Research Collection

Doctoral Thesis

Die jungvulkanischen Gesteine von Aegina, Methana und Porosund deren Stellung im Rahmen der Kykladenprovinz

Author(s): Davis, Eleutheria

Publication Date: 1957

Permanent Link: https://doi.org/10.3929/ethz-a-000126484

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ETH Library

Prom. Nr. 2562

Die jungvulkanischen Gesteine

von Aegina, Methana und Porös und

deren Stellung im Rahmen

der Kykladenprovinz

von der

EIDGENÖSSISCHEN TECHNISCHEN HOCHSCHULE IN ZÜRICH

zur Erlangung

der Würde eines Doktors der Naturwissenschaften

genehmigte Promotionsarbeit

vorgelegt von

Eleutheria N. Davis

aus Athen (Griechenland)

Referent: Herr Prof. Dr. C. Burri

Korreferent: Herr Prof. Dr. F. de Quervain

1957

Buchdruckerei AG. Baden

Lebenslauf

Ich wurde am 23. April 1928 in Rethymno (Creta) geboren, wo ich die Pri¬

mär- und Mittelschule besuchte. Im Jahre 1945 beendigte ich die Mittelschule

und im Oktober des gleichen Jahres bestand ich die Aufnahmeprüfung an die

Universität von Athen, wo ich während 4 Jahren Naturwissenschaften stu¬

dierte. Im Oktober 1950 promovierte ich zum Dr. es sc. mit einer petrogra-

phischen Arbeit, betitelt «Les Péridotites de l'Eubée Méridionale-». Im Jahre

1952 erhielt ich ein Staatsstipendium, welches mir ermöglichte, zuerst zwei

Semester an der Universität Genf zuzubringen (Winter-Semester 1952/1953,

Sommer-Semester 1953). Im Winter-Semester 1953 j 1954 und Sommer-

Semester 1954 war ich an der Eidg. Technischen Hochschule als Fachhörerin

eingeschrieben. Winter-Semester 1954J55 brachte ich wiederum in Athen zu,

und seit Sommer-Semester 1955 war ich wieder an der ETH eingeschrieben.

Seit 1951 bin ich als Assistentin am Mineralogisch-Petrographischen Institut

der Universität von Athen angestellt.

Diese Arbeit erscheint zugleich als Nr. 6 der Publikationen, herausgegebenvon der Stiftung «Vulkaninstitut Immanuel Friedlaender»

2

Inhalt

A. Einleitung 8

B. Geologie 9

1. Der geologische Bau von Aegina, Methana und Porös....

9

a) Die Halbinsel Methana 9

b) Die Insel Aegina 9

c) Die Insel Porös 10

2. Das Alter des Vulkanismus 10

3. Postvulkanische Erscheinungen 13

C. Pétrographie IS

1. Mineralbestand 15

a) Feldspäte 15

a) Plagioklase 15

ß) Orthoklas 24

b) Quarz 24

c) Cristobalit 27

d) Hornblende 27

e) Biotit 29

f) Pyroxene 31

a) Augit 31

ß) Orthaugit 32

g) Olivin 32

h) Magnetit 33

i) Apatit 33

2. Die verschiedenen Typen der jungvulkanischen Eruptivgesteine

des Saronischen Golfes 35

a) Laven 35

a) Dacitoide 35

aa) Hornblendedacitoide und Hornblende-Augitdacitoide 36

ßß) Hornblende-Biotit-Augitdacitoide (Porös) ....40

ß) Andésite 42

aa) Hornblende-Augit-Hypersthenandesite (Aegina und

Methana) 42

ßß) Olivinführende Augit-Hypersthenandesite ....44

b) Tuffe 46

3

c) Einschlüsse 46

a) Exogene Einschlüsse 46

ß) Endogene Einschlüsse 46

aa) Vorwiegend monomineralische und einfach zusammen¬

gesetzte Einschlüsse 46

ßß) Gesteinseinschlüsse 47

d) Übersicht über den modalen Mineralbestand der Laven und

Einschlüsse 52

D. Petrochemische Betrachtungen 54

1. Der Chemismus der Magmen des Saronischen Golfes 54

2. Diagrammatische Darstellungen nach P. Niggli und Versuch einer

Charakterisierung des Provinzialtyps 61

3. Der Vulkanismus des Saronischen Golfes im Rahmen der Kykla-

denprovinz 67

E. Verzeichnis der benützten Literatur 72

4

Verzeichnis der Figuren und Tafeln

A. Tafeln

Tafel I

Tafel II

Tafel III

Tafel IV

Tafel V

Tafel VI

Figuren 3, 4, 5, 6

Figuren 7, 8, 9, 10

Figuren 17, 19, 25

Geologische Karte von Aegina nach R. v. LeydenGeologische Karte von Methana nach R. v. LeydenDer Kykladenbogen

B. Figuren

Fig. 1:

Fig. 2:

Fig. 3:

Fig. 4:

Fig. 5:

Fig. 6:

Fig. 7:

Fig. 8:

Fig. 9:

Fig. 10:

Fig. 11:

Fig. 12:

Fig. 13:

Fig. 14:

Fig. 15:

Fig. 16:

Fig. 17:

Fig. 18:

Fig. 19:

Morphologische Ausbildung der PlagioklaseZonarstruktur der PlagioklaseZonarer Plagioklaseinsprengling mit korrodiertem Kern, aus Hornblende-Augit-dacitoid, Chôma Bukore, Methana

Zonarer Plagioklaseinsprengling, verzwillingt, aus Hornblende-Pyroxendacitoid,Dzunaki, Methana

Zonarer Plagioklaseinsprengling, verzwillingt, aus Hornblende-Augitdacitoid,Kameni, Methana

Plagioklaseinsprengling, voll von Glaseinschlüssen, aus Hornblendedacitoid,Kameni, Methana

Zonarer Plagioklaseinsprengling, aus Hornblendedacitoid, Dzunaki, Methana

Zonarer Feldspateinsprengling mit Rekurrenzen, verzwillingt, aus Hornblende-

Augitdacitoid, Kipoi, AeginaZonarer Feldspateinsprengling mit kristallographischem Umriß, aus Hornblende¬

dacitoid, Dzunaki, Methana

Banater Verwachsung von Plagioklas, aus Hornblendedacitoid, AeginaInteressante Verwachsung von Augit und Feldspat, aus olivinführendem Pyroxen-andesit, Malisa, Methana

Lage der (010)-Pole, verglichen mit der Migrationskurve von v. d. Kaaden

Achsenwinkel der Plagioklase, verglichen mit den Kurven von Reinhard und

v. d. Kaaden

Exogener Quarzeinschluß, aus olivinführendem Hornblende-Augitandesit, Ein¬

schluß in Hornblende-Augitdacitoid, Dzunaki, Methana

Quarzeinschluß mit Reaktionszonen, aus Hornblende-Augitandesit, Einschluß in

Hornblendedacitoid, Metochi, AeginaAngeschmolzene Individuen aus Quarz, aus Hornblendeandesit, Einschluß in

Hornblendedacitoid, Kipoi, AeginaCristobalit in der Grundmasse, olivinführender Hornblende-Pyroxenandesit,Einschluß in Hornblendedacitoid, Kossona, Methana

Hornblendeeinsprengling mit randlicher Umwandlung in Augit, aus Horn¬

blende-Augitandesit, Einschluß in Hornblendedacitoid, Malja Glat, Methana

Hornblende, vollständig in Magnetit umgewandelt, aus Hornblendedacitoid,Kameni, Methana

5

Fig. 20: Biotiteinsprengling, randlich zersetzt unter Neukristallisation von Hornblende,aus olivinführendem Hornblende-Pyroxenandesit, Einschluß in Hornblende-

dacitoid, Porös

Fig. 21: Einsprengung von Hornblende mit normaler Umwandlung in Biotit, aus Horn-

blende-Augitdacitoid, Dzunaki, Methana

Fig. 22: Einsprengung von Olivin mit Reaktionsrand von Hornblende, aus olivinführen¬

dem Hornblende-Pyroxenandesit, Einschluß in Hornblendedacitoid, Malja Glat,Methana

Fig. 23: Olivin mit beginnender Bildung von Hornblendereaktionsrand, aus Hornblende-

Augitdacitoid, Methana

Fig. 24: Olivin randlich in Augit umgewandelt, aus Hornblende-Augitdacitoid, Malisa,Methana

Fig. 25: Idiomorpher Olivineinsprengling ohne Reaktionszone, aus olivinführendem

Hypersthenandesit, Malisa, Methana

Fig. 26: Modaler Mineralbestand der Laven

Fig. 27: Modaler Mineralbestand der Einschlüsse

Fig. 28: Variation von al, fm, c und alk in Abhängigkeit von si

Fig. 29: k-mg-Diagramm der analysierten Gesteine von Aegina, Methana und Porös

Fig. 30: Mittlere Variationskurven für al, fm, c und alk in Abhängigkeit von si gemäßFig. 28

Fig. 31: Zusammensetzung und Mengenverhältnisse der normativen FeldspäteFig. 32: QLM-Dreieck der analysierten Gesteine von Aegina, Methana, Porös und des

Isthmusgebiets von Korinth

Fig. 33: K-Na-Ca-Dreieck

Fig. 34: Fe-Mg-Ca-Dreieck

Fig. 35: Kykladenbogen, Differentiationstendenzen

Fig. 36: k-mg-Diagramme der drei Differentiationstendenzen des Kykladenbogens

6

Vorwort

Im Herbst 1953 schlug mir Herr Prof. Dr. C. Burri die Bearbeitung der

seinerzeit durch R. v. Leyden gesammelten jungvulkanischen Gesteine von

Aegina und Methana vor, welche in den Sammlungen der Stiftung Vulkan¬

institut Immanuel Friedlaender im Mineralogisch-Petrographischen Institut

der Eidg. Technischen Hochschule in Zürich aufbewahrt sind.

Er regte zugleich eine Vervollständigung der Aufsammlungen, vor allem in

Hinsicht auf die in den Sammlungsbeständen nicht vertretene Insel Porös an,

was im Winter 1954/55 durchgeführt werden konnte. Die mikroskopischen

Untersuchungen und die chemischen Gesteinsanalysen wurden im mineralo-

gisch-petrographischen Institut der Eidg. Technischen Hochschule durch¬

geführt.Mein erster Dank gilt meinem hochverehrten Lehrer Prof. Dr. C. Burri so¬

wohl für die Zuweisung dieser Aufgabe, wie auch für das rege Interesse, wel¬

ches er meiner Arbeit jederzeit entgegenbrachte. Herrn Prof. Dr. F. Laves, dem

Direktor des obigen Institutes, danke ich ebenfalls für sein Interesse und für

die Förderung, welcher er meiner Arbeit angedeihen ließ.

Den Herren Prof. Dr. R. L. Parker, J. Jakob und Fr. de Quervain bin ich

für Ratschläge und mannigfache Hilfe ebenfalls zum Danke verpflichtet.

Meinem verehrten Lehrer Prof. Dr. M. Gysin in Genf spreche ich auch meinen

wärmsten Dank aus für seine vielseitige Unterstützung bei meiner weitern

Ausbildung in Pétrographie, besonders aber für die Einführung in die Uni¬

versaldrehtischmethoden während meiner Studienzeit in Genf.

Mein Studienaufenthalt in Zürich wurde durch ein griechisches Staats¬

stipendium ermöglicht, wofür ich meinen Professoren an der Universität

Athen, sowie dem Herrn Präsidenten des griechischen Staatsstipendien-Fonds,

K. T. Dimaras, auch an dieser Stelle meinen Dank aussprechen möchte.

7

A. Einleitung

Die Vulkane des Saronischen Golfes bilden den nördlichen Endteil des

vulkanischen Bogens des Süd-Aegäischen Meeres, welcher längs des Randes

des Kykladischen Massivs verläuft.

Er umfaßt die Vulkane von Kromyonia (im Isthmusgebiet von Korinth),

Aegina, Methana, Porös, Milos, Santorin, Nisyros, Kos etc. (Dodekanes)und erreicht in der Halbinsel von Halikarnassos das Kleinasiatische Festland.

Die Vulkane wurden nach der Alpidischen Faltung und dem Auftauchen

der Aegäis gebildet und sind durch Magmen der Kalkalkalireihe charakteri¬

siert.

Es ist jedoch bemerkenswert, daß der Vulkanbogen dem Rand der Kykla-denmasse folgt, während die gefaltete Zone selbst, mit Ausnahme des NW-

Teils des Bogens, frei von vulkanischen Bildungen ist.

Einige von diesen Vulkanen sind heute noch aktiv (Santorin), und die

Tätigkeit anderer (Kameni Methana), ist uns durch historische Schriften

bekannt. (Strabo, Pausanias, Ovidius).

Unsere bisherigen Kenntnisse über den Vulkanismus im Saronischen Sek¬

tor des Kykladenbogens beruhen vor allem auf den Untersuchungen von

H. S. Washington und R. v. Leyden über Aegina und Methana, sowie denjeni¬gen von /. Papastamatiou über das Isthmusgebiet von Korinth.

Durch R. v. Leyden wurde anläßlich seiner vorwiegend geologischen Unter¬

suchungen auch eine reichhaltige Sammlung der vulkanischen Gesteine an¬

gelegt, welche heute in den Sammlungen der «Stiftung Vulkaninstitut Imma¬

nuel Friedlaender» im Mineralogisch-Petrographischen Institut der Eidg.Technischen Hochschule in Zürich aufbewahrt wird. Sie bildete, ergänzt durch

eigene Aufsammlungen, besonders von Porös, die Unterlage für die vor¬

liegende Arbeit.

8

B. Geologie

1. Der geologische Bau von Aegina, Methana und Porös

a) Die Halbinsel Methana

Die Basis der vulkanischen Bildungen von Methana besteht aus gefaltetenmesozoischen Gesteinen und neogenen Sedimenten. Die mesozoischen Bildun¬

gen sind hauptsächlich Kalke der obern Kreide und Konglomerate. Sie bauen

den Südteil Methanas (Aspro Vuni) und die Landbrücke zur Argolis auf.

Es handelt sich um Kalke mit Hippuriten, Nerineen und Korallen, die

zwischen Aspro Vuni und dem zentralen vulkanischen Gebiet in Konglomerate

übergehen.Kalksteine finden sich auch im NW von Methana (Krasso Panaja) mit

einer weniger mächtigen Zone (am NW-Rand) von Schiefer, Hornstein und

Serpentin, welche die Basis des Sterna Gambru-Vulkans bilden.

Die neogenen Sedimente finden sich seltener. Im Gebiet des südlichen

Dzunaki-Stroms, bei Kokkinopetra, bestehen sie aus Mergeln mit Ostreen

und Cardien und körnigen Kalken.

Fossilführendes Neogen findet sich auch in Schollen in den Laven der

Malisa-Vulkane an der Westküste (Kalke mit Cardien und Cerithien, Mergelund Konglomerat-Mergel), und an der Nordküste des Malja Glat-Vulkans

(Mylonit, Hornstein, Fossilmergel).Über dieser Basis von mesozoischen Sedimenten bauen sich die Vulkane

von Methana auf.

R.v. Leyden unterscheidet zwischen den älteren Laven, die den Unterbau

für die meisten jüngeren Eruptionen bilden, und welche die erste Phase der

vulkanischen Tätigkeit darstellen, und den jüngeren Bildungen der jüngerenEinzelvulkane.

Die älteren Laven bilden eine 400 bis 500 Meter hohe Bergmasse, für welche

zufolge der Erosion keine vulkanischen Formen mehr erkennbar sind. Jüngerals die Masse der älteren Laven sind die jüngeren Vulkane, welche mit Kup¬

pen, Strömen und Decken höhere Berge bilden.

b) Die Insel Aegina

Ebenso wie auf Methana haben wir auch hier gefaltete mesozoische Ge¬

steine und neogene Sedimente, welche sich wie folgt einteilen lassen:

9

1. Der gefaltete Unterbau. Es handelt sich um Kalkschiefer, Mergelkalke und

Schiefersandsteine an der Nordküste von Aegina, welche wegen ihrer Ähn¬

lichkeit mit den fossilführenden Schichten der Insel Ag. Georgios bei Sala¬

mis (Renz) in die Unterkreide gestellt werden.

2. Untere Neogengruppe mit Fossilien.

Schichten von Konglomeraten, Kalken, Mergeln und Tuffen bilden das

Liegende der vulkanischen Massen.

Bei Ag. Marina findet man reichlich fossilführende Mergel, von unterplio-

zänem Alter (Ostrea, Baianus, Echinides), die über den Laven der ersten

Eruptionsperiode und unter den Hypersthen-Andesiten der zweiten liegen.Das Alter der ersten Eruptionsperiode ist somit vorunterpliozän oder unter-

pliozän, das der jungen post-unterpliozän bis rezent. Wie in Methana haben

wir auch hier die älteren Bildungen der ersten Eruptionsperiode, die eine zu¬

sammenhängende Masse bilden, und die jüngeren Laven (Hypersthen-Andé¬site des Orosgebietes und Südteils von Aegina).

c) Die Insel Porös

Die vulkanischen Bildungen des Saronischen Golfes dehnen sich südlich bis

auf die Insel Porös aus. Sie finden sich dort auf der Halbinsel Sfäria, auf

welcher die Stadt und der Hafen liegt. Der Vulkan stellt einen Spaltenerguß

von ungefähr 1 Kilometer Länge und 70 bis 80 Meter Höhe dar.

Abgesehen von den Eruptivgesteinen besteht die Insel aus Mergeln, Tuffen,

Hornstein und Serpentinen.Die mergeligen Tuffe fallen nach Osten unter die Laven ein. Fossilien wur¬

den nicht gefunden. Die Mergel erreichten 25 Meter Meereshöhe. Nach einem

Bericht von Pausanias war Porös im Altertum eine Halbinsel des Festlandes.

Demnach wäre der heutige flache Meeresarm ganz jungen Senkungen zuzu¬

schreiben.

2. Das Alter des Vulkanismus

Das Kykladenmassiv

Das Kykladenmassiv ist eine der starren Massen, welche den Verlauf der

alpidischen Ketten bedingen.Nach Kober handelt es sich um ein kristallines Fenster im dinarischen

Deckenbau. Nach dem gleichen Forscher findet man im Kykladenmassiv, im

Vergleich mit dem attischen Kristallin, alle Ablagerungen von Karbon bis

Unterkreide, wobei fossilführende, nicht metamorphe Serien auftreten {Kober

10

1929). Andere Forscher (Phillipson 1898 bis 1901) nehmen höheres archa¬

isches Alter des Kykladenkristallins an. Zumindest seit der Oberkreide sind

Teile des Kykladenmassivs Denudationsgebiete (Quarzsandsteine und Ober¬

kreide im Randgebiet, Methana).Erst während der jüngsten (quartären) Bruchphase wurden weite Teile

vom Meer überflutet, so daß nur noch eine große Zahl von Inseln vorhan¬

den ist.

Das kristalline Kykladenmassiv wurde während der miozänen Faltung von

jungen Faltengebirgen eingerahmt. Den Hauptstrang bilden die Gebirge des

südgriechisch-kretischen Bogens. Zwischen ihnen und dem kristallinen Massiv

liegt das Kandische Meer. Parallel des südägäischen Faltenbogens findet sich,

randlich in einem Abstand von ca. 100 bis 120 Kilometern, die Zone der

jungen Vulkane, welche teilweise heute noch tätig sind. Diese sitzen somit

nicht der gefalteten Zone auf.

Ein Bruchsystem zerlegte in der Folge die Kykladenmasse in Schollen und

gab zur Entstehung der zahlreichen Inseln Anlaß. Lokal (zum Beispiel Chios,

Psara, Antipsara, Caloyeri, Antiparos, H. Eustratios, Pathmos zum Teil) kam

es hierbei zu Magmenaustritten. Dieser Vulkanismus, welchen man als inner-

kykladisch bezeichnen kann, unterscheidet sich durch seinen atlantischen Cha¬

rakter deutlich vom andesitisch-dacitischen des Kykladenbogens.

Nach Papastamatiou waren die Vulkane von Krommyonia (Isthmusgebietvon Korinth) im Beginn des Unterpliozäns, und zwar während der Levan-

tinischen Stufe, tätig. (Papastamatiou 1937). Ihre Laven ergossen sich auf

den Boden eines neogenen Sees und zum Teil an dessen Ufern auf die Kalk¬

stein-Basis der Gerania-Gebirge. Zu diesen Folgerungen kommt der Autor

durch Untersuchungen der fossilführenden neogenen und quaternären Sedi¬

mente, mit welchen die Eruptivgesteine in Kontakt kommen, sowie auf Grund

der geologischen Lagerung.

Ebenfalls nach Papastamatiou ergossen sich in der Süd-Krommyonia zu¬

erst die sauren und nachher die basischeren Laven, und die Zentren der vulka¬

nischen Tätigkeit verschoben sich von Osten nach Westen. In Aegina haben

wir, nach v.Leyden, folgende stratigraphische Serien (v.Leyden 1940):

11

Stufe Sedimente Vulkanismus Bewegungen

Entstehung des heuti¬

gen Golfs, Schollen¬

bildung.

Junge Deckkalke Einzelvulkane von

(Sande und Konglo¬ Kakoperato und Gli-

merate) auf Metopi. kovuno. Zweite Erup¬

tionsperiode, Hyper-

sthen-Andesite und

Tuffe des Oros.

Pleistozän Obere Neogensedi- Geringe Heraus¬

mente, marine Strand¬ hebung der Nord¬

bildungen von Ag. küste Aeginas.

Marina, Misoraka,vulkanische Konglo¬

merate im Vorland.

