Πελαγονική ζώνη. Εικ. 68α Τεκτονοστρωματογραφική διάρθρωση της Πελαγονικής ζώνης (από Mountrakis 1984)

Transcript

1 Πελαγονική ζώνη Η Πελαγονική ζώνη 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. Κάτω από το οφιολιθικό κάλυμμα που ήδη έχει αναπτυχθεί σε προηγούμενο κεφάλαιο διακρίνουμε την εξής στρωματογραφική (Εικ. 68α) διάρθρωση από πάνω προς τα κάτω: 1. Μία ταφρογενετική ακολουθία μετα-ιζημάτων και μετα-ηφαιστειακών πετρωμάτων χαμηλής μεταμορφώσεως που υπόκεινται Τριαδικό-Ιουρασικών μαρμάρων που ονομάζονται "Πελαγονικά μάρμαρα" (μέγιστο πάχος 1.5 χλμ.) (Εικ. 68β). Εικ. 68α Τεκτονοστρωματογραφική διάρθρωση της Πελαγονικής ζώνης (από Mountrakis 1984) 74

2 Εικ. 68β. Τεκτονικός χάρτης και γεωλογικές τομές κατά μήκος του δυτικού και κεντρικού τμήματος της Πελαγονικής ζώνης. 2. Το Πελαγονικό υπόβαθρο που αποτελείται από γρανίτες, ορθογνευσίους και παραγνευσίους με δομικό πάχος 8 περίπου χιλιομέτρων. Ραδιογεωχρονολογήσεις που έγιναν έδειξαν ηλικίες μεταμόρφωσης 300 Μa και υποδηλώνουν την ύπαρξη Ερκυνίων ορογενετικών κινήσεων. Ηλικίες μεταξύ Μa δείχνουν ένα δεύτερο μεταμορφικό γεγονός που καταχωρήθηκε ότι ανήκει στη Παλαιο-Αλπική ορογενετική φάση. 3. Το κάλυμμα των γλαυκοφανιτικών σχιστόλιθων που μπορεί να διαιρεθεί σε δύο υποενότητες (Εικ. 69): α) μια ανώτερη ενότητα από σχιστές και γνευσίους που προέρχονται από το Πελαγονικό υπόβαθρο και β) μία κατώτερη ενότητα την ενότητα των Αμπελακίων που συνίσταται από μάρμαρα, χαλαζίτες και ηφαιστειακά πετρώματα που προήλθαν από μία Πεννινικού τύπου ιζηματογενή λεκάνη στα ανατολικά περιθώρια της Πελαγονικής ηπείρου. 75

3 Εικ. 69. Τεκτονικός χάρτης και γεωλογικές τομές κατά μήκος των τεκτονικών παραθύρων Όσσας και Μαυροβουνίου. 4. Το κάλυμμα του Ολύμπου που αποτελεί την χαμηλότερη τεκτονική ενότητα των κεντρικών Ελληνίδων. Διαιρείται σε δυο υποενότητες (Εικ. 70): α) μία ανώτερη υποενότητα που ονομάζεται "ενότητα Κοκκινοπηλού" και αποτελείται από ανακρυσταλλωμένους ασβεστόλιθους στη βάση της και ένα αγχιμεταμορφωμένο φλύσχη στη κορυφή και β) την υποενότητα Ολύμπου-Όσας που αποτελείται από Μεσοζωικούς ασβεστόλιθους πλατφόρμας με ένα στρωματογραφικό κενό στο διάστημα μεταξύ Άνω Τριαδικού και Άνω Κρητιδικού. Το ανώτερο τμήμα της υποενότητας αυτής καταλαμβάνει φλύσχης του Άνω Ηωκαίνου ο οποίος μεταμορφώθηκε σε 350 ο C και πίεση 3 kbar όπως προέκυψε από τις παραγενέσεις λαυσονίτη + χλωρίτη και φεγγίτη που εντοπίστηκαν σ' αυτόν. Τεκτονικές έρευνες στην περιοχή οδήγησαν στο εξής γεωτεκτονικό σενάριο (Εικ. 71): α) 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 της Ολύμπου- Όσας χωρίστηκε από την Πελαγονική μικροήπειρο με τον μικρό ωκεανό των Αμπελακίων. β) Στο Μέσο Ιουρασικό η Απούλια πλάκα κινείται προς τα ανατολικά και μέσα στον ωκεανό της Πίνδου συνέβη όπως προαναφέρθηκε μια ενδοωκεάνια καταβύθιση και άρχισε η επώθηση των οφιολιθικών πετρωμάτων επί της Πελαγονικής μικροηπείρου. Στη συνεχεία η παραμόρφωση 76

