Zypern

• Allgemeines
• Geologie
• Bilder

Auf Zypern war ich im Juni 2001 im Rahmen einer zweiwöchigen Geologie-Exkursion.

Die Insel Zypern ist die drittgrößte Insel im Mittelmeer. Sie liegt 69 km südlich der Türkei und dehnt sich zwischen dem 32. und 34. Längengrad und dem 34. und 36. Grad nördlicher Breite aus. Zyperns Landfläche beträgt 9282 km² bei einer Länge von 240 km und einer maximalen Breite von 95 km. Der höchste Punkt der Insel ist der Chionistra (oder Olympos) mit 1952 m. Die Insel gehört im Nordwesten zur Türkei und im größeren südöstlichen Teil zu Griechenland.
Der Name Zypern hängt mit dem Wort cuprum (lat.: Kupfer) zusammen. Schon 2760 v. Chr. wurde hier Kupfer geschmolzen.

Allgemeine geologische Einteilung:

Man teilt Zypern in drei geologische Großstrukturen auf. Dies sind der Troodos-Ophiolith, der Mamonia-Komplex im Südwesten und die Kyrenia-Range im Nordosten.

Troodos-Ophiolith:

Es handelt sich hauptsächlich um undeformierte Ophiolith-Abfolgen. Im Zentrum befinden sich Ultrabasite (Harzburgite) mit eingelagerten Chromiten. Um diese herum befinden sich Kumulate aus Gabbros und Plagiograniten, gefolgt von Sheeted Dikes, Pillowlaven und Tiefseesedimenten. In den Laven befinden sich Sulfidvorkommen. Entstanden ist der Troodos-Komplex in der Oberkreide. Exponiert wurde er erstmals im Pliozän/Quartär. Der unterlagernde metamorphe Sockel ist kaum aufgeschlossen. Geologische Gegenstücke zum Troodos findet man in der Türkei, in Syrien, im Iran und im Oman.

Mamonia-Komplex:

Diese geologische Einheit ist durch steile Störungszonen vom Troodos-Ophiolith getrennt. Es treten hier vor allem triassische Laven und mesozoische Sedimente auf. Die Sedimente sind unter anderem Tiefseesedimente, die unterhalb der CCD (Calcite Compensation Depth) abgelagert wurden. Seltener findet man Ophiolithe, Serpentinite, Extrusiva und Metamorphite.

Kyrenia-Range:

Es handelt sich hierbei um einen Faltengürtel des alpinen Typs. Zu finden sind hier mesozoische Flachwasserkarbonate und jüngere Vulkanite und Sedimente aus dem Perm bis zur Kreide. Die Heraushebung fand von der Oberkreide bis zum Mittleren Tertiär statt. Der Komplex wurde im Pliozän an den Troodos-Ophiolith angeschweißt.

Abriss zur geologischen Entwicklungsgeschichte Zyperns:

Nach Beginn der systematischen Kartierung Zyperns ab 1952 entstanden verschiedene Modelle zur Genese insbesondere des Troodos-Komplexes. In den späten 50er Jahren wurde Zypern als klassische Geosynklinale interpretiert. Durch die detaillierte Kartierung musste dieses Konzept verworfen werden und ab 1968 ging man von einer Entstehung als ozeanische Lithosphäre durch Seafloor-Spreading aus.

Heutzutage ist man allgemein der Ansicht, dass das Troodos Massiv in einer Supra-Subduktionszonen-Umgebung entstanden ist. Diese bestand aus drei Spreizungsachsen im östlichen Mittelmeer, die dann infolge der Kollision der afrikanischen Lithosphäreplatte mit der eurasischen zu einer Subduktionszone wurde. Dabei wurde in der Oberkreide die eurasische Platte auf die afrikanische überschoben.

Das Vorkommen der Dikes beweist eine Spreizungssituation, da die Gangintrusionen in einer Zerr-Umgebung entstanden sind. Die fossilen Spreizungsachsen sind als strukturelle Gräben an der Nordflanke des Troodos erhalten. Dies sind von West nach Ost der Solea-Graben, der Ayios-Epiphanios-Graben und der Larnaca-Graben. Anhand des Streichens und Fallens der Gänge konnte man eine Verschiebung der Spreizungsachsen nach Osten rekonstruieren.
Aus den Alterationserscheinungen der Unteren und Oberen Pillowlaven konnte man schließen, dass die Unteren an der Spreizungsachse entstanden sind, während die Oberen in einiger Distanz dazu extrudierten. Sie werden durch eine metamorphe Diskontinuität voneinander getrennt, die in einigen Aufschlüssen zu sehen ist. Dies gilt als Beweis für die Wanderung der Spreizungsachsen.

Alle Troodos-Laven haben eine Zusammensetzung, die Inselbogen-Laven entsprechen. Man kann drei geochemische Einheiten unterscheiden. Die erste ist ein Inselbogen-Tholeiit, die zweite ein verarmter Bogen-Tholeiit und die dritte ein stark verarmter High-Mg-High-Si-Basalt (Boninit). Diese drei Magmentypen können nicht durch fraktionierte Kristallisation, Magmenmischung oder Nebengesteinsassimilation aus einem gemeinsamen Stammmagma entstanden sein. Daher geht man von mehreren unabhängigen Stammmagmen aus, die über einer Subduktionszone entstanden sind.

Direkt nach ihrer Entstehung begann im mittleren Maastricht eine Rotation der Troodos-Mikroplatte um 90° gegen den Uhrzeigersinn. Dies wird auf die Kollision des arabischen Kontinentalrandes oder auf die Subduktion einer Mikroplatte zurückgeführt. Während dieser Zeit wurden die silikatischen und pelagischen Sedimente abgelagert, die man im oberen Bereich der Troodos-Lithologie findet.

Der Mamonia-Komplex wurde durch Subduktionsvorgänge an den Troodos angeschweißt.
Innerhalb der Troodos-Lithologie findet man zwischen den Oberen und Unteren Pillowlaven massive Sulfidvorkommen. Ihre Entstehung ist mit denen der Black Smoker vergleichbar. Es handelt sich also um exhalative Produkte wie an modernen Rücken. Die meisten Erze kommen an Störungen und Bruchzonen vor, an denen Meerwasser eintreten kann, aufgeheizt wird und dabei mit sulfidbildenden Elementen angereichert wird. Diese fallen im Kontakt zum kälteren Meerwasser aus und bilden Sulfidlagerstätten.

Literatur

Guidebook Cyprus Excursion 2001. Universität Bremen

Robertson, A. & Xenophontos, C. (1993): Developments of concepts concerning the Troodos ophiolite and adjacent units in Cyprus. In: PRICHARD, H. M., ALABASTER, T., HARRIS, N. B. W. & NEARY, C. R. (eds.) Magmatic Processes and Plate Tectonics. Geological Society, London, Special Publication, 76, 85-119

Robinson, P.T. & Malpas, J. (1998) : The Troodos ophiolite of Cyprus : New perspectives on its origin and emplacement.Third International Conference on the Geology of the Eastern