Erste Eruptions¬

periode Hornblende-

Andésite von Mara-

tovuno und Horn-

blende-Hypersthen-Andesite der zen¬

tralen Massive.

Oberpliozän Untere Neogen-

gruppe, limnisch

btackische und

marine Mergel,

Kalke, Konglomerate,

Starke Bruchbildung

Tuffe. Ältere Eruptiva von

Skolini.

Nach v. Leyden (1940) flössen in Aegina die Hauptmassen der älteren

Lava über gestörten Levantinmergel und sind demnach pleistozänen Alters.

Nur an einer Stelle (oberes Skolini-Tal) wurden noch ältere Eruptiva unter

tuffigen Oberpliozänmergeln konstatiert, so daß auch in Aegina der Beginnvulkanischer Förderung in das Pliozän gesetzt werden kann.

Mitzopoulos (unveröffentlicht) ist hingegen der Auffassung, daß die fossil¬

führenden Sedimente von Ag. Marina nicht pleistozänen, sondern pliozänenAlters sind (Astien) und betrachtet daher die damit in Zusammenhang ste¬

henden Laven als gleichaltrig oder jünger.In Porös und Methana ist nach v. Leyden die Altersbestimmung des Vulka¬

nismus schwieriger. Die geringen Reste neogener Sedimente lassen immer¬

hin einen Vergleich mit den Levantinischen Ablagerungen auf Aegina zu,

was für Porös auf einen Eruptionsbeginn im Pliozän (Tuffe in den grünlichen

Mergeln) deuten würde. In Methana liegt wohl Beginn und stärkste Ent¬

faltung des Vulkanismus (Massive), ähnlich wie in Aegina, im Pleistozän.

Nach den Berichten von Pausanias, Strabo und Ovidius hat der letzte Aus¬

bruch in Methana noch in historischer Zeit stattgefunden, und zwar während

12

des Königreiches von Antigonus Gonatas von Makedonien (239 bis 227 vor

Christus).

Washington (H.S.Washington 1895) ist der Ansicht, daß sich in Aegina

und Methana die basischen Laven zuerst ergossen (Hypersthenandesite des

Orosgebietes in Aegina und Chelonas Methana).

Im Gegensatz zu Washingtons Ansicht hat jedoch nach v. Leyden der

Vulkanismus im Golf von Aegina mit den sauren Typen begonnen und endete

mit basischen Andesiten in Aegina und Methana.

In Milos und Erimomilos (R. Sonder 1924) hat der Vulkanismus im Ober¬

pliozän begonnen und dauerte bis in die jüngsten Zeiten (prähistorische

Periode) an.

Nach Ktenas (Ktenas 1925/1935) ist der Vulkanismus von Santorin vom

Pliozän bis heute tätig.

In Kos (A.Desio 1931) fanden die ersten Ausbrüche schon im mittleren

Miozän statt und dauerten bis zum Beginn des Pliozän. Im Pliozän herrschte

Ruhe, und im oberen Neozoikum lebte der Vulkanismus mit großer Intensität

wieder auf.

Die angeführten Beobachtungen lassen somit den Schluß zu, daß der Vulka¬

nismus des Kykladenbogens im allgemeinen seinen Anfang im Oberpliozän

genommen haben dürfte.

3. Postvulkanische Erscheinungen

Fumarolen. Nach der Erstarrung der Lava folgte eine Periode, wäh¬

rend welcher an vielen Orten postvulkanische Phänomene auftraten.

Heute finden sich Fumarolen an der Ostküste des südlichen Dzunaki-

Kossona-Stroms (Methana), bei der Ortschaft Thiafi (Thiafi-Schwefel), mit

H2S-Austritten. Sie haben die umliegenden Gesteine gebleicht. Sublimationen

treten auch in den Spalten der anliegenden Gesteine auf. Die Ruinen der

antiken Badehäuser weisen auf ehemalige warme Quellen hin.

In der Nähe des Kameno-Vulkans (Methana) finden sich ebenfalls ge¬

bleichte Gesteine, welche das Vorhandensein ehemaliger Fumarolen andeuten.

Thermen. Warme Quellen, welche für ihre Heileigenschaften bekannt

sind, existieren an verschiedenen Punkten der Insel Methana, sowie auch an

der Nordküste der Insel Aegina.

In Methana sind folgende Quellen zu unterscheiden (M.Pertessis 1923):1. NaCl-Quellen an der nördlichen Küste von Lutra.

2. Schwefelsäure-Quellen (Bäder) bei Lutra und bei Ag. Nikolaos an der

Nordküste sowie unweit der alten Stadt von Methana (Paläokastro) lassen

vermuten, daß es sich um die von Pausanias erwähnten Anlagen handelt.

13

3. Bei Kameno Chorio deuten Mauerwerkruinen an, daß dort im Altertum

eine warme Quelle vorhanden war.

Analoge Phänomene existieren im Isthmusgebiet von Korinth, wo sich eben¬

falls Fumarolen an verschiedenen Orten finden. (Papastamatiou 1937). Die

bedeutendsten liegen in der Nähe des Dorfes Soussaki. Die Fumarolen steigen

aus zahlreichen Spalten in den neogenen Sedimenten und in den Peridotiten

auf und bewirken eine chemische Umwandlung dieser Gesteine. Sie führen

besonders H20, C02 und H2S.

Viele Autoren haben sich damit befaßt und es wurden verschiedene Er¬

klärungen für ihre Herkunft gegeben.

Die Heilquellen von Loutraki, unweit von diesem Gebiet, stehen wahr¬

scheinlich im Zusammenhang mit dem tektonischen Aufbau der Gegend.

14

C. Pétrographie

1. Mineralbestand

a) Feldspäte

a) Plagioklase

Allgemeines und Morphologie

Die Feldspäte sind sozusagen ausschließlich Plagioklase von 36-90 % An¬

Gehalt. Sie finden sich als Einsprengunge und in der Grundmasse als Mikro-

lite. Die Einsprengunge zeigen klar zonare Struktur. Außer der durch unter¬

schiedlichen An-Gehalt bedingten Zonarstruktur kommen auch zonenförmig

angeordnete Glaseinschlüsse vor (Fig. 5).Die Glaseinschlüsse sind gewöhnlich mit ihrer Längsachse parallel an¬

geordnet, entweder im ganzen Kristall oder auf Zonen, die sich am Rand oder

im Kern des Kristalls befinden^ Sie sind als Ergebnis von abwechselnd ruhi¬

gen und aktiven Perioden der Vulkane aufzufassen.

Außer diesen Einschlüssen von Glas enthalten die Einsprenglingsplagioklasereichlich Hornblende-, Biotit- und Pyroxen-Einschlüsse. Die Einsprengunge

zeigen oft schön die Umrisse von Schnitten nach (010) oder ungefähr _La.

Besonders vertreten ist der Typus gestreckt nach a = [100], während der

nach c = [001] gestreckte nicht beobachtet wurde. Die Schnitte (010) haben

001

20!

OOÏ

0

Fig. 1

gewöhnlich kristallographische Umrisse mit verschiedenen Formen, wie sie

u. a. von Duparc und Reinhard (1924) abgebildet wurden.

Meistens wurden Formen wie in Fig. 1 angegeben, beobachtet.

Auf den Schnitten nach (010) zeigen die geraden Feldspäte das «égaléclairement commun» (Michel-Lévy) bei +40°, in bezugauf die Spur (001).Diese Schnitte sind charakterisiert durch die Abwesenheit der Zwillings¬

lamellen, nach dem Albitgesetz, zeigen jedoch diejenigen nach dem Periklin-

gesetz.

15

ooi 001

b)

60-

50-

Rekurrenz

o

0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 mm

n% (D100-

Zwischenzone

90-

80-

70-

60-

50- fllMI„/lft

Kern Rand

40-

30- 1 1 1 1 r

Kern

I IUL

Rand

Rand

Kern

1-JHU

p,0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,0 0,1 0,Z 0,0 0,1 0,2 0,5 0,4

An%

100

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80-

70

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50

•

40

30

0,

©

Kern

Rand

uZwischenzone

—i 1 1 1 r-

',0 0,2 0,4 0,6 0,8

Rand ©

JZwischenzone

Kern

0,0 0,Z 0,4 0,6

Fig. 2

1. Plagioklaseinsprengling mit Rekurrenz, Hornblendedacitoid, Dzunaki, Methana.

2. Zonarer Plagioklaseinsprengling, Hornblende-Augitdacitoid, Chôma Bukore, Methana.

(Fig. 2)

3. Zonarer Plagioklaseinsprengling, Hornblende-Augitdacitoid, Dzunaki, Methana.

(Fig. 3)

4. und 6. Invers-zonarer Plagioklaseinsprengling, Hornblendedacitoid, Kameni,Methana. 4 = Indiv. 2; 6 = Indiv. 1. in Fig. 5.

5. Zonarer Plagioklaseinsprengling, Hornblendedacitoid, Dzunaki, Methana. (Fig. 7)

Die Schnitte _L a haben einen quadratischen Umriß.

Bei den Mikroliten hat der Umriß der Schnitte (010) die einfache Form,

wie Figur lc (der Einsprengunge) zeigt. Sie sind tafelig nach (010) oder auch

nach der a-Achse gestreckt. Der An-Gehalt der Einsprengunge wurde in erster

Linie nach den klassischen Methoden an Hand von kristallographisch orien¬

tierten Schnitten bestimmt.

Dabei wurden hauptsächlich die Schnitte der Zone _L (010), vor allem

_La = _L [100], die gewöhnlich die zwei Spaltbarkeiten nach (001) und

(010) unter 86° zeigten, verwendet, sowie die Schnitte nach (010) mit kri-

stallographischen Umrissen. Diese Schnitte eignen sich besonders zur Fest¬

stellung der Variation des An-Gehaltes. Auch die konjugierten Auslöschungs¬schiefen der Albit-Karlsbaddoppelzwillinge wurden verwendet.

Die so bestimmten An-Gehalte lieferten im allgemeinen die gleichen Resul¬

tate wie die Bestimmungen mit dem U-Tisch.

Zonarstruktur

Zonarstruktur ist allgemein vertreten. In den nur schwach zonaren Ein¬

sprengungen variiert der An-Gehalt meistens von 40-56 %, wobei ein An¬

Gehalt von 42-45 % vorherrscht. In den Einsprengungen von Aegina wurde

auch niedrigerer An-Gehalt von nur 36-38 % gemessen.

In Gegensatz hierzu sind die Einsprengunge der endogenen Einschlüsse,

welche selbst ärmer an Si02 sind, basisch (75-80% An), wie auch die der

Hypersthen-Andésite von Aegina und Methana ( 70-85 % An).

In bezug auf die Zonarstruktur bestehen unterschiedliche Verhältnisse.

Neben solchen mit nur wenig Zonen finden sich auch Beispiele, für welche bis

deren 40 (Fig. 8) unterschieden werden können. Auch hinsichtlich der Varia¬

tion im An-Gehalt bestehen große Unterschiede. Während diese in gewissen

Fällen bis zu 40 % An betragen kann, erreicht ihr Betrag in andern Fällen

nur ca. 5 % An, wobei bei feinst ausgebildeten Zonen ein oszillierender Wech¬

sel vorhanden ist. An den Grenzen der einzelnen Zonen sind oft deutliche An¬

zeichen von Korrosion zu konstatieren.

In den meisten Fällen ergaben die Messungen überraschenderweise inverse

Zonarstruktur mit einem sauren Kern und äußerer basischer Hülle, wobei

deren An-Gehalt gleich dem der Mikroliten ist. Die Mikroliten sind somit viel

stärker basisch als die Kerne der Einsprengunge. Es wurde zum Beispiel ge¬

funden: Kern 48%, äußere Zone 70%, oder auch Kern und äußere Zone

70 %, Zwischenzone 42 % usw.

Nur in wenigen Fällen wurde der normale Typ mit Kern basischer als der

äußere Rand gefunden.Die Diagramme Fig. 2 geben an Hand einiger Beispiele Einzelheiten in

17

Bezug auf den Aufbau der Zonarstruktur. Mikrophotos der entsprechenden

Plagioklase sind in Fig. 3,4, S, 7 wiedergegeben.1

Die erwähnte oszillierende Zonarstruktur der Plagioklase ist in vulka¬

nischen Gesteinen keine seltene Erscheinung und findet sich in der Literatur

verschiedentlich beschrieben, so z.B. besonders eingehend durch F.Homma

(1932,1936).Sie findet sich aber auch unter relativ wenig mächtiger Sedimentbe¬

deckung in holokristallin-körnig erstarrten Plutoniten, wie zum Beispiel den

oberkretazischen Intrusiva des Banat (St.Ghika-Budesti 1931, A.Codarcea

1932). Für die Vorkommen in Vulkaniten wurden meist die Änderung der

physikalisch-chemischen Verhältnisse, im besondern des H20-Dampfdrucks

im Magmaherd, wie sie durch die rhythmisch wechselnden Gasausbrüche und

Lavaergüsse und die damit zusammenhängenden Konvenktionsströmungen

bedingt sind, verantwortlich gemacht. Ed.Wenk (1945) hat jedoch darauf

hingewiesen, daß eine weitere Erklärungsmöglichkeit in Betracht gezogen

werden muß, nämlich die gleichzeitige Ausscheidung Al-haltiger, das heißt

potentiell An-führender Hornblende, welche mit der Plagioklaskristallisation

interferiert. Er nennt folgende Punkte als bedeutungsvoll in dieser Hinsicht:

1. Die oszillierende Zonarstruktur ist nicht nur in vulkanischen, sondern auch

in plutonischen Gesteinen oft sehr prägnant ausgebildet.

2. Sie ist charakteristisch für bestimmte chemisch-mineralogisch definierte,

intermediäre bis saure Gesteinsserien, und zwar für quarzführende, horn¬

blendereiche Gesteinstypen, in welchen idiomorphe Plagioklase und Horn¬

blenden gleichzeitig ausgeschieden wurden.

3.Nach Abschluß der Hornblendekristallisation setzen die Rekurrenzen bei

den Feldspäten aus und es bilden sich, vom oszillierenden Kern deutlich ab¬

gesetzt, normale saure Ränder aus.

Der Versuch zur Erklärung dieser Erscheinungen nach Ed. Wenk läßt sich

in seinen wesentlichen Punkten wie folgt zusammenfassen :

1. Durch die normale Ausscheidung An-reicher Plagioklase wurde die Schmelze

in deren unmittelbarer Umgebung Ab-reicher. In der anscheinend viskosen

Schmelze erfolgte der Ausgleich durch Nachdiffusion An-reicheren Materials

zuerst nur langsam und unvollständig, so daß sich der eben gebildete Plagio-

klas mit seiner direkten Umgebung nicht im Gleichgewicht befand. Er rea¬

gierte daher mit ihr unter Bildung einer saureren Außenzone. Infolge dieser

Reaktion und der in der Folge langsam nachdiffundierenden An-reicheren

Schmelze wurden die Bedingungen wieder günstig für Bildung An-reicherer

Mischungen, welche sich als basischere Zone um die eben gebildete saurere

Aus drucktechnischen Gründen wurden die Dünnschliff-Photos Fig. 3-10, 17, 19 und

25 auf Taf. I—III am Schluß der Arbeit vereinigt.

18

legten. Dieser sich rhythmisch abspielende Prozeß, welcher zur Bildung der

beobachteten Oszillationen führte, wurde durch die sich gleichzeitig aus¬

scheidende Hornblende mitbeeinflußt. In den Al-haltigen, gewöhnlichen Horn¬

blenden können An und Ab in einem vom Chemismus der Schmelze abhängi¬

gen und mit dem An-Gehalt der Plagioklase übereinstimmenden Verhältnis

eingebaut werden, wie sich an Gesteinen zeigen läßt, für welche die Zu¬

sammensetzung der Hornblende bekannt ist. Die Kristallisation der Horn¬

blende entzieht somit der Schmelze ebenfalls An, ohne jedoch den dadurch

entstehenden Ab-Überschuß, analog wie bei der Plagioklasbildung, durch

Reaktion und Zonarstruktur aufnehmen zu können. Die Ab-Anreicherung,welche eben in Zusammenhang mit dem langsamen Diffusionsausgleich für die

Entstehung der oszillierend-zonaren Plagioklase verantwortlich gemacht

wurde, wird somit durch die gleichzeitige Auskristallisation der Hornblende

noch verstärkt.

Die Wenk'sche Erklärung des Phänomens der oszillierenden Zonarstruktur

der Plagioklase läßt sich auch auf die untersuchten Gesteine anwenden, für

welche ja eine Al-haltige Hornblende als häufiger Bestandteil auftritt. Leider

eignete sie sich in keinem Falle zur Separierung für eine chemische Analyse,

so daß ihr potentieller An-Gehalt nicht bekannt ist. Immerhin muß erwähnt

werden, daß sich die oszillierende Zonarstruktur auch in den hornblende¬

freien olivinführenden Hypersthen-Andesiten findet, wenn auch, soweit sich

aus dem vorliegenden Material ergibt, in geringerem Maße. Diese Tatsache

wäre insofern gut mit der Wenk'schen Auffassung vereinbar, als die Gegen¬

wart von Hornblende ja keine conditio sine qua non für das Zustandekommen

oszillierend-zonar gebauter Plagioklase darstellt, sondern nur zusätzlich ver¬

stärkend in dieser Richtung wirkt.

Die Beobachtung, daß jedoch gerade bei den an und für sich hornblende¬

reichen endogenen Einschlüssen die Zonarstruktur eher selten auftritt, sprichtnicht gegen die Wenk'sche Deutung des Phänomens als solche. Da diese Ein¬

schlüsse nach ihrer Erstarrung als andesitisch-dacitoide Gesteine infolge ihrer

Einschließung durch noch nicht erstarrte, heiße Laven erneut erhitzt und wohl

während längerer Zeit auf erhöhter Temperatur gehalten wurden, ist es sehr

wohl möglich, daß eine eventuell vorhandene oszillierende Zonarstruktur

durch innere Diffusion ausgeglichen wurde.

Es ist zwar bekannt (zum Beispiel E.Dittler u. A.Köhler 1925), daß es

^experimentell bis jetzt nicht gelungen ist, zonare Plagioklase durch Tempern

zu homogenisieren. Wie J.R. Goldsmith (1952) ausführt, dürfte der Grund

hierfür darin liegen, daß eine solche Homogenisierung durch innere Diffusion

nicht nur einen Platzaustausch von relativ locker gebundenen Na- und Ca-

Ionen, sondern auch einen solchen von viel stärker gebundenen Si- und AI-

Ionen bedingt. Es wäre jedoch denkbar, daß der äußerst feine oszillierend-

19

zonare Bau, wie er hier beschrieben wurde, infolge der geringen Differenzen

im An-Gehalt sowie der relativ kurzen Wanderungsdistanzen einer Homo¬

genisierung ausnahmsweise günstig wäre.

Was die zweite Eigentümlichkeit vieler Plagioklase anbelangt, nämlich die

zum Teil sehr ausgeprägte inverse Zonenfolge, das heißt das Auftreten eines

An-reichen Randes, meist in Verbindung mit entsprechend basischen, be¬

deutend An-reichern Mikroliten, im Vergleich zu den unmittelbar auf den

Kern der Einsprengunge folgenden Zonen, so läßt sich diese nach M. Reinhard

und E. Wenk (19S1 p. 43) ebenfalls mit der Hornblendeführung in Zu¬

sammenhang bringen. Beim Instabilwerden der intratellurisch gebildeten

Hornblenden im Effusivstadium, unter Bildung von Opaziträndern oder gänz¬

lichem Ersatz durch Magnetitpseudomorphosen, wird der potentielle An-Ge¬

halt der Hornblenden wiederum der Schmelze zugeführt, ohne daß eine ent¬

sprechende Ab-Menge für eine Kompensation zur Verfügung steht. Es muß

daher in Bezug auf die Plagioklasausscheidung eine Rekurrenz nach An¬

reicheren Mischungen auftreten, welche sich in der Bildung basischerer Rän¬

der um bereits vorhandene Einsprengunge oder basischer Mikroliten in der

Grundmasse auswirkt. Das häufige Auftreten von teilweise oder gänzlich re¬

sorbierten größeren Hornblenden in den untersuchten Gesteinen machen der¬

artige Zusammenhänge durchaus wahrscheinlich. Es ist immerhin darauf hin¬

zuweisen, daß sich Plagioklaseinsprenglinge mit inverser Zonarstruktur, das

heißt basischen Außenrändern, auch ohne Begleitung von resorbierten Horn¬

blenden finden. Für diese Fälle könnte angenommen werden, daß Hornblende

wohl ursprünglich ebenfalls vorhanden gewesen und resorbiert worden wäre,

wobei die Magnetitpseudomorphosen jedoch infolge ihrer hohen Dichte ab¬

gewandert wären und sich daher der Beobachtung entziehen. Es besteht aber

prinzipiell auch die Möglichkeit, daß Ungleichgewichtszustände, bewirkt

durch Absinken bereits gebildeter Plagioklase in tiefere Regionen mit Schmel¬

zen höherer Temperatur, mit welchen Plagioklasmischungen basischerer Zu¬

sammensetzung im Gleichgewicht standen, in Betracht zu ziehen sind.

Es bleibt noch zu untersuchen, inwiefern sich eventuell ein Einfluß der

Druckentlastung bei der Eruption zur Oberfläche auf die mit einer Schmelze

von bestimmter Zusammensetzung koexistierenden Kristalle auswirken könnte.