4 προελαύνει προοδευτικά προς τα ανατολικά ενώ οι Ερκύνειοι γρανίτες λειτούργησαν ως σθεναρά εμπόδια ώστε να σχηματιστούν αντικλινίκες ράμπες (Εικ. 68). Εικ. 70. Τεκτονικός χάρτης και γεωλογικές τομές κατά μήκος του τεκτονικών παραθύρου του Ολύμπου. Η κορδιλιέρα ανυψώθηκε πριν το Άνω Κρητιδικό και έδωσε γένεση στο Βοιωτιτικό και τον πρώτο φλύσχη. γ) Κατά τη διάρκεια διαστολής στο Άνω Κρητιδικό προκλήθηκε σημαντική απολέπτυνση του φλοιού της Πελαγονικής ζώνης από τη δράση κανονικών ρηγμάτων και επίκλυση της θάλασσας. Στην περίοδο του Άνω Κρητιδικού σχηματίστηκαν τεκτονικά κερατά και ζώνες transfer που λειτούργησαν ως εμπόδια και δίοδοι αντίστοιχα για τα Μεσοελληνικά καλύμματα. δ) Στο τέλος του Παλαιοκαίνου η Πελαγονική μικροήπειρος και η μικροήπειρος Ολύμπου- Όσας συμπεριλήφθηκαν στην τεκτονική της σύγκλισης και ο ωκεανός των Αμπελακίων άρχισε να βυθίζεται προς τα δυτικά. Ένα μεγάλο δίδυμο συστολής (Εικ. 70 και 71) μέσα στην Πελαγονική μιρκοήπειρο μεταφέρει προς τα ανατολικά τα πετρώματα πάνω στη μικροήπειρο Ολύμπου- Όσας. Πλαστικές επωθήσεις, πτυχές και γλαυκοφανιτική μεταμόρφωση σε βάθος χλμ. ήταν σύγχρονες με τη συνορογενετική καμπύλωση σε ανώτερα τεκτονικά επίπεδα όπου αποτέθηκε φλύσχης στο Άνω Ηώκαινο. 77

5 Εικ. 71. Παλινσπαστικό ορογενετικό μοντέλο στο οποίο παρουσιάζεται η προοδευτική τεκτονική εξέλιξη της Πελαγονικής ζώνης στη κεντρική Ελλάδα. ε) Στο τέλος του Άνω Ηωκαίνου καταστράφηκε ο ωκεανός των Αμπελακίων και οι κεντρικές Ελληνίδες εισήλθαν σε μία περίοδο σύγκρουσης. Καθώς οι γλαυκοφανιτικοί σχιστόλιθοι ανέρχονται με την βοήθεια των επωθήσεων (BR, BF, BI, και ΟΙ δες Εικ. 69, 70, 71) προς την επιφάνεια της γης υφίστανται μία υστεροτεκτονική φάση πρασινοσχιστολιθικής μεταμόρφωσης. Τα δυτικά περιθώρια της μικροηπείρου Ολύμπου- Όσσας συμπεριφέρονται ως ένα μεγάλο εμπόδιο σχηματίζοντας ένα αντικλινικό δίδυμο. Στις διόδους της Αγυιάς και των Τεμπών, όπου η μικροήπειρος δεν αποτελούσε 78

