ΜΕΛΕΤΗ ΤΩΝ ΠΕΤΡΩΓΕΝΕΤΙΚΩΝ ΔΙΕΡΓΑΣΙΩΝ ΤΩΝ Ο- ΦΙΟΛΙΘΙΚΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΒΕΡΟΙΑΣ- ΝΑΟΥΣΑΣ (ΖΩΝΗ ΑΞΙΟΥ)

Transcript

1 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΩΝ ΠΡΩΤΩΝ ΥΛΩΝ ΜΕΛΕΤΗ ΤΩΝ ΠΕΤΡΩΓΕΝΕΤΙΚΩΝ ΔΙΕΡΓΑΣΙΩΝ ΤΩΝ Ο- ΦΙΟΛΙΘΙΚΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΒΕΡΟΙΑΣ- ΝΑΟΥΣΑΣ (ΖΩΝΗ ΑΞΙΟΥ) ΑΙΚΑΤΕΡΙΝΗ ΡΟΓΚΑΛΑ ΜΕΤΑΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ ΠΑΤΡΑ 2013

2 ΜΕΛΗ ΤΗΣ ΤΡΙΜΕΛΟΥΣ ΕΞΕΤΑΣΤΙΚΗΣ ΕΠΙΤΡΟΠΗΣ: Βασίλειος Τσικούρας Κωνσταντίνος Χαντζηπαναγιώτου Παναγιώτης Πομώνης Αναπληρωτής Καθηγητής Καθηγητής Επίκουρος Καθηγητής Σελίδα 2

3 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η παρούσα διπλωματική εργασία με τίτλο «Μελέτη των πετρογενετικών διεργασιών των οφιολιθικών πετρωμάτων της περιοχής Βέροιας-Νάουσας (Ζώνη Αξιού)» πραγματοποιήθηκε στα πλαίσια του Μεταπτυχιακού Προγράμματος Σπουδών του Τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών στον κλάδο «Ορυκτές Πρώτες Ύλες και Περιβάλλον». Αρχικά θα ήθελα να εκφράσω θερμότατες ευχαριστίες στον Επιβλέποντα Αναπληρωτή Καθηγητή του Τμήματος γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών Δρ. Β. Τσικούρα, για την ευκαιρία που μου έδωσε να εκπονήσω αυτή την εργασία, την πολύτιμη προσφορά γνώσεων στο αντικείμενο της Πετρολογίας μαγματικών πετρωμάτων, τη συνεχή καθοδήγηση και παρακολούθηση του θέματος και για τις εύστοχες παρατηρήσεις κατά τη συγγραφή της μελέτης. Επίσης, θα ήθελα να ευχαριστήσω θερμότατα τον Καθηγητή Δρ. Κ. Χατζηπαναγιώτου, ο ο- ποίος πίστεψε στις ικανότητές μου και σε όλη τη διάρκεια της συνεργασίας μας με καθοδήγησε με τη μεγάλη του εμπειρία, που πρόσφερε ηθική υποστήριξη και συνέβαλε καθοριστικά στην πραγματοποίηση της παρούσας διπλωματικής εργασίας. Στην Τριμελή Εξεταστική Επιτροπή συμμετείχε και ο Επίκουρος Καθηγητής Δρ. Π. Πομώνης, τον οποίο ευχαριστώ θερμά για τις χρήσιμες υποδείξεις τους και τις ουσιαστικές παρατηρήσεις του. Ακόμη, ευχαριστώ θερμά το Δρ. Κ. Νικολακόπουλο για την σημαντική βοήθεια που μου παρείχε αναφορικά με την ψηφιοποίηση των χαρτών των Γεωγραφικών Συστημάτων Πληροφοριών (GIS). Επιπλέον, θα ήθελα να ευχαριστήσω τους συναδέλφους μου Π. Γιαννακοπούλου, Π. Πετρούνια, Β. Σκληρό και Ε. Υφαντή για την ανταλλαγή απόψεων και τη βοήθειά τους. Θα ήθελα επιπλέον, να ευχαριστήσω το Ίδρυμα Κρατικών Υποτροφιών, γα την υποτροφία που μου απέμεινε για το τρίτο εξάμηνο. Τέλος, στο σημείο αυτό θα ήθελα να εκφράσω τις βαθύτατες ευχαριστίες και την ευγνωμοσύνη μου στους ανθρώπους που είναι πάντα δίπλα μου, την οικογένειά μου και τους φίλους μου. Οι άνθρωποι αυτοί ήταν και είναι πάντα δίπλα μου τόσο στις δύσκολες όσο και στις ευχάριστες στιγμές, της φοιτητικής και όχι μόνο, ζωής μου. Αικατερίνη Ρογκάλα Πάτρα, 2013 Σελίδα 3

4 Αφιερώνεται στην οικογένειά μου που είναι πάντα δίπλα μου Σελίδα 4

5 Περιεχόμενα 1 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Σύντομη αναφορά στον όρο «οφιόλιθοι» Οι οφιολιθικές εμφανίσεις στην Ελλάδα Σκοπός της μελέτης Μεθοδολογία ΥΠΑΙΘΡΙΑ ΕΡΕΥΝΑ ΤΩΝ ΟΦΙΟΛΙΘΩΝ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΑΝΑΜΕΣΑ ΣΤΗ ΒΕΡΟΙΑ ΚΑΙ ΤΗ ΝΑΟΥΣΑ Γεωγραφική τοποθέτηση Αναφορά στη γεωλογική διάρθρωση των περιοχών της Βέροιας και της Νάουσας Αναφορά στις γεωτεκτονικές ζώνες των Ελληνίδων Ζώνη Αξιού Η Πελαγονική ζώνη ΥΠΑΙΘΡΙΑ ΕΡΕΥΝΑ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΜΕΤΑΞΥ ΒΕΡΟΙΑΣ ΚΑΙ ΝΑΟΥΣΑΣ Εισαγωγή Ανασκόπηση προηγούμενων ερευνών Γεωλογική τοποθέτηση της περιοχής ανάμεσα στη Βέροια και τη Νάουσα Τεκτονική μελέτη Συμπεράσματα υπαίθριας έρευνας ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΗ ΜΕΛΕΤΗ Εισαγωγή Μακροσκοπική περιγραφή λιθότυπων Σερπεντινιωμένοι λερζόλιθοι και χαρτσβουργίτες Ορθοπυροξενίτες Σερπεντινίτες Γάββροι Διορίτες Διαβάσες Βασάλτες Πυροκλαστικά πετρώματα Μαγνησίτες Ροδινγκίτες Γρανιτικά πετρώματα Μικροσκοπική περιγραφή λιθότυπων Σελίδα 5

6 3.2.1 Σερπεντινιωμένοι λερζόλιθοι Σερπεντινιωμένοι χαρτσβουργίτες Ορθοπυροξενίτες Σερπεντινίτες Γάββροι Διορίτες Διαβάσες Βασάλτες ΟΡΥΚΤΟΧΗΜΕΙΑ ΣΠΙΝΕΛΙΟΙ Περιγραφή της χημικής σύστασης των σπινελίων στα υπό μελέτη πετρώματα της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας Αξιολόγηση των ορυκτοχημικών αναλύσεων των σπινελίων ΓΡΑΝΑΤΕΣ Περιγραφή της χημικής σύστασης των γρανατών στα υπό μελέτη πετρώματα της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας Αξιολόγηση των ορυκτοχημικών αναλύσεων των πυροξένων στα υπό μελέτη πετρώματα της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας ΠΥΡΟΞΕΝΟΙ Περιγραφή της χημικής σύστασης των πυροξένων στα υπό μελέτη πετρώματα της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας Αξιολόγηση των ορυκτοχημικών αναλύσεων των πυροξένων στα υπό μελέτη πετρώματα της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας ΣΕΡΠΕΝΤΙΝΕΣ Περιγραφή της χημικής σύστασης των σερπεντινών στα υπό μελέτη πετρώματα της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας Αξιολόγηση των ορυκτοχημικών αναλύσεων των σερπεντινιτών στα υπό μελέτη πετρώματα της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας Συμπεράσματα ορυκτοχημικής μελέτης ΓΕΩΧΗΜΙΚΗ ΜΕΛΕΤΗ ΤΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΜΕΤΑΞΥ ΒΕΡΟΙΑΣ ΚΑΙ ΝΑΟΥΣΑΣ Τα οφιολιθικά πετρώματα της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας ΥΠΕΡΒΑΣΙΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ Κινητικότητα των στοιχείων στα υπερβασικά πετρώματα Χημισμός των υπό μελέτη υπερβασικών πετρωμάτων της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας Σελίδα 6

7 5.2.3 Διεργασίες απόπλυσης των υπερβασικών πετρωμάτων της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας Διεργασίες μετασωμάτωσης των υπερβασικών πετρωμάτων της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας Προσδιορισμός γεωτεκτονικού περιβάλλοντος ΒΑΣΙΚΟΙ ΚΑΙ ΕΝΔΙΑΜΕΣΟΙ ΠΛΟΥΤΩΝΙΤΕΣ ΒΑΣΑΛΤΙΚΑ ΚΑΙ ΔΙΑΒΑΣΙΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ ΡΟΔΙΝΓΚΙΤΕΣ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΣΥΖΗΤΗΣΗ - ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Γεωλογική διάρθρωση των οφιολιθικών πετρωμάτων της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας Πετρογενετική εξέλιξη των οφιολιθικών πετρωμάτων της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας Γεωδυναμική τοποθέτηση των οφιολιθικών πετρωμάτων της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας ΠΕΡΙΛΗΨΗ SUMMARY ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ Σελίδα 7

8 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 1 ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1 Σύντομη αναφορά στον όρο «οφιόλιθοι» Οι οφιόλιθοι θεωρούνται υπολείμματα του ωκεάνιου φλοιού και του ανώτερου μανδύα, που έχουν επωθηθεί με τη μορφή τεκτονικών καλυμμάτων πάνω στον ηπειρωτικό φλοιό. Με βάση, την ευρέως αποδεκτή, θεωρία των λιθοσφαιρικών πλακών, στις περιοχές απόκλισης (π.χ. μεσοωκεάνεια ράχη) δημιουργείται νέα ωκεάνια λιθόσφαιρα μέσα από τις διεργασίες επέκτασης του ωκεάνιου πυθμένα, ενώ ταυτόχρονα στις ζώνες σύγκλισης των λιθοσφαιρικών πλακών (π.χ. ηπειρωτικά περιθώρια) η ωκεάνεια λιθόσφαιρα καταδύεται και καταστρέφεται. Στις ζώνες καταβύθισης της ωκεάνειας λιθόσφαιρας, είναι δυνατό, τμήματά της να μην καταβυθίζονται, αλλά να αποκολλούνται και να επωθούνται πάνω στα ηπειρωτικά περιθώρια. Αυτά τα υπολείμματα της ωκεάνιας λιθόσφαιρας αποτελούν τους οφιόλιθους. Η εμπεριστατωμένη μελέτη των οφιολίθων και του τρόπου γένεσής τους μπορεί να δώσει απαντήσεις για την ερμηνεία των γεωτεκτονικών εξελίξεων, καθώς και να δώσει στοιχεία για την εξελικτική πορεία των ορογενετικών διεργασιών μίας περιοχής. Ένας ακόμα λόγος για την μελέτη των οφιολίθων είναι η ύπαρξη οικονομικά εκμεταλλεύσιμων κοιτασμάτων, τα οποία συχνά παρατηρούνται στα οφιολιθικά συμπλέγματα. Ο όρος «οφιόλιθος» προέρχεται από τις ελληνικές λέξεις «όφις» και «λίθος», εξαιτίας της παρόμοιας εμφάνισης των πετρωμάτων αυτών με το δέρμα των φιδιών. Για πρώτη φορά χρησιμοποιήθηκε από τον Γάλλο ορυκτολόγο BROGNIART (1813), σε αναφορές του σε σερπεντινίτες που εμφανίζονταν μέσα σε μίγματα διαφόρων ετερογενών πετρωμάτων (mélanges). Αργότερα, ο BROGNIART (1827), διευκρίνισε ότι οι οφιόλιθοι είναι μια σύνθετη α- κολουθία πετρωμάτων η οποία αποτελείται από μαγματικά και ηφαιστειακά πετρώματα. Η ύπαρξη αυτών των πετρωμάτων, μέσα στις ζώνες των Άλπεων-Απεννίνων, αναγνωρίσθηκε από τους Ευρωπαίους γεωλόγους κατά τον 19ο αιώνα. Για περίπου έναν αιώνα υπήρχε μία σύγχυση όσον αφορά στον όρο οφιόλιθοι, μέχρις ότου ένας Γερμανός γεωλόγος, ο GUSTAV STEINMANN (1927) επιβεβαίωσε την συνύπαρξη πλουτώνιων πετρωμάτων (περιδοτιτών), ηφαιστειακών πετρωμάτων (διαβασών-σπιλιτών) και ιζηματογενών πετρωμάτων βαθιάς θάλασσας (σχιστοκερατόλιθων, πελαγικών ασβεστόλιθων και ραδιολαριτών), μέσα στο οφιολιθικό σύμπλεγμα. Ο STEINMANN διατύπωσε την άποψη, ότι επρόκειτο για μαγματικές διεισδύσεις, που ανάβλυζαν από τον πυθμένα των ωκεανών, κοντά στην αξονική ζώνη των γεωσύγκλινων. Αυτή η ερμηνεία γρήγορα επικράτησε στην Γεωλογία και έμεινε γνωστή με το όνομα «Τριάδα του STEINMANN». Ο STEINMANN, επίσης, διατύπωσε την άποψη περί της Ιουρασικής ηλικίας των οφιόλιθων, μέσα στο σύστημα της Αλπικής Ορογένεσης και ιδιαίτερα στην Τοσκάνη. Οι απόψεις του STEINMANN επικράτησαν μέχρι την δεκαετία του 1960, οπότε η διατύπωση της θεωρίας Σελίδα 8

9 της Τεκτονικής των Πλακών προσέθεσε νέα στοιχεία σχετικά με την προέλευση των οφιόλιθων. Στις αρχές του 1960, διαμορφώθηκαν δύο σχολές, η Ευρωπαϊκή και η Αμερικανική, αναφορικά με τις ιδέες για τα οφιολιθικά πετρώματα. Η Ευρωπαϊκή σχολή, που κύριοι εκπρόσωποί της ήταν οι Γάλλοι υποστήριζε πως τα οφιολιθικά πετρώματα δημιουργούνται από μεγάλες υποθαλάσσιες εκχύσεις βασικού μάγματος με τη μορφή θυλάκων κατά μήκος ρηγμάτων, που βρίσκονται αρκετά βαθιά κάτω από την επιφάνεια της θάλασσας. Σύμφωνα με αυτή τη θεωρία, κάτω από το στρώμα των ηφαιστειακών πετρωμάτων δημιουργείται με μαγματική κρυστάλλωση η ακολουθία των περιδοτιτών και γάββρων. Από την άλλη πλευρά είναι η Αμερικανική σχολή, με κύριο εκπρόσωπό της τον HARRY HAMMONT HESS (1955), που προτείνει ιδέες για Αλπικού τύπου περιδοτίτες και συμπλέγματα περιδοτιτών-γάββρων και αρνείται τη σύνδεση των ηφαιστειακών πετρωμάτων με τους υποκείμενους περιδοτίτες-γάββρους (THAYER, 1963). Λίγα χρόνια αργότερα, ο Άγγλος γεωλόγος IAN GRAHAM GASS (1968), ο οποίος είχε εργασθεί επί σειρά ετών στην Κύπρο, στο όρος Τρόοδος, διατύπωσε για πρώτη φορά την άποψη, ότι οι οφιόλιθοι της Κύπρου αποτελούν τμήμα του πυθμένα του Μεσοζωικού ωκεανού της Τηθύος, που παρεμβαλλόταν μεταξύ της λιθοσφαιρικής πλάκας της Αφρικής και της Ευρασίας, πριν από την σύγκρουση των δύο πλακών. Αυτή ήταν μια επαναστατική εκδοχή, διότι διαχώριζε τους οφιόλιθους από τα ιζηματογενή πετρώματα και υπονοούσε ότι κάποια τεμάχη του ωκεάνιου φλοιού είχαν κατορθώσει, μέσω μιας άγνωστης την εποχή εκείνη διαδικασίας, να αναδυθούν και να δημιουργήσουν ξηρά. Παράλληλα με τη θεωρία των λιθοσφαιρικών πλακών αναπτύσσεται η θεωρία της κλασματικής κρυστάλλωσης (BOWEN 1927, BOWEN & TUTTLE 1949), καθώς και οι μελέτες του BRUNN (1940, 1960, 1961) στην Ελλάδα και του WYLLIE (1967), οδηγούν στη δημιουργία ενός νέου γεωδυναμικού μοντέλου γένεσης και εξέλιξης των οφιολίθων. Ως αποτέλεσμα όλων αυτών των θεωριών ήταν η εύρεση μιας κοινά αποδεκτής ερμηνείας του όρου οφιόλιθοι, που έδωσε το έναυσμα για τη σύγκλιση του διεθνούς συνεδρίου «Penrose Conference of the Geological Society of America» (ANONYMOUS, 1972), στο οποίο υιοθετήθηκε μια κοινά αποδεκτή ερμηνεία του όρου «οφιόλιθος», σύμφωνα με την οποία «οι οφιόλιθοι αποτελούν ένα συγκεκριμένο σύμπλεγμα βασικών και υπερβασικών πετρωμάτων. Ο όρος «οφιόλιθοι» δεν πρέπει να χρησιμοποιείται για την ονομασία ενός πετρώματος ή λιθολογικής μονάδας κατά τη χαρτογράφηση, αλλά αντίθετα για ένα σύμπλεγμα συγκεκριμένων πετρωμάτων». Σε μία τυπική λιθοστρωματογραφική διάρθρωση μίας πλήρως αναπτυγμένης οφιολιθικής ακολουθίας, από τα κατώτερα προς τα ανώτερα μέλη, συναντώνται οι εξής πετρολογικοί τύποι (Εικ. 1.1): Τεκτονισμένα υπερβασικά πετρώματα (δουνίτες, χαρτσβουργίτες, λερζόλιθοι). Σωρειτικά υπερβασικά πετρώματα. Γαββρικά πετρώματα, με σωρειτικά και μη σωρειτικά (ισότροπα) χαρακτηριστικά. Σύστημα πολλαπλών φλεβών, βασικής σύστασης. Σελίδα 9

10 Ηφαιστειακές σειρές βασικής σύστασης, συχνά με μαξιλαροειδείς δομές (pillow lavas). Γενικά, ήταν παραδεκτό, ότι το οφιολιθικό σύμπλεγμα καλύπτεται και από ένα πέμπτο στρώμα, τα αργιλοπυριτικά ιζήματα του αβυσσικού περιβάλλοντος, όμως το συνέδριο, δεν ασχολήθηκε με αυτά. Έτσι, τα οφιολιθικά συμπλέγματα μπορεί επίσης να συνδέονται με: Πελαγικούς ιζηματογενείς σχηματισμούς (κερατόλιθοι, αργιλικοί σχίστες, ασβεστόλιθοι) που τοποθετούνται πάνω από τις pillow λάβες. Δέκα χρόνια μετά, ο MOORES (1982), συμπλήρωσε την παραπάνω λιθοστρωματογραφική ακολουθία με την τοποθέτηση στην βάση του συμπλέγματος μιγμάτων πετρωμάτων διαφόρων λιθογιών (mélange), καθώς και μεταμορφωμένα πετρώματα υψηλής θερμοκρασίας (αμφιβολίτες, πρασινοσχιστόλιθοι, φυλλίτες), τα οποία σχετίζονται άμεσα με τις οφιολιθικές ακολουθίες και τις συνοδεύουν αποτελώντας το υπόβαθρό τους. Οι σχηματισμοί αυτοί είναι γνωστοί ως μεταμορφικό πέλμα και οφιολιθικό μίγμα (ophiolitic mélange κατά GANSSER, 1974). Εικόνα 1.1 Στρωματογραφική στήλη μιας ιδανικής οφιολιθικής ακολουθίας (COLEMAN, 1977). Όμως, μια τέτοια ιδανική διάταξη των πετρωμάτων (Εικ.1.1) δεν παρατηρείται εύκολα στο ύπαιθρο. Ακόμη και στο όρος Τρόοδος, που θεωρείται ότι αποτελεί την τυπική εμφάνιση του οφιολιθικού συμπλέγματος, η σειρά των πετρωμάτων εμφανίζεται ως ανεστραμμένη. Δηλαδή στο κέντρο και στην κορυφή του βουνού, στα υψηλότερα σημεία, εμφανίζονται οι περιδοτίτες, ενώ σε χαμηλότερα υψόμετρα εμφανίζονται όλα τα υπόλοιπα, πιο όξινα, μέλη της σειράς. Κανονικά, θα έπρεπε οι περιδοτίτες, ως πέτρωμα του μανδύα, να βρίσκονται Σελίδα 10

