Fr1134/7-1

Die plio-pleistozänen warm-temperierten Karbonate von Rhodos wurden in einer tektonisch aktiven Region abgelagert. Die Nähe des hellenische Bogen, der konvergenten Plattengrenze, an der die afrikanische Platte unter die europäische Platte subduziert wird, beeinflußt stark die stratigraphische, topographische und sedimentologische Geschichte der Insel. Die tektonischen Aktivitäten resultierten in einem stark strukturierten Inselschelf mit einem steilen Paläorelief, das durch NW-SE verlaufende Mikrograbensysteme gebildet wird. Die plio-pleistozänen Sedimente wurden vor allem in diesen Grabensystemen abgelagert. Ihre Stratigraphie beschreibt einen übergeordneten Transgressions-Regressions-Zyklus, der während der maximalen Überflutung flach bathyale Tiefen im frühen Pleistozän erreicht. Dieser Zyklus ist in Mittel- und Kleinzyklen unterteilt, die tektonische Veränderungen oder glazial-interglazial Meeresspiegelschwankungen widerspiegeln.

Das komplexe Paläorelief des Untergrundes stellte das Substrat und diverse ökologische Nischen für hochdiverse Biozönosen zur Verfügung. Die sedimentären Systeme entlang dieses strukturierten Inselschelfs zeigen, im Vergleich zu sedimentären Systemen von offenen Schelfen, (1) eine erhöhte Faziesvariabilität, (2) eine erhöhte Kleinräumigkeit einzelner Fazies, (3) unterschiedliche sedimentäre Prozesse und  (4) ‚accomodation spaces’ die eher durch das Relief als durch den Meeresspiegel oder aber durch beide kontrolliert werden. Die Karbonatfabriken waren an submarinen Steilwänden und auf submarinen Erhebungen entwickelt. Auf submarinen Erhebungen waren vor allem autochthone Karbonatfabriken entwickelt wohingegen Karbonatfabriken an submarinen Steilwänden häufig durch ‚rock falls’, ‚debris falls’, ‚grain flows’ und ‚debris flows’ umgelagert wurden und Schuttfächer am Beckenrand bildeten. Dabei hing die Art des entwickelten Umlagerungsprozesses vor allem von der Hangneigung und der Verfügbarkeit von feinem Matrixsediment ab.

Der ‚accommodation space’ der an Steilwände gebunden Karbonatsysteme ist vor allem durch den stabilen Hangneigungswinkel bestimmt, wohingegen der ‚accommodation space’ von autochthonen Karbonatsystemen auf submarinen Erhebungen durch den Meeresspiegel kontrolliert wird. Im subaärischen Ablagerungsraum sind küstennahe äolische sedimentäre Systeme entwickelt, deren Verbreitung, Morphologie und Erhaltung auch stark von der entwickelten Topographie während der Ablagerung abhängen. Bei allen untersuchen sedimentäresn Systemen kontrollierte das Relief des Untergrundes wo, wie, wieviel und wie schnell Sediment abgelagert wurde.

Die Vorläufigen Ergebnisse von den Profilen im flachbathyalen Lindos Bay Clay zeichnen detailliert die bathymetrische Entwicklung der Insel im Pleistozän mit mehreren Vertiefungs. Und Verflachungsphases nach. Desweiteren zeigen sie ausgeprägte Sapropelereignisse während des frühen Pleistozäns. Während dieser Zeit müssen die Sapropelereignisse bis in Wassertiefen von ca. 200 m vorgedrungen sein. Im Spätpleistozän waren die Sapropelereignisse schwächer entwickelt. Dies kann zum einen durch eine geringere Wassertiefe oder aber durch ein abgeschwächtes Auftreten der Sapropele im Spätpleistozän erklärt werden.

Ein überraschendes Ergebnis der Untersuchungen auf Rhodos ergab die Entdeckung der fossilen ooidführenden Äolianite von Kattavia. Hierbei war das häufige Vorkommen von Ooiden entscheidend für ihre klimatische Interpretation. Das Ooidvorkommen deutet auf wiederkehrendes subtropisches bis tropisches Klima im östlichen Mittelmeer während des Spätpleistozäns hin, höchstwahrscheinlich während Interglazialen. Während der Glaziale waren durch den gesenkten Meeresspiegel die Ooidproduktionsstätten subaärisch exponiert, so daß die Ooide mit dem Wind umgelagert werden konnten und final in dem Äolianit von Kattavia abgelagert wurden. Das Fehlen tropischer Faunenelemente in den marinen plio-pleistozänen Ablagerungen von Rhodos ist überraschend, wenn man das Auftreten spätpleistozäner ooidführender Äolianite auf der Insel in betracht zieht, die mehrere tropische Phasen während diesem Intervall implizieren. Die Abwesenheit tropischer Faunenelemente kann höchstwahrscheinlich auf die spezifischen paläoozeanographischen Konfigurationen des Mittelmeerbeckens zurückgeführt werden, die ein Einwandern tropischer Faunenelemente durch das westliche Mittelmeerbecken und den angrenzenden Atlantik verhinderte, da diese permanent warm-temperierten klimatischen Bedingungen ausgesetzt waren.