6 εμπόδιο τα πελαγονικά καλύμματα κινήθηκαν ελεύθερα προς τα ανατολικά. Η μικροήπειρος Ολύμπου- Όσσας θεωρείται ως μία αλλόχθονη ενότητα που υπέστη εσωτερική παραμόρφωση και μεταμόρφωση σε συνθήκες κατώτερης πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Κατέχει μία ανάλογη τεκτονική θέση όπως τα εξωτερικά massif των Άλπεων. Καθώς η παραμόρφωση προελαύνει προς τα ανατολικά, η Απουλία πλάκα αρχίζει και καταβυθίζεται προς τα ανατολικά (Α- καταβύθιση) και παραμορφώνεται με επωθήσεις που υποδηλώνουν κίνηση προς τα δυτικά. Στην αρχή του Ολιγοκαίνου τα κρυσταλλικά πετρώματα ήδη είχαν φθάσει στην επιφάνεια τις γης στα πλαίσια μιας συμπιεστικής ανύψωσης, όπως φαίνεται, από τις κροκάλες μεταμορφωμένων πετρωμάτων που βρίσκονται μέσα στην Κάτω Ολιγοκαινικής ηλικίας μολάσσα της Μεσοελληνικής Aύλακας. στ) Στο τέλος του Ολιγοκαίνου αρχίζει η βαρυτική κατάρρευση του ορογενούς της Πελαγονικής ζώνης με ταυτόχρονη και εκτεταμένη ανύψωση. Η ανύψωση συνοδεύεται με έντονη διάβρωση του Ορογενούς και τροφοδοσία με ιζήματα παρακείμενων λεκανών. 79

7 Αττικοκυκλαδική ζώνη ή Αττικοκυκλαδική μάζα) Η Αττικοκυκλαδική μάζα, αν και με αρκετές διαφοροποιήσεις, θεωρείται σήμερα ως η προς νότο προέκταση της Πελαγονικής ζώνης. Αποτελείται από μία ακολουθία καλυμμάτων που τοποθετήθηκαν κυρίως κατά τη διάρκεια του Άνω Ηωκαίνου. Βασική δυσκολία στη κατανόηση της γεωλογίας της περιοχής είναι ότι μεγάλα τμήματα της καλύπτονται από θάλασσα (Εικ. 72). Διακρίνονται από τα κάτω προς τα πάνω οι παρακάτω τεκτονικές ενότητες (Εικ. 73) : Εικ. 72. Απλοποιημένος γεωλογικός χάρτης της Αττικοκυκλαδικής ζώνης όπως αυτή εμφανίζεται στην περιοχή του Αιγαίου πελάγους. α) Η ενότητα βάσης που αντιπροσωπεύει μία αγχιμεταμορφωμένη έως χαμηλά μεταμορφωμένη ασβεστολιθική πλατφόρμα. Αυτή η ιζηματογενής σειρά περιλαμβάνει Τριαδικής έως Άνω Κρητιδικής 80