11 στην βάση του συμπλέγματος. Έτσι, είναι φανερό ότι η λιθοστρωματογραφική ακολουθία ενός οφιολιθικού συμπλέγματος μπορεί να διαταραχθεί και να τροποποιηθεί από μεταγενέστερες διεργασίες, όπως η διάβρωση, η αποσάθρωση, ο τεκτονισμός, ο μεταμορφισμός. Για το λόγο αυτό, τα περισσότερα οφιολιθικά συμπλέγματα εμφανίζονται άλλοτε διαμελισμένα (dismembered) και άλλοτε ελλειπή (incomplete), επειδή λείπουν από τη λιθοστρωματογραφική στήλη ορισμένα μέλη. Δύο είναι τα κύρια μοντέλα γένεσης των οφιολίθων σύμφωνα με τον ROBERTSON (2002), το μοντέλο μεσοωκεάνειας ράχης ή διάνοιξης (mid-ocean ridge or spreading ridge model) και το μοντέλο καταβύθισης (subduction-related model). Εκτός από αυτά τα δύο μοντέλα, τα τελευταία χρόνια, η γένεση και η εξέλιξη πολλών οφιολιθικών συμπλεγμάτων ερμηνεύεται με μοντέλα τα οποία στηρίζονται σε γεωτεκτονικά περιβάλλοντα περιθωριακών λεκανών (marginal basin) πάνω από καταβυθιζόμενη λιθόσφαιρα σε ωκεάνιο φλοιό (SSZ, Supra Subduction Zone), μοντέλα τα οποία αποτελούν συνδυασμό των δύο προαναφερθέντων μοντέλων (ROBERTSON 2002, 2004). Η ανάπτυξή τους στηρίχτηκε τόσο σε γεωλογικά και γεωχημικά στοιχεία των οφιολιθικών εμφανίσεων, όσο και σε στοιχεία από τη μελέτη ενεργών περιθωριακών λεκανών (π.χ. Ειρηνικός ωκεανός, Ιαπωνική λεκάνη, λεκάνη Φιλιππίνων), οι οποίες υπέδειξαν ένα καθεστώς γενικής διαστολής και υψηλής θερμικής ροής (MOORES & TWINGS 1995, TAYLOR & NATLAND 1995). Παρόμοια μοντέλα περιθωριακών λεκανών για τη γένεση και την εξέλιξη των οφιολιθικών συμπλεγμάτων έχουν προταθεί από τους SRAY (1983) και ROBERTSON & DIXON (1984), για την ανατολική Μεσόγειο. 1.2 Οι οφιολιθικές εμφανίσεις στην Ελλάδα Οι οφιόλιθοι στον Ελληνικό χώρο αποτελούν τμήματα των Ελληνίδων οροσειρών, με γενική διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ. Σχηματίζουν δύο ευδιάκριτες ζώνες, μία ανατολική και μία δυτική (Εικ. 1.2), οι οποίες εκτός από το γεωγραφικό διαχωρισμό τους, έχουν γεωλογικές, γεωχημικές και πετρολογικές διαφοροποιήσεις. Το γεωλογικό όριο μεταξύ των δύο ζωνών είναι η Πελαγονική ζώνη, η οποία διαχωρίζει και τις Εξωτερικές Ελληνίδες από τις Εσωτερικές. Η δυτική ζώνη καταλαμβάνει το χώρο των κεντρικών Ελληνίδων, ενώ η ανατολική ζώνη εκτείνεται στις Εσωτερικές Ελληνίδες. Στον Ελληνικό χώρο, οι σημαντικότερες οφιολιθικές εμφανίσεις που απαρτίζουν τη δυτική ζώνη είναι της Πίνδου (π.χ. CAPEDRI et al. 1980, 1981, KOSTOPOULOS 1988, RASSIOS 1991, JONES & ROBERTSON 1991, JONES et al. 1991, SACCANI & PHOTIADES 2004, PRICHARD et al. 2008), του Βούρινου (π.χ. BECCALUVA et al. 1984, ΚΩΝΣΤΑΝΤΟΠΟΥΛΟΥ 1990, SAVVIDIS & HOVORKA 1997, RASSIOS & SMITH 2000, ΚΑΨΙΩΤΗΣ 2009), της Όθρυος (π.χ. SMITH et al. 1975, ΜΙΓΓΙΡΟΣ 1990, RASSIOS 1990, RASSIOS & KONSTANTOPOULOU 1993, DIJKSTRA 2001, BARTH et al. 2008, BARTH & GLUHAK 2009), της Εύβοιας (π.χ. SIMANTOV & BERTRAND 1987, GARTZOS et al. 1990, ROBERTSON 1990, 1991, DE BONO 1998, DANELIAN & ROBERTSON 2001), καθώς και μικρότερες οφιολιθικές εμφανίσεις όπως της Καστοριάς (MOUNTRAKIS 1982, 1984, 1986), του Κόζιακα (FEERRIERE 1982, CAPERDI et al. 1985, ΛΕΚ- Σελίδα 11

12 ΚΑΣ 1988, POMONIS et al. 2002, ΠΟΜΩΝΗΣ 2003, POMONIS et al. 2005, 2007b), του Βέρμιου (ECONOMOU 1983, SACCANI et al. 2008), της Αν. Θεσσαλίας (MIGIROS & ECONOMOU, 1988), της Οίτης (CELET 1962, WIGNIOLLE 1977a,b, MITROPOULOS et al. 1987, ΚΑΡΙΠΗ 2004, KARIPI et al. 2006, 2007) και της Αργολίδας (BAUMGARTHER 1985, HATZIPANAGIOTOU 1990, DOSTAL et al. 1991, CLIFT & DIXON 1998, BORTOLOTTI et al. 2002). Εικόνα 1.2 Χάρτης της Ελλάδας στον οποίο διακρίνονται οι κύριες οφιολιθικές εμφανίσεις και οι ραδιομετρικές ηλικίες τους, (Ve: Βέρμιο, V: Βούρινος, P: Πίνδος, Kz: Κόζιακας, O: Όθρυς, E: Εύβοια, I: Οίτη, Kl: Καλλίδρομο, A: Άργολίδα, Gu: Γευγελή, Ch: Χαλκιδική, Sa: Σαμοθράκη, Le: Λέσβος, R: Ρόδος, K: Κάρπαθος, C: Κρήτη (τροποποιημένο από τους KOEPKE et al., 1985). Στην ανατολική ζώνη, οι κύριες οφιολιθικές εμφανίσεις είναι της Γευγελής, της Κεντρικής Χαλκιδικής, του Ωραιόκαστρου, της Κασσάνδρας και της Σιθωνίας (π.χ. BEBIEN et al. 1986, MUSSALLAM 1991, SARIC et al. 2009). Οι παραπάνω οφιολιθικές εμφανίσεις χαρακτηρίζονται ως σχετικά αυτόχθονες ή παραυτόχθονες εξαιτίας του συσχετισμού τους με μεγάλες γρανιτικές διεισδύσεις που είναι πλούσιες σε Κ (ΒΕΒΙΕΝ et al. 1986, SARIC et al. 2009), την απουσία έντονης τεκτονικής παραμόρφωσης, την έλλειψη οφιολιθικής mélange και μεταμορφικού πέλματος. Μικρότερες οφιολιθικές εμφανίσεις εντοπίζονται στη Σερβομακεδονική ζώνη (DIXON & DIMITRIADIS, 1984), καθώς επίσης και στην ανατολική Ροδόπη, η εμφάνιση του Έβρου (MAGGANAS et al. 1991, ΜΑΓΓΑΝΑΣ 1988, 2002) και της Σαμοθράκης (TSIKOURAS & HATZIPANAGIOTOU 1998 a, b). Όμως, θα πρέπει να αναφερθεί ότι από το Σελίδα 12

13 οφιολιθικό σύμπλεγμα της Γευγελής φαίνεται να διαχωρίζεται μία τρίτη μικρότερη ζώνη των οφιολιθικών εμφανίσεων η οποία διέρχεται μέσω της χερσονήσου της Χαλκιδικής και της νήσου Σαμοθράκης, περνάει από το Σουφλί και τελειώνει στη ΒΔ Τουρκία (ΤΣΙΚΟΥΡΑΣ 1992, TSIKOURAS & HATZIPANAGIOTOU 1998a). Μικρότερες οφιολιθικές εμφανίσεις εντοπίζονται και σε πολλά ελληνικά νησιά τόσο στο κεντρικό και νότιο Αιγαίο, όπως στις Κυκλάδες, στη Λέσβο (MIGIROS et al. 2000, KOGLIN et al. 2009), στη Ρόδο, στην Κάρπαθο (HATZIPANAGIOTOU 1983, 1988, 1991), όσο και στην Κρήτη (KOEPKE et al. 1985, 2002). Ένα από τα σημαντικότερα χαρακτηριστικά των οφιολίθων της δυτικής ζώνης είναι η παρουσία «υποοφιολιθικών μεταμορφικών πελμάτων» (sub-ophiolitic metamorphic soles) στη βάση τους, τα οποία έχουν μεταμορφωθεί σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής έως αμφιβολιτικής φάσης. Τα πέλματα αυτά αποτελούνται από μεταβασικά πετρώματα και σπανιότερα από μεταπηλιτικά. Η δημιουργία των πελμάτων πιθανά οφείλεται σε διαδικασίες αποκόλλησης ενός θερμού τεμάχους του ωκεάνιου φλοιού από το υπόβαθρό του και μετέπειτα επώθηση του πάνω σε άλλο τέμαχος ωκεάνιου φλοιού, με αποτέλεσμα τη μεταμόρφωσή του. Όπως έχει ήδη αναφερθεί, οι οφιόλιθοι των δύο ζωνών, της δυτικής και της ανατολικής, παρουσιάζουν σημαντικές διαφορές στη σύσταση και τη δομή τους. Πιο συγκεκριμένα, όσο αφορά στην πετρολογική σύσταση τους, στους οφιόλιθους της δυτικής ζώνης επικρατούν κυρίως λερζόλιθοι, πλαγιοκλαστομιγείς χαρτσβουργίτες, γάββροι και ολιβινικοί θολεϊτες, ενώ στους οφιόλιθους της ανατολικής ζώνης κυριαρχούν χαρτσβουργίτες, δουνίτες, τροκτόλιθοι και τοναλίτες. Τα παραπάνω πετρολογικά χαρακτηριστικά, σε συνδυασμό με το γεγονός ότι δύο διαφορετικοί τύποι οφιολιθικών ακολουθιών (λερζολιθικός και χαρτσβουργιτικός) συνυπάρχουν στον Ελληνικό χώρο (NICOLAS & JACKSON 1972, ROCCI et al. 1975) συνηγορούν στο συμπέρασμα ότι οι δυτικές οφιολιθικές εμφανίσεις προέρχονται από λιγότερο εκχυμώμενο μανδυακό υλικό σε σχέση με τις ανατολικές (BEBIEN et al.1980, MAKSIMOVIC & MAJER 1981). Μια άλλη σημαντική διαφορά μεταξύ των δύο ζωνών είναι η παρουσία οφιολιθικών μιγμάτων (ophiolitic mélange) στη δυτική ζώνη και η απουσία τους στην ανατολική (NAYLOR & HARLE 1976, TERRY & MERCIER 1971, JONES & ROBERTSON 1991, HYNES 1972, SMITH et al. 1975, 1979, CELET et al. 1977, BAUMGARTER & BERNOULLI 1976, ΠΟΜΩΝΗΣ 2003, HATZIPANAGIOTOU 1990, LANGOSH et al. 2000). Ορισμένες οφιολιθικές εμφανίσεις του Ελληνικού χώρου και ιδιαίτερα τα χαρτσβουργιτικάδουνιτικά μέρη τους, έχουν συνδεθεί με την ανάπτυξη κοιτασμάτων, όπως χρωμίου, μαγγανίου και είχαν αποτελέσει αντικείμενο έντονης μεταλλευτικής δραστηριότητας κατά το παρελθόν. Χαρακτηριστικό παράδειγμα είναι το οφιολιθικό σύμπλεγμα του Βούρινου, το οποίο παρουσίαζε οικονομικά εκμεταλλεύσιμα κοιτάσματα χρωμίτη (RASSIOS et al 1983, KONSTANTOPOULOU & ECONOMOU-ELIOPOULOS 1991). Μικρότερες εμφανίσεις χρωμιτικών κοιτασμάτων έχουν εντοπιστεί στην Κεντρική Χαλκιδική (BURGATH 1983, CHRISTOPOULOU & MICHAELIDIS 1990, MICHAILIDIS & SOLDATOS 1995, MICHAILIDIS & Σελίδα 13

14 SKLAVOUNOS 1996), στη Ροδόπη (SCARPELIS & ECONOMOU 1978, MAGGANAS & ECONOMOU 1988), στην Ανατολική Θεσσαλία (MIGIROS & ECONOMOU 1988), στην Πίνδο (ECONOMOU et al. 1986, 1999), στην Όθρυ (RASSIOS 1990, GARUTI et al. 1999), στο Βέρμιο (ECONOMOU 1983), στη Βέροια (TSOURAS & ECONOMOU-ELIOPOULOS 2005, 2008) και στην Έδεσσα (ΜΠΑΝΤΗ 2002). Όσον αφορά στην προέλευση των οφιολίθων του Ελληνικού χώρου υπάρχουν τρείς κύριες θεωρίες. Ορισμένοι ερευνητές θεωρούν ότι οι οφιόλιθοι των Ελληνίδων και των Δειναρίδων σχηματίστηκαν στον ωκεανό του Αξιού και στη συνέχεια μετακινήθηκαν προς τα ΝΔ πάνω στην μικροήπειρο της Πελαγονικής (AUBOUIN et al., 1970), εξαιτίας της επίδρασης της συμπιεστικής παραμορφωτικής φάσης στη διάρκεια του Άνω Ιουρασικού-Κάτω Κρητιδικού (BERNOULLI & LAUBSCER 1972, ZIMMERMAN 1972, VERGELY 1976, 1977, JACOBSHAGEN et al. 1978). Όμως, η υπόθεση αυτή, της «εσωτερικής προέλευσης» («internal derivation»), είχε αρκετά κενά και δε μπορούσε να εξηγήσει την τοποθέτηση των οφιολίθων κατά μία ΒΑ διεύθυνση, η οποία προκύπτει από τη μελέτη πλαστικών δομών στους οφιολίθους, καθώς και από στοιχεία κινηματικής στα μεταμορφικά πέλματα (RASSIOS et al., 1994). Σύμφωνα με τη δεύτερη υπόθεση, της «εξωτερικής προέλευσης» («external derivation»), η οποία υποστηρίζεται από τους περισσότερους ερευνητές (HYNES et al. 1972, SMITH 1993, JONES & ROBERTSON 1991, DOUTSOS et al. 1993, RASSIOS et al. 1994), τα οφιολιθικά συμπλέγματα που βρίσκονται στη δυτική και στην ανατολική ζώνη αντιπροσωπεύουν δύο διαφορετικά ωκεάνεια συστήματα. Το πρώτο αντιπροσωπεύεται από τους οφιόλιθους της Πίνδου και της Όθρυος, οι οποίοι προέρχονται από τον ωκεανό της Πίνδου, ο οποίος βρισκόταν δυτικά της Πελαγονικής μικροηπείρου, ενώ οι οφιόλιθοι του Αξιού προέρχονται από τον ομώνυμο ωκεανό, ο οποίος βρισκόταν ανατολικά της Πελαγονικής. Πιο συγκεκριμένα, οι οφιόλιθοι της Πελαγονικής σχηματίστηκαν το Ιουρασικό κατά τη διάρκεια μίας φάσης συστολής με καταβύθιση Β-τύπου (Β-type subduction) προς τα δυτικά, η οποία δημιουργήθηκε εντός του διανοιγμένου ωκεανού της Πίνδου (περιβάλλον Supra-Subduction Zone, SSZ), ενώ την ίδια περίοδο γινόταν η ανάπτυξη του ωκεανού του Αξιού, που προκάλεσε τη δημιουργία των αντίστοιχων οφιολίθων. Σύμφωνα με την τρίτη υπόθεση (SMITH & SRAY, 1984), η δυτική και ανατολική οφιολιθική ζώνη αποτελούσαν στο παρελθόν μία ενιαία ζώνη, η οποία διαχωρίστηκε από ένα αριστερόστροφο οριζόντιο ρήγμα στο ανατολικό περιθώριο της Πελαγονικής ζώνης, με αποτέλεσμα την τοποθέτηση των δύο ζωνών παράλληλα. Όμως, η θεωρία αυτή προϋποθέτει μία μετατόπιση του ανατολικού σκέλους του ρήγματος κατά 700 Km προς τα βόρεια σε χρονικό διάστημα 20 Ma. Η κίνηση αυτή δεν είναι εφικτή, γιατί υπερβαίνει τους ρυθμούς μετακίνησης που υποδεικνύουν τα σύγχρονα μοντέλα διαστροφικών ζωνών. Σήμερα, η θεωρία που τελικά έχει επικρατήσει, είναι ο σχηματισμός των ελληνικών οφιολίθων στο νότιο τμήμα της ωκεάνιας λεκάνης της Πίνδου. H επέκταση του ωκεανού, η οποία έλαβε χώρα κατά τη διάρκεια Άνω Τριαδικού-Κάτω Ιουρασικού, σε μεσοωκεάνεια ράχη αργού ρυθμού διάνοιξης (slow-spreading rifted ridge) ακολουθήθηκε από σύγκλιση και μετατροπή της μεσοωκεάνειας ράχης σε ζώνη καταβύθισης προς τα ΝΔ, με αποτέλεσμα το σχηματισμό οφιολίθων τύπου SSZ. Αυτό συνεχίστηκε μέχρις ότου η ωκεάνια λιθόσφαιρα στη Σελίδα 14

15 ζώνη καταβύθισης συγκρούστηκε με την Πελαγονική μικροπλάκα, οπότε και τοποθετήθηκαν οι οφιόλιθοι προς τα ΒΑ πάνω στην Πελαγονική, έως το Κάτω Κρητιδικό. Όσον αφορά στη γεωτεκτονική εξέλιξη των οφιολίθων που έχουν εντοπιστεί στην ευρύτερη περιοχή της ΒΑ Ελλάδας, έχουν προταθεί δύο πιθανά μοντέλα (TSIKOURAS & HATZIPANAGIOTOU, 1998a). Σύμφωνα με το πρώτο, μία ενδοωκεάνεια ζώνη καταβύθισης προς το βορρά ευθύνεται για το κλείσιμο του ωκεανού του Αξιού. Ταυτόχρονα, δημιουργείται ένα ηφαιστειακό τόξο, στην εμπρόσθια λεκάνη (fore-arc basin), του οποίου σχηματίζονται οι οφιόλιθοι της Γευγελής, του Ωραιοκάστρου και της κεντρικής Χαλκιδικής-Έβρου, της Λέσβου και της Σαμοθράκης (Innermost Hellenic Ophiolite Belt-IMHOB κατά HAENEL-REMY & BEBIEN et al. 1985, BEBIEN et al. 1986, ESL κατά TSIKOURAS & HATZIPANAGIOTOU, 1998). Σύμφωνα με το δεύτερο μοντέλο, ο ωκεανός της Παλαιοτηθύος βρισκόταν στην ΒΑ Ελλάδα και η ζώνη καταβύθισης ήταν προς τα νότια. Η καταβύθιση του ωκεάνιου φλοιού είχε ως αποτέλεσμα την ανάπτυξη ενός ηφαιστειακού τόξου, στην εμπρόσθια λεκάνη του οποίου σχηματίστηκαν οι οφιολιθικές εμφανίσεις Θερών-Βόλβης-Γοματίου (Therma-Volvi-Gomati complex - TVG κατά DIMITRIADIS, 1980) και στην οπίσθια λεκάνη οι IMHOB και ESL οφιολιθικές εμφανίσεις. Σελίδα 15

16 1.3 Σκοπός της μελέτης Η παρούσα μεταπτυχιακή εργασία ασχολείται με τη γεωλογική, πετρογραφική, ορυκτοχημική και γεωχημική μελέτη των οφιολιθικών πετρωμάτων της περιοχής ανάμεσα στη Βέροια και τη Νάουσα. Κύριος στόχος της μελέτης είναι να δοθεί μία όσο το δυνατόν πιο ξεκάθαρη και ολοκληρωμένη εικόνα της γεωλογικής δομής των οφιολιθικών πετρωμάτων της περιοχής αυτής και κυρίως να συμβάλλει στην κατανόηση τόσο των μαγματικών πετρογενετικών διεργασιών σχηματισμού των πετρωμάτων αυτών όσο και των μεταμορφικών διεργασιών που τα επηρέασαν. Επιπλέον, στόχος της παρούσας μεταπτυχιακής εργασίας είναι η συγκριτική γεωλογική και γεωχημική μελέτη των οφιολιθικών πετρωμάτων της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας με τις γειτονικές οφιολιθικές εμφανίσεις, για να διευκρινιστεί αν εντάσσονται στο ίδιο οφιολιθικό σύμπλεγμα ή αποτελούν ανεξάρτητες οφιολιθικές σειρές. 1.4 Μεθοδολογία Στο πρώτο στάδιο της παρούσας μεταπτυχιακής εργασίας πραγματοποιήθηκε υπαίθρια έ- ρευνα των οφιολιθικών πετρωμάτων της περιοχής ανάμεσα στη Βέροια και στη Νάουσα. Παράλληλα, έγινε συστηματική δειγματοληψία σε όλη την έκταση των οφιολιθικών πετρωμάτων της περιοχής. Οι γεωλογικοί και οι δειγματοληπτικοί χάρτες που εκπονήθηκαν δίνονται στο κεφάλαιο της υπαίθριας έρευνας. Το δεύτερο στάδιο περιελάμβανε την εργαστηριακή έρευνα, κατά την οποία πραγματοποιήθηκε η επεξεργασία των δειγμάτων και η Παρασκευή λεπτών και λεπτών-στιλπών τομών, στα Εργαστήρια Παρασκευής Λεπτών & Στιλπνών Τομών στον Τομέα Ορυκτών Πρώτων Υ- λών του Παν/μίου Πατρών. Ο εξοπλισμός και η μεθοδολογία που χρησιμοποιήθηκαν στο στάδιο αυτό περιγράφονται στο Παράρτημα ΙΙ. Στη συνέχεια έγινε η πετρογραφική μελέτη των λεπτών τομών σε πολωτικό μικροσκόπιο με διερχόμενο φώς, όπου διακρίθηκαν και περιγράφηκαν οι επιμέρους λιθότυποι από τα οφιολιθικά πετρώματα της περιοχής ανάμεσα στη Βέροια και στη Νάουσα. Με βάση την μελέτη επιλέχθηκαν υγιή και αντιπροσωπευτικά δείγματα πετρωμάτων από τις επιμέρους λιθολογίες, με σκοπό να καλυφθεί όσο τον δυνατόν περισσότερο η έκταση που αυτές καταλαμβάνουν στην περιοχή ανάμεσα στη Βέροια και στη Νάουσα, προκειμένου να αναλυθούν ορυκτοχημικά και γεωχημικά. Οι ποιοτικές ορυκτοχημικές αναλύσεις πραγματοποιήθηκαν στο Ηλεκτρονικό Μικροσκόπιο Σάρωσης τύπου JEOL, JSM-6300, της Σχολής Θετικών Επιστημών του Παν/μίου Πατρών, ε- ξοπλισμένο με φασματόμετρο διασποράς ενέργειας (EDS) και διασποράς μήκους κύματος (WDS). Η τάση επιτάχυνσης που χρησιμοποιήθηκε ήταν 15 kv, το ρεύμα δέσμης 3,3 na και το εύρος της δέσμης ηλεκτρονίων 4 μm. Για τη διόρθωση των ληφθέντων φασμάτων χρησιμοποιήθηκε λογισμικό ZAF. Ο συνολικός χρόνος ανάλυσης ήταν 60 sac και ο νεκρός χρόνος (dead-time) 40%. Ως πρότυπα για τη χημική ανάλυση χρησιμοποιήθηκαν συνθετικά οξείδια Σελίδα 16