Experimentelle Befunde über die Druckabhängigkeit der Liquidus- und Soli-

duskurve im System An-Ab bestehen nicht, jedoch wurde durch H. S. Yoder

(in J.M.Carr, 1954, p. 372) versucht, den Druckeinfluß auf die Schmelz-^temperaturen der Endglieder An und Ab aus thermodynamischen Daten an¬

nähernd zu berechnen. Dabei ergab sich dT/dP für Ab etwa viereinhalbmal

so groß wie für An. Setzt man für das Zweiphasenblatt dieselbe Form voraus

wie für Atmosphärendruck, so zeigt es sich, daß mit einer Schmelze von be¬

stimmter Zusammensetzung bei höheren Drucken Ab-reichere Mischkristalle

20

koexistieren als bei niedrigeren. Druckentlastung würde somit tatsächlich die

Bildung An-reicherer Mischungen und somit inverse Zonenfolge begünstigen.Für die hier besonders interessierenden basischen Glieder wäre der Unter¬

schied in der Zusammensetzung der bei verschiedenen Drucken mit der

Schmelze koexistierenden Mischkristalle allerdings bedeutend geringer als

für saurere. Es ist daher nicht anzunehmen, daß die Druckentlastung bei der

Eruption an die Oberfläche von wesentlicher Bedeutung für die Bildung der

inversen Zonarstruktur ist. Wäre dies der Fall, so müßte sie wohl auch ganz

allgemein in Vulkaniten häufiger anzutreffen sein.

Was die Mikroliten anbelangt, so variiert ihr An-Gehalt von 58-85 %, häu¬

fig zwischen 65-75%. Sehr oft sind sie ebenfalls zonar, mit einem kleinen

Kern und einer schmalen äußeren Zone. Die Differenz an An variiert bis 9 %,dabei ist die äußere Zone saurer (Kern 63 %, äußere Zone 54 % zum Beispiel).

Zwillingsgesetze und gesetzmäßige Verwachsungen

In der untenstehenden Tabelle wird die Häufigkeit der verschiedenen

Typen der Zwillingsgesetze, sowohl der Einsprengunge wie der Mikroliten,statistisch dargestellt.

Messungen Albit Manebach Baveno Karlsbad...

Aklin Periklin Ala Albit-Ala Albit- Karlsbad An-Gehalt%

Mediana

102

Porös

69

Aegina

49

37

23

14 1

29

20

8

9

9

8

1 7

3

4

19

14

14

42-88 %

42-80 %

36-90 %

Summe

220 74 1 57 26 1 14 47 36-90 %

Aus dieser Zusammenstellung ist ersichtlich, daß das häufigste Gesetz das

Albit-Gesetz ist (74 bei 220 Messungen), und zwar sowohl bei den Einspreng¬ungen wie bei den Mikroliten.

21

An zweiter Stelle bezüglich Häufigkeit kommt Karlsbad (57), dicht gefolgt

von Albit-Karlsbad (47).

Bei den Einsprengungen findet sich öfters auch das Periklingesetz, welches

dagegen bei den Mikroliten selten zu treffen ist. Ebenfalls relativ zahlreich

ist das sonst seltene Komplexgesetz Albit-Ala vertreten ( 14).

Am Schluß sei erwähnt, daß bei einem kleinen Einsprengung aus den Ge¬

steinen von Aegina das Baveno-Gesetz bestimmt wurde, sowie einmal auch

Ala, auf Methana.

An größeren Individuen wurde öfters die sogenannte Banater Verwach¬

sung (Fig. 10) beobachtet. Diese auffälligen kreuzförmigen Durchwachsun-

Fig. 11

Interessante Verwachsung von Augit und Feldspat. Olivinführender Pyroxenandesit, Ma¬

lisa, Methana.

gen zweier Zwillingsindividuen wurden erstmals, und zwar unabhängig von

einander, durch C.Burri (C.Burri und H. Huber 1932) an jungvulkanischenGesteinen von Burma, durch A. Streckeisen (A. Streckeisen 1932) an jungenIntrusiva des Banates, und durch Ed. Wenk an jungen Laven von Borneo

(Ed. Wenk 1933) beobachtet, wobei durch Streckeisen die heute allgemeinübliche Bezeichnung «Banater Verwachsung» vorgeschlagen wurde. Nach

Burri ist die Banater Verwachsung dadurch charakterisiert, daß die Pinakoide

(010) bzw. (001) der beiden Individuen zu einander gegenseitig parallel sind,

22

das heißt, daß für die beiden Individuen die a-Achse gemeinsam ist. Nach

Streckeisen hingegen bildet die a-Achse einen Winkel von 30-40°. Im vor¬

liegenden Fall war es wegen der schlechten Ausbildung der pinakoidalen

Spaltbarkeiten nicht möglich, die Lage der a-Achse als Schnittachse der Pina-

koide festzulegen. Sie mußte vielmehr aus der Migrationskurve der Zwillings¬

achse des Ala-Gesetzes für den betreffenden An-Gehalt interpoliert werden.

Dabei ergaben sich Winkel von 7-12° zwischen den a-Achsen der beiden

Individuen. In Anbetracht der vorhandenen Zonarstruktur, welche die Ein-

messung und die Interpolation erschwerte (für die beiden Individuen ergaben

sich An-Gehalte von 58 bzw. 64 % An), dürfte das Resultat eher dafür spre¬

chen, daß die a-Achsen im Idealfall zusammenfallen.

Fig. 12 zeigt die Projektion des Pols (010) der gemessenen Plagioklase,

verzwillingt nach Albit, Karlsbad, Albit-Karlsbad, Albit-Ala und Ala.

Temperaturabhängigkeit der optischen Orientierung

Fig. 12

Lage der 010-Pole verglichen mit der Migrationskurve von v. d. Kaaden.

23

Die Flächenpole (010) liegen auf einem Band, dessen Mittellinie gut der

Hochtemperaturkurve nach v. d. Kaaden entspricht.Es handelt sich somit bei den untersuchten Plagioklasen um Hochtempe¬

raturbildungen, eventuell zum Teil auch um zwischen Hoch- und Tieftempe¬

raturoptik gelegene Zwischenformen, wie sie unter anderem durch /. D. Muir

(1955) beschrieben wurden. Aus Fig. 12 ist auch ersichtlich, daß eine Häu¬

fung der Punkte bei 40-48 % und 60-85 % An vorhanden ist. Die Achsen¬

winkel der untersuchten Plagioklase streuen, wie erwartet, ziemlich stark.

Die Fig. 13 zeigt die Meßresultate im Vergleich zur Kurve von Reinhard.

Die gleiche Figur zeigt gleichzeitig die Änderung des optischen Charakters

mit dem An-Gehalt.

\

\\

^\ 2V ^~~~'^-^f "^w \

/^ .„

/

~

V* /?

1 i i i

+ jy

i

-80°

90°

+ 80"

-t-70"

üb 10 20 30 40 50 60 70 80 90 IOO%An

— Tiefremperatur nach Reinhard

Hochremperatur nach van der Kaaden

Fig. 13

Achsenwinkel der Plagioklase, verglichen mit den Kurven von Reinhard und v. d. Kaaden.

ß) Orthoklas

In den Dacitoiden sowie in den Hypersthen-Andesiten von Aegina und

Methana wurde auch Orthoklas in sehr wenigen Kristallen in der Grund¬

masse bestimmt.

b) Quarz

Schon makroskopisch erkennt man hie und da Quarzkörner von mittlerer

Größe und schwach rosavioletter oder weißer Farbe. Mikroskopisch treten

diese nicht in idiomorphen Individuen, sondern in Form rundlicher oder ellip¬tischer Körner auf. Ihre bedeutende Größe im Verhältnis zu derjenigen der

Einsprengunge sowie ihre rundliche Form lassen exogene Herkunft vermuten.

24

Charakteristisch ist oft auch das Auftreten von angeschmolzenen Indivi¬

duen, das heißt einer Reaktion zwischen Quarz und Grundmasse unter Bildung

eines Glasrandes (Fig. 16). Öfters erkennt man auch um den Quarz an den

Berührungsflächen mit der Grundmasse eine Zone von feinstengeligen grün¬

lichen Augit-Kriställchen in radialer Anordnung. Manchmal sind die nagel¬

artigen Augit-Kristalle sehr dicht angeordnet, und um diese Zone folgt eine

weitere von Hornblende. In anderen Fällen wiederum tritt zwischen dem

Quarzkorn und der Augithülle eine schmale Zone von Glas auf (Fig. 14, 15).

Auch in diesen Fällen zeigt der Quarz keine Kristallflächen.

In anderen Fällen wiederum sind die Quarzeinschlüsse von der Grundmasse

sozusagen durch Hohlräume getrennt, wie sie Lacroix (1893) durch Aus¬

dehnung von im Einschluß enthaltenen Gasen oder durch teilweise Absorptionderselben durch das Glas entstanden denkt. Die beobachteten Phänomene

entsprechen weitgehend bis in die Einzelheiten den klassischen Beschreibun¬

gen durch A.Lacroix und unterstützen die Ansicht vom exogenen Charakter

des Quarzes. Durch röntgenographische Untersuchungen wurde der Quarz als

a-Quarz bestimmt.

Fig. 14

Bei diesem exogenen Quarz-Einschluß lassen sich gegen außen folgende Reaktionszonen

unterscheiden: Q = Quarz, Gl = Glas, A = Augit, H = Hornblende, Gr = Grund¬

masse. Aus olivinführendem Hornblende-Augitandesit, Einschluß in Hornblende-Augit-

dacitoid, Dzunaki, Mediana.

25

Fig. 15

Quarz-Einschluß mit Reaktionszonen. Links Feldspateinsprengling mit breiter Zone von

parallel gerichteten Glas-Einschlüssen. Aus Hornblende-Augitandesit, Einschluß in Horn-

blendedacitoid, Metochi, Aegina.

Fig. 16

Angeschmolzene Individuen von Quarz (Q), Reaktion zwischen Quarz und Grundmasse.

H = Hornblende, Plg = Plagioklas, Gl = Glas. Aus Hornblendeandesit, Einschluß in

Hornblendedacitoid, Kipoi, Aegina.

26

c) Cristobalit

Während Quarz in den Laven des Saronischen Golfes überwiegend oder gar

ausschließlich exogener Natur ist, kommt eine andere Si02 -Modifikation als

endogene Bildung vor.

Cristobalit tritt in der Grundmasse in unregelmäßigen Massen sowie in

rechteckig-tafeligen Individuen auf, oder er füllt die Zwickel zwischen ande¬

ren Mineralien aus. Er erscheint schwach rötlich, ist niedrig, licht- und dop¬

pelbrechend und zeigt die typische «Ballenstruktur».

Er unterscheidet sich klar von der Grundmasse, sowohl durch die rosarote

Farbe, wie auch durch die Doppelbrechung, welche zwar schwach, aber gut

sichtbar ist, während das Glas ganz isotrop ist. Die gut entwickelten Kristalle

zeigen eine deutliche orthogonale Spaltbarkeit. Einzelne Körner zeigen einen

fleckig-mosaikartigen Aufbau mit teilweise verschiedener Orientierung der

einzelnen Felder. Es dürfte sich dabei um polysynthetische Verzwillingung

handeln, wie sie durch H. Kuno beschrieben wurde. Normalerweise ist er ein¬

achsig-negativ, sehr selten zweiachsig, doch mit nicht meßbaren 2V.

Die Form, in welcher der Cristobalit erscheint, das heißt in der Grundmasse

oder in den Zwischenräumen der anderen Mineralien, zeigt deutlich seine

späte Bildung, wahrscheinlich als Resultat pneumatolythischer Prozesse.

Für den in den Laven der San Juan-Mountains, Colorado, USA, vor¬

kommenden Cristobalit ist Larsen der Auffassung, daß zwei Bildungsarten

vorliegen. {Larsen 1936 bis 1938.)1. Der in der Grundmasse vorkommende Cristobalit, Ergebnis einer raschen

Kristallisation, unter Bildung einer instabilen Form.

2. Cristobalit in den Zwischenräumen größerer Mineralien, gebildet durch

Gaszufuhr nach der Erstarrung der Grundmasse.

H. Kuno, in seiner Arbeit über Si02 -Mineralien in japanischen Laven

{H.Kuno 1933) bemerkt auch, daß der Cristobalit in der Grundmasse und

derjenige in den Zwischenräumen verschiedene Bildungsbedingungen gehabthaben müssen.

d) Hornblende

Sie ist der wichtigste der femischen Gemengteile, welcher in analoger Aus¬

bildung in zahlreichen Gesteinen enthalten ist.

Im allgemeinen kommt sie reichlich in den Dacitoiden von Aegina, Methana

und Porös vor, wo sie das vorherrschende femische Element ist.

27

Dagegen tritt sie bei den Hypersthen-Andesiten von Aegina und Methana

(Si02 = 53 %) zurück, oder erscheint in Magnetit umgewandelt. Man

findet alle verschiedenen Stadien dieser Umwandlung (Opazitrand). Manch¬

mal ist sie so weit fortgeschritten, daß nur aus dem Umriß zu erkennen ist, daß

es sich ursprünglich um Hornblende handelte.

In den Fällen, wo die Hornblende verschwindet, zeigt sich an ihrer Stelle oft

Pyroxen, welcher bei diesen Bedingungen stabil ist, entweder die Hornblende

korrodierend und scheinbar in ihr eingeschlossen, oder randlich um sie herum¬

gewachsen (Fig. 18).

In den olivinführenden Hypersthen-Andesiten von Methana findet sich die

Hornblende seltener. Diese Individuen zeigen interessanterweise ebenfalls

eine randliche Umwandlung in Augit, so daß die Hornblende nur als Kern

auftritt, was wiederum ihre Unstabilität bei den herrschenden Bedingungen

anzeigt.

Maßgebend für die Bildung von Hornblende anstelle von Pyroxen dürfte

in erster Linie das Vorhandensein von leichtflüchtigen Bestandteilen in der

Schmelze sein, vor allem H20, sowie von Druckverhältnissen, welche deren

Entweichen verhindern. Ändern sich diese Bedingungen durch Druckent¬

lastung bei der Eruption, so wird die Hornblende instabil, und es erfolgt ihr

Zerfall unter Opazitbildung (Fig. 19).

In den Ergußgesteinen von Aegina, Methana und Porös findet man vor¬

wiegend die basaltische braune Hornblende (Oxyhornblende), daneben aber

in gewissen Fällen auch eine grüne Varietät, entweder als Einsprengung oder

in der Grundmasse. Wie bekannt, unterscheidet sich die basaltische Horn¬

blende von der grünen nur durch den Oxydationsgrad des Fe, und grüne Horn¬

blenden können durch Erhitzen in Oxyhornblenden umgewandelt werden,

(S. Kôzu, B. Yoshiki und K. Rani 1927). Viele Hornblenden enthalten reich¬

lich Einschlüsse von Glas, Feldspat oder Biotit.

Die braune Hornblende ist intensiv pleochroitisch mit folgenden Farben:

na = dunkelbraun, nß — gelb, und ny = gelb-braun.

Bei der basaltischen Hornblende wurde mit U-Tisch gemessen: c/ny =7°, und (-) 2V = 82°, bei der grünen: c/ny — 19° und (-) 2V = 71°.

An einem zonaren Kristall von grüner Hornblende wurde ein Kern mit

kleinem 2V bestimmt (58°), welcher wahrscheinlich reicher in Mg ist.

Die drei Hauptdoppelbrechungen der braunen Hornblende wurden mit dem

i?ere£-Kompensator gemessen und ergaben folgende Werte (die Schliffdicke

wurde aus der bekannten Doppelbrechung des vorhandenen Quarzes be¬

stimmt) :

ny-na— 0.0418, nß-na = 0.0231, nrn/?- 0.0197; (-) 2V = 83°.

28

Fig. 18

Hornblendeeinsprengling mit randlicher Umwandlung in Augit. Aus Hornblende-Augit-

andesit, Einschluß in Hornblendedacitoid, Malja Glat, Mediana.

e) Biotit

Er fehlt in den Hypersthen-Andesiten von Methana und Aegina ( 53 %

Si02), erscheint aber in den saureren Andesiten mit Si02 58-63%. Nur

in den Andesiten von Porös ist er reichlich vorhanden. Er erscheint ebenfalls

als große Einsprengunge in den Einschlüssen mit einem Si02-Gehalt von 52

bis 54 % und schließt oft Magnetit ein, auch Feldspäte.

Neben den gewöhnlichen Umwandlungen von Hornblende in Biotit, wie sie

dem Reaktionsprinzip entsprechen (Fig. 21), findet man interessanterweise

auch den umgekehrten Fall, das heißt eine Umwandlung von Biotit in Horn¬

blende, wobei Biotit randlich zersetzt wird unter Neukristallisation von Horn¬

blende (Fig. 20).

Dieses letztere wurde auch von Wenk (M. Reinhard und E. Wenk 1951) in

Ergußgesteinen von Borneo beobachtet, doch enthält er sich einer Deutung.

29

J 1 .... 1

I Z 3 mm

Fig 20

Biotitemsprengling randlich zersetzt unter Neukristallisation von Hornblende Olivm-

fuhrender Hornblende Pyroxenandesit, Einschluß in Hornblende Biotitdacitoid, Porös

Einsprengling von Hornblende mit normaler Umwandlung in Biotit Hornblende-Augit-dacitoid, Dzunaki, Methana

30

f) Pyroxene

Pyroxen kommt in den Laven des Saronischen Golfes reichlich vor, zu¬

sammen mit Olivin und Hornblende.

Hauptsächlich finden sich monokline Pyroxene, Augit oder Pigeonit, da¬

neben in den Hypersthen-Andesiten von Methana und Aegina auch Orthaugit.

ex) Augit

Er ist im Schliff hellgrün bis gelb oder graugrün und tritt als Einsprengungund in der Grundmasse auf, sehr oft mit Einschlüssen von Feldspat oder Glas.

Die Kristalle sind kurzprismatisch mit (100), (110) und (010) entwickelt.

Schnitte _L c zeigen oktogonalen Umriß mit orthogonaler Spaltbarkeit unter

87°, bzw. 93°.

Die Bisektrizen-Dispersion ist sehr schwach, oft ist jedoch Zonarstiuktur

mit örtlich verschiedener Auslöschung vorhanden. Öfters treten Zwillingenach (100) und symmetrische Auslöschung der zwei Individuen (010) auf. Es

kommen auch Penetrationszwillinge nach (122) vor.

Auslöschungswinkel und 2V mit dem U-Tisch gemessen ergaben folgendeWerte:

c/ny 46° 42° 48° 41° 47° 48° 44°

( + )2V 60° 64° 60° 60° 60° 57° 57°

im Mittel c/ny = 44°, 2V = 60°

was einem gewöhnlichen Augit entspricht.

Die drei Hauptdoppelbrechungen wurden mit dem .Bere£-Kompensator be¬

stimmt und ergaben folgende Werte:

ny-nß = 0.0290, ny-na — 0.0390, n^-na = 0.0100 und 2V = 60.7°

Die Schliffdicke wurde aus der bekannten Doppelbrechung des gleichzeitigvorkommenden Quarzes bestimmt.

Die Einsprengunge waren für eine chemische Analyse leider nicht geeignet.

Neben dem gewöhnlichen Augit kommt ein weiterer Typus mit kleinerem

Auslöschungswinkel und 2V vor, offenbar ein Übergangstypus zwischen Augit

und Pigeonit, reicher an Mg und Fe und ärmer an AI und Ca. Mit dem U-Tisch

wurden gemessen:

c/ny 30° 34° 35° 38°

( + ) 2V 52° 50° 48° 47°

Dieser Typus kommt bei zonaren Kristallen, und zwar als äußere Zone vor,

wobei der Kern aus gewöhnlichem Augit besteht, sowie in der Grundmasse.

Nach Larsen und Barth ist Pigeonit eine raschkristallisierte, instabile Kri-

31

stallart. Diese Ansicht wird bekräftigt durch die Tatsache, daß in Gabbros von

gleicher Zusammensetzung wie pigeonitführende Basalte und Diabase kein

Pigeonit beobachtet wurde, daß dafür Hypersthen und Diopsid zusammen

vorkommen, was der stabilen Paragenese entspricht.

ß) Orthaugit

In kleinerem Maße, immer zusammen mit Augit und nur in einigen seltenen

Fällen in größerer Menge, tritt Orthaugit auf. Er ist farblos und von kleinerer

Doppelbrechung als Augit. Mit U-Tisch wurde (-) 2V bis 64° gemessen, ent¬

sprechend Hypersthen. Die Zusammensetzung schwankt also um En60 Hy40.

Andere Individuen zeigten positiven Charakter mit ( + ) 2V = 56-63°;

es ist somit auch Enstatit um En95 Hy5 vorhanden.

g) Olivin

Er kommt in großen Einsprengungen vor, und war ziemlich reichlich in den

Augit-Hypersthen-Andesiten von Methana, welche daher als Olivin-Augit-

Hypersthen-Andesite zu bezeichnen sind, weniger auch in denen von Aegina.

Er ist in diesem Fall idiomorph (Fig. 25). Die Kristalle sind nach c = [001]

gestreckt mit gut entwickelten Flächen (021) und (010).Er ist meist sehr frisch und zeigt nur selten eine schmale Umwandlungszone

von Iddingsit oder Bowlingit.Eine andere Form des Auftretens ist zusammen mit Augit in den Horn-

blende-Augit-Andesiten von Methana sowie auch in den Einschlüssen. In die¬

sem Fall zeigt er keine idiomorphe Umgrenzung und bildet knäuelartige Ver¬

wachsungen allein oder mit Augit. Charakteristisch ist in vielen Fällen das

Auftreten einer Reaktionszone von Hornblende, die ihn randlich umgibt, wo¬

bei verschiedene Stadien der Reaktion beobachtet werden können (Fig. 21,

22). Seltener besteht die Umwandlungszone anstelle von Hornblende aus

, Augit-Kriställchen (Fig. 24).Zahlreiche Messungen mit U-Tisch gaben folgende Werte für 2V:

1.Olivin mit Reaktionszone: (-) 78 (M), (-) 82 (M), (-) 83 (M), (-) 80

(P),(-)77(P).2. Olivin idiomorph, ohne Reaktionszone: (-) 88 (M), 90 (M), (-) 89 (M).M = Methana, P = Porös.