8 ηλικίας νηριτικούς ασβεστόλιθους που τοπικά εναλλάσσονται με μετακλαστικά πετρώματα στα ανώτερα μέλη της. Σε στρωματογραφική συμφωνία πάνω στην ανθρακική ακολουθία αποτίθεται φλύσχης του Παλαιογενούς. Χαρακτηριστικές εμφανίσεις της ενότητας Βάσης βρίσκονται στα νησιά Αμοργός, Τήνος, Θήρα και Σάμος, (Εικ. 72). Η πλατφόρμα αυτή θεωρήθηκε ως ομόλογη της Απουλίας πλατφόρμας, είναί δυνατόν όμως να θεωρηθεί ως μικροήπειρος, ανάλογη με τη μικροήπειρο Ολύμπου- Όσσας. Στην πρώτη περίπτωση όμως επειδή η ακολουθία από το Τριαδικό έως το Παλαιογενές είναι συνεχής η άποψη αυτή δεν συμβαδίζει με την ύπαρξη του ωκεανού της Πίνδου. β) Η ενότητα της Χώρας που συνίσταται από ορθογνεύσιους, γρανιτοειδή και παραγνευσίους Ερκύνιας ηλικίας (Εικ. 73). Οι πρωτόλιθοι αυτών των γνεύσιων είναι γρανιτικά πετρώματα των οποίων η ηλικία με βάση ραδιογεωχρονολογήσεις είναι ηλικίας περίπου 300 Ma. Τα πετρώματα αυτής της ενότητας είναι πολυμεταμορφωμένα. Θεωρείται ότι αυτά έχουν μεταμορφωθεί σε τρία μεταμορφικά γεγονότα κατά το Άνω Κρητιδικό (ενδιάμεσες θερμοκρασίες και πιέσεις) το Κάτω Ηώκαινο (HP/LT) και το Ολιγόκαινο (HT/LP). Στη διάρκεια της τελευταίας μεταμορφικής φάσης τα πετρώματα της ενότητας Χ ωρας υπέστησαν ανάτηξη. Η ανάτηξη προκάλεσε το σχηματισμό μιγματιτικών δόμων όπως αυτός της Νάξου και της Πάρου. Εικ. 73 Σχηματική τεκτονοστρωματογραφική στήλη της Αττικοκυκλαδικής ζώνης. γ) Η ενότητα των γλαυκοφανιτικών σχιστόλιθων θεωρείται ότι αποτελεί ένα Μεσοζωικό παθητικό περιθώριο από νηριτικούς ασβεστόλιθους, ψαμμιτικά προς πηλιτικά ιζήματα και βασικούς 81

9 έως όξινους ηφαιστίτες. Στο Άνω Ηώκαινο το περιθώριο αυτό καταβυθίσθηκε και μεταμορφώθηκε στους 450 θερμοκρασία και 14 kbar πίεση. Αργότερα, και στο Κάτω Ολιγόκαινο επακολούθησε ένα νεότερο, μεταμορφικό -γεγονός τύπου Barrow ( C και P 4-7 kbar) ώστε να δημιουργηθούν μεταμορφικοί δόμοι όπως στα νησιά Νάξος και Σίφνος. -τον πυρήνα αυτών των δόμων έγινε ανάτηξη σε 670 ο -700 C και πίεση 6-7 kbar. Εικ. 74. Γεωλογικός χάρτης της Νάξου στο οποίο εμφανίζεται η πλειονότητα των γεωλογικών σχηματισμών του Αιγαίου (τροποποιημένο από Koukouvelas and Kokkalas 2003). Με βάση λιθολογικούς συσχετισμούς η ενότητα αποτελείται από τέσσερις ορίζοντες: γ1 Λέπτο- έως παχυστρωματώδη μάρμαρα με εναλλαγές κυανοσχιστολίθων, πρασινοσχιστολίθων και ενδιαστρώσεις αμφιβολιτών στη βάση τους π.χ. Νάξος (Εικ. 74). Στα μάρμαρα παρεμβάλλονται διασπορίτες και σμύριδα με εμφανίσεις στην Άνδρος, Τήνο, Νάξο και Ικαρία. γ2 Πρασινοσχιστόλιθοι και κυανοσχιστόλιθοι σε εναλλαγές με μάρμαρα και φακούς μεταβασιτών στην οροφή τους. γ3 Μάρμαρα με εναλλαγές κυανοσχιστολίθων, πρασινοσχιστολίθων ιαδειτικών γνευσίων και εκλογιτών. γ4 Εκλογίτες και γλαυκοφανίτες που προέρχονται από μεταμόρφωση οφιολίθων π.χ. Σύρος. Στα πετρώματα αυτά περιλαμβάνονται από τα κατώτερα προς τα ανώτερα μια μετα-οφιολιθική mélange, μεταγάββρους, μετασερπεντινίτες και μεταιζήματα. δ) Το οφιολιθικό κάλυμμα αποτελείται από δύο επιμέρους ενότητες: 1) την ανώτερη ενότητα που περιλαμβάνει οφιολίθους που καλύπτονται από Άνω Κρητιδικούς ασβεστόλιθους (Εικ. 73) και 2) την κατώτερη ενότητα που εμφανίζεται σαν mélange από Περμο- Τριαδικούς 82