17 και φυσικά ορυκτά. Τα όρια ανιχνευσιμότητας είναι ~0.1 % και η ακρίβεια που επιτεύχθηκε ήταν καλύτερη από 5%. Στα εργαστήρια ACME ANALYTICAL LABORATORIES του Καναδά αναλύθηκαν κύρια στοιχεία με συνδυασμό μεθόδων ICP-AES και + XRF, καθώς και ιχνοστοιχεία, συμπεριλαμβανομένων των σπάνιων γαιών (REE) με ICP-MS και + XRF (με XRF προσδιορίστηκαν μόνο οι LREE). Το όριο ανιχνευσιμότητας για τα κύρια στοιχεία ήταν 0.1% και η ακρίβεια κυμάνθηκε περίπου στο 3% για τα κύρια στοιχεία και 5% για τα ιχνοστοιχεία. Η επεξεργασία των ορυκτοχημικών και γεωχημικών δεδομένων, καθώς επίσης και η κατασκευή διαγραμμάτων έγινε με τη χρήση του λογισμικού MINPET v Η κατασκευή των γεωλογικών χαρτών και των υπόλοιπων σχεδίων έγινε με τη χρήση του σχεδιαστικού λογισμικού COREL-DRAW v. 12. Τέλος, η συγγραφή του κειμένου και η κατασκευή των πινάκων της μεταπτυχιακής εργασίας έγιναν σε επεξεργαστή WORD από το λογισμικό πακέτο MICROSOFT OFFICE Σελίδα 17

18 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 2 ΥΠΑΙΘΡΙΑ ΕΡΕΥΝΑ ΤΩΝ ΟΦΙΟΛΙΘΩΝ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΑΝΑΜΕΣΑ ΣΤΗ ΒΕΡΟΙΑ ΚΑΙ ΤΗ ΝΑΟΥΣΑ 2.1. Γεωγραφική τοποθέτηση Η περιοχή μεταξύ Βέροιας και Νάουσας βρίσκεται στο Ν. Ημαθίας, στην Κεντρική Μακεδονία. Ο Ν. Ημαθίας έχει έκταση km 2 και πληθυσμό κατοίκους. Συνορεύει Δ με το Ν. Κοζάνης, Β με το Ν. Πέλλας, Α με το Ν. Θεσσαλονίκης, ΝΑ και Ν με το Ν. Πιερίας και ΝΔ με το Ν. Κοζάνης και βρέχεται σε ένα μικρό τμήμα του από τον Θερμαϊκό κόλπο (Εικ. 2.1). Εικόνα 2.1. Γεωγραφικός χάρτης του νομού Ημαθίας. Πρωτεύουσα του νομού Ημαθίας είναι η Βέροια. Το έδαφος της Ημαθίας είναι κατά το ήμισυ σχεδόν πεδινό και κατά το ήμισυ ορεινό. Η κατανομή του κατά κατηγορίες είναι: 45% πεδινό, 5% ημιορεινό και 50% ορεινό. Το πεδινό τµήµα του νοµού, το οποίο µπορεί να προσδιορισθεί µέχρι το υψόμετρο των 200 m, είναι πυκνοκατοικηµένο και σ αυτό αναπ- Σελίδα 18

19 τύσσονται οι περισσότεροι οικισµοί. Στο τµήµα αυτό υπάρχουν διάσπαρτες οι περισσότερες βιομηχανικές και βιοτεχνικές µονάδες του νοµού και ως εύφορη περιοχή, µε άφθονο υδάτινο πλούτο και αρδευτικό σύστηµα ήδη από τη 10ετία του 1930, καλλιεργείται στο σύνολό της µε όλες τις δυναµικές καλλιέργειες. Το ηµιορεινό τµήµα, το οποίο µπορεί να προσδιορισθεί από το υψόμετρο των 200 m µέχρι αυτό των 600 m, καταλαμβάνει την µμικρότερη έκταση και χαρακτηρίζεται από το ήπιο ανάγλυφο. Στην περιοχή αυτή είναι συγκεντρωµένη η περισσότερη κτηνοτροφία του νοµού και ανάλογα µε τη χρήση της γης διακρίνεται κυρίως σε βοσκότοπους και λιγότερο σε γεωργική γη και δάση. Στην Ημαθία βρίσκεται μια από τις σημαντικότερες οροσειρές της Μακεδονίας, το Βέρμιο. Η κύρια κορυφογραμμή του εκτείνεται κατά μήκος των συνόρων του με το Ν. Κοζάνης. Ψηλότερη κορυφή του είναι το Τσανακτσή (2.052 m). Άλλες κορυφές του είναι η Μαύρη Πέτρα (2.027 m), το Παλάτι (1.895 m), το Αρσούμπασι (1.874 m), το Ξεροβούνι (1.804 m) και ο Πιλάλοφος (1.749 m). Η Ημαθία έχει μόνο μια μεγάλη πεδιάδα, στο αριστερό τμήμα της. Μεγάλο μέρος καλυπτόταν παλιότερα από τα νερά της λίμνης των Γιαννιτσών και είναι εύφορη με άφθονα νερά. Οι κυριότεροι ποταμοί της Ημαθίας είναι : ο Λουδίας που ρέει κατά μήκος των συνόρων του νομού με το Ν. Θεσσαλονίκης, ο Αλιάκμονας που διαρρέει κατά μήκος όλο το νομό, ο Τριπόταμος που περνάει από τη Βέροια, όπου σχηματίζει τους γνωστούς καταρράκτες της και η Αραπίτσα που περνάει από τη Νάουσα. Το κλίμα της Ημαθίας είναι ηπειρωτικό, με δριμείς χειμώνες και ζεστά καλοκαίρια. Η Βέροια είναι η πρωτεύουσα του νομού Ημαθίας και είναι χτισμένη στους πρόποδες του όρους Βέρμιο (συντεταγμένες βόρειοι παράλληλοι και ανατολικοί μεσημβρινοί ), σε υψόμετρων 128 m (Εικ. 2.2). Βάσει της απογραφής του 2011 η πόλη είχε πληθυσμό μόνιμων κατοίκων, ενώ ο νέος Καλλικρατικός Δήμος έχει μόνιμο πληθυσμό Η μισή πόλη είναι χτισμένη σε πλαγιές με αποτέλεσμα να έχει απότομες ανηφόρες και κατηφόρες και η άλλη μισή σε ομαλό έδαφος ώστε να έχει πολύ ήπιες κλίσεις. Η παρουσία του πράσινου είναι παντού ορατή στη Βέροια. Λόγω του Βερμίου που είναι ένα κατάφυτο βουνό με πολλές πηγές, η πόλη έχει το πλεονέκτημα να διαθέτει πλούσιους υδατικούς πόρους, όπως ο ποταμός Τριπόταμος που διασχίζει το δυτικό μέρος της πόλης. Ένα χαρακτηριστικό στοιχείο της Βέροιας μάλιστα, που σπάνια συναντάται σε άλλες πόλεις στην Ελλάδα, είναι οι πάρα πολλές δημόσιες βρύσες με κρύο νερό που τρέχει 24 ώρες το 24ωρο. Η Νάουσα βρίσκεται χτισμένη στο δυτικό τμήμα της περιφερειακής ενότητας Ημαθίας (συντεταγμένες βόρειων παράλληλων και ανατολικών μεσημβρινών ), 22 km βορειότερα από την πρωτεύουσα του νομού Βέροια και 32 km νότια από την Έδεσσα (Εικ. 2.2). Είναι χτισμένη αμφιθεατρικά στους ανατολικούς πρόποδες του όρους Βέρμιο (υψόμετρο m). Οι ορεινοί όγκοι γύρω από τον οικισμό καλύπτονται από πλούσια βλάστηση, ενώ η περιοχή του Αγίου Νικολάου είναι ανακηρυγμένη ως «Τοπίο Σελίδα 19

20 ιδιαιτέρου Φυσικού Κάλλους». Ο ποταμός Αράπιτσα είναι ο σημαντικότερος υδροφορέας της περιοχής και διασχίζει την πόλη. Η Νάουσα ή επίσημα η Ηρωική πόλη της Νάουσας είναι το μεγαλύτερο σε πληθυσμό ορεινό αστικό κέντρο της Ελλάδας, όπου σύμφωνα με την απογραφή του έτους 2011, φτάνει τους κατοίκους. Ο ευρύτερος δήμος μετά την διοικητική μεταρρύθμιση του σχεδίου Καλλικράτης, διαμόρφωσε τον πληθυσμό του σε κατοίκους. Από το 1955 με βασιλικό διάταγμα χαρακτηρίζεται ως Ηρωική πόλη για τους αγώνες και τις θυσίες των κατοίκων κατά την περίοδο των απελευθερωτικών αγώνων του Το κλίμα της Νάουσας είναι ηπειρωτικό μεσογειακό. Επηρεάζεται από τη γειτνίασή του κάμπου της Ημαθίας με τον Θερμαϊκό Κόλπο, αλλά και από τις μεταβολές της θερμοκρασίας και της βροχόπτωσης από τον ορεινό όγκο του Βερμίου, ο οποίος διαφοροποιεί σημαντικά τα μετεωρολογικά και κλιματικά χαρακτηριστικά της περιοχής, δημιουργώντας μία ορεινή και μία ημιορεινή ζώνη αυξημένης υγρασίας και μία πεδινή ζώνη με χαμηλό επίπεδο βροχοπτώσεων, ιδιαίτερα τους θερινούς μήνες. Εικόνα 2.2 Δορυφορική εικόνα της περιοχής ανάμεσα στη Βέροια και στη Νάουσα, σε συνδυασμό με τη δορυφορική εικόνα της περιοχής, όπου έγινε η δειγματοληψία. Σελίδα 20

21 2.2. Αναφορά στη γεωλογική διάρθρωση των περιοχών της Βέροιας και της Νάουσας Στο κεφάλαιο αυτό δίνεται μία συνθετική στρωματογραφική μελέτη για την περιοχή ανάμεσα στη Βέροια και τη Νάουσα που στηρίζεται σε βιβλιογραφικά δεδομένα. Η περιοχή α- νάμεσα στη Βέροια και στη Νάουσα δομείται από σχηματισμούς δύο ισοτοπικών ζωνών των Ελληνίδων. Από τα ανατολικά προς τα δυτικά είναι η υποζώνη της Αλμωπίας, η οποία αποτελεί το δυτικότερο τμήμα της ζώνης του Αξιού και η Πελαγονική ζώνη Αναφορά στις γεωτεκτονικές ζώνες των Ελληνίδων Οι Ελληνικές οροσειρές υποδιαιρούνται σε γεωτεκτονικές ζώνες η κάθε μία από τις οποίες συνίσταται από ορισμένη στρωματογραφική διάρθρωση των ιζηματογενών πετρωμάτων της, από τους ιδιαίτερους λιθολογικούς χαρακτήρες της και από την ιδιαίτερη τεκτονική της συμπεριφορά, στοιχεία γενικά που εξαρτώνται από την παλαιογεωγραφική της θέση. Οι Ελληνικές γεωτεκτονικές ζώνες είναι από τα Ανατολικά προς τα Δυτικά οι εξής: 1) Η μάζα της Ροδόπης 2) Η Σερβομακεδονική ζώνη 3) Η Περιροδοπική ζώνη 4) Η ζώνη Αξιού: i. Η υποζώνη Παιονίας ii. Η υποζώνη Πάϊκου iii. Η υποζώνη Αλμωπίας 5) Η Πελαγονική ζώνη 6) Η Αττικοκυκλαδική Μάζα 7) Η ζώνη Παρνασσού-Γκιώνας 8) Η ζώνη Ωλονού-Πίνδου 9) Η ζώνη Γαβρόβου-Τρίπολης 10) Η Ιόνια ζώνη 11) Η Προαπούλια ζώνη Σελίδα 21

22 Οφιόλιθοι Ζώνη Αξιού Σερβομακεδονική Ζώνη Εικόνα 2.3 Τεκτονικός χάρτης των Ελληνίδων (JACOBSHAGEN et al., 1978b, τροποποιημένος). Οι Εξωτερικές Ελληνίδες αποτελούν τμήμα της Αλπικής οροσειράς και δημιουργήθηκαν κατά τη σύγκρουση των ηπείρων της Αφρικής και της Ευρασίας (Εικ. 2.3). Η σύγκρουση αυτή ακολούθησε την καταβύθιση του ωκεανού της Τηθύος. Ο ωκεανός της Τηθύος βρισκόταν στην περιοχή του σημερινού χώρου της Μεσογείου και άρχισε να καταβυθίζεται στις αρχές του Ιουρασικού (SMITH 1977, ROBERTSON et al 1991, RICOU et al. 1986). Οι Εξωτερικές Ελληνίδες διαχωρίζονται από τις Δειναρίδες με τη γραμμή Σκούταρι-Pec. Οι Εσωτερικές Ελληνίδες περιλαμβάνουν μία σειρά ισοπικών ζωνών στα ανατολικά της Απούλιας πλατφόρμας των οποίων το κύριο χαρακτηριστικό είναι ότι έχουν επηρεαστεί από δύο ορογενετικά φαινόμενα, ένα που έλαβε χώρα κατά το Κατώτερο Κρητιδικό, το Παλαιοαλπικό, και ένα δεύτερο κατά το τέλος του Ηωκαίνου, το Μεσοαλπικό Ζώνη Αξιού Η ζώνη του Αξιού πήρε το όνομά της από τον ομώνυμο ποταμό της Κεντρικής Μακεδονίας και συχνά αναφέρεται στη βιβλιογραφία με το όνομα «Ζώνη Vardar», από την αντίστοιχη ονομασία του ποταμού Αξιού στη Γιουγκοσλαβία. Αρχικά, ο KOSSMAT (1924) καθόρισε τη ζώνη του Αξιού ως μια ζώνη ΒΒΔ-ΝΝΑ διεύθυνσης και πλάτους km. Η ζώνη αυτή αντιπροσωπεύει γενικότερα μία ωκεάνεια ζώνη ραφής μεταξύ της μικροηπείρου της Πελαγονικής στα δυτικά και της μάζας της Ροδόπης στα ανασελίδα 22

23 τολικά. Η ζώνη συνεχίζεται προς το βορρά στην FYROM και στη Σερβία, όπου διαχωρίζει τις Διναρίδες στα δυτικά από τη Σερβομακεδονική ζώνη στα ανατολικά, εκτείνεται μέχρι το Θερμαϊκό κόλπο και το Αιγαίο, όπου περιλαμβάνει ορισμένα από τα νησιά των Βόρειων Σποράδων και κάμπτεται στη συνέχεια προς τη Μικρά Ασία, με πιθανή διεύθυνση ΝΔ-ΒΑ (FODOR et al., 1999). Περιλαμβάνει μία πολύπλοκη σειρά ενοτήτων, όπου είναι εμφανής η παρουσία κρυσταλλικών πετρωμάτων του υποβάθρου, ιζηματογενών πετρωμάτων βαθειάς θάλασσας, ηφαιστειακών πετρωμάτων, οφιολίθων και mélange. Αρχικά, η ζώνη είχε υποδιαιρεθεί από τον MERCIER (1966) σε τρεις υποζώνες οι οποίες από τα ανατολικά προς τα δυτικά ονομάζονται υποζώνες Παιονίας, Πάϊκου και Αλμωπίας. Οι δύο τελευταίες ζώνες παρουσιάζουν διακριτά λιθολογικά και τεκτονικά χαρακτηριστικά, ενώ η υποζώνη της Παιονίας παρουσιάζει σημαντικές ομοιότητες ή και αποτελεί τμήμα της ανατολικότερα ευρισκόμενης Περιροδοπικής ζώνης (PE-PIPER & PIPER, 2002). Το κύριο χαρακτηριστικό της ζώνης είναι οι μεγάλες οφειολιθικές μάζες, που έχουν εξάπλωση σε όλο το χώρο της και συνιστούν στο σύνολό τους την «εσωτερική οφειολιθική λωρίδα» της Ελλάδας γνωστή με το όνομα «IRO». Η εμφάνιση των οφειολίθων έχει πολύ μεγάλη σημασία για την γεωτεκτονική εξέλιξη των Ελληνίδων και καθορίζει τη γεωτεκτονική θέση της ζώνης Αξιού σαν έναν χώρο με ωκεάνιο φλοιό και ιζήματα βαθειάς θάλασσας κατά τη διάρκεια του Μεσοζωικού. Η ζώνη του Αξιού αποτελεί μια τεκτονικά πολύπλοκη ζώνη, η οποία χαρακτηρίζεται από την παρουσία συνεχών τεκτονικών λεπίων, δυτικής κατεύθυνσης, που είναι προσανατολισμένα με παράταξη ΒΔ-ΝΑ και με κλίση προς τα ΒΑ. Η τεκτονική φάση που δημιούργησε αυτή την έντονη λεπιοειδή δομή τοποθετείται στο Τριτογενές στην τελική ηπειρωτική σύγκρουση της Απούλιας με την Κιμμέρια-Ευρασιατική ήπειρο Τεκτοορογενετική εξέλιξη της ζώνης Αξιού Η ζώνη Αξιού, όπως και όλες οι Εσωτερικές Ελληνίδες, υπέστησαν δύο κύριες ορογενετικές δράσεις. Η πρώτη ορογενένεση, κατά τη διάρκεια του Άνω Ιουρασικού-Κάτω Κρητιδικου (JACOBSHAGEN, 1986), αλλά ειδικά στη Ζώνη του Αξιού κατά το Μέσο έως Άνω Ιουρασικό χαρακτηρίζεται ως «πρώιμη» ενώ η δεύτερη ορογένεση κατά το Τριτογενές χαρακτηρίζεται ως «τελική». Η πρώτη ορογένεση σχετίζεται με κλείσιμο του ωκεανού της Αλμωπίας και την καταβύθιση του ωκεάνιου φλοιού του προς τα ανατολικά κάτω από το νησιωτικό τόξο του Πάϊκου κατά το Άνω Ιουρασικό και την έντονη παραμόρφωση της Περιροδοπικής ζώνης. Την ίδια περίοδο, το ανατολικό τμήμα του ωκεανού της Πίνδου καταστρέφεται με την προς τα δυτικά καταβύθιση του κάτω από μία ζώνη διάνοιξης, καθώς και με την υπώθηση τμημάτων του πάνω στο ηπειρωτικό περιθώριο της Πελαγονικής. Κατά τη διάρκεια του Κρητιδικού, τόσο ο ωκεανός του Αξιο όσο και της Πίνδου καταβυθίζονται πλήρως με αποτέλεσμα τη σύγκρουση των ηπειρωτικών τεμαχών της Απούλιας, της Πελαγονικής και της Ροδόπης. Οι οφειόλι- Σελίδα 23