Aus diesen Messungen ergibt sich, daß die Zusammensetzung schwankt

zwischen:

Fo80Fa20 = Chrysolith (-) 2V = 87 ° und Fo60Fa40 = Hyalosiderit

(-) 2V = 78°.

32

h) Magnetit

Er tritt primär und sekundär, bei der Opazitbildung, auf. Leucoxen ist Um¬

wandlungsprodukt von Ilmenit und Ti-Magnetit.

i) Apatit

ist vorhanden und zeigt nichts Besonderes.

Fig. 22

Einsprengung von Olivin mit Reaktionsrand von Hornblende. Olivinfuhrender Horn-

blende-Pyroxenandesit. Einschluß in Hornblendedacitoid, Malja Glat, Methana.

33

Fig. 23

Olivin mit beginnender Bildung von Hornblende-Reaktionsrand (Mitte). Weiter fortge¬schritten (rechts oben). Links Hornblende im Kern in Magnetit umgewandelt. Aus Horn¬

blende-Augitdacitoid, Methana.

Fig. 24

Olivin randlich in Augit umgewandelt. Hornblende-Augitdacitoid, Malisa, Methana.

34

2. Die verschiedenen Typen der jungvulkanischen Eruptivgesteinedes Saronischen Golfes

Bei den Eruptivgesteinen von Aegina, Methana und Porös lassen sich Laven

und endogene Einschlüsse unterscheiden.

An Masse treten die letzteren sehr zurück, sie sind jedoch für die genetische

Deutung der ganzen Vergesellschaftung von großer Bedeutung. Was die Laven

anbetrifft, so finden sie sich mit Ausnahme der nur von Methana bekannten

olivinführenden Augit-Hypersthenandesite auf Aegina und Methana in so

stark übereinstimmender Ausbildung, daß eine getrennte Beschreibung zu un¬

nützen Wiederholungen führen würde. Sie sollen daher für die Beschreibung

zu Typen vereinigt werden. Die biotitreichen Laven von Porös hingegen stellen

einen besonderen, auf Aegina und Methana unbekannten Fall dar.

Alle Laven gehören der Andesit-Dacitgruppe an, wobei der Si02-Überschuß,wie er durch die chemische Analyse belegt ist, oft seinen Ausdruck im Auf¬

treten von Quarz nicht findet. Für diesen bekannten Fall soll die durch A.La¬

croix vorgeschlagene Bezeichnung Dacitoid gebraucht werden. (A.Lacroix1933 ). Die Beschreibung soll gemäß folgendem Schema erfolgen:

a) Laven.

a) Dacitoide.

Hornblendedacitoide und Hornblende-Augitdacitoide

(Aegina und Methana).

Hornblende-Biotit-Augitdacitoide (Porös).

ß) Andésite.

Hornblende-Augit-Hypersthenandesite (Aegina und Methana).Olivinführende Augit-Hypersthenandesite (Methana).

b) Tuffe.

c) Einschlüsse.

a) Exogene Einschlüsse.

ß) Endogene Einschlüsse.

a] Laven

a) Dacitoide

Für die hier als Dacitoide bezeichneten Gesteine ergibt sich nomenklato-

risch insofern eine prinzipielle Schwierigkeit, als sie teilweise auf Grund ihres

Quarzgehaltes übungsgemäß als Dacite zu bezeichnen wären.

Da jedoch aus den schon erwähnten Gründen der Quarz als exogen be¬

trachtet wird, so werden sie hier in Anbetracht ihrer glasreichen Grundmasse

als Dacitoide bezeichnet.

35

Diese Art des Vorgehens wird durch die chemischen Untersuchungen ge¬

stützt, welche zeigen, daß auch ohne Berücksichtigung des exogenen Quarzes

ein Si02-Überschuß vorhanden ist, sowie, daß dieser auch für quarzfreie Ge¬

steine besteht.

Nach A. Ktenas und H. S. Washington sind Dacitoide ohne exogenen Quarz

auch unter den Laven von Santorin reichlich vertreten. In dieser Gruppe kön¬

nen folgende Untertypen unterschieden werden:

aa) Hornblendedacitoide und Hornblende-Augitdacitoide

(Aegina und Methana).

ßß) Hornblende-Biotit-Augitdacitoide (Porös).

aa) Hornblendedacitoide und Hornblende-Augitdacitoide

Dies ist der am weitesten verbreitete Typus, in Aegina und Methana vor¬

kommend. In Methana umfaßt er alle älteren Laven sowie viele der jüngeren,

zum Beispiel diejenige des Kameni-Stromes, sowie von Dzunaki, Kossona,

Ag. Panteleimonas etc. In Aegina gehören ebenfalls alle älteren Laven diesem

Typus an. Es sind Gesteine von hellgrauer bis dunkelgrauer oder auch braun¬

grauer Farbe. Makroskopisch lassen sich Plagioklaseinsprenglinge (2 bis 3

Millimeter Größe), Hornblende und Augitkristalle sowie glänzende Blättchen

von Biotit gut erkennen.

Unter dem Mikroskop zeigen sie hemikristallin porphyrische Struktur mit

hyalopilitischer bis pilotaxitischer Grundmasse, meist mit viel Glas und

manchmal klar fluidaler Anordnung der sehr feinen Mikroliten.

Der mit dem Integrationstisch ermittelte quantitative Mineralbestand ist

auf der Tabelle (Seite ) angegeben.

H. G. Plagioklaseinsprenglinge 42-45% An-Gehalt, Mikrolite 51-75%.

Hornblende, Pyroxen: Augit und Pigeonitaugit, sehr oft vom Orthaugit be¬

gleitet.

N. G. Biotit.

U. G. Magnetit, Apatit.

Die Laven enthalten reichlich endogene und exogene Einschlüsse, und

zwar:

1. Exogene Einschlüsse bestehen aus Quarz, in abgerundeten Kristallen, mit

oder ohne Reaktionszone von Augit.2. Endogene Einschlüsse, Olivineinschlüsse.

Charakteristisch ist der Unterschied, der sich unter dem Mikroskop zwi¬

schen älteren und jüngeren Laven von Methana zeigt. So enthalten die älteren

Laven von Methana reichlich endogene Olivineinschlüsse mit der charakte¬

ristischen beschriebenen Hornblendereaktionszone, welche sie vom primären

36

Olivin, wie er in den Hypersthenandesiten vorkommt, unterscheiden läßt.

Gegenüber der hier geäußerten Auffassung, daß die Olivine mit Hornblende¬

reaktionsrand als endogene Einschlüsse zu betrachten seien, das heißt, zwar

wohl als Kristallisationsprodukte von Schmelzen des gleichen magmatischen

Zyklus, jedoch als Bildungen anderer, Si02-ärmerer Teilschmelzen, welche

nach Anreicherung durch gravitativ bedingte Sonderungsprozesse mit den an

Si02 übersättigten dazitischen Schmelzen vermischt wurden, müssen auch an¬

dere Möglichkeiten in Betracht gezogen werden. Es könnte zum Beispiel an¬

genommen werden, daß es sich um Frühausscheidungen aus der gleichenSchmelze handle, welche sich in der Folge bis zum dazitischen Stadium ent¬

wickelte, wobei diese durch die Bildung der Reaktionsränder vor späterer

Resorption geschützt worden wären und trotz ihres hohen spezifischen Ge¬

wichtes nicht abgewandert wären. Dies scheint jedoch nicht sehr wahrschein¬

lich, da die peritektischen Reaktionen dann wohl schon im Pyroxenstadiumder Reaktionsserie und nicht erst im Hornblendestadium eingesetzt hätten.

Außerdem sind Olivinrelikte in so sauren Gesteinen überhaupt kaum bekannt.

Hierbei wäre allerdings auch in Betracht zu ziehen, daß der saure Charakter

der Grundmasse nicht allein eine Folge der normalen Entwicklung durch

gravitative Kristallisationsdifferentiation darstellt, sondern durch die un¬

zweifelhaft vorhandene Quarzassimilation mitbedingt sein könnte.

Schließlich wäre noch die Möglichkeit in Betracht zu ziehen, daß die Olivine

überhaupt nicht Produkte des spättertiären Magmas sind, sondern daß sie

als exogene Einschlüsse der ophiolithischen Formation entstammen, auf wel¬

cher die jungvulkanischen Bildungen teilweise aufsetzen. Anstehend finden

sich zwar unter den Ophiolithen keine Peridotite, sondern nur Serpentine, was

jedoch das Vorhandensein olivinführender Gesteine in der Tiefe nicht aus¬

schließt. Gegen diese Annahme spricht jedoch die Tatsache, daß olivin-

führende Einschlüsse in den Jüngern Laven sich auch in andern Sektoren des

Kykladenbogens finden, wo keine Ophiolithe bekannt sind, wenn auch, so¬

weit aus den Beschreibungen ersichtlich, ohne Hornblendereaktionsränder.

Die chemische Zusammensetzung dieser Gesteine ergibt sich aus den nach¬

folgenden Analysen (Tab. 1 ).

37

Tabelle 1

1. 2. 3. 4. 5.

Si02 61.32 58.38 59.93 62.78 59.23

AI2O3 15.85 17.19 17.24 15.95 15.68

Fe203 5.30 3.36 2.92 3.15 4.46

FeO 0.18 2.16 2.67 1.39 1.67

MnO 0.13 0.12 0.12 0.12 0.12

MgO 1.80 3.80 2.54 2.08 3.17

CaO 7.60 7.23 6.76 6.68 8.00

Na20 2.99 3.49 3.44 3.69 3.85

K20 2.18 2.69 1.98 2.80 2.30

+H2O 1.35 0.52 1.20 0.70 0.50

—H20 0.10 0.08 0.12 0.20 0.24

Ti02 0.76 0.75 0.74 0.58 0.80

P205 0.23 0.34 0.27 0.20 0.34

99.79 100.11 99.93 100.32 100.36

Analytiker: E. Davis.

1. Hornblendedacitoid, Kossona, Methana. (jüngere Lava).2. Hornblende-Hypersthendacitoid, Kameni, Methana. (jüngere Lava).3. Hornblendedacitoid, Dretzeika, Methana. (ältere Lava).4. Hornblendedacitoid, Antzeo, Aegina. (ältere Lava).5. Hornblende-Augit-Biotitdacitoid. Methochi, Aegina. (ältere Lava).

Modus (mit Integrationstisch gemessen) :

1. 2.

Grundmasse 59.8 Grundmasse

Feldsp. Einspr. 14.7)

2.3J. _

ftFeldsp. EinsprMikroliteMikrolite

Hornblende 4.8 Hornblende

Erz (+Apatit) 15.7 Biotit

Biotit 1.2 Olivin

Quarz 1.5 Erz

4. 5.

Grundmasse 46.7 Grundmasse

Feldsp. Einspr. 15.6)

15.6JFeldsp. EinsprMikroliteMikrolite

Hornblende 14.9 Hornblende

Erz 3.4 Erz

Biotit 1.9 Augit

Quarz 1.9 Quarz

Der hohe Erzgehalt erklärt sich aus der fortgeschrittenen Umwandlung der

Hornblende in Magnetit. Oft werden ganze Hornblendekristalle durch Magne¬

tit ersetzt.

3.

57 Grundmasse 46.5

2234

Feldsp. Einspr. 9.5)

23.4/12 Mikrolite

8 Erz 10.7

0.1 Hornblende 5.9

0.1 1.0 Pyroxen 4.0

0.8J

47.8

22.8

12.134.9

1.0

13.2

2.8

0.3

32.9

38

Zum Vergleich ähnliche Analysen aus dem Gebiete des Kykladenbogens

(Tabelle 2).

Tabelle 2

a) b) c) d)

Si02 60.42 62.00 60.64 59-34

Al2o2 18.22 17.53 16.32 16.32

Fe203 2.66 2.33 1.48 4.39

FeO 3.13 2.51 6.18 1.63

MnO 0.13 Sp. 0.18 0.15

MgO 2.13 2.39 1.88 3.55

CaO 6.84 5.95 6.02 7.50

Na20 3.17 3.44 3.83 3.14

K20 1.98 2.63 2.01 1.66

P2O5 0.08 Sp. 0.23 0.31

+H20 0.43 1.02 0.22 0.70

—H20 0.54 — 0.22 0.50

T1O2 0.59 0.59 1.20 0.58

100.32 100.39 100.41 99.77

a) Labradordacitoid, Christiana. Analytiker: Raoult.

Quelle: C. A. Ktenas. Prag. Akad. Athen, Tom. A. Nr. 4, 1935.

b) Andesit, Kalymnos. Analytiker: F. Millosevich.

Quelle: F. Millosevich, Rend. Ac. Line. XXI (2) p. 306. 1912.

c) Andesindacitoid, Thera, Santorin. Analytiker: Raoult.

Quelle: C. A. Ktenas, Prag. Akad. Athen, Tom. A. Nr. 4, 1935.

d) Pyroxendacit, Akrachès, Milos. Analytiker: Raoult.

Quelle: C. A. Ktenas. Prag. Akad. Athen, Tom. A. Nr. 1, 1935.

Niggli-Werte und Magmentypen der in Tabellen 1 und 2 zusammengestell¬

ten Analysen gehen aus Tabelle 3 hervor.

Tabelle 3

si al fm C alk k mg « p qz Magma

1. 214 32.5 24.3 28.3 14.9 .32 .39 2.1 0.4 + 54.4 quarzdioritisch2. 177 30.7 30.4 23.5 15.4 .38 .56 1.6 0.4 + 15.4 quarzdioritisch

3. 199 33.7 27.3 23.9 15.1 .28 .46 1.6 0.4 + 38.6 quarzdioritisch

4. 220 32.8 23.2 25.1 18.9 .33 .47 1.7 0.2 +44.4 quarzdioritisch

5. 182 28.5 29.2 26.4 15.9 .28 .49 1.8 0.6 + 38.4 cumbraitisch/qz-dioritisch

a) 213 35.5 26 24 14.5 .29 .40 1.6 0.2 + 55 quarzdioritisch

b) 213 35.5 25.5 22 17 .34 .49 1.4 Sp. +45 quarzdioritisch

c) 200 31.5 30.5 21 17 .25 .31 3.0 0.2 + 32 quarzdioritisch

d) 185 30.5 31.5 25 13 .26 .53 1.5 0.4 + 33 cumbraitisch

39

Basis und Kata-Standardnormen für Analysen 1-5 sind in Tabelle 4 zu¬

sammengestellt:

Tabelle 4

Basis:

Q Kp Ne Cal Cs Fs Fa Fo Ru Cp

1. 45.8 7.9 16.7 14.5 4.1 5.7 0.4 3.9 0.6 0.4

2. 39.0 9.7 18.8 14.1 3.3 3.5 2.6 7.9 0.5 0.6

3. 43.5 7.2 18.9 15.8 1.8 3.1 3.2 5.4 0.5 0.64. 44.4 9.9 20.1 11.4 4.0 3.3 1.7 4.4 0.4 0.4

5. 39.3 8.2 20.9 11.3 5.7 4.7 2.0 6.6 0.6 0.7

Kata-Standardnorm:

Q Or Ab An Wo En Hy Mt Hm Ru Cp

1. 19.2 13.1 27.9 24.1 5.5 5.2 0.8 3.2 0.6 0.4

2. 8.3 16.2 31.3 23.5 4.4 10.5 1.2 3.5 — 0.6 0.5

3. 14.3 12.0 31.5 26.3 2.4 7.2 2.1 3.1 — 0.5 0.6

4. 14.2 16.5 33.5 19.0 5.3 7.4 — 3.3 — 0.4 0.4

5. 10.4 13.6 34.7 18.7 7.6 8.8 0.9 4.0 — 0.6 0.7

ßß) Hornblende-Biotit-Augitdacitoide (Porös)

Dieser Typus kommt nur auf der Insel von Porös als Spaltenerguß in der

Umgebung der Stadt Sphäria vor.

Das charakteristische Merkmal für diesen Typus ist die reichliche Biotit¬

führung. Frische Gesteine zeigen dunkelgraue oder rotbraune Farbe, mit schö¬

nen Feldspateinsprenglingen verschiedener Größe (bis 1 cm), dazu Horn¬

blendeprismen und Biotitblättchen sowie auch Quarzkörner von rosavioletter

Farbe.

Mikroskopisch zeigen die Gesteine hemikristallin-porphyrische Struktur

mit hyalopilitischer Grundmasse und rot-bräunlichem Glas, das viele Feld-

spatmikroliten und Magnetitkörner enthält. Manchmal ist eine fluidale Tex¬

tur gut entwickelt.

Feldspäte: Einsprengunge 42-45 % An, Mikrolite 55-75 %.Hornblende: Sie ist der vorherrschende dunkle Gemengteil. Sehr oft hat sie

Feldspateinschlüsse.Biotit: In großen Einsprengungen. Sehr oft zeigt er eine Hornblende¬

reaktionszone. Oft schließt er Feldspäte ein.

Pyroxen: Augit und Pigeonit treten auf. Manchmal nur in einigen Körnern,oder auch in großen Einsprengungen.

Exogene Quarzeinschlüsse kommen auch hier vor.

Die chemische Analyse ist in Tabelle 5 aufgeführt.

40

Tabelle 5

6. a) b)

Si02 61.37 59-99 61.03

A1203 16.30 16.97 20.30

Fe2Û3 4.29 2.15 2.03

FeO 0.54 2.60 2.03

MnO 0.12 0.11 —

MgO 1.84 2.65 2.42

CaO 6.62 6.33 6.41

Na20 3.63 2.70 3.56

K20 2.05 2.43 1.63

+H2O 1.88 2.50 0.87

—H20 0.10 0.30 —

Ti02 0.62 1.00 .—.

P2O5 0.44 0.18 —

99-80 99.91 100.28

6. Hornblende-Biotit-Augitdacitoid, Porös. Analytiker: E. Davis.

a) Biotit-Dacit, Korinth, Einschluß. Analytiker: Moarambas.

b) Glimmer-Amphibol-Pryoxenandesit, Nisyros. Analytiker: Martelli,

Modus:

6.

Grundmasse 47.3

Feldsp. Einspr. 'S)"»Mikrolite

Hornblende 17.7

Erz-Apatit 6.0

Biotit 2.6

Augit 0.8

Quarz 0.7

Quelle: a) /. Papastamatiou: Habilit. Schrift. Univ. Athen.

(1937).

b) A. Martelli: Mem. Soc. It. Sc. «dei XL», 20, Roma.

(1917).

Niggli-Werte, Magmatypus,

aus Tabelle 6.

Basis und Kata-Standardnorm ergeben sich

Tabelle 6

Niggli-Werte:si al fm C alk k mg ti p qz

6. 219 34.3 23.0 25.5 17.2 .26 .43 1.7 0.6 + 50,2 quarzdioritisch

a) 215 35.8 25.1 24.2 14.9 .38 .57 2.6 0.2 + 58.4 quarzdioritisch

b) 202 39-5 23 22.5 15 .23 .52 — — +42 quarzdioritisch

Basis:

Q Kp Ne Cal Cs Fs Fa Fo Ru Cp

6. 45.6 7.4 20.1 13.8 2.5 4.6 0.7 3.9 0.5 0.9

Kata-Standardnorm :

Q Or Ab An Wo En % Mt Hm Ru Cp

6. 17.6 12.4 33.5 23.0 3.3 5.2 — 1.4 2.2 0.5 0.9

41

ß) Andésite

ctaJ Homblende-Augit-Hypersthenandesite (Aegina und Methana)

Dieser Typus kommt in Aegina und Methana vor. In Methana finden wir

ihn unter den jüngeren Laven der Gebiete von Chelona und des Megalo-

Stroms. In Aegina ist er verbreiteter und nimmt das ganze zentrale und süd¬

liche Gebiet der Insel ein (Lazarides, Oros).

Makroskopisch handelt es sich um ein dunkles, kompaktes Gestein, welches

man sofort von den Dacitoiden unterscheiden kann. Die großen Feldspat-

einsprenglinge in dichter, feinkörniger Grundmasse fehlen hier. Nur kleine

Feldspatkristalle und Körner femischer Elemente sind erkennbar.

Unter dem Mikroskop zeigt der Typus hemikristallin porphyrische Struk¬

tur, mit pilotaxitischer Grundmasse und fluidaler Anordnung der Mikroliten.

Die Feldspäte sind bei den Hypersthenandesiten im allgemeinen basische

Plagioklase, 70-80 % An. Sie sind auch nicht so stark zonar wie bei den Daci¬

toiden. Daneben treten seltene saure Einsprenglinge auf.

Pyroxene: Teilweise herrscht der Augit vor, teilweise der Hypersthen. Es

kommt aber der Fall vor, wo beide zurücktreten, wodurch Typen sehr arm an

Gemengteilen entstehen.

Hornblende: Braun oder grün, jeweils fast vollständig in Mt umgewandelt.

Olivin: Fehlt in den Methana-Gesteinen, kommt aber in Form einzelner

Körner in der Andesitmasse des Lazarides-Gebietes von Aegina vor.

Zwei Beispiele für die chemische Zusammensetzung dieser Gesteine sind

in Tabelle 7, einige Vergleichsanalysen aus dem Gebiet des Kykladenbogensin Tabelle 8 aufgeführt.