10 ασβεστόλιθους, πρασινοσχιστόλιθους και διεισδύσεις στη βάση τους. Η μεταμόρφωση στην ενότητα του οφιολιθικού καλύμματος έγινε σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης η δε ηλικία της είναι Άνω Κρητιδική. Εικ. 75 Γεωλογικός χάρτης του γρανοδιορίτη της Νάξου και ο ρόλος των ρηγμάτων στην τοποθέτησή του στον ανώτερο φλοιό του Αιγαίου (από Koukouvelas and Kokkalas 2003). Εναλλακτικά για την τεκτονο-στρωματογραφική διάρθρωση της ζώνης έχει προταθεί επίσης ένας διαχωρισμός σε κατώτερες και ανώτερες ενότητες. Οι κατώτερες ενότητες περιλαμβάνουν το προ-αλπικό κρυσταλλικό υπόβαθρο στο οποίο υπέρκεινται επωθημένα καλύμματα μιας μεταμορφωμένης ηφαιστειο-ιζηματογενούς ανώτερης ακολουθίας. Η ηλικία του πρωτόλιθου των πετρωμάτων αυτών δεν είναι προσδιορισμένη με ακρίβεια και καθορίζεται από σποραδικές εμφανίσεις Μεσοζωικών ενοτήτων. Με τη γεωχρονολόγηση λευκού μαρμαρυγία (μέθοδοι Rb-Sr, K-Ar, 40Ar - 39Ar) προσδιορίστηκαν ηλικίες για δυο μεταμορφικά γεγονότα τα οποία επέδρασαν τόσο στο υπόβαθρο όσο και στα ανώτερα καλύμματα: εκλογιτική- έως επιδοτιτική κυανοσχιστολιθική φάση μεταμόρφωσης στο Ηώκαινο (~50-40 Ma) ενώ δείγματα που αντιπροσωπεύουν μια πρασινοσχιστολιθική ανάδρομη φάση έδωσαν Ολιγοκαινική-Μειοκαινική ηλικία (~25-20 Ma). 83

11 Αναπάντητα ερωτήματα που μένουν ακόμα είναι η ηλικία του πρωτόλιθου των κύριων ενοτήτων στα τεκτονικά καλύμματα και η διάρκεια της HP μεταμόρφωσης. Αποτελέσματα από πρόσφατες μελέτες με χρήση SHRIMP U-Pb zircon, κυρίως από τα νησιά Άνδρος, Σίφνος και Σύρος δίνουν μια γενική Τριαδική ηλικία (~ Ma) για την πρόδρομη μαγματική δράση των όξινων μεταηφαιστειτών. Τέτοιες ηλικίες έχουν προσδιοριστεί επίσης και σε τεκτονικά μπλοκ μέσα στη mélange της Β. Σύρου. Εικ. 76 Συν-μαγματική και ύστερο-μαγματική δομή του πλουτωνίτη της Νάξου. Στα σχήματα φαίνεται ότι σε όλες τις περιόδους ο πλουτωνίτης συνδέεται με οριζόντιας μετατόπισης ρήγματα (από Koukouvelas and Kokkalas 2003). Εικ. 77 Τρισδιάστατο μοντέλο διείσδυσης του πλουτωνίτη της Νάξου. Κατά την διάρκεια του Μειόκαινου σε όλες τις παραπάνω τεκτονικές ενότητες διεισδύουν Ι- και S- τύπου γρανιτοειδή, όπως π.χ. ο γρανοδιορίτης της Δυτικής Νάξου (Εικ. 72 και εικ. 74). Τα γρανιτοειδή αυτά κρυσταλλώθηκαν στα ανώτερα επίπεδα του φλοιού σε βάθη που κυμαίνονται μεταξύ 5 84