24 θοι του ωκεάνιου πυθμένα της ζώνης του Αξιού τοποθετήθηκαν πάνω στα περιθώρια των ηπειρωτικών τεμαχών της Πελαγονικής και της Περιροδοπικής ζώνης. Η δεύτερη ορογένεση συνδέεται με την τελική ηπειρωτική σύγκρουση της Απούλιας πλάκας με την Πελαγονική και Περιροδοπική ζώνη και σηματοδοτεί την οριστική και συνολική ανάδυση των Ελληνικών ζωνών σταδιακά κατά το Τριτογενές. Η τελική ηπειρωτική σύγκρουση της Απούλιας προκαλεί ισχυρή συμπιεστική τεκτονική με πτυχώσεις, λεπιώσεις και οριστική ανάδυση όλης της ζώνης του Αξιού, σταδιακά από τα ανατολικά προς τα δυτικά. Όλα τα τεκτονικά λέπια συμπιέστηκαν και επωθήθηκαν προς τα δυτικά το ένα πάνω στο άλλο και ιδιαίτερα της Αλμωπίας επωθήθηκαν πάνω στην Πελαγονική ζώνη. Στη διάρκεια αυτής της περιόδου έγινε και η επώθηση του τεκτονικού καλύμματος του Βερμίου με πετρώματα της Αλμωπίας πάνω στην Πελαγονική ζώνη (ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ, 1989). Τέλος, στην περίοδο του Νεογενούς-Τεταρτογενούς είχαμε την απόθεση των μεγάλου πάχους μετααλπικών ιζημάτων που κάλυψαν τους αλπικούς σχηματισμούς και απομόνωσαν τα μεγαλέπια. Κατά τη διάρκεια του Πλειόκαινου ακολούθησε έντονη εφελκυστική ρηγμάτωση όλων των σχηματισμών (ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ, 1989) Στρωματογραφική διάρθρωση των υποζωνών Η Παιονία αποτελείται από ένα προ-μεσοζωικό υπόβαθρο, ιζήματα μίας ταφρογενετικής ακολουθίας Τριαδικής ηλικίας, που προς τα πάνω εξελίσσεται σε φλύσχη ηπειρωτικού περιθωρίου, Ιουρασικούς οφιόλιθους, ηφαιστειακά πετρώματα τύπου νησιωτικού περιθωρίου καθώς και γρανοδιοριτικές διεισδύσεις. Πάνω από αυτά αναπτύσσονται ιζήματα επικλυσιγενούς προέλευσης Άνω Ιουρασικής ηλικίας. Το Πάϊκο περιλαμβάνει μία ασβεστιτική Μεσοζωική πλατφόρμα, που αναπτύσσεται πάνω από ένα προ-μεσοζωικό υπόβαθρο, Άνω Ιουρασικής ηλικίας ηφαιστειακά πετρώματα τύπου νησιωτικού τόξου και ασβεστόλιθους Κάτω Κρητιδικής ηλικίας. Όλες οι παραπάνω ενότητες καλύπτονται ασύμφωνα από μία Άνω Κρητιδική ακολουθία, που προοδευτικά περιλαμβάνει αποθέσεις πιο βαθιάς θάλασσας, και που παραμορφώθηκε κατά το Μέσο Ηώκαινο. Η Αλμωπία περιλαμβάνει γενικά Τριαδικά και Ιουρασικά ιζήματογενή πετρώματα βαθειάς θάλασσας και τεκτονικά παρεμβαλλόμενα σώματα από λάβες βασικής σύστασης και οφιολιθικά πετρώματα που παραμορφώθηκαν κατά το Κάτω Κρητιδικό. Οι ενότητες αυτές καλύπτονται ασύμφωνα από μία ακολουθία Άνω Κρητιδικών ασβεστολίθων και φλύσχη Υποζώνη Παιονίας Η υποζώνη της Παιονίας περιλαμβάνει μια πολύπλοκη σειρά από τεκτονικά λέπια μεταξύ της Σεβομακεδονικής και της υποζώνης του Πάικου. Τα τεκτονικά λέπια που σχηματίστηκαν από την Τριτογενή συμπιεστική τεκτονική έχουν μικρές ή μεγάλες διαστάσεις. Οι επιμέρους ενότητες της ζώνης αντιπροσωπεύουν ουσιαστικά η κάθε μία ένα μεγαλέπι που συγκροτείται από ορισμένους σχηματισμούς. Τα μεγαλέπια εμφανίζονται αποκομμένα μεταξύ τους λόγω της γενικής κάλυψης της περιοχής από τα μεταλπικά νεογενή ιζήματα. Γενικά έχουν Σελίδα 24

25 κλίση προς τα ΒΑ και συνεχείς εφιππεύσεις προς τα Δ, ΝΔ, όπου τοποθετούνται το ένα πάνω στο άλλο (ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ, 1976). Κύρια χαρακτηριστικά πετρώματα της Παιονίας είναι οι οφιόλιθοι, οι οποίοι καθορίζουν και τον ωκεάνιο χαρακτήρα της Παιονίας στα πλαίσια της ευρύτερης ζώνης του Αξιού. Τα οφιολιθικά πετρώματα βρίσκονται σε όλες τις ενότητες και συνδέονται με ιζήματα βαθιάς θάλασσας, έχουν όμως ιδιαίτερα μεγάλη έκταση στην ενότητα της Γευγελής. Στη βόρεια Μακεδονία διακρίνονται τρεις ενότητες (KOCKEL, 1986c), που από τα δυτικά προς τα ανατολικά είναι: 1. Το οφιολιθικό σύμπλεγμα της Γευγελής περιλαμβάνει βασικά πετρώματα που τέμνονται από γρανιτικές διεισδύσεις. Πάνω από αυτούς (βόρεια των συνόρων) βρίσκονται επικλυσιγενώς κροκαλοπαγή βάσεως που περιέχουν κροκάλες τόσο οφιολιθικές όσο και γρανιτικές ροζ χρώματος και τέλος καλύπτονται από ασβεστόλιθους Τιθώνιας ηλικίας. 2. Η ενότητα Θεσσαλονίκης-Χορτιάτη αποτελείται από μαύρους ραδιολαρίτες και ε- ξαλλοιωμένους μαξιλαροειδείς βασάλτες της ενότητας Ασπρόβρυσης-Χορτιάτη (KAUFFMANN et al, 1976) που τεκτονικά υπέρκεινται της ενότητας του Ωραιοκάστρου. Οι οφιόλιθοι του Ωραιοκάστρου είναι σώμματα γαββρικής σύστασης, που βρίσκονται σε τεκτονική επαφή με τα γειτονικά μεταϊζηματογενή πετρώματα. Στα νοτιανατολικά, η ενότητα του Χορτιάτη έχει ερμηνευτεί ως μία ακολουθία νησιωτικού τόξου που περιλαμβάνει ηφαιστειακά πετρώματα και υποηφαιστειακές διεισδύσεις (MUSSALLAM & JUNG, 1986a). Πάνω από αυτή τη μαγματική ακολουθία του Χορτιάτη βρίσκονται επωθημένα τμήματα ενός βασικού-υπερβασικού συμπλέγματος (ενότητα οφιολιθικών σχηματισμών Θεσσαλονίκης των MUSSALLAM & JUNG, 1986a). 3. Η ενότητα Κιλκίς-Σιθωνίας αντιπροσωπεύει το ηπειρωτικό περιθώριο της Σερβομακεδονικής ζώνης. Στη βόρεια Μακεδονία ηφαιστειακά και ιζηματογενή πετρώματα που σχετίζονται με την Πέρμο-Τριαδική διάρρηξη (rift) βρίσκονται δομικά κάτω από μία τουρβιδιτική ακολουθία μέσο-ιουρασικής ηλικίας, με πάχος που φτάνει τα 4 km, καθώς και από το φλύσχη της Σβούλας. Στη Σιθωνία κάποιοι εξαλλοιωμένοι βασάλτες με χημισμό τύπου MORB βρίσκονται εντός του φλύσχη. Επίσης, παρατηρούνται γρανιτικές φλέβες μέσα στα Τριαδικά-κάτω Ιουρασικά μάρμαρα και στον φλύσχη, οι οποίες δείχνουν να έχουν επηρεαστεί από τη χαμηλή φάση μεταμόρφωσης και παραμόρφωσης του Κατώτερου Κρητιδικού (KOCKEL et al, 1977) Υποζώνη Πάϊκου Η υποζώνη Πάϊκου περιλαμβάνει την ορεινή μάζα του Πάϊκου, στην κεντρική Μακεδονία, καθώς και τα βουνά Τζένα και Πίνοβο της μεγάλης οροσειράς του Βόρα, που αποτελεί και το φυσικό σύνορο μεταξύ Ελλάδας και FYROM. Στα ανατολικά το Πάϊκο εφιππεύεται από τα Σελίδα 25

26 στρώματα της ενότητας Γευγελής της υποζώνης Παιονίας, ενώ στα δυτικά βρίσκεται σε ε- παφή με την υποζώνη της Αλμωπίας (ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ, 1989). Η στρωματογραφική διάρθρωση του Πάϊκου περιγράφηκε από τους MERCIER (1966a) και KOCKEL (1986c). Ο Mercier ξεχώρισε μια άλλη υποζώνη, την υποζώνη της Προπαιονίας η οποία περιλαμβάνει μια ακολουθία Μεσοζωικών πετρωμάτων που έχουν επωθηθεί προς τα δυτικά πάνω από τους σχηματισμούς του Πάϊκου. Πιο μετά, οι BROWN & ROBERTSON (1994) θεώρησαν ότι οι δύο αυτές υποζώνες έχουν την ίδια στρωματογραφική ακολουθία και πρότειναν μία συνθετική στρωματογραφική ακολουθία που βασίζεται και στις δύο υποζώνες. Με τις σημερινές γεωτεκτονικές αντιλήψεις η υποζώνη του Πάϊκου ήταν κατά τη διάρκεια του Ιουρασικού νησιωτικό τόξο με έντονη ηφαιστειακή δράση, μέσα στην ευρύτερη ζώνη του Αξιού (ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ, 2010). Η λιθοστρωματογραφία των ενοτήτων Οι σχηματισμοί της ζώνης του Πάϊκου από τους παλαιότερους προς τους νεότερους είναι οι παρακάτω: Το πιθανό Ερκύνειο υπόβαθρο που εμφανίζεται στο όρος Τζένα και περιλαμβάνει αστριούχους-χλωριτικούς-μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους. Πάνω από αυτό το υπόβαθρο βρίσκεται η ενότητα Γκαντάτς (Gandatch) μια παχιά ακολουθία (4700 m) μαρμάρων με εναλλαγές χαλαζιακών-μαρμαρυγιακών σχιστολίθων, χαλαζιτών, ασβεστιτικών και χλωριτικών σχιστολίθων. Η ενότητα αυτή ερμηνεύεται ως μία Τριαδική-Ιουρασική ακολουθία ιζημάτων ηπειρωτικής κατωφέρειας. Η υπερκείμενη ενότητα Λιβάδια (πάχους 500 m), Ιουρασικής ηλικίας, περιλαμβάνει χλωριτικούς σχιστόλιθους, λεπτοκρυσταλλικά μετα-κροκαλοπαγή, αδρομερή κλαστικά ηφαιστειακής προέλευσης κλαστικές αποθέσεις) και μεταηφαιστίτες, κυρίως ρυόλιθους, αλλά και μεταανδεσίτες και βασάλτες (DAVIES et al., 1988). Πάνω από την ενότητα αυτή αναπτύσσεται σε συμφωνία ο Σχηματισμός Γκρόπη (Gropi Fm), μία μέσω Ιουρασική ακολουθία ασβεστολίθων πλατφόρμας, πάχους 300 m. Στη συνέχεια είναι η ενότητα της Καστανερής, μια ηφαιστειοιζηματογενή σειρά, Άνω Ιουρασικής ηλικίας, με πάχος μεγαλύτερο του 1 km. Η ενότητα αυτή στα δυτικά τμήματα περιλαμβάνει τόφους ενδιάμεσης έως όξινης σύστασης (DAVIS, 1986), ιγνιμβρίτες και σερικιτιωμένους ρυολιθικούς, χαλαζιακούς πορφύρες, με περισσότερο αλκαλική σύσταση και μικρές εναλλαγές ασβεστολίθων, ψαμμιτών και κροκαλοπαγών. Η ενότητα Καστανερής τοπικά βρίσκεται σε ασυμφωνία με την υπερκείμενη ενότητα Κρώμνης (Kromni Fm), που αποτελείται από ασβεστόλιθους χαμηλής φάσης μεταμόρφωσης, ΚιμμερίδιαςΤιθώνιας ηλικίας (MERCIER 1966c, ROBERTSON et al. 1996, Cladocoropsis limenstones του KOCKEL 1986c). Σελίδα 26

27 Πάνω από την ενότητα Κρώμνης αναπτύσσεται σύμφωνα η ενότητα Γράμμου που περιλαμβάνει ερυθρούς πηλίτες και ψαμμίτες χερσαίας φάσης. Το Ανώτερο Κρητιδικό βρίσκεται ασύμφωνα πάνω στους σχηματισμούς παλαιότερης ηλικίας και περιλαμβάνει επικλυσιγενείς ασβεστολίθους ηλικίας Άλβιου- Κενομάνιου. Οι ασβεστόλιθοι του Άνω Κρητιδικού εξελίσσονται παραπάνω σε ασβεστόλιθους βαθειάς θάλασσας έως ότου φτάσουμε στο φλύσχη της Τζούκας, ηλικίας Τουρώνιου-Μαιστρίχτιου. Όσον αφορά στις μεταμορφικές διεργασίες, η ενότητα Καστανερής εμφανίζει παραγενέσεις με λωζονίτη-αλβίτη-χλωρίτη. Οι ενότητες Γκάντατς και Λιβάδια είναι πιο μεταμορφωμένες σε υψηλότερο βαθμό, στην παρασινοσχιστολιθική φάση, με υψηλότερες θερμοκρασίες (απουσία λωζονίτη, εμφάνιση Ca-αμφιβόλου) και μπορεί να μεταβαίνει έως και στην κυανοσχιστολιθική φάση (BAROZ et al., 1987). Γενικά τα πετρώματα Άνω Ιουρασικής και Κρητιδικής ηλικίας έχουν υποστεί μόνο την μεταμόρφωση στην πρασινοσχιστολιθική φάση Υποζώνη Αλμωπίας Η υποζώνη Αλμωπίας αποτελεί το δυτικότερο τμήμα της ζώνης Αξιού και αρχικά καθορίστηκε από τον MERCIER (1966) ως μία αύλακα που περιβαλλόταν ανατολικά από το ύβωμα του Πάϊκου και δυτικά από το ύβωμα της Πελαγονικής. Σήμερα, η Αλμωπία θεωρείται ότι αντιπροσωπεύει το δυτικότερο τμήμα της ωκεάνιας περιοχής της ζώνης του Αξιού. Επίσης θεωρείται ότι είναι και το ανατολικό ηπειρωτικό περιθώριο του ηπειρωτικού τεμάχους της Πελαγονικής, πάνω στο οποίο επωθήθηκαν οι οφιόλιθοι και τα ιζήματα βαθειάς θάλασσας του ωκεανού της Τηθύος (ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ, 2010). Η υποζώνη Αλμωπίας αποτελείται κυρίως από οφιόλιθους και τα συνοδά ιζήματα βαθιάς θάλασσας (επικλυσιγενή ιζήματα Άνω Κρητιδικής ηλικίας), καθώς και από μεταμορφωμένα πετρώματα (προ-οφιολιθικά) του Πελαγονικού ηπειρωτικού περιθωρίου. Όλοι αυτοί οι σχηματισμοί βρίσκονται υπό τη μορφή τεκτονικών λεπίων τα οποία από τα ανατολικά προς τα δυτικά εφιππεύουν ή επωθούνται το ένα πάνω στο άλλο και στο σύνολό τους επωθούνται προς τα δυτικά πάνω στην Πελαγονική ζώνη (ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ, 2010). Η λεπιδοειδής τεκτονική της υποζώνης Αλμωπίας έχει ως αποτέλεσμα τα πετρώματά της να εμφανίζονται σε συνεχείς επαναλήψεις και να σχηματίζουν λέπια μικρής έκτασης καθώς και μεγαλέπια, χιλιομετρικής κλίμακας. Με βάση τα μεγαλέπια, η υποζώνη της Αλμωπίας διαιρείται σε ενότητες η καθεμία από τις οποίες συνιστά ένα μεγάλο τεκτονικό λέπι. Οι ενότητες αυτές συγκροτούνται είτε από όλους τους σχηματισμούς της υποζώνης είτε από μερικούς και εφιππεύουν η μία πάνω στην άλλη από τα ανατολικά προς τα δυτικά (ΜΟΥΝΤΡΑ- ΚΗΣ, 1989). Οι ενότητες αυτές, που συνήθως έχουν ονόματα χωριών της περιοχής, είναι οι εξής: Ανατολικές Ενότητες: Άνω Γαρεφίου, Μαυρόλακου, Κρανίων Σελίδα 27

28 Μεσαίες Ενότητες: Λύκων, Μαργαρίτας, Κλεισοχωρίου, Νέας Ζωής, Μεσημερίου Δυτικές Ενότητες: Κερασιάς, Κεδρώνα Βόρειες Ενότητες: Πέτερνικ, Λουτρών Πόζαρ Οι δυτικές ενότητες θεωρήθηκαν ότι αντιπροσωπεύουν την κατωφέρεια του Πελαγονικού ηπειρωτικού τεμάχους προς την Αλμωπία και γι αυτό το λόγο συχνά αναφέρεται με το όνομα «Προαλμωπία» Η λιθοστρωματογραφική εξέλιξη Οι σχηματισμοί της υποζώνης Αλμωπίας εμφανίζουν αρκετές διαφορές από περιοχή σε περιοχή. Παρ όλες τις διαφορές οι βασικοί σχηματισμοί της ζώνης σύμφωνα με τον ΜΟΥΝΤΡΑΚΗ (1989) μπορούν να συνοψισθούν στην παρακάτω λιθοστρωματογραφική στήλη από τους βαθύτερους ορίζοντες προς τους ανώτερους (Εικ. 2.4): Εικόνα 2.4 Συνοπτική λιθοστρωματογραφική στήλη της υποζώνης Αλμωπίας. 1: ψαμμίτες, 2: αργιλικοί σχιστόλιθοι, 3: κροκαλοπαγή και άλλα κλαστικά ιζήματα, 4: φακοί ασβεστόλιθων, 5: ασβεστόλιθοι, 6: κερατόλιοθοι, 7: ηφαιστειακά υλικά, 8: τόφφοι και ηφαιστειοκλαστικά, 9: οφιόλιθοι, 10: οφιολιθικά μίγματα, 11: μάρμαρα και κρυσταλλικοί ασβεστόλιθοι, 12: δολομίτες, 13: σχιστόλιθοι, 14: αμφιβολίτες, 15: γνεύσιοι (οι αριθμοί 1,2,3 αναφέρονται στους σχηματισμούς που περιγράφονται στο κείμενο) (ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ, 1989). Σελίδα 28

29 1. Στη βόρεια ενότητα Πέτερνικ εμφανίζεται μία σειρά ισχυρά μεταμορφωμένων πετρωμάτων δηλαδή οφθαλμοειδών γνευσίων και αμφιβολιτών και στην ανώτερη στάθμη της εναλλαγών μεταξύ χαλαζιτών, αμφιβολιτικών σχιστολίθων, μαρμαρυγιακών σχιστολίθων και χλωριτικών σχιστολίθων. Η ηλικία της σειράς είναι προαλπική (Παλαιοζωική) και ανήκει στο υπόβαθρο του Πελαγονικού ηπειρωτικού περιθωρίου πάνω στο οποίο επωθήθηκαν τα ωκεάνια ιζήματα και οι οφιόλιθοι της ζώνης του Α- ξιού. 2. Ο επόμενος ορίζοντας περιλαμβάνει μια σειρά από επίσης μεταμορφωμένων πετρωμάτων, ο οποίος αποτελείται από συνεχείς εναλλαγές ασβεστιτικών, χλωριτικών, σερικιτικών σχιστολίθων, φυλλιτών, μαρμάρων και σιπολινών. Τα πετρώματα αυτά εναλλάσσονται μεταξύ τους, πολλές φορές τεκτονικά λόγω των συνεχών λεπιώσεων. Η ηλικία της σειράς είναι Τριαδική έως ίσως Ιουρασική και ανήκει επίσης στο προοφιολιθικό υπόβαθρο του Πελαγονικού περιθωρίου. 3. Στη συνέχεια είναι ένας ορίζοντας μεταμορφωμένων ανθρακικών πετρωμάτων, μαρμάρων, κρυσταλλικών ασβεστολίθων, δολομιτών με παρεμβολές σχιστολίθων. Μαζί με την σειρά 2 συνιστούν την ιζηματογένεση Τριαδικού-Ιουρασικού του ηπειρωτικού περιθωρίου χωρίς να είναι καθορισμένα τα όρια της. 4. Τεκτονικά, πάνω στον προηγούμενο ορίζοντα βρίσκεται ένας σχηματισμός «οφιολιθικών mélange» που αποτελεί τη βάση των επωθημένων οφιολιθικών μαζών. Πρόκειται για τεκτονικό σχηματισμό που σχηματίστηκε κατά την επώθηση των οφιολίθων πάνω στο ηπειρωτικό περιθώριο. Εμφανίζεται ως μεγαλατυποπαγές με τεράστιες ή μικρές τεκτονικές λατύπες από μάρμαρα ή κρυσταλλοσχιστώδη πετρώματα που «πλέουν» μέσα σ ένα σχιστοποιημένο οφιολιθικό υλικό ή παλιοί βασικοί τόφφοι, που σχηματίζουν ένα έγχρωμο μίγμα πετρωμάτων που κυριαρχούν οι οφιόλιθοι. Η ηλικία σχηματισμού του τεκτονικού αυτού μίγματος είναι το Άνω Ιουρασικό. 5. Ο σπουδαιότερος σχηματισμός της υποζώνης Αλμωπίας είναι οι οφιόλιθοι που εμφανίζονται με μεγάλες μάζες σε όλες σχεδόν τις ενότητες. Αποτελούνται από σερπεντινίτες, βασικές λάβες, δολερίτες και συνιστούν υπόλειμμα μιας μεγαλύτερης παλιάς οφιολιθικής ακολουθίας, Ιουρασικής ηλικίας, της οποίας η τετκονική τοποθέτηση έλαβε χώρα στις αρχές του Άνω ιουρασικού. 6,7,8. Πάνω από τους οφιόλιθους βρίσκονται ορισμένες ιζηματογενείς (6), ηφαιστειϊζηματογενεις (7) και κλαστικές σειρές (8), που αναφέρονται σαν ένας ορίζοντας. Η ηλικία τοποθέτησης του ορίζοντα αυτού είναι, όπως και των οφιολίθων, Άνω Ιουρασική, ανεξάρτητα αν πολλά από τα ιζήματά του είναι συνοδά ωκεάνια ιζήματα και είχαν αποτεθεί σε όλο το Ιουρασικό και στο Τριαδικό. Οι σειρές αυτές περιλαμβάνουν κυρίως ιζήματα βαθιάς θάλασσας, ραδιολαριτικούς κερατόλιθους, αργίλους, αργιλικούς σχιστόλιθους μαύρους-κόκκινους-πράσινους, ψαμμίτες πολλές φορές σιδηρούχους, πελαγικούς ασβεστόλιθους και ασβεστιτικούς σχιστόλιθους που βρίσκονται σε εναλλαγές. Μέσα σ αυτά παρεμβάλλονται συχνά pillow lavas, δολερίτες, βασικές λάβες, ηφαιστειοκλαστικά υλικά και τόφφοι. Σε με- Σελίδα 29