7. 8.

Si02 53.51 58.80

M203 18.00 18.39

Fe203 4.15 3.34

FeO 3.50 2.70

MnO 0.13 0.15

MgO 3.67 2.20

CaO 9.37 7.18

Na20 3.34 3.38

K20 1.98 1.75

+H20 0.83 0.68

—H2O 0.11 0.17

Ti02 1.07 0.81

p2o6 0.24 0.32

99.90 99.87

Tabelle 7

Modus

7. 8.

Grundmasse 57.0 Grundmasse 43.8

Feldsp. Einspr. 7.9 Feldsp. Einspr. 7.8

Mikrolite 11.4 Mikrolite 37.4

Pyroxen 12.3 Pyroxen 1.0

Hornblende 1.1 Hornblende 0.3

Erz 8.4 Erz 7.0

Olivin 1.9 Quarz 2.7

42

7. Hornblende-Augit-Hypersthenandesit. Oros, Aegina.

Analytiker: E. Davis.

8. Homblende-Augit-Hypersthenandesit. Chelona, Methana.

Analytiker: E. Davis.

(beides jüngere Laven)

Tabelle 8

a) b) c) d) e) f)

Si02 58.06 56.80 56.59 55.63 57.04 57.66

A1203 19.09 15.96 17.39 18.27 15.74 18.93

Fe203 1.29 1.46 3.79 4.84 3.38 1.65

FeO 2.71 4.09 3.50 2.15 4.79 3.23

MnO 0.11 — — — 0.13 0.19

MgO 2.79 4.65 4.49 4.46 4.01 2.68

CaO 7.60 9.38 8.83 8.72 8.60 7.72

Na20 3.90 2.71 2.65 3.47 3.31 4.07

K20 2.78 2.35 2.44 1.16 1.73 1.97

Ti02 0.48 0.52 0.40 0.57 0.75 0.98

P2O5 — Sp. — — — 0.22

+H2O 1.00 1.55 0.75 0.91 1.13 0.50

—H20 — — — — 0.13 0.18

99-81 99.47 100.83 100.18 100.74 99-98

a) Augit-Hypersthenandesit, Kos.

Analytiker: Bianchi.

Quelle: A. Bianchi: Mem. Ist. Geol. Univ. Padova VII p. 53, 1928.

b) Pryoxenandesit, Piskopi.Analytiker: Conci.

Quelle: /. Conci: Mem. Ist. Geol. Padova VIII p. 9, 1929.

c) Pyroxenandesit, Kalymnos.

Analytiker: Conci.

Quelle: I. Conci: Mem. Ist. Geol. Padova, VIII p. 22, 1929.

d) Amphibolandesit, Nisyros.Analytiker: Martelli.

Quelle: A. Martelli, Mem. Soc. It. Sc. «dei XL» Vol. 20. Roma, 1917.

e) Pyroxenandesit, Erimomilos.

Analytiker: Sonder.

Quelle: R. A. Sonder: Z. f. Vulk. VIII. p. 220. 1924.

f) Andesinandesit, Balos, Santorin.

Analytiker: Raoult.

Quelle: C. A. Ktenas: Pragm. Akad. Athen, Tom. A. Nr. 4. 1935.

43

Tabelle 9

Niggli-Werte:

si al fm C alk k mg ti p qs ]Magma

7. 145 28.9 31.7 27.2 12.2 .28 .47 2.3 0.2 — 3.5 belugitiisch/peJéeitisch/orbitii8. 189 34.8 26.4 24.7 14.1 .25 .40 1.9 0.4 + 32.6 quarzdioritisch/peléeitischa) 181 35.5 21.7 25.5 17.3 .32 .60 1.1 — + 11.9 cumbraitisch

b) 162 27 33 28.5 11.5 .35 .61 1.03i Sp. + 16 peleeitisch/orbitisch

c) 156 28 34.5 26 11.5 .38 .54 0.83 + 10 peleeitisch/orbitisch

d) 162 31.3 29.7 27.1 11.9 .18 .65 1.32 + 14.3 peleeitisch/orbitisch

e) 161 26 36 26 12 .30 .48 1.5 — + 13 peleeitisch/orbitischf) 177 34 24.5 25.5 16 .24 .50 2.4 0.2 + 13 quarzdioritisch/peléeitisch

Basis:

C> JCp Ne Ca! Cs Fs Fa Fo Ru Cp

7. 34.7 7.1 18.3 17.2 5.1 4.4 4.3 7.7 0.8 0.4

8. 42.8 6.3 18.5 18.3 1.2 3.6 3.4 4.7 0.6 0.6

Kata-Standardnorm:

Q Or Ab An Wo En Hy Mt Ru Cp

7. 1.1 11.8 30.5 28.6 6.8 12.8 2.8 4.4 0.8 0.4

8. 11.8 10.5 30.8 30.5 1.6 7.9 2.1 3.6 0.6 0.6

ßß) Olivinführende Augit-Hypersthenandesite

Dieser Typus kommt nur in Methana vor. Die jüngeren Laven von Ag. An¬

dreas in NW-Halbinsel und von Malisa an der Westküste gehören ihm an.

Sehr kompakte Gesteine, manchmal aber auch porös. Wenn die Gesteine

sehr frisch sind, haben sie eine feinkörnige Grundmasse mit wenigen, relativ

kleinen Einsprengungen von Plagioklas und Pyroxenkristallen.

Mikroskopisch zeigt sich hemikristallin-porphyrische Struktur mit hyalo-

pilitisch-pilotaxitischer Grundmasse. Manchmal ist die Textur porös.Dieser Typus zeigt gewisse Analogien mit dem schon beschriebenen Ty¬

pus aa), (Hornblende-Augit-Hypersthenandesit). Trotzdem ist er als be¬

sonderer Typus zu betrachten, erstens wegen des reichlichen Gehaltes an

größeren idiomorphen Olivinkristallen (ohne Reaktionszone), welche bei

Typus aa) fehlen oder nur in kleinen Individuen in der Grundmasse vor¬

kommen und die einen erheblich niedrigeren Si02-Gehalt bedingen, sowie

wegen des sehr geringen Hornblende-Gehalts.

Plagioklase: Basisch 60-81 % An, daneben treten seltener auch saure von

45-50% An auf.

Pyroxene: Augit und Hypersthen kommen nebeneinander vor, wobei der

eine oder der andere vorherrschen kann. Im allgemeinen ist der Augit vor¬

herrschend.

44

Olivin: Er tritt reichlich in großen und idiomorphen Kristallen auf. Der

idiomorphe Olivin hat bemerkenswert größeres 2V (88-90°), entsprechend

Fo8oFa20 (Chrysolith).Die Hornblende kommt nur in seltenen Kristallen vor, die in den meisten

Fällen als instabile Komponente einen Pyroxenrand zeigen.

Ein Beispiel für die chemische Zusammensetzung ist in Tabelle 10, zu¬

sammen mit einem durch C. Ktenas als «Basalt» bezeichneten ähnlichen Ge¬

stein von Santorin aufgeführt.

Tabelle 10

9. a)

Si02 53.41 53.36

Alaos 16.22 17.53

Fe203 3.53 2.00

FeO 3.75 5.28

MnO 0.13 0.22

MgO 5.95 5.22

CaO 9.66 9.94

Na20 2.62 3.12

K20 1.72 1.55

+H20 1.23 0.37

—H20 0.08 0.35

Ti02 1.08 1.14

P2Os 0.52 0.18

99.90 100.26

9. Olivinführender Augit-Hypersthenandesit, Malisa, Mediana, (jüngere Lava).

Analytiker: E. Davis.

a) Basalt, Mavrorachidi, Santorin.

Analytiker: Raoult.

Quelle: C. A. Ktenas, C. R. Paris 189 (1929) p. 997.

Modus: 9.

Grundmasse 70

Pyroxen 14

Feldsp. Einspr. 11

Olivin 5

Niggli-Werte, Magmatypus, Basis und Kata-Standardnorm sind in Ta¬

belle 11 aufgeführt.

45

Tabelle 11

Niggli-Werte:

si al fm C alk k mg ti p qz Magma

9. 140 25.0 38.5 27.0 9.5 .30 .60 2.2 0.6 + 2 leukomiharaitisch

a) 137 26.5 36 27.5 10 .24 .56 2.2 0.2 —3 leukomiharaitisch

Basis:

Q Kp Ne Cal Cs Fs Fi Fo Ru Cp

9. 34.7 6.1 14.4 16.8 5.3 3.7 4.6 12.5 0.9 1.0

Kata-Standardnorm:

Q Or Ab An Wo En Hy Mt Ru Cp

9. 3.1 10.1 24.0 28.0 8.9 16.6 3.7 3.7 0.9 1.0

b) Tuffe

Gesteine aus den Gebieten Kakopotamo, Kokkinovracho, Ag. Marina,

Chondos, in Aegina sowie aus dem südlichen Dzunaki-Strom in Methana

stellen Tuffe dar. Sie sind feinkörnig oder grobkörnig, von brauner Farbe,

hell bis dunkel. Mikroskopisch erkennt man eckige und unregelmäßige oder

auch abgerundete Bruchstücke von Hornblendedacitoiden und Hornblende-

Augitdacitoiden. Der Mineralbestand stimmt mit demjenigen der. Laven

überein, d. h. Feldspäte, grüne und braune Hornblende, Augit, Biotit und viel

mikrolitische Grundmasse mit Glas ist vorhanden. Bemerkenswert und cha¬

rakteristisch ist, daß die Tuffe frisch sind und keine umgewandelten Bestand¬

teile enthalten.

c) Einschlüsse

a) Exogene Einschlüsse

Quarzeinschlüsse treten, wie schon erwähnt, in abgerundeten Kristallen, mit

oder ohne Reaktionszone auf. Sie kommen reichlich in den Dacitoiden von

Aegina, Methana und Porös vor, sowie in den endogenen Gesteinseinschlüssen.

Bei den Hypersthenandesiten treten sie sehr selten auf, sie wurden jedochkonstatiert.

ß) Endogene Einschlüsse

aa) Vorwiegend monomineralische und einfach zusammengesetzte Einschlüsse.

Olivinreiche Einschlüsse kommen in den älteren Laven von Methana reich¬

lich vor. Gewöhnlich finden sich die Olivine in knäuelartigen Gruppierungen,wobei fast immer die schon erwähnten Hornblende-Reaktionsränder auf-

46

treten. Die Zusammensetzung dieser Olivine schwankt um Fo60Fa40 (Hyalo-

siderit) mit (-) 2V = 78°.

Häufig sind auch Aggregate von größeren Olivin- und Pyroxen-Kristallenmit dazwischen liegenden dünntafeligen Plagioklasen von der Zusammen¬

setzung um 70 % An.

Derartige Bildungen peridotitisch-pyroxenitischer bis gabbroider Natur

dürften als Bruchstücke und Fetzen frühausgeschiedener, abgesaigerter und

bei der Eruption der saureren Laven mit emporgerissener Kristallisations-

differentiate aufzufassen sein. Dabei dürfte sich der Hornblende-Rand der

Olivine infolge der neuen, am Si02 übersättigten Umgebung gebildet haben.

Hornblende anstelle des sonst bei solchen Bildungen gewöhnlich beobachteten

Pyroxens tritt wohl auf, weil die umschließende Lava in ihrer Entwicklungbereits das Hornblende-Stadium der Bowen'schen Reaktionsserie erreicht

hatte, wie dies durch die reichliche Hornblendeführung der Gesteine belegtwird.

ßß) Gesteinseinschlüsse

In den Eruptivgesteinen von Aegina, Methana und Porös kommen diese

Einschlüsse reichlich vor. Ihre Abmessungen variieren von mikroskopisch bis

faustgroß, bei Methana wurden sogar solche von Kopfgröße konstatiert. Sie

sind meistens von abgerundeter Form und seltener eckig. Ihre Farbe ist grau

oder rotbraun. Sie sind immer feinkörniger als das umgebende Gestein. Der

Unterschied der Einschlüsse und des umgebenden Gesteins in Farbe und

Struktur fällt sofort auf.

Die Grenzfläche zwischen Einschluß und umgebendem Gestein ist scharf,

und oft ist es leicht möglich, beide zu trennen, weil fast immer zwischen Ein¬

schluß und Gestein Hohlräume vorhanden sind, welche durch Zersetzung eines

Glas-Saumes bedingt sein dürften. Die Form und die Lage der Einschlüsse in

der umgebenden Lava macht durchaus den Eindruck, als ob dieselben in

festem Zustande gewesen waren, bevor die Lava erstarrte.

Die Einschlüsse stellen offenbar mitgerissene Bruchstücke von schon früher

in der Tiefe erstarrten Magmenpartien dar. Damit in Übereinstimmung steht

ihr viel geringerer Glas-Gehalt im Verhältnis zu den in höherem Niveau oder

oberflächlich erstarrten Schmelzen.

Mikroskopisch: Interessanterweise zeigen alle Einschlüsse Intersertal-

Struktur, fein oder grobkörnig, und der Glasanteil ist so gering, daß man im

ersten Augenblick vermuten könnte, daß es sich um eine holokristalline Struk¬

tur handelt. Der Mineralbestand stimmt mit demjenigen des umgebendenGesteins weitgehend überein.

Plagioklase: Sie sind hauptsächlich basisch (74-87% An) oder seltener

auch saurer (43-38% An). Sie sind zonar struiert, mit zahlreichen Ein-

47

Schlüssen. Es treten nur selten beträchtliche Größenunterschiede auf, ge¬

wöhnlich finden sich gleichmäßig mittelgroße Individuen.

Hornblende: Unter den dunklen Gemengteilen herrscht die Hornblende

vor. Sie ist meistens braun, seltener grün. Auch hier treten Hornblende-Reak¬

tionsränder um Olivin, um Pyroxen und teilweise auch um Biotit auf. Dies

zeigt, daß in den hier betrachteten Einschlüssen offenbar ähnliche Verhält¬

nisse geherrscht haben müssen wie in den einschließenden Laven. Man darf

somit den Schluß ziehen, daß auch der Altersunterschied in bezug auf die

Verfestigung der eingeschlossenen und der umschließenden Laven nicht sehr

bedeutend gewesen sein kann. Beide Schmelzen müssen, als sie bereits im

Hornblende-Stadium der Kristallisation angelangt waren, eine Beimischung

von älterem peridotitisch-pyroxenitischem Material erfahren haben, mit wel¬

chem sie unter Bildung der Hornblende-Reaktionsränder in Reaktion traten.

Schwer verständlich bleibt die erwähnte Umwandlung von Biotit in Horn¬

blende, da dieser als späteres Glied in der ZJowew'schen Reaktionsserie nicht

umgewandelt, sondern einfach aufgeschmolzen werden sollte. Es ist natürlich

prinzipiell auch die Möglichkeit in Betracht zu ziehen, daß die Bildung der

Hornblende-Reaktionsränder der dunklen Gemengteile der Einschlüsse nicht

schon bei deren Verfestigung, sondern erst bei derjenigen der einschließenden

Laven erfolgte. Die Dünnschliff-Beobachtungen liefern jedoch in dieser Hin¬

sicht keine Anhaltspunkte.

Pyroxen, Augit oder Orthaugit treten auf.

Olivin findet sich in größerem Ausmaße als im umgebenden Gestein. Auch

wenn dasselbe überhaupt keinen Olivin enthält, kann er hier auftreten.

Apatit, Magnetit bieten nichts Besonderes.

Quarz kommt als exogener Einschluß mit Reaktionszone von Augit-Kri-stallen und Glas vor.

Es können folgende Einschlußtypen unterschieden werden:

1. olivinführende Hornblende-Pyroxenandesite.Dieser Typus kommt reichlich unter den Einschlüssen von Methana und

Porös vor.

2. olivinführende Pyroxenandesite mit Augithypersthen.Dieser Typus findet sich nur in Methana. Er wird durch die Abwesenheit

der Hornblende charakterisiert.

3. Hornblendeandesite auf Aegina, Methana, Porös.

Dies ist der verbreitetste Typus; es fehlen Olivin und Pyroxen. Dagegenkommt etwas Biotit vor.

48

4. H'rnblende-Augitandesite (Aegina) und Hornblende-Hypersthenandesite

(Methana), manchmal mit Biotit.

Den Chemismus der verschiedenen Typen belegen folgende Analysen

(Tabellel2).

Tabelle 12

10. 11. 12.

Si02 54.50 55.14 52.49

AI2O3 16.55 16.46 16.87

Fe203 6.14 3.99 8.15

FeO 0.37 2.85 0.19

MnO 0.13 0.11 0.14

MgO 5.93 5.72 5.31

CaO 9.78 8.63 10.15

Na20 3.12 2.50 3.15

K20 1.99 1.57 1.79

+H2O 0.50 1.48 0.30

—H20 0.11 0.13 0.10

T1O2 0.87 0.96 1.24

P2O5 0.40 0.30 0.37

100.39 99.84 100.25

Analytiker: E. Davis.

10. Olivinführender Hornblende-Pyroxenandesit, Porös.

11. Olivinführender Pyroxenandesit, Methana.

12. Hornblende-Augitandesit, Dzunaki, Methana.

Modus:

10. 11. 12.

Hornblende 32.8 Grundmasse 54.8 Feldspäte 41.8

Feldspäte 28.8 Feldsp. Einspr. 17.1 Hornblende 14.4

Glas 16.4 Augit 12.6 Erz 20.8

Augit 10.3 Olivin 4.9 Pyroxen 12.0

Erz 8.8 Erz 7.4 Glas 11.0

Olivin 2.0 Hypersthen 1.6

Biotit 0.9 Hornblende 1.6

Gesteine ähnlicher chemischer Zusammensetzung sind auch hier, und zwar

sowohl in bezug auf Einschlüsse wie auf Laven, unter den Vorkommen des

Kykladenbogens leicht zu finden, wie die Zusammenstellung von Tabelle 13

zeigt.

49

Tabelle 13

Einschlüsse Laven

a) b) c) d) e) f)

Si02 56.12 55.64 51.64 54.35 51.76 55.28

AI2O3 18.53 18.19 14.28 13.14 19.93 19.44

Fe2Û3 3.82 2.20 9.89 4.71 3.87 3.76

FeO 2.84 5.57 2.18 4.54 4.37 2.13

MnO 0.11 0.20 — 0.17 0.22 —

MgO 2.82 3.47 3.71 5.78 3.98 4.28

CaO 7.22 8.52 8.38 10.01 10.38 9.44

Na20 3.63 3.64 3.21 2.86 2.90 3.18

K20 2.11 1.30 1.98 1.89 1.07 1.73

+H2O 1.76 — 0.89 1.49 0.16 1.20

—H2O 0.08 0.13 0.59 0.23 0.13 —

Ti02 0.79 1.54 1.98 0.86 1.04 0.20

p2o6 0.11 — 0.71 0.25 0.36 —

99-94 100.40 99.44 100.28 100.17 100.64

a) Hornblendereicher Einschluß, Milos. Analytiker: Raoult.

Quelle: A. Lacroix, Soc. géol. Belgique Liv. Jub. I, 2 p. 400, 1924.

b) Pyroxenreicher Andesit, Einschluß, Santorin. Analytiker: Raoult.

Quelle: C. A. Ktenas, Pragm. Akad. Athen T. A. Nr. 4, 1935.

c) Hornblendereicher Einschluß, Acrotiri, Santorin. Analytiker: Raoult.

Quelle: A. Lacroix, Soc. géol. Belgique, Liv. Jub. I, 2, p. 400, 1924.

Niggli-Werte, Magmatypus, Basis und Kata-Standardnorm sind in Ta¬

belle 14 zusammengestellt.

Tabelle U.

Nigf;li-Werte:

si al fm C alk k mg ti p q* Magma

10. 142 25.4 36.1 27.4 11.1 .30 .64 1.7 0.5 — 2A[ belugitisch/peleeitisch/orbitisch11. 152 26.8 38.4 25.4 9.4 .30 .61 2.0 0.3 + 14.4 leukomiharaitisch

12. 133 25.4 36.3 27.6 10.7 .27 .55 2.3 0.3 — 9.Éî belugitisch/peléeitisch/orbitischa) 171 33 29 23.5 14.5 .27 .44 1.6 0.2 + 13.CI dioritisch

ty 155 30 32.5 25.5 12 .19 .44 3.2 — — 7 peléeitisch

c) 149 23 40.5 24.5 12 .29 .38 4.1 0.8 + 1 peléeitisch/orbitischd) 157 20 41.5 28 10.5 .30 .53 1.7 0.3 + 15 orbitisch

e) 133 30 32.5 28.5 9 .20 .47 2.0 0.5 — 3 belugitisch

f) 150 31 30 27.5 11.5 .26 .58 0.5 — + 4 dioritisch

Basis

Q Kp Ne Cal Cs F» Fa Fo Ru Cp

10. 34.0 7.0 16.8 15.2 6.3 6.4 0.6 12.3 0.6 0.8

11. 37.9 5.6 13.8 17.9 3.7 4.3 3.5 12.0 0.7 0.6

12. 32.4 6Â 17.0 16.2 6.5 8.6 0.4 11.0 0.8 0.7

Kata-Standardnorm:

Q Or Ab An Wo En Hy Mt Hm Ru Cp

10. 4.1 11.7 28.0 25.4 8.4 16.4 1.2 3.4 0.6 0.8

11. 15.3 9.4 23.0 23.9 4.9 16.0 1.9 4.3 0.7 0.6

12. 3.1 10.6 28.4 27.0 8.7 14.7 0.8 5.2 0.8 0.7

50

Aus den Ergebnissen der chemischen Analysen, welche für die Einschlüsse

im Vergleich zu den Laven einen durchwegs niedrigeren SiC>2 -Gehalt zeigen,sowie auf Grund der mikroskopischen Beobachtungen, welche basischere Pla-

gioklase und andere Strukturen ergaben, müssen die betrachteten Einschlüsse

den «enclaves homœogènes antilogues plésiomorphes» der Klassifikation von

A. Lacroix zugeordnet werden.

Analoge Einschlüsse wurden in den Laven verschiedener Inseln des Aegäi-schen Meeres beobachtet. So berichtet zum Beispiel H. S. Washington

(1894/95) über das Vorkommen zahlreicher Einschlüsse in den Ergußgestei¬

nen von Aegina und Methana, wobei er ebenfalls den Unterschied in der

Struktur gegenüber den einschließenden Laven vermerkt. Dabei wird im all¬

gemeinen Übereinstimmung im Mineralbestand konstatiert und nur einmal

zusätzlich Olivin erwähnt. /. Papastamatiou (1937) erwähnt sie als sehr reich¬

lich in den Laven des Isthmusgebietes von Korinth vorkommend und ordnet

sie ebenfalls dem Typus «homœogène antilogue plésiomorphe» nach Lacroix

zu. Auch Lacroix selbst untersuchte Einschlüsse in Hypersthenandesiten von

Santorin, welche basischer als die einschließenden Laven sind, und verglich sie

mit solchen des Mont Dore. Zahlreiche Einschlüsse von Santorin wurden

auch durch C. Ktenas (1926a, 1935) untersucht. Mit einer Ausnahme, welche

dem Typus «homœogène allomorphe» zugewiesen wurde, werden sie auch von

diesem Autor als dem ersterwähnten Typus zugehörig betrachtet. Hier ist der

Pyroxen vorwiegend Augit, seltener Hypersthen, und der Plagioklas ist eben¬

falls basisch. Olivin, welcher in den einschließenden Laven sehr selten ist,kommt reichlich vor.