12 και 10 χλμ., όπως αυτό συνάγεται από τις μεταμορφικές παραγενέσεις στα πετρώματα που συνορεύουν με τις διεισδύσεις. Η διείσδυση των γρανιτών σε πολλές περιπτώσεις συνδέεται με μεγάλα οριζόντιας μετατόπισης ρήγματα τα οποία ελέγχουν τόσο την συν-μαγματική όσο και την ύστερο-μαγματική εξέλιξή τους (Εικ. 76 και εικ. 77). Συγχρόνως με τη διείσδυση των γρανιτών γίνεται η απόθεση της μολάσσας. Σε πολλά νησιά το Κάτω Μειόκαινο λείπει και το Άνω Μειόκαινο αποτίθεται πάνω σε βαθύτερες τεκτονικές ενότητες (δες Σάμος Εικ. 78). Εικ. 78 Γεωλογικός χάρτης και γεωλογικές τομές στις μολασσικές λεκάνες της νήσου Σάμου. Στην εικόνα διακρίνονται τα κύρια ρήγματα η κινηματική τους και ο ρόλος τους στην ανάπτυξη και τον έλεγχο της εξέλιξης της μολάσσας (από Μπορονκάυ 1995). Όπως και στην κεντρική Ελλάδα έτσι στα νησιά του Αιγαίου η καλυμματική τεκτονική και τα μεταμορφικά γεγονότα είναι το αποτέλεσμα του κλεισίματος τον ωκεανού της Πίνδου ή ωκεάνιων λεκανών παράλληλων του ωκεανού της Πίνδου, κατά την σύγκρουση της Απουλίας με την Πελαγονική μικροήπειρο. Παρουσιάζονται όμως δύο κύριες διαφορές: ύπαρξη ενός επί πλέον μεταμορφικού γεγονότος και εμφάνιση -γρανιτών στην περιοχή του Αιγαίου. Πρέπει όμως να σημειωθεί ότι τα τεκτονικά στοιχεία για την κύρια αλπική πτύχωση είναι ελάχιστα. Έτσι σ' αυτό το χώρο δεν γνωρίζουμε 85

13 με ακρίβεια τη διεύθυνση μεγάλων τεκτονικών ενοτήτων, τη φορά κινήσεως των καλυμμάτων καθώς και την εξέλιξη των ορογενετικών φαινομένων. Όσον αφορά τη Μετά- Ολιγοκαινική τεκτονική της περιοχής έχουν επισημανθεί τα εξής: σε πολλά νησιά όπως τη Σάμο (δες Εικ. 78), την Πάρο και τη Νάξο (δες Εικ. 75 και εικ. 77) η εξέλιξη των μολασσικών λεκανών ελέγχεται καθ όλη τη διάρκεια του Μειόκαινου από διαγώνια συμπίεση που έχει σαν αποτέλεσμα το σχηματισμό μεγάλων pop-up δομών. Ο άξονας της τάσεως σ 1 είναι περίπου Α-Δ και προκαλεί τη γένεση ΒΒΑ- ή ΒΔ- διεύθυνσης ρηγμάτων. Τα ρήγματα αυτά είναι οριζόντιας μετατόπισης και παρουσιάζουν δεξιόστροφες ή αριστερόστροφες μετατοπίσεις αντίστοιχα. Εικ. 79 Γεωλογικός χάρτης στα Κουφονήσια στον οποίο δείχνονται τα κανονικά ρήγματα της τελευταίας φάσης εξέλιξής τους με διατσολή. 86

14 Εικ. 80 Τομές στα Κουφονήσια που δείχνονται κανονικά ρήγματα που σχηματίσθηκαν υπό διαγώνιο εφελκυσμό. Στη συνέχεια επικράτησε διαγώνιος εφελκυσμός κατά τον οποίο ο άξονας σ 1 της τάσεως πλησιάζει βαθμιαία την κατακόρυφο ενώ ο σ 3, διευθύνεται περίπου προς νότο. Τα ρήγματα που σχηματίζονται κατά τη δράση αυτού του πεδίου των τάσεων είναι Α-Δ διευθύνσεως κανονικά έως πλαγιοκανονικά (δες Εικ. 79 και εικ. 80). 87