30 ρικές περιοχές μέσα σε αυτές τις σειρές παρατηρούνται και νηριτικοί ασβεστόλιθοι του Άνω Ιουρασικού, οι οποίοι εναλλάσσονται με ηφαιστειακά και ηφαιστειοκλαστικά υλικά. Σε μερικές άλλες τα αργιλικά και ψαμμιτικά υλικά σχηματίζουν τουρβιδιτικές επαναλήψεις τύπου φλύσχη. Επίσης, σε ορισμένες θέσεις (ενότητα Κλεισοχωρίου) τα πετρώματα του ορίζοντα αυτού εμφανίζονται με τη μορφή «χαοτικού ιζηματογενούς μίγματος» όπου φακοί ασβεστολίθων, πυροκλαστικά λατυποπαγή, όξινα μετά-ηφαιστειακά υλικά και σχιστόλιθοι βρίσκονται ανακατεμένα μέσα σε σχιστοποιημένο τοφφικό συνδετικό υλικό. 9. Η ιζηματογένεση της Μέσο - Άνω Κρητιδικής επίκλυσης στην Αλμωπία αρχίζει συνήθως με την απόθεση ενός κροκαλοπαγούς βάσης, η ακριβής ηλικία του οποίου ποικίλει στις διάφορες ενότητες στο Άπτιο-Κενομάνιο-Τουρώνιο του Κρητιδικού. Αυτός ο πρώτος επικλυσιγενής σχηματισμός στις δυτικές ενότητες Κερασιάς-Κεδρώνα και στη βόρεια ενότητα Λουτρών Πόζαρ έχει τη μορφή μεγάλου πάχους σειράς κλαστικών ιζημάτων κροκαλοπαγών, λατυποπαγών, ψαμμιτών που εναλλάσσονται με ασβεστόλιθους και η ηλικία του φθάνει στο Άνω Κρητιδικό (Κονιάσιο, Σαντώνιο, Καμπάνιο). 10. Προς τα πάνω η επικλυσιγενής ιζηματογένεση συνεχίζεται με την απόθεση τυπικού ασβεστολιθικού ορίζοντα του Άνω Κρητιδικού (Σενώνιο). 11. Ο τελευταίος αλπικός σχηματισμός είναι ο φλύσχης ηλικίας Ανώτερου Μαιστριχτίου (Άνω Κρητιδικό) Κάτω Παλαιόκαινου, ο οποίος συνιστάται από ψαμμίτες, ψαμμιτικούς ασβεστόλιθους και κροκαλοπαγή. Από συγκριτικές παρατηρήσεις που έγιναν στη λιθοστρωματογραφία των διαφόρων ενοτήτων της Αλμωπίας, διαπιστώνεται ότι οι δυτικές ενότητες της Προαλμωπίας περιέχουν γενικά περισσότερα κλαστικά ιζήματα από τις μεσαίες και ανατολικές ενότητες. Συγκεκριμένα, έχουν πολλά αδρόκοκκα κροκαλοπαγή-λατυποπαγή ενώ προς τα ανατολικά οι αντίστοιχες σειρές περιέχουν συνεχώς και πιο λεπτές λιθολογικές φάσεις. Επιπλέον πολλοί ερευνητές έχουν επισημάνει ότι και οι νηριτικοί ασβεστόλιθοι που παρεμβάλλονται στις λιθολογικές στήλες των ενοτήτων μειώνονται από τα δυτικά προς τα ανατολικά και αντικαθίστανται από πελαγικούς ασβεστόλιθους. Σύμφωνα με τα παραπάνω οι ανατολικές ενότητες της Αλμωπίας εξελίσσονταν από τα δυτικά προς τα ανατολικά σε βαθειά θάλασσα (σύμφωνα με τις ιζηματογενείς φάσεις), ενώ αντίθετα οι δυτικές ενότητες (Προαλμωπία) ήταν η κατωφέρεια του ηπειρωτικού τεμάχους της Πελαγονικής. Τέλος, όλοι οι αλπικοί σχηματισμοί της Αλμωπίας μέχρι τη Μέσο- Άνω Κρητιδική επίκληση είναι μεταμορφωμένοι στην πρασινοσχιστολιθική φάση, αντίθετα τα ιζήματα του Μέσου Άνω Κρητιδικού δεν είναι μεταμορφωμένα. Η μεταμόρφωσή τους τοποθετείται στην ορογενετική περίοδο Άνω Ιουρασικού Κάτω Κρητιδικού (ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ, 2010). Σελίδα 30

31 Η ηφαιστειότητα της Αλμωπίας Κατά το τέλος του Τριτογενούς και στις αρχές του Τεταρτογενούς εκδηλώθηκε στο χώρο της Αλμωπίας έντονη ηφαιστειότητα, όπου ακόμα δεν έχει αποσαφηνιστεί ο λόγος για τον οποίο συνέβη. Με την ηφαιστειότητα αυτή δημιουργήθηκε μία σειρά από ηφαιστειακά κέντρα στην περιοχή του όρους Βόρα, ενώ τοφφικά υλικά από τις εκρήξεις κάλυψαν μία πιο μεγαλύτερη έκταση τόσο στο όρος Βόρρα όσο και στη νότια Αλμωπία. Η ηφαιστειότητα της Αλμωπίας μελετήθηκε από το ΣΟΛΔΑΤΟ (1955), ο οποίος διέκρινε τρεις κύριες ομάδες ηφαιστειακών πετρωμάτων: Ανδεσίτες, που καλύπτουν το ανατολικό τμήμα του Βόρα. Κλαστικά-Λατίτες (ή Τραχειανδεσίτες), που εξαπλώνονται στο βορειοδυτικό τμήμα του Βόρρα. Τραχείτες, που βρίσκονται στο νοτιοανατολικό τμήμα του Βόρα. Οι ομάδες αυτές δεν παρουσιάζουν μεγάλες διαφορές μεταξύ τους, ενώ παράλληλα παρατηρούνται και μεταβατικοί τύποι, έτσι ώστε η προέλευση όλων των ενοτήτων να προέρχεται από ένα κοινό μάγμα με σύσταση λατιτική-κλαστική. Οι ηφαιστειακές εκρήξεις προσδιορίστηκε ότι πραγματοποιήθηκαν κατά το Άνω Πλειστόκαινο Κάτω Τεταρτογενές Η τεκτονική της Αλμωπίας Βασικό τεκτονικό στοιχείο της υποζώνης της Αλμωπίας είναι η τεκτονική τοποθέτηση των οφιολίθων και των συνοδών ιζημάτων της Τηθύος πάνω στο ανατολικό περιθώριο του πελαγονικού ηπειρωτικού τεμάχους κατά το Άνω Ιουρασικό. Το τεκτονικό αυτό κάλυμμα που επωθήθηκε πάνω στην Πελαγονική ζώνη ονομάζεται «Ηωελληνικό κάλυμμα (Eohellenic nappe) και οδήγησε στο σχηματισμό των οφιολιθικών mélange. Έτσι, η υποζώνη της Αλμωπίας αποτελεί το δυτικό τμήμα της ωκεάνιας λεκάνης του Αξιού και ταυτόχρονα είναι ο χώρος της επώθησης των οφιολίθων στο ηπειρωτικό περιθώριο. Μετά την τεκτονική επώθηση των οφιολίθων, κατά το Κάτω Κρητιδικό το ηπειρωτικό περιθώριο με τους επωθημένους οφιολίθους αναδύθηκε και χέρσευσε μέχρι την Άνω Κρητιδική επίκλυση που είχε ως αποτέλεσμα την απόθεση των επικλυσιγενών ιζημάτων. Οι σχηματισμοί 9, 10, 11 αποτελούν την επικλυσιγενή ιζηματογένεση Μέσου- Άνω Κρητιδικού. Σε ορισμένες περιοχές βρίσκονται και οι τρεις με την πλήρη συγκρότησή τους, σε ορισμένες όμως άλλες ο ορίζοντας 9 περιορίζεται σε ένα πολύ λεπτό στρώμα κροκαλοπαγούς. Επιπλέον, τα στρώματα του Μέσου Άνω Κρητιδικού βρίσκονται ασύμφωνα πάνω στους προ-επικλυσιγενείς σχηματισμούς (αυτούς που σχηματίστηκαν πριν την ορογένεση Άνω Ιουρασικού Κάτω Κρητιδικού). Έτσι, ο ορίζοντας 9 αποτέθηκε πάνω στους οφιόλιθους και τα συνοδά πετρώματα (ορίζοντες 5, 6, 7, 8), αλλά μερικές φορές αποτέθηκε πάνω σε προοφιολιθικά πετρώματα του ηπειρωτικού περιθωρίου (ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ, 2010). Επίσης, τα μεταμορφωμένα πετρώματα της ζώνης αυτής τόσο στις βόρειες ενότητες όσο και στις δυτικές, έχουν ομοιότητες με τα πετρώματα της Πελαγονικής, με αποτέλεσμα μα πισ- Σελίδα 31

32 τεύεται ότι αποτελούν τεκτονικά παράθυρα της Πελαγονικής ζώνης κάτω από τα τεκτονικά λέπια και καλύμματα της Αλμωπίας. Γενικά, τα λέπια της Αλμωπίας κατά την τελική πτύχωση προωθήθηκαν προς τα δυτικά και εφίππευσαν ή και επωθήθηκαν πάνω στην Πελαγονική ζώνη. Η επώθηση αυτή γίνεται άλλοτε πάνω στους Ανωκρητιδικούς ασβεστόλιθους της Πελαγονικής και άλλοτε πάνω στα Τριαδικοϊουρασικά μάρμαρα. Όμως, λόγω της λεπίωσης των στρωμάτων άλλοτε ο πρώτος σχηματισμός που εφιππεύει είναι το Ανωκρητιδικό κάλυμμα, άλλοτε οι οφειόλιθοι και άλλοτε τα προοφειολιθικά μεταμορφωμένα πετρώματα. Κατά τη συμπιεστική αυτή τεκτονική έγινε και το τεκτονικό κάλυμμα του Βερμίου (ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ, 2010). Επιπλέον, για το σχηματισμό των λεπίων συνέβαλε και ένας μεγάλος αριθμός ανάστροφων επιμηκών ρηγμάτων με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ και κλίση ΒΑ. Τα ρήγματα αυτά σχηματίστηκαν κατά τη διάρκεια των τελικών πτυχώσεων του Τριτογενούς, παράλληλα στους άξονες των πτυχών με αποτέλεσμα να σχηματίσουν τα τεκτονικά λέπια. Συμπερασματικά, είναι φανερό ότι υπήρξαν δύο μεγάλες επωθήσεις από την Αλμωπία προς την Πελαγονική: Α) μία μεγάλη επώθηση των οφιολίθων και των ωκεάνιων ιζημάτων πάνω στο περιθώριο της Πελαγονικής κατά το Άνω Ιουρασικό, που αποτέλεσε το Ηωελληνικό κάλλυμα, και Β) μία δεύτερη επώθηση κατά το Τριτογενές με την τελική πτύχωση που δημιούργησε τα τεκτονικά λέπια της Αλμωπίας, στην οποία συμμετείχαν και Άνω Κρητιδικά στρώματα. Στη συνέχεια κατά το εφελκυστικό στάδιο μετά τις πτυχώσεις, κατά το Ολιγόκαινο, δημιουργήθηκαν κανονικά ρήγματα τα οποία ήταν επιμήκη κατά την ΒΔ-ΝΑ διεύθυνση των πτυχωμένων στρωμάτων Η Πελαγονική ζώνη Αρχικά, η Πελαγονική ζώνη καθορίστηκε από τον KOSSMAT (1924) με την ονομασία «Πελαγονική μάζα και το κάλυμμά της» επειδή αποτελείται κυρίως από μεταμορφωμένα πετρώματα, πάνω από τα οποία υπάρχουν Μεσοζωικά ιζηματοτογενή πετρώματα. Ο όρος «Πελαγονική ζώνη» καθορίστηκε από τους BRUNN (1956) και AUBOUIN (1957) κατά τη διαίρεση της Ελλάδας σε Αλπικές ισοτοπικές ζώνες. Σε αυτή τη διαίρεση η Πελαγονική θεωρήθηκε ως ένα ύβωμα από κρυσταλλικά πετρώματα που διαχώριζε κατά τη διάρκεια του Μεσοζωικού δύο ωκεάνιες αύλακες: την Πινδική αύλακα στα δυτικά της από την αύλακα του Αξιού στα ανατολικά της. Η υποθαλάσσια ράχη της Πελαγονικής πιστεύεται ότι διακοπτόταν από δύο διαύλους, στις περιοχές της Κοζάνης και της κεντρικής Εύβοιας. Κατά τη διάρκεια του Μεσοζωικού η ιζηματογένεση ήταν ανθρακική, νηριτική, με εξαίρεση τις περιοχές της Κοζάνης και της κεντρικής Εύβοιας όπου εμφανίζονταν πελαγικά ιζήματα μαζί με οφιολιθικές μάζες (Εικ. 2.5). Σελίδα 32

33 Εικόνα 2.5 Γεωλογικός χάρτης της περιοχής του Αλιάκμονα. Τροποποιημένος και απλοποιημένος από το Γεωλογικό χάρτη της Ελλάδας Ι.Γ.Μ.Ε. (1983) και ΚΙΛΙΑΣ & ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ (1989). Η Πελαγονική ζώνη έχει διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ και εκτείνεται από την FYROM προς τους ορεινούς όγκους της Ελλάδας, στο Βόρα, το Βέρνο, το Βέρμιο, τα Πιέρια, τον Όλυμπο, το Πήλιο και τη βόρεια Εύβοια. Στη συνέχεια, κάμπτεται προς τις Σποράδες, όπου περιλαμβάνει τα νησιά Σκιάθο, Σκόπελο και Σκύρο. Μία πιθανή προέκταση της Πελαγονικής προς το Αιγαίο είναι τα νησιά Οινούσες, όπου η ζώνη περνάει στη Μικρά Ασία (ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ, 2010). Σελίδα 33

34 Στρωματογραφική εξέλιξη και τεκτονική δομή Η Πελαγονική ζώνη αποτελείται από το μεταμορφωμένο υπόβαθρο, τους γνευσιωμένους γρανίτες, τα ημιμεταμορφωμένα Περμο-Τριαδικά πετρώματα, τα δύο ανθρακικά καλύμματα Τριαδικού-Ιουρασικού, τους οφιόλιθους και τα Ανωκρητιδικά επικλυσιγενή ιζήματα(εικ. 2.6) (ΚΙΛΙΑΣ & ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ 1989, MIGIROS 1983, REISCHMAN et al. 2001). Εικόνα 2.6 Συνοπτική λιθοστρωματογραφική - τεκτονική στήλη της Πελαγονικής ζώνης. (15): Επικλυσιγενή ιζήματα Μέσου - Άνω Κρητιδικού, 1: Φλύσχης Άνω Μαιστριχτίου - Κάτω Παλαιόκαινου, 2: ασβεστόλιθος Μαιστριχτίου, 3: μικρολατυποπαγείς ασβεστόλιθοι, 4: μαργαϊκοί ασβεστόλιθοι, 5: κροκαλο-λατυποπαγή της βάσης, 6: οφιόλιθοι και συνοδά πελαγικά ιζήματα, (7-9): πετρώματα των δύο ανθρακικών καλυμμάτων Τριαδικού Ιουρασικού, 7: κρυσταλλικοί ασβεστόλιθοι και μάρμαρα, 8: δολομίτες, 9: σιπολίνες, (10-14): πετρώματα της μετακλαστικής σειράς Περμίου Κάτω Τριαδικού, 10: μετά-πελίτες, φυλλίτες, 11: χαλαζιακά μετά-κροκαλοπαγή, 12: μετά-ψαμμίτες, μετά-αρκόζες, 13: φακοί ασβεστολίθων, 14: μετά-ρυόλιθοι, μετά-τόφφοι, 15: γνευσιωμένοι γρανίτες Άνω Λιθανθρακοφόρου, (16-20): πετρώματα του κρυσταλλοσχιστώδους υποβάθρου Παλαιοζωϊκής ή και προ-κάμβριας ηλικίας, 16: σχιστόλιθοι (χλωριτικοί, μαρμαρυγιακοί, αμφιβολιτικοί, επιδοτιτικοί), 17: διμαρμαρυγιακοί γρανατούχοι σχιστόλιθοι, 18: αμφιβολίτες, 19: γνεύσιοι, 20: οφθαλμογνεύσιοι (Μουντράκης, 1985). 1. Το μεταμορφωμένο υπόβαθρο: αποτελεί το κύριο δομικό στοιχείο της ζώνης. Σε ορισμένες περιοχές δεν είναι ενιαίο και ομογενές, αλλά αποτελείται από πολλές ενότητες πετρωμάτων που συνιστούν αλλεπάλληλα λέπια, τέτοιες ενότητες έχουν διακριθεί στο Βόρα, στο Σελίδα 34

35 Βέρνο στο Λιβάδι των Πιερίων και στα Υψηλά Πιέρια. Παρ όλη τη διάκρισή τους όλες οι ε- νότητες θεωρούνται παράλληλες μεταμορφωμένες ακολουθίες ενός κοινού υποβάθρου, που έχουν παρόμοια λιθολογική εξέλιξη και έχουν δημιουργηθεί σε όμοιες συνθήκες κατά το Παλαιοζωικό. Από τους βαθύτερους προς τους ανώτερους ορίζοντες κάθε ενότητα αποτελείται από: γνεύσιους, βιοτιτικούς οφθαλμοειδείς, ορθό- προέλευσης μιγματιτικούς γνεύσιους γνεύσιους ταινιωτούς, μοσχοβιτικούς, πάρα-προέλευσης αμφιβολίτες και αμφιβολιτικούς βιοτιτικούς σχιστόλιθους γρανατούχους διμαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους εναλλαγές αμφιβολιτικών σχιστολίθων, μαρμαρυγιακών σχιστολίθων, επιδοτιτικών σχιστολίθων με παρεμβολές απλιτογνευσίων. Η πρώτη μεταμόρφωση του κρυσταλλοσχιστώδους υποβάθρου έγινε κατά το Παλαιοζωικό πριν το Λιθανθρακοφόρο και πραγματοποιήθηκε σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης. 2. Οι γνευσιωμένοι πλουτωνίτες του Άνω Λιθανθρακοφόρου: αποτελούν μεγάλους όγκους πλουτωνιτών, οι οποίοι παρεμβάλλονται μέσα στο μεταμορφομένο υπόβαθρο. Παρουσιάζουν παρόμοια σύσταση και υφή με γρανίτες και χαλαζιακούς μονζονίτες. Οι γρανίτες είναι μαγματικές διεισδύσεις μέσα στο υπόβαθρο και έχουν προκαλέσει μεταμόρφωση επαφής στα μεταμορφωμένα πετρώματα του υποβάθρου. Η ηλικία των γρανιτών αυτών σύμφωνα με ραδοχρονολογήσεις έχει εκτιμηθεί κατά το Άνω Λιθανθρακοφόρο. Στη μεγαλύτερη μάζα τους οι γρανίτες εμφανίζονται γνευσιωμένοι, γιατί έχουν υποστεί αλπική μεταμόρφωση σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης κατά τη διάρκεια του Άνω Ιουρασικού Κάτω Κρητιδικού. Όμως, έχουν παρατηρηθεί και μερικά τμήματα γρανιτικών όγκων χωρίς να έχουν υποστεί μεταμόρφωση, πράγμα το οποίο μπορεί να υποδηλώνει ότι υπάρχουν και νεότερες μαγματικές διεισδύσεις μέσα στις παλιές γρανιτικές μάζες. Στην Πελαγονική ζώνη παρατηρείται κι ένα άλλο σημαντικό φαινόμενο, το οποίο είναι οι αλλεπάλληλες ζώνες μυλονιτίωσης. Πιο συγκεκριμένα, μεγάλα τμήματα γνευσιωμένων γρανιτών και μερικοί οφθαλμοειδείς γνεύσιοι του υποβάθρου είναι έντονα μυλονιτιωμένοι. Τα έντονα αυτά μυλονιτικά φαινόμενα συνδέονται πιθανά με μεγάλες τεκτονικές κινήσεις της Πελαγονικής ζώνης, οι οποίες συνδέονται με τη βύθιση του ωκεάνιου φλοιού της δυτικής λεκάνης και την επώθηση των οφιολίθων της Υποπελαγονικής ζώνης πάνω στο ηπειρωτικό περιθώριο της Πελαγονικής ή με την Τριτογενή τεκτονική (CAPUTO 1990, KOUKOUVELAS, 1994, REISCHMAN et al., 2001). 3. Οι Περμοτριαδικές μετακλαστικές ακολουθίες: αποτελεί μία μετακλαστική ιζηματογενή σειρά πάχους περίπου 200 m, που τοποθετείται πάνω από το μεταμορφωμένο υπόβαθρο και τους γρανιτικούς όγκους και περιλαμβάνει ηφαιστειακά υλικά, όξινες και βασικές λάβες και τόφφους. Τα ιζήματα αυτά αποτέθηκαν κατά το Πέρμιο και Κάτω Τριαδικό και στη συ- Σελίδα 35