51

Olivinfùhrende

Aug, Hypersrrien-

Andesite

Aug Hypersthen-

Andesite

Docitoide

0 50 IOO%Vol.

Fig. 26

Modaler Mineralbestand der Laven

1 = Grundmasse, 2 = Feldspateinsprenglinge, 3 = Feld. Mikrolite, 4= Hornblende,5 = Erz (Magnetit aus Hornblende und in der Grundmasse), 6 = Biotit, 7 = Quarz(Einschlüsse), 8 = Pyroxen, 9 = Olivin.

d) Obersicht Ober den modalen Mineralbestand der Laven und Einschlüsse

Fig. 26 stellt graphisch die Volumenprozente der Mineralien der ver¬

schiedenen Typen von Laven dar, wie sie durch Integration bestimmt wurden.

Die Gesteine sind nach steigendem si geordnet, das heißt in der Reihenfolgeolivinführende Hypersthenandesite, Hypersthenandesite, Dacitoide. Wie er¬

sichtlich, nimmt die Grundmasse den größten Anteil ein, der bis 70 % be¬

tragen kann. Dann folgen die Feldspäte (Einsprengunge und Mikrolite). Es

zeigt sich dabei, daß die Einsprengunge anscheinend bei den olivinführenden

Hypersthenandesiten zurücktreten. Von den dunkeln Gemengteilen ist die

Hornblende vorherrschend, besonders bei den Dacitoiden, wo sie von Biotit

begleitet wird. Gegen die Hypersthenandesite fortschreitend, tritt sie an zweite

Stelle und kommt hier mit Pyroxen zusammen vor. Bei den olivinführenden

Hypersthenandesiten tritt sie vollständig zurück, wobei sich an ihrer Stelle

der Pyroxen einstellt, allerdings in Begleitung des Olivins. Ein beträchtlicher

1

pr-Q--fiii

= 4 3ß||,

t?p

—ü—J^3^s'1

52

Teil des Erzgehaltes müßte eigentlich der Hornblende zugerechnet werden, da

er durch Umwandlung aus dieser entstanden ist. Der Quarz in Form von

exogenen Einschlüssen, wenn auch nur in kleinen Mengen, kommt von den

Dacitoiden bis und mit den Hypersthenandesiten vor. Bei den Einschlüssen

existieren ähnliche Verhältnisse (Fig. 27), statt der Grundmasse haben wir

hier jedoch Glas. Die durchwegs gleichmäßig großen Feldspäte lassen sich

nicht mehr in Einsprengunge und Mikrolite unterteilen und treten hier an

erste Stelle. Das Glas tritt manchmal stark zurück, was eine fast holokristal-

line Struktur zur Folge hat. Die Hornblende nimmt immer eine herrschende

Stellung ein, bei den relativ sauren Typen kommt auch Biotit vor, bei den

basischen Olivin.

Einschlüsse

iOO% vol.

Fig. 27

Modaler Mineralbestand der Einschlüsse

1 = Feldspäte, 2 = Glas, 3 = Hornblende, 4 = Erz, 5 = Biotit,

6 = Pyroxen, 7 = Olivin.

53

D. Petrochemische Betrachtungen

1. Der Chemismus der Magmen des Saronischen Golfes

Mit dem Ziele, den Chemismus der jungen Eruptivgesteine des Saronischen

Golfes zu charakterisieren und gleichzeitig mit den übrigen Laven des Kykla-

denbogens genauer zu vergleichen, wurden 12 Analysen ausgeführt, welche

anläßlich der Beschreibung der Gesteine bereits aufgeführt wurden und welche

im folgenden (Tabelle 15) nochmals zusammengestellt sind:

Tabelle 15

1. 2. 3. 4. 5. 6.

Si02 61.32 58.38 59.93 62.78 59.23 61.37

A1203 15.85 17.19 17.24 15.95 15.68 16.30

Fe203 5.30 3.36 2.92 3.15 4.46 4.29

FeO 0.18 2.16 2.67 1.39 1.67 0.54

MnO 0.13 0.12 0.12 0.12 0.12 0.12

MgO 1.80 3.80 2.54 2.08 3.17 1.84

CaO 7.60 7.23 6.76 6.68 8.00 6.62

Na20 2.99 3.49 3.44 3.69 3.85 3.63

K20 2.18 2.69 1.98 2.80 2.30 2.05

T1O2 0.76 0.75 0.74 0.58 0.80 0.62

P2O5 0.23 0.34 0.27 0.20 0.34 0.44

—H20 0.10 0.08 0.12 0.20 0.24 0.10

+H20 1.35 0.52 1.20 0.70 0.50 1.88

99.79 100.11 99.93 100.32 100.36 99.80

7. 8. 9. 10. 11. 12.

Si02 53.51 58.80 53.41 54.50 55.14 52.49

Al2Og 18.00 18.39 16.22 16.55 16.46 16.87

Fe2Û3 4.15 3.34 3.53 6.14 3.99 8.15

FeO 3.50 2.70 3.75 0.37 2.85 0.19

MnO 0.13 0.15 0.13 0.13 0.11 0.14

MgO 3.67 2.20 5.95 5.93 5.72 5.31

CaO 9.37 7.18 9.66 9.78 8.63 10.15

Na20 3.34 3.38 2.62 3.12 2.50 3.15

K20 1.98 1.75 1.72 1.99 1.57 1.79

Ti02 1.07 0.81 1.08 0.87 0.96 1.24

P2O5 0.24 0.32 0.52 0.40 0.30 0.37

—H20 0.11 0.17 0.08 0.11 0.13 0.10

+H20 0.83 0.68 1.23 0.50 1.48 0.30

99.90 99.87 99.90 100.39 99-84 100.25

Analytiker: E. Davis.

54

1. Hornblendedacitoid, Dzunaki (Kossona), Methana.

2. Hornblende-Hypersthendacitoid, Kameni, Methana.

3. Hornblendedacitoid, Dretzeika, Methana.

4. Hornblendedacitoid, Antzeo, Aegina.

5. Hornblende-Augit-Biotitdacitoid, Metochi, Aegina.6. Hornblende-Biotitdacitoid, Poros.

7. Hypersthenandesit, Oros, Aegina.8. Hornblende-Augit-Hypersthenandesit, Chelona, Methana.

9. Olivinführender Augit-Hypersthenandesit, Malisa, Methana.

10. Einschluß im Gestein 4, Poros.

11. Einschluß in den älteren Laven, Methana.

12. Einschluß im Gestein 7, Dzunaki, Methana.

In der nachfolgenden Tabelle 16 sind noch 11 weitere Analysen des gleichen

Gebietes, die durch H.S.Washington (1895) veröffentlicht wurden, aufge¬

führt. Analysen mit AI-Überschuß, sowie diejenige eines silifizierten Tuffes

wurden nicht berücksichtigt.

Tabelle 16

13. 14. 15. 16. 17. 18.

Si02 59.93 55.46 55.87 54.53 59.83 59.94

A1203 16.99 16.76 18.74 13.06 17.82 18.40

Fe203 3.58 5.15 4.88 6.85 3.62 3.69

FeO 1.28 3.00 5.01 4.86 4.60 2.99

MgO 1.51 2.44 1.39 3-14 1.64 1.95

CaO 5.92 10.00 8.20 9.83 6.88 6.58

Na20 3.23 2.94 3.43 4.62 3.31 3.43

K20 1.55 1.95 1.55 1.59 1.23 1.67

+H20 4.28 1.60 0.36 0.52 0.36 0.94

TiOa 0.96 0.21 0.01 0.96 0.01 0.02

Cl — — 0.007 — — —

99.23 99-51 99.45 99-96 99-44 99.61

19. 20. 21. 22. 23.

Si02 56.38 61.29 64.06 62.90 55.83

Al2Os 17.48 17.68 15.25 18.29 18.96

Fe2C>3 5.30 6.03 2.72 1.79 5.64

FeO 2.72 0.30 4.30 4.00 3.23

MgO 3.10 2.45 1.30 1.61 2.76

CaO 10.89 5.61 3.93 5.62 7.40

Na20 1.77 4.28 4.37 2.91 3.12

K20 1.38 1.38 2.78 1.48 1.17

+H20 0.52 0.96 1.70 0.98 1.20

Ti02 0.33 0.65 0.18 0.18 0.32

Cl — — — 0.006 —

99.87 100.63 100.59 99.77 99-63

Analytiker: A. Röhrig: Nr. 13-23

Quelle: H. S. Washington, J. Geol. 3 (1895) 150: Nr. 13-23

55

13. Hornblendeandesit, Spasmeno Vouno, Aegina.14. Hornblende-Augitandesit, W Chondros, Aegina.15. Augit-Hypersthenandesit, Otos, Aegina.16. Augit- Hypeisthenandesit, Kouragio, Aegina.17. Hypersthenandesit, Chelona, Methana.

18. Hornblende-Hypersthenandesit, Kaimeni, Methana.

19. Hornblendeandesit, Schliere in Gestein Nr. 17, Chelona, Methana.

20. Hornblendedacit, Antzeo, Aegina.21. Hornblendedacit, Kakoperato, Aegina.22. Hornblende-Hypersthendacit, Kossona, Methana.

23. Hornblendeandesit, Schliere im Gestein Nr. 22, Kossona, Methana.

In Tabelle 17 sind die Laven des Isthmusgebietes von Korinth (Landschaft

Krommyonia) zusammengestellt.

Tabelle 17

24. 25. 26. 27. 28. 29.

Si02 68.26 67.34 69.82 67.52 59.99 69.95

Al2o3 15.55 15.96 14.16 14.77 16.97 15.00

Fe203 0.35 3.38 1.17 1.07 2.15 1.06

FeO 2.57 0.80 1.45 2.03 2.60 1.45

MnO 0.11 — 0.05 0.09 0.11 0.09

MgO 0.75 0.88 0.91 1.40 2.65 1.25

CaO 3.34 2.98 3.76 4.16 6.33 3.10

Na20 3.41 4.12 2.85 3.61 2.70 3.20

K20 3.61 1.66 3.42 3.17 2.43 2.85

+H2O 1.55 2.20 1.09 1.63 2.50 1.30

—H20 0.17 — 1.05 0.36 0.30 0.20

Ti02 0.58 0.56 0.44 0.48 1.00 0.50

P2O5 0.09 — 0.07 0.08 0.18 0.05

100.34 99.88 100.24 100.37 99-91 100.00

24. Biotitdacit, Boziki, Isthmus-Gebiet von Korinth.

25. Biotitdacit, Kolantziki, Isthmus-Gebiet.

26. Biotit-Hornblendedacit, Pyrgos, Isthmus-Gebiet.

27. Hornblende-Biotitdacit, Kiafa Beka, Isthmus-Gebiet.

28. Hornblendeandesit (Einschluß in Dacit), Armyra, Isthmus-Gebiet.

29. Biotit-Hornblendedacit, Kalamaki, Isthmus-Gebiet.

Analytiker: Raoult: Nr. 24, 26, 27, Röhrig: Nr. 25, Mourabas: Nr. 28, 29-

Quellen: /. Papastamatiou, Habilitationsschr. Univ. Athen (1937): Nr. 24, 26-29.

H. S.Washmgton, J. Geol. 3 (1895) 150: Nr. 25.

In Tabelle 18 sind die Niggli-VJerte und die Magmatypen der Analysen 1

bis 29 zusammengestellt.

56

Tabelle 18

si al fm C alk k mg ti p ql Magma

1. 214 32.5 24.3 28.3 14.9 .32 .39 2.1 0.4 + 64.4 quarzdioritisch2. 177 30.7 30.4 23.5 15.4 .38 .56 1.6 0.4 + 15.4 quarzdioritisch3. 199 33.7 27.3 23.9 15.1 .28 .46 1.8 0.4 + 38.6 quarzdioritisch4. 220 32.8 23.2 25.1 18.9 .33 .47 1.7 0.2 +46.4 quarzdioritisch5. 182 28.5 29.2 26.4 15.9 .28 .49 1.8 0.6 +18.4 cumbraitisch/quarzdioritisch6. 219 34.3 23.0 25.5 17.2 .26 .43 1.7 0.6 + 50.2 quarzdioritisch7. 145 28.9 31.7 27.2 12.2 .28 .47 2.3 0.2 — 3.8 belugitisch/peléeitisch/orbitisch8. 189 34.8 26.4 24.7 14.1 .25 .40 1.9 0.4 + 32.6 quarzdioritisch9. 140 25.0 38.5 27.0 9.5 .30 .60 2.2 0.6 + 2.0 leukomiharaitisch

10. 142 25.4 36.1 27.4 11.1 .30 .64 1.7 0.5 — 2.2 belugitisch/peléeitisch/orbitisch11. 152 26.8 38.4 25.4 9.4 .30 .61 2.0 0.3 +14.4 leukomiharaitisch

12. 133 25.4 36.3 27.6 10.7 .27 .55 2.3 0.8 — 9.8 belugitisch/peléeitisch/orbitisch13. 227 38 23 23.5 15.5 .24 .37 2.7 — + 65 leukopeléeitisch14. 159 28 29 31 12 .32 .36 0.5 — + 11 belugitisch/cumbraitisch15. 164 32.5 29 25.5 13 .24 .21 Sp. — + 12 peléeitisch/cumbraitisch16. 145 20.5 37 28 14.5 .19 .34 1.9 — —13 melteigitisch/leukomiharaitisch17. 193 34 29 24 13 .21 .27 Sp. Sp. +41 peléeitisch18. 196 35.5 27 23 14.5 .26 .35 Sp. — + 38 quarzdioritisch19. 159 29 30.5 33 7.5 .34 .43 0.7 — +29 ? belugitisch20. 205 35 28 20 17 .18 .43 1.6 — + 37 quarzdioritisch21. 240 33.5 28 16 22.5 .31 .26 0.4 — + 50 maenaitisch

22. 227 39 26 21.5 13.5 .25 .33 0.4 — + 73 quarzdioritisch/leukopeléeitisch23. 165 33 32.5 23.5 11 .21 .38 0.7 — +21 peléeitisch24. 312 41.5 16.5 16.5 25.5 .41 .32 2.2 — + 110 granodioritisch25. 305 42.5 20 14.5 23 .21 .29 1.9 — + 113 farsunditisch

26. 335 40 17 19.5 23.5 .44 .42 1.4 0.3 + 141 leukoquarzdioritisch27. 289 37 20 19 24 .37 .45 1.5 0.3 +93 farsunditisch/leukoquarzdioritisch28. 209 35 27 23.5 14.5 .37 .51 2.7 0.2 + 51 quarzdioritisch29. 332 42 19 15.5 23.5 .37 .47 1.7 Sp. + 138 leukoquarzdioritisch

Die Basis-Werte sind in Tabelle 19 zusammengestellt.

57

Tabelle 19

Q Kp Ne Cal Cs Sp Fs Fa Fo Ru Cp

1. 45.8 7.9 16.7 14.5 4.1 — 5.7 0.4 3.9 0.6 0.4

2. 39.0 9.7 18.8 14.1 3.3 — 3.5 2.6 7.9 0.5 0.6

3. 43.5 7.2 18.9 15.8 1.8 — 3.1 3.2 5.4 0.5 0.6

4. 44.4 9.9 20.1 11.4 4.0 — 3.3 1.7 4.4 0.4 0.4

5. 39.3 8.2 20.9 11.3 5.7 — 4.7 2.0 6.6 0.6 0.7

6. 45.6 7.4 20.1 13.8 2.5 — 4.6 0.7 3.9 0.5 0.9

7. 34.6 7.1 18.3 17.3 5.2 — 4.4 4.3 7.7 0.8 0.3

8. 42.8 6.3 18.5 18.3 1.2 — 3.6 3.4 4.7 0.6 0.6

9. 34.8 6.1,

14.4 16.7 5.4 — 3.7 4.6 12.5 0.8 1.0

10. 33.8 7.0 16.8 15.2 6.7 — 6.4 0.6 12.3 0.6 0.6

11. 37.9 5.6 13.8 17.9 3.7 — 4.3 3.4 12.1 0.7 0.6

12. 32.4 6.4 17.0 16.2 6.5 — 8.6 0.4 11.0 0.7 0.8

13. 48.0 5.7 18.5 17.6 0.5 — 4.1 1.6 3.3 0.7

14. 37.8 7.6 16.3 16.4 7.3 — 5.5 3.6 5.3 0.2 —

15. 38.9 5.8 18.8 19.2 2.9 — 5.3 5.9 3.2 Sp. Sp.16. 30.7 5.8 25.1 6.3 11.7 — 7.3 5.8 6.6 0.7 —

17. 44.4 4.8 18.1 18.5 1.3 — 3.9 5.5 3.5 Sp. —

18. 44.1 6.5 18.7 18.1 1.0 — 3.9 3.6 4.1 Sp. —

19. 41.6 5.1 9-9 21.9 5.7 — 5.7 3.3 6.6 0.2 —

20. 43.6 5.0 23.2 15.2 0.8 — 6.4 0.3 5.1 0.4 —

21. 44.9 10.5 23.8 8.1 1.9 — 2.9 5.1 2.7 0.1 —

22. 49.6 5.5 16.1 17.1 — 2.7 1.9 4.8 2.1 0.2 —

23. 40.5 4.5 17.2 21.1 0.8 — 6.0 3.8 5.9 0.2 —

24. 52.5 13.0 18.8 9-7 — 0.3 0.3 3.2 1.4 0.5 0.3

25. 53.4 6.2 22.8 9.1 — 3.3 3.6 0.9 0.3 0.4 —

26. 55.5 12.4 15.9 9.8 0.6 — 1.4 1.8 2.0 0.3 0.3

27. 50.8 11.6 19.8 9.0 1.5 — 1.2 2.5 3.0 0.3 0.3

28. 45.6 15.2 9.0 16.8 1.1 — 2.3 3.2 5.7 0.8 0.3

29. 55.7 10.3 17.8 9.4 — 1.7 1.2 1.8 1.8 0.3 —

Tabelle 20 enthält die aus den Basis-Werten von Tabelle 19 berechneten

Kata-Standardnormen. Es fällt auf, daß sämtliche Analysen ausnahmslos

neben den höchstsilifizierten Komponenten freien Quarz aufweisen, trotz¬

dem in Tabelle 18 in einigen Fällen negative Quarzzahlen vorhanden sind.

Der Grund hierfür ist, daß die Standardnorm die Bildung von Mt und Hm

berücksichtigt, während bei der Berechnung der Niggli-Werte das Gesamt¬

eisen in zweiwertiger Form in das fm eingeht und bei Berechnung von qz als

zu Hypersthen silifiziert gedacht wird, wodurch der Si02-Verbrauch größer

ist als bei der Normberechnung.

