen. Das Älteste wird auf Attika vertreten durch oberes Vise (Unterkarbon), welches durch Foraminiferen datiert werden konnte. Das Oberkarbon ist dort und auf Euböa und Hydra durch Korallen und Fusuliniden und das Perm durch Fusuliniden, Kalkalgen und Brachiopoden vertreten. Das Perm tritt auch auf Salamis auf. Die Rotkalke am Top der Serie wurden durch Conodonten auf Skyth (Buntsandstein) und tieferes, teilweise oberes Anis (unterer Muschelkalk) bestimmt. Diese Abfolgen besitzen deutlichen Molasse-Charakter. Im Thessalischen Kristallin, speziell der Skiathos-Serie, sind diese jungpaläozoischen bis untertriassischen Einheiten charakterisiert durch Metagrauwacken, Metakonglomerate, graphitische Lagen und Metapelite, vergesellschaftet mit den “Werfener Schichten”. Dunkle Kalklinsen lieferten darin oberpermische Fossilien. Der tiefere Teil ist stark metamorph, wobei sich die Metamorphose nach oben zum Top hin abschwächt.

Mitteltrias bis Unterkreide:
Diese Einheit setzt sich aus mächtigen Flachwasserkalken und -dolomiten mit mehreren 1.000 m Mächtigkeit zusammen. Sie setzt in der hohen Mitteltrias (Ladin) mit einer Unterlage aus Pyroklastiten und Laven (Ryolithe und Dacite) ein. Die Zeit zwischen Obertrias und mittlerem Lias ist datiert durch Megalodontiden, Foraminiferen und Kalkalgen. Oberlias und Dogger sind oolithisch ausgebildet und durch Kalkalgen datiert. Den Abschluss dieser Oberlias und Dogger vertretenden Folge bildet ein Emersionshorizont mit Bauxit. Emersion ist ein Begriff für das Emportauchen des Landes über den Meeresspiegel, verursacht durch Landhebung oder Meeresspiegelsenkung (MURAWSKI & MEYER, 1998). Es kam also kurzzeitig zu einer allitischen Verwitterung des Kalkes, wodurch der Bauxit gebildet wurde. Der Malm (Oberjura) ist durch eine reiche Hydrozoen-Fauna vertreten und schließt im Tithon mit Riffkalken. Oolithkalke mit Echinodermen-Fragmenten leiten in die abschließende Unterkreide über.

4.4.2 Ophiolith-Komplexe der Pelagonischen sowie der Pindos-Zone

Diese Ophiolithe sind während des eohellenischen Zyklus auf die Gesteine des Pelagonikums und des Pindos-Gebirges geschoben worden. Sie sind größtenteils im höheren Jura kristallisiert und wissenschaftlich kaum erforscht und beschrieben. Der Vourinos-Komplex, in West-Thessalien gelegen, besteht aus etwa 8.000 m serpenitisierten Peridotiten und Duniten mit Lagerbau und Chromit-Erzen. Darüber lagern 2.000 – 3.000 m mächtige Gabbros und Plagiogranite. Diese werden überlagert von mafischen Vulkaniten mit Radiolarit-Linsen und Calpionelliden-Kalken. Dies entspricht gut der ozeanischen Gliederung. Dieser Komplex erstarrte vermutlich in 40 – 100 km Tiefe und wurde in etwa 30 km mylonitisiert. Er wird teilweise von einer Melange unterlagert. Diese besteht aus Serpentinit-Scherlingen, Marmoren, Metaradiolariten und basischen Metavulkaniten in phyllitischer Matrix. Der Nordpindoskomplex ist mit dem oben beschriebenen Komplex gut vergleichbar. In West-Thessalien und im Vernon-Gebirge sind diese Ophiolite von Tief- und Flachwasserkalken aus dem Kimmeridge bis Tithon überlagert, welche sich bis in die Unterkreide transgressiv fortsetzen. Diese Kalke sind im gleichen Faziesraum wie die Kalke der Pelagonischen Decken zur Ablagerung gekommen. Das lässt darauf schließen, das dieser Ophiolithkomplex bereits weit vor dem Jura aufgeschoben war.