36 νέχεια μαζί με τα ηφαιστειακά υλικά μεταμορφώθηκαν κατά το Άνω Ιουρασικό και Κάτω Κρητιδικό σε συνθήκες χαμηλής πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Τα πετρώματα που συνθέτουν τις Περμοτριαδικές ακολουθίες είναι φυλλίτες, μετά-πηλίτες, μετά-αρκόζες, χλωριτικοί και σερικιτικοί σχιστόλιθοι, μετά-ψαμμίτες, χαλαζιακά μετάκροκαλοπαγή, πολλαπλές παρεμβολές φακών ερυθρωπών και τεφρών ασβεστολίθων και λατυποπαγών ασβεστολίθων, ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι, μετά-ρυόλιθοι, μετά-βασάλτες και μετά-τόφφοι. Οι μετακλαστικές-μεταηφαιστειοιζηματογενείς ακολουθίες του Περμοτριαδικού εμφανίζονται κατά μήκος του δυτικού περιθωρίου της Πελαγονικής ζώνης και αντιπροσωπεύουν την παλιά ιζηματογένεση ηπειρωτικής κατωφέρειας που αναπτύχθηκε την περίοδο εκείνη κατά τη διάρκεια της ηπειρωτικής διάρρηξης. Συνδεδεμένα με την ηπειρωτική διάρρηξης είναι και τα ηφαιστειακά υλικά που παρεμβάλλονται μέσα στην μετακλαστική ακολουθία και αντιπροσωπεύουν την ηφαιστειότητα που αναπτύχθηκε στην άκρη της ηπειρωτικής διάρρηξης κατά το Περμοτριαδικό. 4.Τα ανθρακικά καλύμματα Τριαδικού-Ιουρασικού: αποτελούν την κύρια αλπική ιζηματογένεση της Πελαγονικής ζώνης, είναι νηριτική και τα πετρώματά της καλύπτουν μεγάλες εκτάσεις της ζώνης. Το σύνολο των ανθρακικών ιζημάτων ονομάζεται «Μεσοζωικό ανθρακικό κάλυμμα της Πελαγονικής», όμως πρόκειται για δύο χωριστά ανθρακικά καλύμματα που αποτέθηκαν στα δύο περιθώρια της Πελαγονικής, στο ανατολικό και στο δυτικό κατά τη διάρκεια Τριαδικού- Ιουρασικού. Το δυτικό κάλυμμα είναι αυτόχθονο, αποτέθηκε από το Μέσο Τριαδικό μέχρι το Άνω Ιουρασικό πάνω στα μετακλαστικά ιζήματα Περμίου - Κάτω Τριαδικού και αποτελείται από ανακρυσταλλωμένους ασβεστόλιθους, λευκούς, τεφρούς, μαύρους, λατυποπαγείς, ταινιωτούς, πλακώδεις, λεπτοπλακώδεις, καθώς και ελάχιστες παρεμβολές πηλιτικών ενστρώσεων. Επιπλέον, το κάλυμμα αυτό παρουσιάζει μια βαθμιαία μεταβολή προς τα δυτικά, από καθαρά νηριτικές σε βαθύτερες ιζηματολογικές φάσεις. Απ την άλλη το ανατολικό κάλυμμα είναι παραυτόχθονο, αποτέθηκε δηλαδή στο ανατολικό περιθώριο της Πελαγονικής προς τη ζώνη της Αλμωπίας και στη συνέχεια επωθήθηκε προς τα δυτικά πάνω στο κρυσταλλοσχιστώδες υπόβαθρο της Πελαγονικής. Αποτελείται από ανακρυσταλλωμένους ασβεστόλιθους, μάρμαρα, δολομίτες και χαρακτηρίζεται καθαρά νηριτικό. Και τα δύο ανθρακικά καλύμματα, ανατολικό και δυτικό, εμφανίζουν αισθητή μεταμόρφωση κατά τη διάρκεια Άνω Ιουρασικού-Κάτω Κρητιδικού, σε συνθήκες χαμηλής πρασινοσχιστολιθικής φάσης, ανάλογη με τη μεταμόρφωση των Περμοτριαδικών μετακλαστικών ιζημάτων. 5. Οι οφιόλιθοι και τα συνοδά ιζήματα: αποτελούν μάζες, οι οποίες είναι τοποθετημένες κυρίως στα δύο περιθώρια της ζώνης, ενώ μερικές εμφανίσεις τοποθετούνται στο εσωτερικό της Πελαγονικής ζώνης. Οι οφιόλιθοι της Πελαγονικής είναι αλλόχθονοι και προέρχονται από τις ωκεάνιες περιοχές της ζώνης του Αξιού. Από αυτές τις περιοχές οι οφιόλιθοι, μαζί με τα συνοδά τους ιζήματα Σελίδα 36

37 βαθειάς θάλασσας, επωθήθηκαν πάνω στα Τριαδικοϊουρασικά ανθρακικά καλύμματα των δύο περιθωρίων της Πελαγονικής. Οι οφιολιθικές μάζες αποτελούνται από όλα τα πετρώματα της οφιολιθικής ακολουθίας, δηλαδή από σερπεντινιωμένους δουνίτες, χαρτσβουργίτες και άλλα υπερβασικά, επίσης γάββρους, νορίτες και άλλα βασικά, καθώς επίσης και pillow lavas, διαβάσες και άλλα ηφαιστειακά και τόφφους. Τα συνοδά ιζήματα είναι ραδιολαριτικοί κερατόλιθοι, αργιλικοί σχιστόλιθοι, ασβεστιτικοί πυριτόλιθοι, πελαγικοί ασβεστόλιθοι και κλαστικά ιζήματα με υλικά που προέρχονται από βασικά μαγματικά πετρώματα. Κατά την επώθηση των οφιολίθων πάνω στα Τριαδικοϊουρασικά, ανθρακικά καλύμματα των δύο περιθωρίων της Πελαγονικής σχηματίστηκαν τεκτονικά οφιολιθικά μείγματα (mélanges). Πιο συγκεκριμένα, μικρά και μεγάλα τεμάχη αποσαθρώθηκαν από τα υποκείμενα ανθρακικά πετρώματα και σφηνώθηκαν μέσα στη βάση του οφιολιθικού καλύμματος προκαλώντας ταυτόχρονα και μία τεκτονική ανάμειξη των οφιολίθων με τα ιζήματα βαθιάς θάλασσας. Αυτό είχε ως αποτέλεσμα τον σχηματισμό των πολύχρωμων τεκτονικών μιγμάτων. 6. Τα επικλυσιγενή ιζήματογενή πετρώματα Μέσου-Άνω Κρητιδικού: προέρχονται από ιζήματα που τοποθετήθηκαν ασύμφωνα πάνω στα ανθρακικά πετρώματα που προϋπήρχαν, μετά την ανάδυση των εσωτερικών ζωνών στην Άνω Ιουρασική Κάτω Κρητιδική ορογένεση, κατά την επίκλυση της θάλασσας στο Μέσο Άνω Κρητιδικό. Η στρωματογραφική διάρθρωση του Μέσου Άνω Κρητιδικού είναι η εξής: Κροκαλοπαγή, μικρολατυποπαγή και μαργαϊκοί ασβεστόλιθοι Κενομανίου- Τουρωνίου Μικρολατυποπαγείς ασβεστόλιθοι Σαντωνίου-Καμπανίου Συμπαγής ασβεστόλιθοι Μαιστριχτίου Φλύσχης που στην αρχή είναι σχιστώδης ασβεστιτικός, εξελίσσεται σε ασβεστοπηλιτικό ψαμμιτικό και καταλήγει σε πηλιτικό κροκαλοπαγή, η ηλικία του είναι Άνω Μαιστρίχτιο αρχές Παλαιόκαινου. Τα πετρώματα της Πελαγονικής ζώνης έχουν υποστεί δύο μεταμορφώσεις (ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ, 1985). Η πρώτη πραγματοποιήθηκε κατά το Παλαιοζωικό, πριν το Λιθανθρακοφόρο και μεταμόρφωσε το μεταμορφωμένο υπόβαθρο σε συνθήκες κατώτερη πρασινοσχιστολιθικής φάσης μέχρι άνω αμφιβολιτικής φάσης. Η δεύτερη, η Αλπική μεταμόρφωση, πραγματοποιήθηκε κατά το Άνω Ιουρασικό Κάτω Κρητιδικό και μεταμόρφωσε τους γρανίτες του Άνω Λιθανθρακοφόρου, τις μετακλαστικές σειρές του Περμίου Κάτω Τριαδικού και τα Τριαδικοϊουρασικά ανθρακικά καλύμματα σε συνθήκες χαμηλής πρασινοσχιστολιθικής φάσης Τεκτοορογενετική εξέλιξη της ζώνης Η Πελαγονική ζώνη αποτελεί ένα ηπειρωτικό τέμαχος που αποσπάσθηκε από την Γκοντβάνα, συγκρούστηκε και συγκολλήθηκε στην Ευρασία. Κατά την εξέλιξή της έχει υποστεί πολλαπλές και επανειλημμένες παραμορφώσεις και μεταμορφώσεις. Μετά από πολυετείς τεκτονικές έρευνες στην περιοχή (ΜΟΥΝΤΡΑΚΗΣ 1977, 1983, 1984, ΚΙΛΙΑΣ 1980, KILIAS & Σελίδα 37

38 MOUNTRAKIS 1989, DOUTSOS 1984, VERGELY 1984) έχει δημιουργηθεί το εξής γεωτεκτονικό σενάριο: i. Η ταφρογένεση που άρχισε στο τέλος του Περμίου οδήγησε στην αρχή του Ιουρασικού στην απομάκρυνση της Πελαγονικής μικροηπείρου από την Απούλια πλάκα και στο σχηματισμό του ωκεανού της Πίνδου. Στα ανατολικά η πλατφόρμα Ολύμπου Όσσας χωρίστηκε από την Πελαγονική με τον μικρό ωκεανό των Αμπελακίων. ii. Κατά το Μέσο Ιουρασικό, η Απούλια πλάκα κινείται προς τα ανατολικά και μέσα στον ωκεανό της Πίνδου συνέβη μία καταβύθιση και άρχισε η επώθηση των οφιολιθικών πετρωμάτων στην Πελαγονική με κατεύθυνση από ΒΑ προς ΝΔ. Στη φάση αυτή έγινε και η επώθηση του ανατολικού ανθρακικού καλύμματος πάνω στο μεταμορφωμένο υπόβαθρο. iii. Την περίοδο Άνω Ιουρασικό Κάτω Κρητιδικό έγινε η δεύτερη μεταμόρφωση των σχηματισμών της Πελαγονικής. Επιπλέον, πραγματοποιήθηκε η ανάδυση της Πελαγονικής, όπως και σε όλες τις εσωτερικές Ελληνίδες. Κατά το Κάτω Κρητιδικό έγινε το κλείσιμο της δυτικής ωκεάνιας λεκάνης και η επώθηση των οφιολίθων από τα Δ προς τα Α πάνω στο δυτικό ανθρακικό κάλυμμα της Πελαγονικής. Κατά το Άνω Κρητιδικό προκλήθηκε σημαντική λέπτυνση του φλοιού της Πελαγονικής ζώνης από τη δράση κανονικών ρηγμάτων και επίκλυση της θάλασσας. iv. Στο τέλος του Παλαιόκαινου η Πελαγονική μικροήπειρος και η μικροήπειρος Ολύμπου Όσσας συγκρούστηκαν και ο ωκεανός των Αμπελακίων άρχισε να βυθίζεται προς τα δυτικά. Κατά το Άνω Ηώκαινο αποτέθηκε και ο φλύσχης. v. Στο τέλος του Άνω Ηωκαίνου καταστράφηκε ο ωκεανός των Αμπελακίων και οι κεντρικές Ελληνίδες εισήλθαν σε μία περίοδο σύγκρουσης. vi. Στο τέλος του Ολιγοκαίνου αρχίζει η κατάρρευση του ορογενούς της Πελαγονικής ζώνης με ταυτόχρονη ανύψωση, με αποτέλεσμα την έντονη διάβρωση και την απόθεση ιζημάτων. Σελίδα 38

39 2.3 ΥΠΑΙΘΡΙΑ ΕΡΕΥΝΑ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΜΕΤΑΞΥ ΒΕΡΟΙΑΣ ΚΑΙ ΝΑΟΥΣΑΣ Εισαγωγή Ανασκόπηση προηγούμενων ερευνών Περιορισμένος αριθμός ερευνών έχουν πραγματοποιηθεί στα οφιολιθικά πετρώματα που απαντούν στην περιοχή μεταξύ Βέροιας και Νάουσας. Σύμφωνα με τον MERCIER (1966) οι διαμελισμένες οφιολιθικές μάζες του Βερμίου έχουν προέλθει από την υποζώνη της Αλμωπίας, που ανήκει στη ζώνη του Αξιού, και έχουν επωθηθεί προς τα δυτικά στο Παλαιοζωϊκό υπόβαθρο πάνω στην Πελαγονική ζώνη. Η ECONOMOU (1986) θεωρεί ότι τα ορυκτολογικά, πετρολογικά και γεωχημικά χαρακτηριστικά των οφιολίθων της Βέροιας είναι τυπικά ενός περιβάλλοντος καταβύθισης (SSZ). Οι TSOURAS & ECONOMOU-ELIOPOULOS (2008) κάνουν λόγο για την παρουσία PGM (Platinum group metals)στις ζώνες διάτμησης των οφιολίθων της Βέροιας. Η εξαιρετικά πλούσια εμφάνιση σε PGM αποκλειστικά κατά μήκος των ζωνών διάτμησης του οφιολιθικού συμπλέγματος της Βέροιας, σε συνδυασμό με χαρακτηριστικά της υφής τους, μπορεί να εξηγηθεί από την ύπαρξη μετα-μαγματικών διεργασιών, που καλύπτουν μια παρατεταμένη περίοδο παραμόρφωσης. Επίσης, μετασωματικά υγρά έχουν τροποποιήσει τη σύσταση των πρωτογενών PGM, δημιουργώντας Fe-Cr-Co-Ni-Fe-ούχα και Os-Ir-Ru κράματα και οξείδια. Αυτό συνέβη σε καθεστώς χαμηλής θείωσης από τις διαδικασίες ροδινγκιτίωσης/ σερπεντινίωσης Γεωλογική τοποθέτηση της περιοχής ανάμεσα στη Βέροια και τη Νάουσα Οι οφιόλιθοι της Βέροιας έχουν επωθηθεί πάνω στη Πελαγονική ζώνη, η οποία κυρίως αποτελείται από μία αλληλουχία από Τριαδικό-Ιουρασικά μάρμαρα, γνευσίους και μετακλαστικούς σχιστόλιθους. Η αλληλουχία αυτή είναι, με τη σειρά, εν μέρει η επώθηση πάνω στους περιδοτίτες της Βέροιας. Οι κύριοι λιθότυποι που συνθέτουν το οφιολιθικό σύμπλεγμα της Βέροιας είναι μανδυακοί χαρτσβουργίτες, και σε μικρότερο βαθμό, μαγματικά πετρώματα όπως μία καλά αναπτυγμένη σωρειτική σειρά (πυροξενίτες, γάββροι), πλαγιογρανίτες (χαλαζιακοί διορίτες, τοναλίτες) και ηφαιστειακά πετρώματα (μεταβασάλτες, μεταδιαβάσες, μεταρυόλιθοι). Εκτός από τις παραπάνω ενότητες, υπάρχουν και ευρείες ζώνες διάτμησεις, οι οποίες χαρακτηρίζονται από την παρουσία σερπεντινιτών με τη μορφή λεπίων. Η κύρια μάζα των περιδοτιτών είναι ως επί το πλείστον σερπεντινιωμένοι. Σελίδα 39

40 Εικόνα 2.7 Γεωλογικός χάρτης της περιοχής ανάμεσα στη Βέροια και τη Νάουσα Εικόνα 2.8 Τροποποιημένος χάρτης με τη χρήση του προγράμματος GIS από το φύλλο Βέροια του Ι.Γ.Μ.Ε. Σελίδα 40

41 Πίνακας 2.1 Δειγματοληψία οφιολιθικών πετρωμάτων στην περιοχή ανάμεσα στη Βέροια και στη Νάουσα. Αριθμός δείγματος ΒΕ.1 ΒΕ.2 ΒΕ.2Β ΒΕ.3Α ΒΕ.3Β ΒΕ.4Β ΒΕ.5 ΒΕ.6 ΒΕ.7 ΒΕ.8Α ΒΕ.8Β ΒΕ.9 ΒΕ.10 ΒΕ.11 ΒΕ.12 ΒΕ.13 ΒΕ.14 ΒΕ.15 ΒΕ.16 ΒΕ.17 ΒΕ.18 ΒΕ.19 ΒΕ.20 ΒΕ.21 ΒΕ.22 ΒΕ.23 ΒΕ.24 ΒΕ.25 ΒΕ.26 ΒΕ.27 ΒΕ.28 ΒΕ.29 ΒΕ.30 ΒΕ.31 ΒΕ.32 ΒΕ.33 Λιθότυπος Σερπεντινίτης Σερπεντινίτης Μαγνησίτης Βασάλτης Πυροκλαστικό Πυροκλαστικό Πυροκλαστικό Ορθοπυροξενίτης Λερζόλιθος Επαφή σερπεντινίτη με λατυποπαγές Σερπεντινίτης με φλέβα ασβεστίτη Γρανίτης Γρανίτης Γρανίτης Σερπεντ. Χαρτσβουργίτης Σερπεντ. Χαρτσβουργίτης Σερπεντινίτης Βασάλτης Βασάλτης Βασάλτης Σερπεντινίτης Γρανίτης Γρανίτης Διαβάσης Διαβάσης σε επαφή με βασάλτη Χαλαζιακός διορίτης Διαβάσης Ροδινγκίτης Σερπεντινίτης Σερπεντινίτης Ορθοπυροξενίτης Γάββρος Σερπεντινίτης Σερπεντινίτης Γρανίτης Βασάλτης Σελίδα 41

42 ΒΕ.34Α ΒΕ.34Β ΒΕ.34Γ ΒΕ.35Α ΒΕ.35Β ΒΕ.36 ΒΕ.37 ΒΕ.38 ΒΕ.39 ΒΕ.41 ΒΕ.42 ΒΕ.43 Σερπεντινίτης Σερπεντινίτης Σερπεντινίτης Διαβάσης Διαβάσης Γρανίτης Σερπεντινίτης Σερπεντινίτης Σερπεντινίτης Βασάλτης Διορίτης Πυροκλαστικό Σελίδα 42

43 Γεωλογικά χαρακτηριστικά της περιοχής Κουτσοχωρίου Η περιοχή του Κουτσοχωρίου (Εικ. 2.2 και 2.7) βρίσκεται στο νότιο τμήμα των οφιολιθικών πετρωμάτων της Βέροιας, 12,5 km από τη Βέροια. Γεωλογικά, παρατηρούνται πτυχωμένα μάρμαρα σε εναλλαγές με σχιστολίθους της Πελαγονικής, σερπεντινίτες και πυροκλαστικά. Οι σερπεντινίτες παρουσιάζονται έντονα τεκτονισμένοι, με πυκνό δίκτυο διακλάσεων. Σε αρκετές περιπτώσεις, παρουσιάζουν αποστρογγυλωμένες καταθέσεις, με ίχνη μανδυακής φολίωσης και τραβερτινόμορφα φλεβίδια ασβεστίτη, καθώς και φλέβες μαγνησίτη. Μέσα στους σερπεντινίτες παρατηρήθηκαν μπλοκ πυροξενίτη σε μία διάμετρο έως και 3 km (Εικ. 2.10). Επιπλέον, τοπικά παρουσιάζονται σερπεντινίτες σε επαφή με λατυποπαγoποιημένα πετρώματα (Εικ. 2.12). Τα πυροκλαστικά εμφανίζονται με τη μορφή φλεβών μέσα στους σερπεντινίτες, αλλά βρίσκονται και σε επαφή με τεμάχη βασάλτη (Εικ. 2.11). Η δειγματοληψία πραγματοποιήθηκε στις εμφανίσεις των σερπεντινιτών (ΒΕ.1, ΒΕ.2, ΒΕ.8Α και ΒΕ.8Β), που παρουσιάζουν ποικίλο βαθμό σερπεντινίωσης, στα μπλοκ του πυροξενίτη (ΒΕ.6), στα πυροκλαστικά (ΒΕ.3Β, ΒΕ.4Β και ΒΕ.5), καθώς και στις φλέβες μαγνησίτη (ΒΕ.2Β), στο βασάλτη (ΒΕ.3Α) και σε ένα υπολειμματικό περιδοτίτη (ΒΕ.7) που αποτελούν μικρότερες εμφανίσεις της ευρύτερης περιοχής (Πίνακας 2.1). Εικόνα 2.9 Μπλοκ πυροξενίτη μέσα σε σερπεντινίτη (με κόκκινα βέλη σημειώνονται τα μπλοκ πυροξενίτη). Σελίδα 43

44 Εικόνα 2.10 Επαφή πυροκλαστικού πετρώματος (Π) με βασάλτη (Β) στην περιοχή του Κουτσοχωρίου. Εικόνα 2.11 Άποψη λατυποπαγούς σε επαφή με σερπεντινίτη έξω από το Κουτσοχώρι. Διακρίνονται λατύπες από σερπεντινίτη και διαβασικό υλικό, που συγκολούνται από ασβεστιτικό υλικό. Σελίδα 44