58

Tat*:11e 20

Q Or Ab An Wo En H, Cord Mt Hm Ru Cp

1. 19-1 13.1 27.9 24.1 5.5 5.2 — — 0.8 3.2 0.6 0.4

2. 8.3 16.2 31.3 23.5 4.4 10.5 1.2 — 3.5 — 0.6 0.5

3. 14.5 12.0 31.5 26.3 2.4 7.2 2.1 — 3.9 — 0.5 0.6

4. 14.2 16.5 33.5 19.0 5.3 7.4 — — 3.3 — 0.4 0.4

5. 10.4 13.6 34.7 18.7 7.6 8.8 0.9 — 4.0 — 0.6 0.7

6. 17.6 12.4 33.5 23.0 3.3 5.2 — — 1.4 2.2 0.5 0.9

7. 1.1 11.8 30.5 28.6 6.8 12.8 2.8 — 4.4 — 0.8 0.4

8. 11.8 10.5 30.8 30.5 1.6 7.9 2.1 — 3.6 — 0.6 0.6

9- 3-1 10.1 24.0 28.0 8.9 16.6 3.7 — 3.7 — 0.9 1.0

10. 4.1 11.7 28.0 25.4 8.4 16.4 — — 1.2 3.4 0.6 0.8

11. 15.3 9.4 23.0 23.9 4.9 16.0 1.9 — 4.3 — 0.7 0.6

12. 3-1 10.6 28.4 27.0 8.7 14.7 — — 0.8 5.2 0.8 0.7

13. 20.8 9.5 30.8 29.3 0.7 4.4 — — 3.2 0.6 0.7 —

14. 7.4 12.7 27.2 27.3 9-7 8.8 1.2 — 5.5 — 0.2 —

15. 9.0 9-7 31.4 32.0 3.9 4.3 4.4 — 5.3 — Sp. —

16. 2.7 9.7 41.8 10.5 15.6 8.8 2.9 — 7.3 — 0.7 —

17. 16.0 8.0 30.1 30.8 1.7 4.7 4.8 3.9 — Sp. —

18. 14.8 10.8 31.2 30.2 1.3 5.5 2.3 — 3.9 — Sp. —

19. 13.6 8.5 16.5 36.5 9.5 8.8 0.7 — 5.7 — 0.2 —

20. 14.9 8.3 38.7 25.3 1.1 6.8 — — 0.6 3-9 0.4 —

21. 15.3 17.5 39.7 13.5 2.5 3.6 4.9 — 2.9 — 0.1 —

22. 20.5 9.2 26.8 28.5 — 2.8 5.2 4.9 1.9 — 0.2 —

23. 12.4 7.5 28.7 35.2 1.1 7.8 1.1 — 6.0 — 0.2 —

24. 23.2 21.7 31.3 16.2 — 1.9 4.1 0.5 0.3 — 0.5 0.3

25. 26.7 10.3 38.0 15.2 — 0.4 — 6.0 1.8 1.2 0.4 —

26. 29.5 20.7 26.5 16.3 0.8 2.7 1.5 — 1.4 — 0.3 0.3

27. 22.4 19.3 33.0 15.0 2.0 4.0 2.5 — 1.2 — 0.3 0.3

28. 16.5 25.3 15.0 28.0 1.4 7.6 2.8 — 2.3 — 0.8 0.3

29. 28.8 17.2 29.7 15.7 — 2.4 1.6 3.1 1.2 — 0.3 —

Aus diesen Zusammenstellungen ergibt sich, daß im Gebiete des Saroni-

schen Golfes neutrale bis saure Magmen gefördert wurden. Die si-Werte lie¬

gen zwischen 133 und 240 bzw. 335, wenn die Laven des Isthmusgebietes mit

einbezogen werden. Sie sind isofal und nur selten leicht femisch, diejenigen

des Isthmusgebietes sind salisch. In bezug auf c stehen sie an der Grenze

zwischen c-normal und c-reich. Auffallend ist vor allem, daß basische gabbro-

dioritische oder gabbroide Magmen in der ganzen Provinz völlig unbekannt

sind, wie denn auch keine typischen Basalte beschrieben wurden. Dieser Punkt

stellt ein Hauptcharakteristikum der ganzen Vergesellschaftung dar. Beim

näheren Vergleich der Analysen zeigt sich auch, wie dies ohne weiteres zu er¬

warten war, daß ihre Qualität nicht einheitlich ist. Hinweise in dieser Be¬

ziehung wurden schon durch H.S. Washington (Washington 1926) gemacht.Hier sei darauf hingewiesen, daß zum Beispiel die mg-Werte im ganzen be¬

trachtet bedeutend stärker streuen als dies für die neuern Analysen der Fall

59

Variation von al,fm,c und alk in Abhängigkeit von si

Aegina, Methana, Porös Isthmus von Korinth10

" 3 5 3 F ,4

300 350

• neue Analysen

o Analysen aus Literatur

Si

* »-Si

Si

150 200 300 350 400

Si

Fig. 28

60

ist. Immerhin darf wohl behauptet werden, daß die hier angeführten Analysen,auch die älteren, zu petrochemischen und provinziellen Betrachtungen ver¬

wendet werden dürfen, und daß kleinere Unstimmigkeiten durch die größere

Zahl, welche das Ziehen mittlerer Kurven erlaubt, ausgeglichen werden.

Auf Grund der vorliegenden chemischen Analysen lassen sich für die jung¬

vulkanischen Gesteine des Saronischen Golfes folgende petrochemischen

Typen unterscheiden:

1. Dacitoide:

a) Hornblendedacitoide und Hornblende-Augitdacitoide (Aegina und

Methana)

Magmatypus: z. H. quarzdioritisch

b) Hornblende-Biotit-Augitdacitoide (Porös)

Magmatypus: quarzdioritisch2. Andésite:

a) Hornblende-Augit-Hypersthenandesite (Aegina und Methana)

Magmatypus:

Aegina : belugitisch / peléeitisch / orbitisch

Methana: quarzdioritisch/belugitisch

b) olivinführende Augit-Hypersthenandesite (Methana)

Magmatypus : belugitisch / peléeitisch / orbitisch

2. Diagrammatische Darstellungen nach P. Niggli und Versuch

einer Charakterisierung des Provinzialtyps

In Fig. 28 sind die Niggli-Werte al, fm, c, alk der Analysen 1-29 gegen¬

über si aufgetragen. Dabei zeigt sich, daß die Streuung eine bemerkenswert

geringe ist, sowie auch, daß die Laven des Isthmusgebietes von Korinth die

Fortsetzung des sauren Endes der Serie von Aegina, Methana und Porös bil¬

den. Fig. 30 gibt das aus den mittleren Variationskurven konstruierte Varia¬

tionsdiagramm. Es zeigt deutlich den extrem pazifischen Typus, charakteri¬

siert durch eine große Differenz (al-alk), welche die große Rolle, welche das

Anorthit-Molekül spielt, erklärt.

Dieser Provinzialtypus, welcher sich in zahlreichen Faltengebirgen, beson¬

ders für die Phase des subsequenten Vulkanismus verwirklicht findet, wurde

seinerzeit (C.Burri 1926) als «Typus Pelée-Lassen Peak» bezeichnet. Ihm

gehören unter andern an: Die jungen Laven der Kleinen Antillen mit der Mon¬

tagne Pelée auf Martinique, diejenigen des Lassen Peak, Calif., diejenigender Fuji Bonin-Zone, Japan, und viele andere der zirkumpazifischen Vulkan¬

gebiete. Auch im Mittelmeergebiete ist er wohl bekannt, so zum Beispiel von

61

05

mg

> • o

oc« °

• neue Analysen

o Analysen aus Literatur

h 1 1 h K

0,5

Fig. 29

k-mg-Diagramm der analysierten Gesteine von Aegina, Methana und Porös

den Laven des Mâtra-Gebirges (Ungarn) und anderer Vorkommen des Kar-

pathen-Innenrandes.Für Intervalle von SO zu SO si lassen sich aus dem idealisierten Variations¬

diagramm Fig. 30 folgende Werte zur Charakterisierung des Kurvenverlaufes

interpolieren.

si al fm C alk Magma

150 28 34 27 11 peléeitisch/belugitisch200 35 25 24 16 quarzdioritisch250 39.5 19 21.5 20 leukopeléeitisch300 42 16 18 24 farsunditisch

350 44 15 15 26 yosemitgranitisch

130 150 200 300 350250

Fig. 30

Mittlere Variationskurven für al, fm, c und alk in Abhängigkeit von si gemäß Fig. 28

62

Nach C.Burri gilt für den Typus Pelée-Lassen Peak vergleichsweise für

dasselbe si-Intervall:

si al fm C alk Magma

150 28.5 36 25 10 peléeitisch200 34 28 22.5 15 quarzdioritisch250 38 22.5 19.5 20 quarzdioritisch300 41 18 16 25 plagioklasgranitisch/granodioritisch350 43 14 13 30 trondhjemitisch/yosemitisch.

Die Übereinstimmung ist demnach eine gute und es ergibt sich somit, daß

die jungen Laven des Saronischen Sektors des Kykladenbogens (Aegina, Me¬

diana, Porös, Isthmusgebiet von Korinth) einem unter den subsequentenVulkaniten der jungen Faltengebirge weitverbreiteten Provinzialtypus ange¬

hören.

© Aegmo

• Methano

+ Porös

Na-Feldspaf

Albit

Oligoklos

——-r^\ ea\>

Andesin \ * ä&r^

Lobrodor \j--^\

Byfownit

Anortrut1 1 1 1

Co- Feldspat

K- FeldspotK-P

9 i

8 2

7 3

6 4

5 5

4 6

3 7

2 8

I 9

Na-Feldspat

A Isthmus-Gebiet

von Korinth

2 alk

al+alk

Fig. 31

Zusammensetzung und Mengenverhältnisse der normativen Feldspäte

Fig. 31 gibt eine Übersicht über Zusammensetzung und Mengenverhältnisder normativen Feldspäte (P.Niggli 1927). Das Bild entspricht durchaus

dem für eine intermediäre bis saure pazifische Gesteinsserie üblichen.

Die Zusammensetzung der normativen Plagioklase liegt zwischen An30

63

und An6o mit einer deutlichen Häufung um An50, wenn man von einigen

saureren Laven von Aegina und des Isthmusgebietes absieht, für welche saurer

Andesit charakteristisch ist. Das Verhältnis Kalifeldspat/Plagioklas schwankt

ungefähr zwischen 7:13 = 0.54 und 1:9 = 0.11, wobei sich besonders die

sauren Laven des Isthmusgebietes durch höhere Werte auszeichnen.

Tabelle 21

Q L M n r

1. 45.8 39-1 15.1 31 .29

2. 39.0 42.6 18.4 .33 .19

3. 43.5 41.9 14.6 .38 .13

4. 44.4 41.4 14.2 .28 .30

5. 39.3 40.4 20.3 .28 .30

6. 45.6 41.3 13.1 •33 .21

7. 34.6 42.7 22.7 .40 .24

8. 42.8 43.1 14.1 .42 .09

9. 34.8 37.2 28.0 .45 .21

10. 33.8 39.0 27.2 .39 .26

11. 37.9 37.3 24.8 .48 .16

12. 32.4 39.6 28.0 .41 .25

13. 48.0 41.8 10.2 .42 .05

14. 37.8 40.3 21.9 .41 .34

15. 38.9 43.8 17.3 .44 .17

16. 30.7 37.2 32.1 .17 .37

17. 44.4 41.4 14.2 .45 .09

18. 44.1 43.3 12.6 .42 .08

19. 41.6 36.9 21.5 .59 .27

20. 43.6 43.4 13.0 .34 .06

21. 44.9 42.4 12.7 .19 .15

22. 49.6 38.7 11.7 .44 .00

23. 40.5 42.8 16.7 •49 .05

24. 52.5 41.5 6.0 .23 .00

25. 53.4 38.1 8.5 .24 .00

26. 55.5 38.1 6.4 .26 .10

27. 50.8 40.4 8.8 .22 .18

28. 45.6 41.0 13.4 .41 .09

29- 55.7 37.5 6.8 .25 .00

Zur Ermöglichung einer weiteren Charakterisierung der Provinz wurden

aus den in Tabelle 19 zusammengestellten Basis-Werten die Q-, L- und M-

Werte sowie iz und y berechnet (Tabelle 21). Auchdas QLM-Dreieck (Fig.32)

sowie die KNaCa- bzw. MgFeCa-Dreiecke (Fig. 33 und 34) zeigen das Bild

einer typisch pazifischen Vergesellschaftung, wie Vergleiche mit entsprechen¬

den Darstellungen (zum Beispiel P.Niggli 1938, oder C.Burri und P.Niggli

1945) zeigen. Dabei ist deutlich ersichtlich, daß, wie schon aus den Gesteins¬

beschreibungen hervorging, das basische Ende der Serie fehlt, das heißt, daß

64

keine Basalte vorhanden sind. Nur die Projektionspunkte der olivinführenden

Hypersthenandesite und der olivinführenden Einschlüsse fallen knapp unter

die Sättigungslinie PF, welche die Felder normativ quarzfreier bzw. quarz¬

führender Paragenesen trennt. Die geringe Untersättigung der olivinführenden

Gesteine zeigt auch, daß bei vollständiger Kristallisation unter Erreichung

von Gleichgewicht offenbar ein bedeutender Teil des vorhandenen Olivins

durch das im Glas vorhandene Si02 zu Pyroxen silifiziert worden wäre. Dies

geht parallel mit der schon erwähnten Tatsache, daß Gesteine mit modalem

Olivin eine olivinfreie Kata-Standardnorm ergaben. Auch die KNaCa- und

MgFeCa-Dreiecke zeigen das für pazifische Serien gewohnte Bild, wenn auch

ohne deren basisches Ende.

Es steht somit fest, daß die für die vulkanischen Gesteine des Saronischen

Golfes konstatierte Variation im Chemismus durchaus nichts Außergewöhn-

Fig. 32

liches bietet und einem weitverbreiteten Typus entspricht, wie er durch gravi¬tative Kristallisationsdifferentiation eines ursprünglich homogenen Magmas

gedeutet werden kann. Dabei mag dahingestellt bleiben, ob dieses basisch

und daher simatischen Ursprungs gewesen sei, oder ob es ursprünglich sauer

und lithogen, durch différentielle Aufschmelzung von durch die Orogenèse in

Regionen höherer Temperatur versenkten sialischen Massen entstanden sei.

Für beide Fälle läßt sich die konstatierte chemische Mannigfaltigkeit in der an¬

gedeuteten Weise erklären. Die Dünnschliffbeobachtung zeigt jedoch deut¬

lich, daß die Vorstellungen der klassischen gravitativen Kristallisationsdiffe¬

rentiation allein offenbar nicht ausreichen, um alle beobachteten Erscheinun-

65

KlKpl

Fig. 33

gen zu erklären, sondern daß auch Assimilations- und Wiederaufschmelzungs-

prozesse eine Rolle gespielt haben. Es wurde mehrfach darauf hingewiesen,

daß sowohl die Aufnahme basischen bis ultrabasischen, wohl endogenen, wie

auch diejenige extrem sauren, exogenen Materials eine Rolle gespielt haben

muß. Da jedoch diese Stoffänderungen in Mengenverhältnissen erfolgten,welche den Charakter der Schmelzen nicht grundlegend änderten und da zum

Beispiel durch gleichzeitige Zufügung von Olivin und Quarz zugleich das zur

normativen Silifizierung des letztern benötigte Si02 geliefert wurde, und da

überhaupt nur solche Komponenten hinzukamen, welche auch bei gravitativen

Differentiationsprozessen wandern, blieb der Chemismus durchaus normal.

Fig. 34

3. Der Vulkanismus des Saronischen Golfes

im Rahmen der Kykladenprovinz

Wie schon erwähnt, bilden die betrachteten Vulkane des Saronischen Golfes

(Aegina, Methana, Porös) zusammen mit denjenigen des Isthmusgebietes

von Korinth nur ein Teilgebiet einer ausgedehnteren Zone jungvulkanischer

Tätigkeit, welche sich weiter über Milos, Santorin und den Dodekanes bis

auf das kleinasiatische Festland erstreckt. Diese Zone folgt dem SW- und

S-Rand der Kykladenmasse und steht mit deren Einbruch im Jungtertiär im

Zusammenhang, wobei offenbar erst den durch die Faltungsvorgänge akti¬

vierten Magmen der Aufstieg ermöglicht wurde.

Als Ganzes genommen ist der Vulkanismus pliozän bis pleistozän, nur auf

Kos und Patmos begann er schon im Miozän. Santorin ist noch tätig und der

einzige aktive Vulkan des östlichen Mittelmeergebietes.

Wegen der bogenförmigen Anordnung der Vulkanzone wird sie im allge¬

meinen als Kykladenbogen bezeichnet, wobei jedoch im Auge gehalten wer¬

den muß, daß es sich nicht um einen einem Faltengebirge aufgesetzten Vulkan¬

bogen handelt, sondern vielmehr um einen am Innenrand eines solchen, an der

Grenze gegen das starre Zwischengebirge lokalisierten. Es besteht also viel¬

mehr Analogie zu den ungarisch-siebenbürgischen Vulkangebieten, als etwa

zu den japanischen oder denjenigen der Kleinen Antillen, mit welchen allen

chemisch-petrographisch eine bemerkenswerte Übereinstimmung besteht.

Die jungen Laven des Kykladenbogens können zu einer petrographischenProvinz zusammengefaßt werden. Es handelt sich vorwiegend um Andésite,

Dacite bzw. Dacitoide und Liparite, im Gebiet des Dodekanes auch um K-

reichere Trachyandesite, Trachydacite und Trachyte. Basalte fehlen gänz¬lich. Die betrachteten Vulkane des Saronischen Golfes können ihrerseits zu

einer Saronischen Subprovinz zusammengefaßt werden und es stellt sich nun

die Aufgabe, die Stellung derselben innerhalb des Rahmens der KykladischenProvinz zu untersuchen. Diese Aufgabe kann gelöst werden, da die übrigen

Subprovinzen des Kykladenbogens relativ gut bekannt sind. Die maßgeben¬den Arbeiten stammen von R.A.Sonder (Milos), F.Fouqué, C.A.Ktenas,H. Reck, A.Liatsikas, G. Georgalas (Santorin) und von A. Desto, A. Martelli,

F.Millosevich und der Schule von Padova (A.Bianchi, I.Conci) für den

Dodekanes. Sämtliche bis 1949 veröffentlichten Gesteinsanalysen sind bei

C.Burri und P. Niggli (1949) zusammengestellt.

Trägt man die al-, fm-, c-, alk-Werte aller vorhandenen Analysen gegen¬

über si auf, so erkennt man sofort, daß nicht die eindeutigen Verhältnisse der

Saronischen Subprovinz herrschen, sondern daß eine beträchtliche Streuungvorhanden ist, wie dies auch infolge des eben erwähnten Vorhandenseins

trachyandesitischer bis trachytischer Gesteine zu erwarten war. Nach C. Burri

67

Kykladenbogen Differentiationstendenzen

40'

30-

20-

10-

Tendenz

alk

fm

« c

40

30

20-

10-

Tendenz n

._**<

r**

al

alk

fmc

40

30

20-

10

Tendenzalalk

fm

c

150 200 250 300

Fig. 35

350

(unveröffentlicht, persönliche Mitteilung) lassen sich chemisch drei Gesteins¬

serien bzw. Differentiationstendenzen auseinanderhalten, welche enge Ana¬

logien zu den Verhältnissen anderer jungeruptiver Provinzen im Gebiete

des mediterranen Orogens zeigen. In Fig. 35 und 36 ist versucht worden,

diese drei Tendenzen durch mittlere Kurven zu charakterisieren. Tendenz I

ist extrem pazifisch und entspricht dem für die Saronische Subprovinz kon¬

statierten Typus. Außer den Gesteinen von Aegina, Methana, Porös und dem

Isthmusgebiet von Korinth (welche durch ihre Ordinaten mit den Analysen¬

nummern bezeichnet sind), gehören auch noch solche von Santorin, Milos,

Nisyros (Nisiro), Kos (Coo), Kalimnos (Calino), Episkopi (Piscopi) dieser

Tendenz an.

Tendenz II zeichnet sich gegenüber I durch höheres alk und kleineres (al-

alk) aus. Ihr pazifischer Charakter ist weniger extrem ausgeprägt, sie ent-

68

spricht ungefähr dem Typus «Sierra Nevada, Effusivgesteine» (Burri 1926).

Gleichzeitig erreicht k teilweise etwas höhere Werte, wie Fig. 35 zeigt. Die

Tendenz ist besonders auf Milos vertreten, sowie auf Santorin, neben der vor¬

herrschenden Tendenz I, aber auch auf Kos, Nisyros finden sich hierher ge¬

hörende Beispiele.Tendenz III ist als schwach mediterran zu bezeichnen. Gegenüber II ist alk

und k ebenfalls höher und (al-alk) noch etwas geringer. Es besteht große Ähn¬

lichkeit zu dem an der Grenze von pazifisch und mediterran stehenden Typus

«Yellowstone Park» (Burri 1926), nur daß der mediterrane Charakter noch

etwas stärker ausgeprägt ist. Vertreten ist III vor allem im Dodekanes auf

den Inseln Kos, Nisyros, Pserimos (Cappari).

06

05

04

03

02

0.1

1mg

06 -

•

•

05

•

••

•

•

•

04 -

• •••

•

0.3 -

:;•

02•

• •

•

<

0 1

i i

•

i

n

06

05

04

03

0.2

I

mg

m

_i i ' ' '

0.1 0.2 03 0.4 k Ol 0 2 0.3 0.4 k 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 k

Fig. 36

k-mg-Diagramme der drei Differentiationstendenzen des Kykladenbogens

Die Kykladenprovinz ist somit als Ganzes betrachtet vom pazifischenbis schwach mediterranen Typus, wobei der mediterrane Charakter in Rich¬

tung vom griechischen zum kleinasiatischen Festland zunimmt. Von diesem

selbst (Halbinsel von Halikarnassos, Budrun) sind bis jetzt keine Analysenbekannt. Nach Phillipson (1891/92) und Andrä (1905) spielen Biotitandesite

und Dacite neben Tuffen eine große Rolle, was mit dem vermuteten medi¬

terranen Charakter der dortigen Gesteine zum mindesten nicht in Wider¬

spruch steht. Durch G.D'Achiardi (1902) wurden außerdem K-reiche Ge¬

steine, nämlich Monzonite, Monzonitpophyrit, Syenitaplit und Syenitporphyrvon Kadi-Kalé beschrieben. Obwohl analoge Gesteine von den Inseln des

Dodekanes nicht bekannt sind, ist die Vermutung nicht von der Hand zu

weisen, daß sie hypoabyssische bis abyssische Äquivalente der Trachyande-site bis Trachyte darstellen.