4.4.3 Die Mesoautochthone Kreide

Die unterkretazischen Verwitterungsprodukte bestehen aus Bauxite und lateritischen Fe-Ni-Erzen, welche aus eohellenischen Ophiolith-Komplexen hervorgegangen sind. Die marinen Ablagerungen des Mesoautochthons weisen eine recht einheitliche Ausbildung auf. Die Basis bilden basale Psephite (grobklastische Gesteine), darüber lagern dickbankige bis massige Kalke mit Rudisten und benthischen Foraminiferen. Diese gehen über in pelagische Kalke mit planktischen Faunen. Die Rudisten-Kalke sind häufig Geröllführend und gehen teilweise in rote Foraminiferen-Mergel über. Den Abschluss bildet ein Flysch, der sich entweder aus einer Wechsellagerung aus Mergeln, Plattenkalken und Grauwackenbänken entwickelt oder abrupt mit einer schwach ausgebildeten Diskordanz einsetzt. Oberhalb des Mesoautochthons sind Deckenreste sehr selten.

5. Tektonischer Bau und Gebirgsbau Nordwestgriechenlands

Innerhalb des tektonischen Baus der Nordwestgriechischen Gebirge werden fünf große strukturelle Zonen unterschieden:

• Präapulisches Vorland
• Ionisches Faltenland
• Westhellenisches Flysch-Synklinorium
• Nordpindos-Synklinorium
• Pelagonien

Im Folgenden werden diese Zonen beschrieben, wobei aufgrund der wenigen Informationen aus den wenigen Quellen kein Anspruch auf Vollständigkeit erhoben werden kann.

5.1 Gebirgsbau des Präapulischen Vorlandes

Das Vorland ist in den Aufschlussbereichen der Ionischen Inseln nicht oder nur kaum gefaltet. Es ist jedoch durch Störungen in ein Mosaik von Bruchschollen zerlegt, welche NW-SE, W-E und SSW-NNE streichen. Man findet Flexuren und weitspannige Verbiegungen. Der Nordteil des Präapulischen Vorlandes ist in die Tiefe abgeschert und in große, west-vergente Falten gelegt. Damit besitzt es einen parautochthonen Charakter. Von der tektonischen Deformation ist die gesamte Schichtfolge einschließlich des Pliozäns erfasst. Eine hohe rezente, seismische Aktivität zeigt, das die Bruchdeformation bis heute nicht abgeschlossen ist.

5.2 Das Ionische Faltenland und das Westhellenische Flysch-Synklinorium

Das Ionische Faltenland ist geprägt von ausgedehnten Falten- und Schuppenzügen. In den Antiklinalen stehen die mesozoisch-alttertiären Karbonatserien an. Die Synklinalen sind gekennzeichnet durch die Westhellenischen Flyschablagerungen. Die basale Überschiebung der Westhellenischen Decke ist nur auf einigen Ionischen Inseln (Lefkas und Kephalonia) aufgeschlossen. Sie ist von ihrer Unterlage mit einer Schubweite von 100 km abgeschert. Der Internbau des Ionischen Faltenlands besteht aus weitspannigen, konzentrischen Falten (“Kofferfalten”) und steilen Aufschiebungen mit NNW gerichtetetem Streichen. Es gibt keine ausgeprägten Vergenzen. Ein Teil der Strukturen ist nach WSW überkippt, ein Teil in die Gegenrichtung. Einzelne Elemente lassen sich weit verfolgen, beispielsweise die Botzara-Mulde. Die Antiklinal-Zonen fallen teilweise mit den alten Schwellenbereichen zusammen. Weitere Kennzeichen sind große Querstörungen und linkshändige Seitenverschiebungen. Das Ionische Faltenland wird intern durch das Synklinorium von Epiros begrenzt: Im nördlichen Bereich befindet sich eine simple Monoklinal-Struktur. Nordöstlich von Arta nimmt das Synklinorium rasch an Breite zu (“Westhellenisches Flysch-Synklinorium”). Die Falten des Synklinoriums sind durch moderate WSW-Vergenz ausgezeichnet.