45 Γεωλογικά χαρακτηριστικά της περιοχής Φυτείας Η περιοχή της Φυτείας βρίσκεται ανατολικά από τα οφιολιθικά πετρώματα της Βέροιας και απέχει 15 km από το χωριό Αρκοχώρι. Γεωλογικά επικρατούν γρανιτικά πετρώματα με τη μορφή τεμαχών και απλιτικές φλεβες (Εικ. 2.12). Εικόνα 2.12 Απλιτική φλέβα σε επαφή με τεφρό, αποσαθρωμένο γρανίτη στην περιοχή Φυτεία. Τα γρανιτικά πετρώματα εμφανίζονται αποσαθρωμένα, αδρόκοκκα, με λευκό έως και τεφρό χρώμα (δείγμα ΒΕ.11), ενώ οι απλιτικές φλέβες είναι πιο λεπτόκοκκες και το χρώμα τους είναι κατάλευκο (Εικ. 2.13). Η δειγματοληψία πραγματοποιήθηκε στις εμφανίσεις των γρανιτικών πετρωμάτων (ΒΕ.10, ΒΕ.11) και των απλιτικών φλεβών (ΒΕ.13) (Πίνακας 2.1) Γεωλογικά χαρακτηριστικά της περιοχής Αρκοχωρίου Η περιοχή του Αρκοχωρίου βρίσκεται στο βόρειο τμήμα των οφιολιθικών πετρωμάτων της Βέροιας και απέχει 10 km από τη Νάουσα. Γεωλογικά δομείται από σερπεντινιωμένους περιδοτίτες και ηφαιστειακά πετρώματα. Οι σερπεντινιωμένοι περιδοτίτες είναι τεκτονική σε επαφή με τα ασβεστολιθικά πετρώματα και το φλύσχη της Πελαγονικής. Εμφανίζονται έντονα τεκτονισμένοι, με πυκνό δίκτυο διακλάσεων, ενώ τοπικά είναι τελείως θρυματισμένοι και παρουσιάζουν μία κονιώδη ανοιχτογάλαζη, τεκτονισμένη μάζα. Μέσα στους σερπεντινινιωμένους περιδοτίτες παρατηρούνται κατακλαστικές ζώνες, που περιέχουν έντονα θρυμματισμένο υλικό, στο οποίο κυριαρχεί χλωρίτης (2.13). Σε ορισμένες θέσεις οι σερπεντινίτες παρουσιάζουν σακοειδή αποσάθρωση. Στην περιοχή είναι πολλή έντονη η παρουσία ηφαιστειακών πετρωμάτων και κυρίως βασαλτών (Εικ. 2.14). Οι βασάλτες εμφανίζονται είτε με τη μορφή φλεβών που έχουν την ίδια Σελίδα 45

46 διεύθυνση και κλίση μεταξύ τους είτε με τη μορφή τεκτονικών τεμαχών. Τοπικά εμφανίζονται βασάλτες με τη μορφή pillow λαβών, καθώς και σερπεντινίτες οι οποίοι παρουσιάζουν σακοειδή αποσάθρωση (Εικ. 2.15). Η δειγματοληψία έγινε στα σερπεντινιωμένα πετρώματα (ΒΕ.12, ΒΕ.13, ΒΕ.14, ΒΕ. 18, ΒΕ.37, ΒΕ.38, ΒΕ.39, ΒΕ.40) και στους βασάλτες (ΒΕ.15, ΒΕ.16, ΒΕ.17) (Πίνακας 2.1). Εικόνα 2.13 Ρήγμα μέσα σε σερπεντινιωμένο χαρτσβουργίτη με κατακλαστική ζώνη που περιέχει θρυμματισμένο υλικό, το οποίο είναι χλωριτιωμένο κοντά στην περιοχή Αρκοχώρι. Εικόνα 2.14 Πανοραμική άποψη των βασαλτικών πετρωμάτων στην περιοχή Αρκοχώρι. Σελίδα 46

47 Εικόνα 2.15 Βασάλτης με τη μορφή pillow lavas στην περιοχή Αρκοχώρι Γεωλογικά χαρακτηριστικά της περιοχής μεταξύ Αρκοχωρίου και Νάουσας Η περιοχή μεταξύ του Αρκοχωρίου και της Νάουσας (Εικ. 2.2) βρίσκεται στο βόρειο τμήμα των οφιολιθικών πετρωμάτων της Βέροιας. Γεωλογικά δομείται από διαβασικά πετρώματα, αλλά υπάρχουν και μικρές εμφανίσεις γρανιτικών, γρανοδιοριτικών, διοριτών και βασαλτικών πετρωμάτων. Οι διαβάσες είναι γενικά υγιή πετρώματα, όμως παρουσιάζουν μεγάλο δίκτυο διακλάσεων, ώστε τοπικά να εμφανίζονται έντονα τεκτονισμένοι και πτυχωμένοι (Εικ. 2.17). Οι βασάλτες εμφανίζονται με τη μορφή τεκτονικών τεμαχών μέσα στα διαβασικά πετρώματα. Τοπικά παρατηρούνται εμφανίσεις γρανιτικών και γρανοδιοριτικών πετρώματων, τα οποία βρίσκονται με τη μορφή τεκτονικών επαφών με τα γειτονικά διαβασικά πετρώματα με τη μορφή τεκτονικών επαφών (Εικ Α). Επιπλέον, ακόμα και μέσα στους γρανοδιορίτες εμφανίζονται γρανίτες με τη μορφή φλεβών (Εικ Β). Οι διορίτες παρουσιάζουν χαλαζιακή σύσταση, στους οποίους είναι εμφανείς οι κρύσταλλοι του χαλαζία. Η δειγματοληψία πραγματοποιήθηκε στα διαβασικά πετρώματα (ΒΕ.21, ΒΕ.22, 24), γρανιτικά (ΒΕ.19), γρανοδιοριτικά (ΒΕ.20), διοριτικά (ΒΕ.23) και βασαλτικά (ΒΕ.22) πετρώματα (Πίνακας 2.1). Σελίδα 47

48 Α Β Εικόνα 2.16 Α) Τεκτονική επαφή διαβάση με γρανοδιορίτη και Β) γρανιτική φλέβα μέσα σε γρανοδιορίτη. Περιοχή μεταξύ Αρκοχωρίου και Νάουσας. Εικόνα 2.17 Πτυχή σε διαβάση κοντά στη Νάουσα (με κίτρινο χρώματα είναι ο άξονας της πτυχής, ενώ με μπλε τα σκέλη της πτυχής) Γεωλογικά χαρακτηριστικά της περιοχής μεταξύ Στενημάχου και Αρκοχωρίου Η περιοχή μεταξύ Στενήμαχου κα Αρκοχωρίου βρίσκεται στο ανατολικό τμήμα των οφιολιθικών πετρωμάτων της Βέροιας. Γεωλογικά δομείται από σερπεντινιωμένους περιδοτίτες, Σελίδα 48

49 αρκετά αποσαθρωμένους, με ποικίλο βαθμό σερπεντινίωσης, καθώς και πυροξενίτες που εμφανίζονται με τη μορφή μπλοκ (Εικ. 2.18), με ευμεγέθεις κρυστάλλους πυροξένων που φτάνουν τα 4 cm (Εικ. 19). Τοπικά, οι σερπεντινίτες εμφανίζουν φλέβες χρυσοτίλη, οι οποίες παρουσιάζουν χρυσό χρωματισμό (Εικ. 2.20). Σε ορισμένα σημεία υπάρχουν κατακλαστικές ζώνες σερπεντινίτη. Στις κατακλαστικές ζώνες παρατηρείται μία εσωτερική επιφάνεια, η οποία παρουσιάζει λείες επιφάνεις, ενώ εκατέρωθεν υπάρχουν εξωτερικές επιφάνειες, η οποίες παρουσιάζουν ανώμαλες επιφάνειες (Εικ. 2.21). Επίσης, στην περιοχή παρατηρήθηκαν και εμφανίσεις βασαλτικών και διαβασικών πετρωμάτων, ενώ σε μικρότερες εμφανίσεις βρέθηκαν γρανίτες, γάββροι και ροδινγκίτες. Οι βασάλτες εντοπίζονται σε τεκτονική επαφή με σερπεντινίτες (Εικ. 2.22), καθώς και με τη μορφή φλεβών μέσα στους σερπεντινίτες. Τοπικά παρατηρούνται γρανιτικές φλέβες, οι οποίες είναι εγκλωβισμένες με τη μορφή φακών μέσα σε σερπεντινίτες (Εικ. 2.23). Οι διαβάσες εμφανίζονται είτε αδροκρυσταλλικοί είτε λεπτοκρυσταλλικοί. Η δειγματοληψία πραγματοποιήθηκε σε σερπεντινιωμένα πετρώματα (ΒΕ.26, ΒΕ.27, ΒΕ.30, ΒΕ.31, ΒΕ.34Α,Β,Γ), πυροξενίτες (ΒΕ.28), γάββρους (ΒΕ.29), βασάλτες (ΒΕ.33), διαβάσες (ΒΕ.35 Α,Β) και ροδινγκίτες (ΒΕ.25) (Πίνακας 2.1). Εικόνα 2.18 Μπλοκ πυροξενίτη μέσα σε αρκετά αποσαθρωμένους σερπεντινίτες στην περιοχή μεταξύ Στενήμαχου και Αρκοχωρίου (με κόκκινα βέλη σημειώνονται τα μπλοκ πυροξενίτη. Σελίδα 49

50 Εικόνα 2.19 Μπλοκ πυροξενίτη με ευμεγέθεις κρυστάλλους πυροξένων που φτάνουν τα 4 cm στην περιοχή μεταξύ Στενήμαχου και Αρκοχωρίου. Εικόνα 2.20 Σερπεντινιωμένος περιδοτίτης με φλεβίδια χρυσοτίλη στην περιοχή μεταξύ Στενήμαχου και Αρκοχωρίου. Σελίδα 50

51 Εικόνα 2.21 Κατακλαστική ζώνη σερπεντινιωμένου περιδοτίτη μέσα σε σερπεντινίτη στην περιοχή μεταξύ Στενήμαχου και Αρκοχωρίου. Στην κατακλαστική ζώνη, η εσωτερική επιφάνεια είναι λεία ενώ εκατέρωθεν οι εξωτερικές επιφάνειες είναι ανώμαλες. Εικόνα 2.22 Βασάλτης σε τεκτονική επαφή με σερπεντινίτη στην περιοχή μεταξύ Στενήμαχου και Αρκοχωρίου. Σελίδα 51

52 Εικόνα 2.23 Γρανιτική φλέβα, η οποία είναι εγκλοβισμένη με τη μορφή φακού μέσα σε σερπεντινίτη στην περιοχή μεταξύ Στενήμαχου και Αρκοχωρίου Γεωλογικά χαρακτηριστικά της περιοχής Χονδροσούβλας Η περιοχή της Χονδροσούβλας (Εικ. 2.2) βρίσκεται στο ΒΑ τμήμα των οφιολιθικών πετρωμάτων της Βέροιας, 3 km από το Αρκοχώρι. Γεωλογικά δομείται από έντονα τεκτονισμένα διαβασικά πετρώμτα, τα οποία τοπικά είναι λατυποπαγοποιημένα και μικρές εμφανίσεις ηφαιστειακών (βασάλτης) και διοριτικών (χαλαζιακός διορίτης) πετρωμάτων. Τα διαβασικά λατυποπαγή είναι πολύ σκληρά πετρώματα που αποτελούνται από γωνιώδη στοιχεία της τάξης των 5 έως 10 cm, τα οποία έχουν ένα βαθυπράσινο χρώμα. Τα θραύσματα αποτελούνται από διαβάσες, χαλαζιακούς διορίτες και κερατοφύρες. Το συνδετικό υλικό είναι μικρολατυποπαγές, πολύ χλωριτικό και σκουρόχρωμο Τεκτονική μελέτη Η τεκτονική μελέτη των οφιολιθικών πετρωμάτων της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας στηρίχθηκε στην καταγραφή και επεξεργασία συγκεκριμένων δομικών στοιχείων, τα οποία περιλαμβάνουν φλεβικές διεισδύσεις, διαβασικής και γρανιτικής σύστασης, οι οποίες διακόπτουν την συνέχεια των πρωτογενών μανδυακών δομών και διακλάσεις, που δημιουργούνται λόγω εύθραυστης παραμόρφωσης από τεκτονικές δυνάμεις που ασκήθηκαν στους σχηματισμούς μετά την επώθησή τους. Από τις πολικές προβολές των επιπέδων των γρανιτικών φλεβών προκύπτει ότι υπάρχουν τρεις διευθύνσεις, μία σε διεύθυνση Α-Δ με κλίση προς το νότο, μία με διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ με κλίση Δ-ΝΔ και μία με διεύθυνση ΔΒΔ-ΑΝΑ με κλίση Β-ΒΑ ( Β-Α με κλίση 60ο και μία Δ-Ν με κλίση 45Εικ Α). Από τις πολικές προβολές των επιπέδων των διαβασικών φλεβών που διεισδύουν μέσα στα μανδυακά, υπερβασικά πετρώματα, φαίνεται ότι έχουν διεύθυνση ΒΒΑ με κλίση προς ΑΝΑ (Εικ Β). Σελίδα 52

53 Α Β Εικόνα 2.24 Στατιστική επεξεργασία των πολικών προβολών των επιπέδων: Α) των γρανιτικών και Β) των διαβασικών φλεβών που διεισδύουν εντός των μανδυακών περιδοτιτών του οφιολιθικού συμπλέγματος της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας. Εικόνα 2.25 Στατιστική επεξεργασία των πολικών προβολών των επιπέδων πτυχών σε διαβασικό πέτρωμα (Εικ. 2.18), στην περιοχή μεταξύ Βέροιας και Νάουσας. Από τις πολικές προβολές των επιπέδων των πτυχών σε διαβάση προκύπτει ότι τα σκέλη της πτυχής έχουν προσανατολισμό ΑΔ με κλίση προς Ν και ΑΒΑ με κλίση ΒΒΔ (Εικ. 2.25). Τέλος, η στατιστική επεξεργασία του συνόλου των πολικών επιπέδων των διακλάσεων σε δίκτυο Schmidt (Εικ. 2.26) δείχνει ότι ακολουθούν έναν κατά διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ προσανατολισμό με κλίση ΑΒΑ. Σελίδα 53

54 Εικόνα 2.26 Στατιστική επεξεργασία των πολικών προβολών των επιπέδων των διακλάσεων στα βασαλτικά πετρώματα της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας. Σελίδα 54

55 Συμπεράσματα υπαίθριας έρευνας Τα αποτελέσματα της υπαίθριας έρευνας, η οποία εστιάστηκε στα οφιολιθικά πετρώματα της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας, συνοψίζονται στα εξής: Τα οφιολιθικά πετρώματα της περιοχής μεταξύ Βέροιας και Νάουσας αντιπροσωπεύουν ένα διαμελισμένο οφιολιθικό σύμπλεγμα, το οποίο βρίσκεται επωθημένο σε σχηματισμούς της Πελαγονικής ζώνης και εν μέρει της υποζώνης της Αλμωπίας. Οι σχηματισμοί του υποβάθρου είναι κυρίως ασβεστόλιθοι πλατφόρφας της Πελαγονικής ζώνης, Κρητιδικής ηλικίας και φλυσχοειδής αποθέσεις Κρητιδικής ηλικίας. Πάνω από το υπόβαθρο βρίσκεται επωθημένος ο σχηματισμός της οφιολιθικής mélange, ο οποίος αποτελεί έναν ετερογενή σχηματισμό με χαοτική δομή, στον οποίο συμμετέχουν κυρίως τεμάχη μαγματικών πετρωμάτων, διαφόρων λιθολογιών και διαστάσεων. Τα τεμάχη των διαφόρων πετρωμάτων μέσα στην οφιολιθική mélange συνδέονται μεταξύ τους με τεκτονικές επαφές. Τα τεμάχη αποτελούνται από σερπεντινίτες, σερπεντινιωμένους λερζόλιθους-χαρτσβουργίτες, πυροξενίτες, γάββρους, διορίτες, χαλαζιακούς διορίτες, διαβάσες, μαξιλαροειδείς βασάλτες, πυροκλαστικά, ροδινγκίτες, μαγνησίτες και ασβεστόλιθοι. Πάνω στο σχηματισμό της οφιολιθικής mélange βρίσκεται επωθημένο το οφιολιθικό κάλυμμα, μέσω επιφανειών επώθησης και μεγάλου πάχους κατακλαστικές ζώνες. Το υπολειμματικό οφιολιθικό κάλυμμα αποτελείται από σερπεντινιωμένους περιδοτίτες. Αραιό δίκτυο φλεβών γρανιτικής και διαβασικής σύστασης διεισδύει στους σερπεντινιωμένους περιδοτίτες του υπολειμματικού οφιολιθικού καλύμματος. Κατά την υπαίθρια έρευνα των οφιολιθικών συμπλεγμάτων μελετήθηκαν αρκετές πλαστικές και θραυσιγενείς τεκτονικές δομές. Σελίδα 55

56 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 3 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΗ ΜΕΛΕΤΗ 3.1 Εισαγωγή Στο στάδιο της πετρογραφικής μελέτης των οφιολιθικών πετρωμάτων της περιοχής ανάμεσα στη Βέροια και στη Νάουσα εξετάστηκαν μακροσκοπικά και μικροσκοπικά οι παρακάτω κατηγορίες πετρωμάτων: λερζόλιθοι, σερπεντινιωμένοι χαρτσβουργίτες, ορθοπυροξενίτες, σερπεντινίτες, γάββροι, διορίτες, διαβάσες, βασάλτες, πυροκλαστικά, μαγνησίτες, ροδινγκίτες και γρανίτες. 3.2 Μακροσκοπική περιγραφή λιθότυπων Σερπεντινιωμένοι λερζόλιθοι και χαρτσβουργίτες Πρόκειται για πετρώματα τα οποία συλλέχτηκαν από οφιολιθικές εμφανίσεις κοντά στην περιοχή Αρκοχώρι. Τα πετρώματα αυτά είναι ολοκρυσταλλικά και έχουν σκούρο πράσινο χρώμα (Εικ. 3.1). Η υφή τους είναι συμπαγής και ακανόνιστη. Μακροσκοπικά διακρίνονται πρισματικοί κρύσταλλοι πυροξένων και ιδιαίτερα στους λερζόλιθους είναι εμφανείς κρύσταλλοι σπινέλιου. Παρουσιάζουν ποικίλο βαθμό εξαλλοίωσης, ιδιαίτερα στις διακλάσεις, όπου αναπτύσσονται σερπεντινίτης και χλωρίτης. A B Εικόνα 3.1 Α) Λερζόλιθος (δείγμα ΒΕ.7) και Β) σερπεντινιωμένος χαρτσβουργίτης ( δείγμα ΒΕ.12) Σελίδα 56

57 3.2.2 Ορθοπυροξενίτες Οι πυροξενίτες εντοπίστηκαν με τη μορφή φλεβικών διεισδύσεων, οι οποίες διακόπτουν τη δομική συνέχεια των περιδοτιτών (βλ. Εικ και 2.19). Αυτή η παρουσία τους είναι ένδειξη μανδυακών διεργασιών που πραγματοποιήθηκαν κατά τη μανδυακή μετασωμάτωση. Πρόκειται για πετρώματα που αποτελούνται σχεδόν αποκλειστικά από πυροξένους, που τους δίνουν αυτό το πράσινο χρώμα. Συχνά εξαλλοιώνονται σε σερπεντίνη και χλωρίτη. Πολύ συχνή είναι και η παρουσία δευτερογενών οξειδίων Fe. Α Β Εικόνα 3.2 Ορθοπυροξενίτες (δείγμα ΒΕ.6 και ΒΕ.28) Σερπεντινίτες Οι σερπεντινίτες είναι πετρώματα που προέρχονται από ολική ή μερική εξαλλοίωση των υπερβασικών πετρωμάτων. Πρόκειται για την πλειοψηφία των υπερβασικών πετρωμάτων. Απαντώνται σχεδόν σε όλη την έκταση της περιοχής μελέτης. Παρουσιάζονται συνήθως Α Β Εικόνα 3.3 Χαρακτηριστικά δείγματα σερπεντινίτη (Α) δείγμα ΒΕ.1 και Β) δείγμα ΒΕ.2), όπου είναι εμφανές το σκούρο πράσινο χρώμα των σερπεντινιτών. Σελίδα 57

58 ομοιογενή, ενώ συχνά εμφανίζουν σχιστότητα και έντονη τεκτονική καταπόνηση. Το χρώμα τους είναι σκούρο στις αποχρώσεις του πράσινου, λόγω της παρουσίας του σερπεντίνη και πολλές φορές τάλκη και χλωρίτη. Πολλά δείγματα εμφανίζουν τη χαρακτηριστική σαπωνοειδή αφή. Μερικά δείγματα εμφανίζουν φλεβίδια χρυσοτίλη και ασβεστίτη. Α Β Εικόνα 3.4 Α) Σερπεντινίτης σε επαφή με λατυποπαγές (δείγμα ΒΕ.8Α) και Β) σερπεντινίτης με φλέβες ασβεστίτη (δείγμα ΒΕ.8Β). Α Β Εικόνα 3.5 Α) Σερπεντινίτης με φλέβες χρυσοτίλη, που παρουσιάζουν ένα χρυσό χρώμα (δείγμα ΒΕ.27) και Β) σερπεντινίτης με εμφανείς τις ίνες αμιάντου (δείγμα ΒΕ.14). Σελίδα 58

59 Α Β Εικόνα 3.6 Α) Σερπεντινίτης ανοιχτού γκρι χρώματος (δείγμα ΒΕ.37) και Β) σερπεντινίτης με εμφανείς τις ίνες αμιάντου (δείγμα ΒΕ.38) Γάββροι Πρόκειται για πετρώματα, τα οποία συλλέχτηκαν από την περιοχή μεταξύ Στενήμαχου και Αρκοχωρίου. Οι γάββροι είναι ολοκρυσταλλικά πετρώματα, με συμπαγή ακανόνιστη υφή και με ποικιλόχρωμη εμφάνιση, με κύρια ορυκτά τον πράσινο πυρόξενο και το λευκό πλαγιόκλαστο. Το μέγεθος των κρυστάλλων ποικίλει από λίγα mm έως και 1 cm. Τα περισσότερα πετρώματα, αν και φαίνονται υγιή, έχουν υποστεί εξαλλοιωτικές διεργασίες, όπως ουραλιτίωση και σωσσυριτίωση. Εικόνα 3.7 Γάββρος (δείγμα ΒΕ.29). Σελίδα 59