Daß die Gesteine der Saronischen Provinz enge chemische Verwandtschaft

69

mit solchen von andern Vorkommen des Kykladenbogens zeigen, geht schon

daraus hervor, daß anläßlich der Gesteinsbeschreibung eine große Anzahl von

Kykladenlaven als Vergleichsanalysen gegeben werden konnten. Auch in be-

zug auf den Mineralbestand zeigen sich große Analogien. Die Hauptminera¬lien sind immer Plagioklas, Hornblende, Augit, Hypersthen, welcher in Ande¬

siten und Daciten eine große Rolle spielt, sowie in sauren Gliedern auch Biotit

und Quarz, in Si02-armen auch Olivin.

Auch die endogenen Einschlüsse sind weitgehend dieselben.

Im Isthmusgebiet von Korinth sind zwar nur saure Laven aufgeschlossen,aber ihre endogenen Einschlüsse zeigen, daß auch basischere Typen in der

Tiefe gebildet wurden. Analyse Nr. 28, einen derartigen Einschluß betreffend,

zeigt einen Chemismus, der demjenigen der basischeren Gesteine von Aeginaund Methana durchaus entspricht.

Auf den Inseln der Milosgruppe (Milos, Kimolos, Polyvos und Erimomilos

(Antimilos) wurden zuerst Liparite und saure Dacite, dann Dacite und saure

Andésite und, nach einer relativen Ruhepause, wieder Andésite gefördert. Als

jüngste prähistorische Bildungen kamen wieder rhyolithische Laven und

Aschen zum Ausbruch. Die Santorin-Gruppe umfaßt die Inseln Thira, Thi-

ressia, Aspronisi und die Kameni-Inseln. Die Hauptinsel Thira hat halbmond¬

förmige Gestalt und bildet mit Thiressia und dem kleinen Aspronisi die Reste

einer großen Caldera, in deren Zentrum sich die Kameni-Inseln mit dem

heute noch aktiven Vulkan befinden.

Die Laven sind Dacitoide, Dacitandesite und Andésite mit Hornblende,

Augit und Hypersthen, sowie olivinführende Hypersthenandesite. Ein Ge¬

stein wurde von Ktenas als Basalt bezeichnet. Die Analyse ergibt jedoch Zu¬

gehörigkeit zum belugitischen Magmatypus, steht also den olivinführenden

Hypersthenandesiten von Methana nahe.

«Basalt» 137

Santorin (nach Ktenas)Olivinführender

HypersthenandesitMethana 144

Belugitisches

Magma (nach Niggli) 138

Das Auftreten dieses «Basaltes» auf Santorin stellt somit keine Besonder¬

heit gegenüber andern Lokalitäten des Kykladenbogens dar.

Im Gebiet des Dodekanes, vor allem auf den Inseln Nisyros (Nisiro), Kos

(Coo) und Pserimos (Cappari) und einigen andern kleinern, finden sich neben

Lipariten, Daciten und Andesiten besonders die schon erwähnten K-reicheren

al fm C alk k mg ti p

26.5 36 27.5 10 .24 .56 2.2 0.2

25.8 36.4 27.9 9.9 .30 M 2.4 0.6

29 35 27 9 .19 .54 1.3 0.2

70

trachyandesitisch-trachydazitisch-trachytischen Gesteine, so daß sich in die¬

sem Abschnitt alle von den drei für die Kykladenprovinz konstatierten Ten¬

denzen verwirklicht finden. Von besonderm Interesse ist, daß sich Differen¬

tiationstendenzen wie hier als I und II beschrieben auch für die jungen In-

trusivgesteine des alpin-dinarischen Grenzgebietes verwirklicht finden.

P.Niggli (1922) hatte seinerzeit für die damals allein näher bekannten jung¬

alpinen Intrusivstöcke von Biella und Traverselle in Piémont sowie für das

Bergeller Massiv zwei Differentiationstendenzen als «tonalitisch» und «syeni¬tisch» unterschieden. Neuere Untersuchungen der Schule von Padova haben

gezeigt, daß sich diese Tendenzen auch für die nach E anschließenden jungenIntrusivstöcke des Adamello, Mte Ivigna (Iffinger), Mte Croce (Kreuzberg)und der Vedrette Ries (Rieserferner) konstatieren lassen. Sie finden sich auch

weiter im E im Gebiet von Eisenkappel-Schwarzenbach und im Pohorje

(Bacher). Die «tonalitische» Tendenz von Niggli entspricht weitgehend der

hier konstatierten Tendenz I und die «syenitische» der Tendenz II, während

Aequivalente zu II nicht realisiert zu sein scheinen.

71

E. Verzeichnis der benützten Literatur

Andrä, E. (1905), Eruptivgesteine im Nordwesten Kleinasiens. Inaug. Diss. Univ. Leipzig45 p. (p. 32, Laven der Halbinsel Halikarnassos).

D'Achiardi, G. (1902), Studio di alcune rocce sienitiche di Kadi-Kalé (Provincia di Smir

na) nell'Asia Minore. Proc. verb. Soc. Tose. Sc. Nat. Pisa. Sitzg. v. 26. Jan.

Barth, T. F. W., Correns, C. W. u. Eskola, P. (1939), Die Entstehung der Gesteine. Berlin

Springer.

Berek, M. (1924), Mikroskopische Mineralbestimmung mit Hilfe der Universaldrehtisch

methoden. Berlin, Bornträger.

Bianchi, A. (1928), Le rocce effusive dell'Isola di Coo (Dodecaneso - Mar Egeo). Mem.

Ist. Geol. Univ. Padova 8, 86 p.

- (1929), Le rocce effusive del Dodecaneso (Mar Egeo). Boll. Soc. geol. Ital. 48, 1-49-- (1930), La provincia petrografica effusiva del Dodecaneso (Mar Egeo). Mem. Ist.

Geol. Univ. Padova 8, 21 p.

Boeke, H. E. u. Eitel, W. (1923), Grundlagen der physikalisch-chemischen Pétrographie.

Berlin, Bornträger,

Bowen, N. L. (1928), The evolution of the igneous rocks. Princeton.

Burri, C. (1926), Chemismus und provinziale Verhältnisse der jungen Eruptivgesteine des

Pazifischen Ozeans und seiner Umrandung. Schweiz. Min. Petr. Mitt. 6, 115-199 u.

Ausz. a. d. Inaug. Diss. Univ. Zürich.

- (1950), Das Polarisationsmikroskop. Basel, Birkhäuser, 308 p.

Burri, C. u. Huber, H. (1932), Geologie und Pétrographie des jungvulkanischen Gebietes

am Lower Chindwin River (Upper Burma). Schweiz. Min. Petr. Mitt. 12, 306.

Burri, C. u. Niggli, P. (1945/49), Die jungen Eruptivgesteine des mediterranen Orogens.

I u. II. Publ. Stiftung Vulkaninst. I. Friedlaender, 3 u. 4, Zürich.

Carr, J.M. (1954) Zoned plagioclases in layered gabbros of the Skaergaard intrusion, east

Greenland, Min. Mag. 30, 367-375.

Codarcea, A. (1930), Etude géologique et pétrographique de la région Ocna de Fer - Bocsa

Montana (Banat, Roumanie). An. Inst. Geol. Rom. 15, 261-435.

Conci, I. (1928), Le rocce effusive dell'Isola di Patmo (Dodecaneso - Mar Egeo). Mem. 1st.

Geol. Univ. Padova 8, 41 p.

- (1930), Le rocce effusive délie Isole di Piscopi, Calino, Pserimo (Dodecaneso - Mar

Egeo). Mem. 1st. Geol. Univ. Padova 8, 25 p.

Desio, A. (1931), Le isole italiane dell'Egeo. Mem. descr. Carta geol. dTtalia 24.

Dittler, E. u. Köhler A. (1925), Zur Frage der Entmischbarkeit der Kali-Natronfeldspate

und über das Verhalten des Mikrolins bei hohen Temperaturen. Tscherm. Mitt. 38,

229-261.

Duparc, L. u. Reinhard, M. (1924), La détermination des plagioclases dans les coupes min¬

ces. Mém. Soc. Physique Hist. Nat. Genève 40, fasc. 1.

Fouqué, F. (1879), Santorin et ses éruptions. Paris.

- (1894), Contribution à l'étude des feldspaths des roches volcaniques. Bull. Soc. Min.

France 17, 283-610.

Fuster, J.-M. (1954), Formation par métasomatose de quelques structures zonées dans les

plagioclases volcaniques. C. R. Soc. géol. Finlande 27, 57-74.

Ghika-Budesti, St. (1931), Les plagioclases des Banatites étudiés par la méthode de Fédo-

roff. Schweiz. Min. Petr. Mitt. 11, 12-26.

Goldsmith, ]. R. (1952), Diffusion in plagioclase feldspars. J. Geol. 60, 288-292.

72

Hills, E. S. (1936), Reverse and oszillatory zoning in plagioclase feldspars. Geol. Mag. 73,49-56.

Homma, F. (1932), Über das Ergebnis von Messungen an zonaren Plagioklasen aus Ande-

siten mit Hilfe des Universaldrehtisches. Schweiz. Min. Petr. Mitt. 12, 345.- (1936), The classification of the zonal structure of plagioclase. Mem. Coll. Sc. Kyoto

Imp. Univ. (B) 11, 135.

- (1936), The method and its principle of delineating the composition-variation curve

of a zoned plagioclase with an example. Mem. Coll. Sc. Kyoto Imp. Univ. (B) 12, 19.

Kaaden, van der, G. (1951), Optical studies on natural plagioclase feldspars with high- and

low-temperature optics. Inaug. Diss. Univ. Utrecht, 105 p.

Kober, L. (1929), Beiträge zur Geologie von Attika. Sitz, Ber. Akad. Wiss. Wien, Math.

Natw. Kl. Abt. I., 299-327.

Kazu, S., Yoshiki, B. u. Rani, K. (1927), Note of the study of the transformation of com¬

mon hornblende into basaltic hornblende at 750°. Sc. Rep. Tohoku Imp. Univ. Sen-

dai (3) 3, 143-159.

Ktenas, C. (1925), L'éruption du volcan de Santorin. C. R. Ac. Sc. Paris 181, 376.- (1926), L'évolution du volcan des Kaménis (Santorin) en 1926. C. R. Ac. Sc. Paris

183, 798.

- (1926a), Sur la nature chimico-minéralogique des enclaves de Fouqué-Kaméni (San¬

torin) C. R. Ac. Sc. Paris 183, 980.

- (1935), Le groupe d'îles de Santorin. Contribution à l'étude des laves tertiaires et

quartenaires de la mer Egée. Pragm. Acad. Athènes Tom. A, Nr. 4.

Kuno, H. (1933), On silica minerals in the groundmass of common Japanese volcanic rocks.

Bull. Earthquake Res. Inst. Tokyo, 11.

Lacroix, A. (1893), Les enclaves des roches volcaniques. Ann. Acad. Mâcon 10.

- (1926), Les caractéristiques lithologiques des Petites Antilles. Livre jub. Soc. géol.Belgique, 387-405 (p. 400, Laven von Milos und Santorin).

- (1933), Classification et nomenclature des roches eruptives. In: Contribution à la

connaissance de la composition chimique et minéralogique des roches eruptives de

l'Indochine. Bull. Serv. géol. de l'Indochine, 20, fasc. 3, Hanoi.

Lacroix, A. u. Ktenas, C. (1925), Les laves actuelles de Fouqué-Kaméni (Santorin). C. R.

Ac. Sc. Paris 181, 893-895.

Larsen, E.S., Irving, ]. u. Gonyer, F. A. (1936/38), Petrologic study of the minerals from

the Tertiary volcanic rocks of the San Juan Region, Colorado. Am. Min. 21, 22, 23.

Leyden, v., R. (1940), Der Vulkanismus des Golfes von Aegina und seine Beziehungen zur

Tektonik. Publ. Stiftung Vulkaninst. I. Friedlaender, 1, Zürich.

Martelli, A. (1917), II gruppo eruttivo di Nisiro nel Mar Egeo. Mem. Soc. Ital. Sc. detta

«dei XL» Roma (3) 20, 93 p.

Millosevich, F. (1917), Studi petrografici sulle isole dell'Egeo. I. Rocce di Kalymnos e di

Kos. Rendic. R. Accad. Lincei 21, 306-309.

Muir, I.D. (1955), Transitional optics of some andesines and labradorites. Min. Mag. 30,

545-568.

Niggli, P. (1920), Die leichtflüchtigen Bestandteile im Magma. Preisschr. gekrönt u. her-

ausgeg. v. d. fürstl. Jablonowskischen Gesellsch. zu Leipzig 47, 272 p.

- (1922), Der Taveyannazsandstein und die Eruptivgesteine der jungmediterranen

Kettengebirge. Schweiz. Min. Petr. Mitt. 2, 169-275.

- (1931), Die quantitative mineralogische Klassifikation der Eruptivgesteine. Schweiz.

Min. Petr. Mitt. 11, 296-318.- (1927), Zur Deutung der Eruptivgesteinsanalysen auf Grund der Molekularwerte.

Schweiz. Min. Petr. Mitt. 7, 116-133.

- (1936), Über Molekularnormen zur Gesteinsberechnung. Schweiz. Min. Petr. Mitt.

16, 295-317.- (1936a), Die Magmentypen. Schweiz. Min. Petr. Mitt. 16, 335-399.

- (1937), Das Magma und seine Produkte I. Leipzig, Akad. Verlagsges.

73

- (1938), Die komplexe gravitative Kristallisationsdifferentiation. Schweiz. Min. Petr.

Mitt. 18, 610-664.

- (1941), Lehrbuch der Mineralogie und Kristallchemie II. Berlin, Bornträger.- (1948), Gesteine und Minerallagerstätten I. Basel, Birkhäuser.

- (1952), Reaktionen in der äußeren Lithosphäre. Symp. Reactivity of Solids. Göteborg.

Ovidius, Metamorphoses. Bericht über einen Ausbruch bei Troizen, Liber XV.

Papastamatiou, ]. (1937), Die neogenen Vulkane der Landschaft Krommyonia (Isthmus

von Korinth). Hab. Schrift Univ. Athen.

Pausanias, Graeciae descriptio. Bericht über einen Ausbruch auf Mediana in Liber II.

Pertessis, M. L. (1923), Les eaux minérales de Methana. Publ. Bureau géol. Athènes.

Phemister, ]. (1934), Zoning in plagioclase feldspars. Min. Mag. 23, 541-555.

Phillipson, A. (1898), La tectonique de l'Egéide. Ann. Géogr. 7, 112-141.

- (1901), Der Gebirgsbau der Aegäis und seine allgemeinen Beziehungen. Verh. d.

VII. int. Geogr. Kongr. Berlin 1899.

- (1892), Der Peloponnes, Versuch einer Landeskunde auf geologischer Grundlage.Berlin. (Eruptivgesteine von Krommyonia und Porös v. R. Lepsius p. 603).

Plieninger, F. (1905), Die geologischen Verhältnisse der Insel Kos und ihrer Nachbar¬

inseln. Zeitschr. deutsch, geol. Ges. 57, 350.

Reck, H. (und Mitarbeiter) (1936), Santorin, der Werdegang eines Inselvulkans und sein

Ausbruch 1925-1928, 3 Bde. Berlin.

Reinhard, M. (1931), Universaldrehtischmethoden. Basel, Wepf.Reinhard M. u. Wenk, Ed. Geology of the Colony of North Borneo. Geol. Surv. Dept.

Brit. Territories in Borneo. Bull. 1, London.

Rittmann, A. (1929), Die Zonenmethode, ein Beitrag zur Methodik der Plagioklasbestim-

mung mit Hilfe des Theodolithtisches. Schweiz. Min. Petr. Mitt. 9, 1-46.

Sonder, R. A. (1924), Zur Geologie und Pétrographie der Inselgruppe von Milos. Zeitschr.

Vulk. 8, 181-237.

De Stefani, C. (1912), Calino, cenni geologici. Rendic. Accad. Lincei (5) 21, 479.

Strabo, Geographica. Bericht über einen Ausbruch auf Methana in Lib. I.

Streckeisen, A. (1932), Junge Eruptivgesteine im östlichen Banat mit besonderer Berück¬

sichtigung ihrer Feldspäte. Bul. Soc. Rom. Geol. 1, 50.

Tröger, W. E. (1935), Spezielle Pétrographie der Eruptivgesteine. Berlin, Bornträger.

- (1952), Tabellen zur optischen Bestimmung der gesteinsbildenden Mineralien. Stutt¬

gart. Schweizerbart.

Washington, H. S. (1894/95), A petrographical sketch of Aegina and Methana. J. Geol. 2,

789-813 u. 3, 21-46.

- (1923), Notes on the solfatara of Sousaki (Greece), a recent eruption of Methana

(Greece) and a recent macalube at Vulcano. J. Geol. 32, 460-462.

- (1926), Santorini Eruption of 1925. Bull. Geol. Soc. America 37, 349-384.

Wenk, E. (1933), Statistische Drehtischuntersuchungen an Plagioklasen rumänischer Ergu߬

gesteine. Schweiz. Min. Petr. Mitt. 13, 205-219.

- (1945), Die Koexistenzbeziehungen zwischen Hornblende, Biotit und Feldspäten und

die Bedeutung der oszillierenden Zonarstruktur. Schweiz. Min. Petr. Mitt. 25, 141

bis 164.

Winchell, A.N. (1951), Elements of optical mineralogy. An introduction to microscopic

petrography. II. Description of minerals. 4th ed. New York, John Wiley, 551 p.

74

Fig. 3

Zonarer Plagioklaseinsprengling mit korrodiertem Kern. Verzwillingt: Vz Periklin-, %

Albit-Gesetz, aus Hornblende-Augitdacitoid, Chôma Bukore, Mediana. Vergr. 36, Nie. +.

Fig. 4

Zonarer Plagioklaseinsprengling, verzwillingt: % Albit-Karlsbad-Gesetz, % Albit-Gesetz,Vs Karlsbad-Gesetz, V4 Periklin-Gesetz, aus Hornblende-Pyroxendacitoid, Dzunaki, Me¬

diana. Vergr. 48, Nie. +.

Fig. 5

Zonarer Plagioklaseinsprengling, verzwillingt: Vz Karlsbad-Gesetz, % Albit-Gesetz, aus

Hornblende-Augitdacitoid, Kameni, Mediana, Vergr. 44, Nie. +.

Fig. 6

Plagioklaseinsprengling, voll von Glaseinschlüssen. An 60. Vergr. 9, Nie. parallel, aus

Hornblendedacitoid, Kameni, Mediana.

Publ Vulkaninstitut Immanuel Friedlaender 6 (1956) Tafel I

Fig 3 Fig 4

Iig 5 Fig 6

rig 7

Zonarer Plagioklaseinsprenghng, verzwilüngt V2 Karlsbad-, % Albit-Karlsbad-, % Albit-

Ala-Gesetz, aus Hornblendedacitoid, Dzunaki, Methana Vergr 24, Nie -f-

Fig 8

Zonarer Feldspateinsprengling mit Rekurrenzen, ver^willingt V2 Penklingesetz An-Ge¬

halt der verschiedenen Zonen 43-50%, aus Hornblende Augitdacitoid, Kipoi, AeginaVergr 24, Nie -f

Fig 9

Zonarer Feldspateinsprengling mit kristallographischem Umriß [Schnitt nach (010)]Vergr 45, Nie + An-Gehalt Kern und äußere Zone 37 %, Zwischenzone 55 % Aus

Hornblendedacitoid, Dzunaki, Methana

Fig 10

Banater Verwachsung von Plagioklas An Gehalt Indiv 1 = 64 %, Indiv 2 = 58 % Aus

Hornblendedacitoid, Aegina Vergr 72, Nie -\-

Vulkaninstitut Immanuel Friedlaender 6 (1956) Tafel II

Fig 7Fig 8

Fig 9 Fig 10

Fig 17

Cnstobalit (C) in der Grundmasse Olivinfuhrender Hornblende Pyroxenandesit, Einschluß

in Hornblendedacitoid, Kossona, Methana Vergr 72, Nie parallel

Fig 19

Hornblende vollständig in Magnetit umgewandelt Aus Hornblendedacitoid, Kameni, Me

thana Vergr 48, Nie parallel

Fig 25

Idiomorpher Olivineinsprengling, ohne Reaktionszone Olivinfuhrender Hypersthenande

sit, Malisa, Methana Vergr 50, Nie parallel

Publ Vulkaninstitut Immanuel Fnedlaender 6 (1956) Tafel III

Fig 17

Fig 19 Fig 25

Publ Vulkaninstitut Immanuel Fnedlaender 6 (1956) Tafel IV

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AlluviumKxwvy:

QuartärsDeckkalke

Hornblende-

Augit-Andesit

^Hornblende -

%2Andesitbrezzien

Hornblende - i HDazit i iiiiiiiiiiiiiiiiii

riiozanmergeiund Tuffe

tiypersthen-An¬des/! u Tuffe

Kreidekalk

ßistozane

mann Mergel

Mergelkalkeu role Schiefer

Publ. Vulkaninstitut Immanuel Friedlaender 6 (1956) Tafel V

Sterna GambruChelonas

Osunaki

Profil

hang - und

Talschutt

Tuffe und

Bimssteine

hornblende -

Hypersthen -Andesit^ Hypersthen-

Andesit

Hornblende -Dazit

'^der jung Vulkane

Hornblende -Dazit

der Massive

Kreidekalk und

KonglomerateSchiefer, tlornslem

und Serpentin

Publ. Vulkaninstitut Immanuel Friedlaender 6 (1956) Tafel VI