5.3 Das Nordpindos-Synklinorium

Das Pindos-Gebirge zieht von der Nordgrenze Griechenlands bis in die Region um Karpenision. Die Morphologie ist gekennzeichnet durch eine quer verlaufende Furche des Katara- oder Metsovo-Passes. Sie teilt das Pindos-Gebirge in einen nördlichen und einen südlichen Teil. Das nördliche Pindos-Gebirge besteht aus einem Flysch-Synklinorium, das von einem Ophiolithkomplex innerhellenischer Herkunft überschoben ist. Der Außenrand des Pindos-Gebirges wird von Pindos-Flysch gebildet, der hier nördlich von Metsovan flach auf das Westhellenische Flysch-Synklinorium überschoben ist. Weiter nördlich ist der Pindos-Flysch durch eine steile Störung gegen das ionische Tymphe-Massiv begrenzt. Intern ist es gekennzeichnet durch enge Falten, die einen Vergenz-Fächer bilden: Eine Überfaltung nach SW-Richtung im externen Bereich, aufrechte Falten im Zentrum und NE-Vergenz am internen Rand.

5.4 Das Pelagonikum

Im Folgenden sind nur die Verhältnisse des Thessalischen Kristallins beschrieben, da aus der Literatur eine Beschreibung der Lagerungsverhältnisse des Mesoautochthons und der anderen Einheiten nicht klar hervorgeht. Das Thessalische Kristallin zieht sich innerhalb des Medianer Kristallingürtels von Mazedonien über West-Makedonien (Griechenland) und Thessalien bis nach Nord-Euböa. Der Westrand dieses Kristallins ist bei Kastoria aufgeschlossen und im übrigen Bereich von Känozoischen Ablagerung und Gesteinen verdeckt. In der Umgebung des Vernon-Gebirges herrscht ein von West nach Ost fortschreitender, gegen WSW gerichteter Überschiebungsbau vor. Der Metamorphosegrad nimmt von West nach Ost zu, das Alter steigt ebenfalls vom Rande bis ins Innere an. Tektonisch gesehen steigt das Alter von unten nach oben. Das Triklarion-Gebirge ist aus kaum metamorphen Trias-Jura-Kalken aufgebaut. Darüber lagern Schuppen aus jungpaläozoischen Serien (obere Grünschiefer-Fazies), welche vom sogenannten Kastoria-Granit überschoben werden. Diese wurde wiederum von den Vitsi-Gneisen überschoben. Die oberste Einheit ist eine Decke aus Marmor. Diese überlagert gleichzeitig das Kaimaktsalan-Gebirge.

6. Der Versuch einer Synthese der Geologie NW-Griechenlands

Die Helleniden als Teil des Alpen-Himalaya-Gürtels bilden ein typisches Decken- bzw. Faltengebirge mit einem Vor- (Präapulien) und einem Hinterland. Der gesamte Helleniden-Raum ist auch heute noch ein sehr aktiver Raum mit einer hohen Seismizität. Es kommt täglich zu mindestens einem Erdbeben der Stärke 3 – 5 auf der Richterskala. Die Ägäische Platte bewegt sich sehr schnell in Richtung SW, während sich die afrikanische Platte unter die Ägäische Platte schiebt und sozusagen von dieser subduziert wird. Man kann durchaus sagen, dass die gesamten Helleniden durch die Subduktion der afrikanischen Platte unter die Eurasische Platte entstanden ist. Dies erfolgte im Laufe mehrere Zyklen bzw. orogenen Paroxysmen. Paroxysmen sind Zeiten mit besonders hoher tektonischer und magmatischer Aktivität (MURAWSKI & MEYER, 1998). Diese Zeiten lassen sich unterteilen in