60 3.2.5 Διορίτες Πρόκειται για περιορισμένης εμφάνισης πετρώματα τα οποία συλλέχτηκαν από την περιοχή Χονδροσούβλα και Αρκοχώρι. Είναι ολοκρυσταλλικά πετρώματα και η υφή τους συμπαγής και ακανόνιστη. Μακροσκοπικά διακρίνονται κρύσταλλοι χαλαζία. Α Β Εικόνα 3.8 Α) Διοριτικό πέτρωμα (δείγμα ΒΕ.42) και Β) χαλαζιακός διορίτης (δείγμα ΒΕ.23) Διαβάσες Οι διαβάσες είναι λεπτόκκοκα έως μεσόκκοκα φλεβικά πετρώματα γαββρικής σύστασης, τα οποία εμφανίζονται κυρίως με τη μορφή διεισδύσεων. Στις οφιολιθικές εμφανίσεις της περιοχής ανάμεσα στη Βέροια και στη Νάουσα εντοπίστηκαν διαβάσες με τη μορφή τεμαχών και φλεβικών διεισδύσεων. Η υφή τους είναι συμπαγής και ακανόνιστη. Α Β Εικόνα 3.9 Διαβάσες (δείγματα: αριστερά ΒΕ.35Α και δεξιά ΒΕ.35Β). Σελίδα 60

61 Εικόνα 3.10 Διαβάσης σε επαφή με βασάλτη (δείγμα ΒΕ.22) Βασάλτες Πρόκειται για πετρώματα τα οποία συλλέχτηκαν από την περιοχή Αρκοχώρι (βλ. Εικ. 2.15) και Χονδροσούβλα. Η υφή των βασαλτικών πετρωμάτων είναι ορυκταμυγδαλοειδής, πομφολυγώδης και ρευστική. Το χρώμα των πετρωμάτων αυτών κυμαίνεται από αποχρώσεις του πράσινου, που κυρίως οφείλεται στην παρουσία χλωρίτη και του καστανού έως ανοιχτοκάστανου, το οποίο οφείλεται σε εξαλλοιωτικές διεργασίες. Α Γ Β Δ Εικόνα 3.11 Βασάλτες (δείγματα: πάνω ΒΕ.16 και ΒΕ.33, κάτω ΒΕ.41 και ΒΕ.17). Σελίδα 61

62 3.2.8 Πυροκλαστικά πετρώματα Πρόκειται για πετρώματα τα οποία εμφανίζονται με τη μορφή τεμαχών σε επαφή με βασαλτικά πετρώματα, τα οποία συλλέχτηκαν από την περιοχή Κουτσοχώρι. Η υφή τους είναι λατυποπαγοειδής και τοπικά ρευστική. Α Β Εικόνα 3.12 Πυροκλαστικά (δείγματα: Α) ΒΕ.4Β, Β) ΒΕ.3Β) Μαγνησίτες Πρόκειται για πετρώματα μικρής εμφάνισης, τα οποία συμμετέχουν με τη μορφή φλεβών μέσα σε έντονα τεκτονισμένο σερπεντινίτη κοντά στην περιοχή Κουτσοχώρι. Οι μαγνησίτες είναι ολοκρυσταλλικά πετρώματα, λευκόχρωμα και με συμπαγή ακανόνιστη υφή. Εικόνα 3.13 Δείγμα ολοκρυσταλλικού μαγνησίτη λευκού χρώματος (δείγμα ΒΕ.2Β). Σελίδα 62

63 Ροδινγκίτες Πρόκειται για πετρώματα μικρής εμφάνισης, τα οποία συμμετέχουν υπό τη μορφή φλεβικών διεισδύσεων στους περιδοτίτες κοντά στην περιοχή Αρκοχώρι. Οι ροδινγκίτες είναι λευκόχρωμα, λεπτόκοκκα και με ομοιογενή εμφάνιση πετρώματα, τα οποία αποτελούν προϊόν εξαλλοίωσης υπερβασικών πετρωμάτων. Εικόνα 3.14 Ροδινγκίτης (δείγμα ΒΕ.25) Γρανιτικά πετρώματα Πρόκειται για πετρώματα που συμμετέχουν υπό τη μορφή αποστρογγυλωμένων τεμαχών και με τη μορφή φλεβών πλησίον του οικισμού Φυτείες, στην ευρύτερη περιοχή της Νάουσας και στην περιοχή μεταξύ Στενήμαχου και Αρκοχωρίου. Η υφή τους είναι συμπαγής ακανόνιστη. Οι γρανίτες είναι λευκόχρωμοι και παρουσιάζουν κρυστάλλους χαλαζία και αστρίων. Α Β Εικόνα 3.15 Γραντικά πετρώματα (δείγματα ΒΕ.9 και ΒΕ.11). Σελίδα 63

64 Α Β Εικόνα 3.16 Α) Γρανίτης (δείγμα ΒΕ.19) και Β) Γρανιτικός πορφύρης (δείγμα ΒΕ.10). Σελίδα 64

65 3.3 Μικροσκοπική περιγραφή λιθότυπων Σερπεντινιωμένοι λερζόλιθοι Οι λερζόλιθοι ανήκουν στην κατηγορία των περιδοτιτών. Πρόκειται για πετρώματα τα οποία συλλέχθηκαν από υπολειμματικά οφιολιθικά καλύμματα την περιοχή Κουτσοχώρι και είναι έντονα τεκτονισμένοι. Οι υπό μελέτη λερζόλιθοι παρουσιάζουν κατακλαστικό ιστό. Στα σημεία που υπάρχει σερπεντίνης ο ιστός είναι κυψελώδης και ταινιωτός. Πολύ συχνό είναι το φαινόμενο της ψευδομόρφωσης πορφυροκλαστών σερπεντίνη. Ο σερπεντίνης που αντικαθιστά ορθοπυρόξενο είναι ο βαστίτης. Η κύρια ορυκτολογική τους παραγένεση συνιστάται από κλινοπυρόξενο και ορθοπυρόξενο. Επιπλέον, συμμετέχουν αδιαφανή ορυκτά σε ποσοστό < 5%. Α Β Εικόνα 3.17 Κυψελώδης ιστός σερπεντίνη σε δείγμα λερζόλιθου ( Α) διασταυρωμένα και Β) παράλληλα nicols). Οι κόκκοι του σπινέλιου έχουν αλλοτριόμορφο σχήμα και ανοιχτοκάστανο χρώμα στα παράλληλα nicols, ένδειξη ότι είναι αρκετά πλούσιοι σε Al. Α Β Εικόνα 3.18 Κρύσταλλος Al-ούχου σπινέλιου σε δείγμα λερζόλιθου ( Α) διασταυρωμένα και Β) κάθετα nicols). Σελίδα 65

66 Α Β Εικόνα 3.19 Κρύσταλλος μαγνητίτη σε δείγμα λερζόλιθου ( Α) διασταυρωμένα και Β) παράλληλα nicols). Α Β Εικόνα 3.20 Βαστιτικός ιστός σε κρύσταλλο ορθοπυρόξενου σε δείγμα λερζόλιθου ( Α) διασταυρωμένα και Β) παράλληλα nicols) Σερπεντινιωμένοι χαρτσβουργίτες Οι υπό μελέτη χαρτσβουργίτες παρουσιάζουν κατακλαστικό, πορφυροκλαστικό και ιστό κορώνας, ενώ τοπικά παρουσιάζεται κυψελώδης και ταινιωτός ιστός. Η κύρια ορυκτολογική τους παραγένεση είναι ορθοπυρόξενος (25-20%), ολιβίνης (8-10%) και κλινοπυρόξενος (<2%). Την παραγένεση συμπληρώνουν αδιαφανή ορυκτά σε ποσοστό 6-10%. Η μελέτη τους στο ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης (S.E.M) έδειξε ότι είναι Cr-σπινέλιος, Al-σπινέλιος και μαγνητίτης. Οι ορθοπυρόξενοι, εμφανίζονται με ευμεγέθεις πορφυροκλάστες (3-1mm) που διατηρούν καλά διαμορφωμένα περιθώρια και μπορεί να περιέχουν εγκλείσματα Ol2 και ιδιόμορφων κρυστάλλων Cr-ούχων σπινελίων. Το μέγεθος των κλινοπυροξένων είναι συστηματικά μικρότερο (0,1-0,5mm). Οι ορθοπυροξενικοί πορφυροκλάστες φέρουν συνήθως λαμέλλες απόμειξης κλινοπυροξένων και κάμψεις στα επίπεδα σχισμούς τους, ένδειξη ότι έχουν υποστεί πλαστική παραμόρφωση καθώς επίσης, ότι η φύση τους είναι μανδυακή. Σελίδα 66

67 Οι κρύσταλλοι του σπινέλιου είναι υπιδιόμορφοι έως αλλοτριόμορφοι. Εμφανίζονται δύο είδη σπινέλιων, οι Al-ούχοι και οι Cr-ούχοι. Οι Al-ούχοι είναι αλλοτριόμορφοι, με εγκολπωμένα περιθώρια και παρουσιάζουν ένα ανοιχτό κάστανο έως κεχριμπαρόχρωμο χρώμα, σε αντίθεση με τους Cr-ούχους που είναι σκουροκάστανοι. Στους περισσότερους κρυστάλλους Al-σπινελίων, κατά τη μελέτη τους στο ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης (S.E.M.), παρατηρήθηκε αμοιβαία αντικατάσταση μεταξύ Al και Cr στη δομή τους και σχηματισμός περιθωρίου πλούσιου σε Fe. Επίσης, σε ορισμένους κρυστάλλους, κυρίως τους φτωχότερους σε Cr, παρατηρήθηκαν συστασιακές διαφοροποιήσεις από το κέντρο του κρυστάλλου προς την περιφέρεια. Πιο συγκεκριμένα, το κέντρο του κρυστάλλου καταλαμβάνεται από υπόλειμμα γρανάτη (ουβαροβίτη-ανδραδίτη), γύρω από το γρανάτη υπάρχει μία ζώνη που αποτελείται από σταδιακή αντικατάσταση Al με Cr και εξωτερικά περιθώριο μαγνητίτη. Εικόνα Κρύσταλλος Al-σπινέλιου, στον οποίο φαίνονται οι συστασιακές διαφοροποιήσεις από το κέντρο του κρυστάλλου προς την περιφέρεια. Το κέντρο του κρυστάλλου καταλαμβάνεται από γρανάτη (ουβαροβίτη-ανδραδίτη), περιφερειακά του γρανάτη παρατηρείται Al-ούχος σπινέλιος και γύρω από τον Al-σπινέλιο υπάρχει Cr-σπινέλιος, με περιθωρίο σιδηρο-χρωμίτη. Οι χαρτσβουργίτες μπορεί να είναι εξαλλοιωμένοι σε ποσοστό 30-40% στο σύνολο του πετρώματος. Ο ιστός της εξαλλοιωμένης μάζας τους είναι βαστιτικός, ενώ στη δευτερογενή σύστασή τους συμμετέχει ο σερπεντίνης και μεταλλικές φάσεις, όπως μαγνητίτης. Η μελέτη αντιπροσωπευτικών δειγμάτων χαρτσβουργιτών με τη μέθοδο της περιθλασιμετρίας ακτίνων Χ (XRD) έδειξε ότι από τα ορυκτά του σερπεντίνη συμμετέχει ο αντιγορίτης και ο λιζαρδίτης. Μέσα στο βαστίτη είναι δυνατό να διατηρούνται λαμέλλες απόμειξης κλινοπυροξέ- Σελίδα 67

68 νου καθώς ο τελευταίος είναι πιο ανθεκτικός σε εξαλλοιωτικές διεργασίες (TARTAROTTI et al., 1993). Α Β Εικόνα Κρύσταλλος ορθοπυρόξενου με λαμέλλες απόμειξης κλινοπυρόξενου σε δείγμα σερπεντινιωμένου χαρτσβουργίτη ( Α) διασταυρωμένα και Β) παράλληλα nicols). Α Β Εικόνα Κρύσταλλος Cr-ούχου σπινέλιου σε δείγμα σερπεντινιωμένου χαρτσβουργίτη ( Α) διασταυρωμένα και Β) παράλληλα nicols). Α Β Εικόνα Κρύσταλλοι ολιβίνη (Ol2) σε ορθοπυρόξενο, σε δείγμα σερπεντινιωμένου χαρτσβουργίτη ( Α) διασταυρωμένα και Β) παράλληλα nicols). Σελίδα 68

69 Α Β Εικόνα Κρύσταλλοι μαγνητίτη, υπιδιόμορφοι έως αλλοτριόμορφοι, σε δείγμα σερπεντινιωμένου χαρτσβουργίτη ( Α) διασταυρωμένα και Β) παράλληλα nicols) Ορθοπυροξενίτες Οι υπό μελέτη ορθοπυροξενίτες παρουσιάζουν γενικά κοκκώδη ιστό. Σε ορισμένες περιπτώσεις οι ορθοπυρόξενοι εμφανίζουν γωνιάσεις (kink band). Η κύρια ορυκτολογική τους παραγένεση είναι: ορθοπυρόξενος (60-70%), κλινοπυρόξενος (15-20%), ολιβίνης (~5%) και σπινέλιοι (<3%). Στη δευτερογενώς συμμετέχουν ο σερπεντίνης, ο ακτινόλιθος,ο τάλκης και ο μαγνητίτης. Οι ορθοπυρόξενοι αναπτύσσονται υπό τη μορφή ευμεγεθών κρυστάλλων (<5 mm), ενώ οι κλινοπυρόξενοι είναι αρκετά μικρότεροι (<1 mm). Οι ορθοπυρόξενοι παρουσιάζουν λαμέλλες απόμειξης κλινοπυρόξενου παράλληλα στα επίπεδα σχισμού, καθώς και κάμψεις, ένδειξη φαινομένων πλαστικής παραμόρφωσης μέσα στο μανδύα. Συνήθως, φέρουν εγκλείσματα Cr-ούχων σπινελίων, ενώ στις διακρυσταλλικές θέσεις μεταξύ των πυροξένων είναι ολιβίνης και Cr-ούχοι σπινέλιοι. Οι ορθοπυρόξενοι αντικαθίστανται από τάλκη και σερπεντίνη, ενώ οι κλινοπυρόξενοι από ακτινόλιθο. Στις περιοχές που ο σερπεντίνης αντικαθιστά τον ορθοπυρόξενο παρουσιάζεται κυψελώδης ιστός. Το μέγεθος των κόκκων ολιβίνη είναι αρκετά μικρό (0.2-0,1 mm) και βρίσκονται σε ενδιάμεσες θέσεις μεταξύ των ορθοπυροξένων ή ανάμεσα στους ορθοπυρόξενους και τους κλινοπυρόξενους, με τη μορφή φλεβιδίων μαζί με τους Cr-ούχους σπινέλιους. Οι κρύσταλλοι των σπινέλιων είναι κυρίως Cr-ούχοι, ιδιόμορφοι και μεγέθους ~0,5 mm. Συνήθως, εμφανίζονται ανάμεσα στους κρυστάλλους των ορθοπυροξένων. Σελίδα 69

70 Α Β Εικόνα Ανάπτυξη γωνιάσεων (kink band ιστός) σε κρύσταλλο ορθοπυροξένου, στον οποίο φαίνονται και οι λαμέλλες απόμειξης του κλινοπυρόξενου ( Α) διασταυρωμένα και Β) παράλληλα nicols). Α Β Εικόνα 3.27 Κρύσταλλος Cr-ούχου σπινέλιου ανάμεσα σε κρυστάλλους ορθοπυροξένου ( Α) διασταυρωμένα και Β) παράλληλα nicols). Α Β Εικόνα 3.28 Ανάπτυξη κυψελώδους ιστού που οφείλεται στη σερπεντινίωση ολιβίνη, (κρυσταλλικό σχήμα), μεταξύ κρυστάλλων ορθοπυρόξενου. Επίσης, μέσα στους κρυστάλλους ολιβίνη παρατηρείται μαγνητίτης (Α) κάθετα και Β) παράλληλα nicols). Σελίδα 70

71 Α Β Εικόνα 3.29 Φλεβίδια σερπεντίνη και μαγνητίτη που αντικαθιστούν ορθοπυρόξενο, καθώς και ύπαρξη κλινοπυροξένου στα διάκενα μεταξύ των κρυστάλλων των ορθοπυροξένων (διασταυρωμένα και παράλληλα nicols). Α Β Β Εικόνα 3.30 Φλεβίδιο με σερπεντίνη, ολιβίνη και κλινοπυρόξενο στα περιθώρια κρυστάλλων ορθοπυροξένου (διασταυρωμένα και παράλληλα nicols). Πίνακας 3.1 Πετρογραφικά χαρακτηριστικά αντιπροσωπευτικών δειγμάτων ορθοπυροξενιτών από το οφιολιθικό σύμπλεγμα της Βέροιας. Αρ. Λιθότυπος Ιστός δειγμ. ΒΕ.6 Ορθοπυροξενίτης Κοκκώδης Kink band Ταινιωτός Κυψελώδης ΒΕ.28 Ορθοπυροξενίτης Κοκκώδης Παραγένεση Εξαλλοίωση Opx, cpx, serp, sp ol serp Opx, sp, serp, ol serp ol, act, talc Άλλα χαρακτηριστικά Λαμέλλες απόμειξης cpx μέσα σε opx, ζώνη εμποτισμού, όπου είναι φλεβίδια ol και chr Ο cpx κρυσταλλώθηκε στα όρια του opx Σελίδα 71

72 3.2.4 Σερπεντινίτες Στην ορυκτολογική παραγένεση των πετρωμάτων αυτής της κατηγορίας συμμετέχουν κυρίως δευτερογενή ορυκτά, σε ποσοστά 80-90%, ενώ η συμμετοχή των υπολειμματικών ορυκτών περιορίζεται σε ποσοστό<20%. Το κύριο ορυκτολογικό συστατικό των σερπεντινιτών είναι ο σερπεντίνης (σε ποσοστό συμμετοχής 60-80%). Η μελέτη αντιπροσωπευτικών δειγμάτων σερπεντινιτών με τη μέθοδο της περιθλασιμετρίας ακτίνων Χ (XRD) έδειξε ότι από τα ορυκτά του σερπεντίνη συμμετέχουν ο αντιγορίτης και ο λιζαρδίτης (Εικ Α, Β). Την παραγένεση των δευτερογενών ορυκτών συμπληρώνουν τα ορυκτά: χλωρίτης, τάλκης, ακτινόλιθος, τρεμολίτης και ασβεστίτης. Επιπλέον, στην παραγένεση συμμετέχουν και υπολειμματικές φάσεις ορυκτών, οι οποίες έχουν μεγάλη σημασία για τον προσδιορισμό του πρωτόλιθου. Υπολειμματικά ορυκτά είναι πυρόξενοι, σπινέλιοι και αδιαφανή ορυκτά. Το μεγαλύτερο ποσοστό υπολειμματικών ορυκτών είναι κλινοπυρόξενοι και ορθοπυρόξενοι, με λαμέλλες απόμειξης κλινοπυροξένων. Υπάρχουν δύο είδη σπινέλιου που συμμετέχουν στους σερπεντινίτες κι αποτελούν ένδειξη για το είδος του πρωτόλιθου. Πιο συγκεκριμένα, οι Cr-ούχοι σπινέλιοι συμμετέχουν κυρίως στην παραγένεση των χαρτσβουργιτών, ενώ οι Al-ούχοι σπινέλιοι στην παραγένεση των λερζολίθων. Στην περίπτωση των Cr-ούχων σπινέλιων, έχει παρατηρηθεί ο σχηματισμός μιας περιφέρειας σιδηροχρωμίτη ή μαγνητίτη ή και σε πολλές περιπτώσεις και των δύο. Στην τελευταία περίπτωση, ο Cr-ούχος σπινέλιος καταλαμβάνει το εσωτερικό του κρυστάλλου, ο σιδηροχρωμίτης αναπτύσσεται στο εσωτερικό περιθώριο και ο μαγνητίτης αποτίθεται σε ασυνστο εξωτερικό περιθώριο. Α Β Εικόνα Σκουροκάστανος Cr-ούχος σπινέλιος έντονα θραυσμένος σε δείγμα σερπεντινίτη (διασταυρωμένα και παράλληλα nicols). Απ την άλλη στους Al-ούχους σπινέλιους, έχει παρατηρηθεί ο εξής σχηματισμός: στο κέντρο του κρυστάλλου υπάρχουν υπολείμματα γρανάτη (ουβαροβίτης) με τη μορφή φλεβιδίων, ενώ περιφεριακά αναπτύσσεται μαγνητίτης. Σε αυτούς τους κρυστάλλους στο περιθώριο του μαγνητίτη παρατηρούνται κρύσταλλοι Fe-Ni (αβαρουίτης) της τάξης των 20 μ. Σελίδα 72

73 Εικόνα Κρύσταλλος Al- σπινέλιου με υπολείμματα γρανάτη, ο οποίος είναι με τη μορφή φλεβιδίων. Α Β Εικόνα 3.33 Ανοιχτοκάστανος Al-ούχος σπινέλιος με εγκολπωμένα περιθώρια σε δείγμα σερπεντινίτη. Επίσης στην εικόνα φαίνεται ότι οι σπινέλιοι αποτελούν το «σταυροδρόμι» ρωγμών, περίπτωση ανοιχτών και κλειστών ρωγμών ( Α) διασταυρωμένα και Β) παράλληλα nicols). Σελίδα 73

74 Fe-Chr mgt Εικόνα Κρύσταλλος Cr-σπινέλιου, στον οποίο φαίνεται στο περιθώριο του κρυστάλλου η διαφοροποίηση του σιδηροχρωμίτη από το μαγνητίτη. Ant + Lz + Ant + Lz + Ant Ant + Lz + Lz Ant Σελίδα 74