• Miozän (neohellenischer Zyklus)
• Eozän (mesohellenischer Zyklus)
• Unterkreide (eohellenischer Zyklus)
• Dogger (kimmerischer Zyklus)

Das griechische Orogen wird geologisch in mehrere Zonen aufgeteilt, u.a. sind dies die Westhellenischen Decken, die Pindos-Decke und das Pelagonikum. Das Präapulikum, welches sich aus Karbonat-Serien und im Top aus mergeligen Einheiten des Mesozoikums und des Paläogens zusammensetzt, ist kaum gefaltet und von sehr vielen Störungen durchzogen. Es ist teilweise in die Tiefe abgeschert. Das Ionikum und das Westhellenische Flysch – Synklinorium sind charakterisiert durch Evaporite, Kalke, Schiefer und Flysche des Mesozoikums und des Paläogens. Es finden sich ausgedehnte Falten- und Schuppenzüge. Die Sattel werden aus Karbonaten und die Mulden aus dem Westhellenischen Flysch gebildet. Weiterhin wird es charakterisiert durch große, E – W verlaufende Querstörungen und Seitenverschiebungen. Die Präapulische Vorland und die Ionische Zone sind Überbleibsel des kontinentalen Randes von Apulien. Apulien war ein Vorgebirge von Gondwana, einem der großen Urkontinente. Sie bilden die Basis des westlichen Deckenstapels in Griechenland. Die sich anschließende Pindoszone bildete sich vermutlich aus einem Ozeanbecken, welches sich zwischen dem Rand des Apulischen Vorgebirges und des Pelagonischen Kontinents befunden hat und unter den Pelagonischen Mikrokontinent subduziert wurde, ähnlich der Nazca-Platte, welche heute unter die Südamerikanische Platte subduziert wird. Das Vorkommen von Ophiolithen in dieser Zone belegt diese These. Die Pindos-Gesteine werden gebildet von Kalken, Radiolariten und Flysch. Die genannten Zonen bildeten sich tektonisch während des Miozäns, dem neohellenischen Zyklus. Somit stellen diese die jüngsten tektonischen Strukturen des griechischen Orogens dar. Die schon erwähnte Pelagonische Zone, unter welcher der Pindos-Ozean subduziert wurde, ist eine Zone aus Deckenstapeln bestehend aus Herzynischem Grundgebirge, welches überlagert wird von Mesozoischen Gesteinen (Karbonaten). Das Pelagonikum gehört dem Medianen Kristallingürtel an. Es herrscht ein steigender Metamorphose-Grad von West nach Ost vor. Die Pelagonische Zone bildete sich in ihrer heutigen Form während der eohellenischen Phase, also während der Unterkreide.

7. Literatur

JACOBSHAGEN et al.: Geologie von Griechenland – Beiträge zur regionalen Geologie der Erde. Gebrüder Bornträger, Berlin 1986.

MURAWSKI & MEYER: Geologisches Wörterbuch. Enke – Verlag, Stuttgart 1998.

PE-PIPER & PIPER: The igneous rocks of Greece – The anatomy of an orogen. Gebrüder Bornträger, Berlin 2002.

(Dieser Text ist am 01.10.2005 auf der alten Version von geoberg.de erschienen und wurde übernommen.)

Tags: Deckenbau, Geologie, geologischer Bau, Griechenland

Dieser Eintrag wurde am Samstag, 12. Juni 2010 um 5:20 Uhr in der Kategorie Geologie Ausland veröffentlicht. Mit dem RSS 2.0 Feed kannst du den Antworten zu diesem Artikel folgen. Du kannst eine Antwort hinterlassen, oder einen Trackback von deiner eigenen Seite senden.