15 Εικ. 81 Κύρια ρήγματα στο Αιγιακό χώρο και ο ρόλος τους στην εξέλιξη των γρανιτών και των μολασσικών λεκανών (Boronkay and Doutsos 1994). Οι γρανίτες, παρουσιάζουν τις δύο προηγούμενες φάσεις παραμορφώσεως (διαγώνια συμπίεση) και μια επιπλέον παλαιότερη φάση εφελκυσμού (δες Εικ. 81). 88

16 Ζώνη Αξιού (Βαρδάρη) Γενικά Η ζώνη Αξιού ή Βαρδάρη αντιπροσωπεύει γενικότερα μια ωκεάνια ζώνη ραφής μεταξύ της μικροηπείρου της Πελαγονικής και της μάζας της Ροδόπης. Η ζώνη συνεχίζεται προς βορρά στην πρώην Γιουγκοσλαβία, όπου διαχωρίζει τις Διναρίδες στα δυτικά από τη Σερβομακεδονική ζώνη στα ανατολικά, και τελικά τερματίζεται κάτω από τη λεκάνη της Πανονίας (Fodor et al. 1999). Στη συνέχεια και για λόγους απλούστευσης η ζώνη θα αναφέρεται ως ζώνη Αξιού. Περιλαμβάνει μια πολύπλοκη σειρά ενοτήτων που περιλαμβάνει κρυσταλλικά πετρώματα του υποβάθρου, ιζηματογενή πετρώματα βαθειάς θάλασσας, ηφαιστειακά πετρώματα, οφιολίθους και melange. Αρχικά είχε υποδιαιρεθεί από τον Mercier (1966) σε τρεις υποζώνες οι οποίες από τα δυτικά προς τα ανατολικά ονομάζονταν υποζώνες Αλμωπίας, Πάϊκου και Παιονίας. Οι δυο πρώτες υποζώνες 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). Στη συνέχεια οι υποζώνες αυτές στο κείμενο θα αναφέρονται απλά ως Αλμωπία, Πάϊκο και Παιονία. Εικ. 82 Εναλλακτικά παλαιογεωγραφικά-τεκτονικά μοντέλα για την γεωτεκτονική θεώρηση της ζώνης Αξιού-Βαρδάρη στην αρχή του Μεσοζωικού. Α) μοντέλο Robertson & Dixon 1984, b) Dercourt et al. 1992, c) Sengor 1984, d) Stampfli & Borel Συντομογραφίες: Μο: πλάκα Μοέσια PZ: ζώνη Ροδόπης ΣΜΖ: Σερβομακεδονική ζώνη Γ: ενότητα Γευγελής Π: Πάικο ΩΒ: ωκεανός Βαρδάρη ΑΠ: Απούλια πλάκα ΠΕΛ: Πελαγονική πλάκα ΠΖ: ζώνη Πίνδου ΤΑ: Ταυρίδες-Ανατολίσες ΣΠ: Σερβο-Πελαγονική μικροπλάκα ΩΠ: Ωκεανός Πίνδου ΝΝ: Νότιος κλάδος Νεοτηθύος ΓΚΟ: Γκοντβάνα Δ: «μεταφερόμενη πλάκα» της Δραμάλας PΙ: Πίνδος. Η αρίθμηση των εικόνων είναι κατά τη φορά των δεικτών του ωρολογίου. 89

17 Η ζώνη Αξιού αποτελεί μια τεκτονικά πολύπλοκη ζώνη της οποίας η τεκτονική διάρθρωση είχε κατά το παρελθόν υποεκτιμηθεί. Συγκεκριμένα η καλυμματική της τεκτονική καθώς και οι οριζόντιες κινήσεις στην περιοχή δεν είχαν αναλυθεί εκτενώς. Επίσης εκτός από την τεκτονική διάρθρωση της η οποία είναι πολύπλοκη υπάρχουν διχογνωμίες και για την παλαιογεωγραφική εξέλιξη της ζώνης Αξιού στην αρχή του Μεσοζωικού (Εικ. 82). Μεσοζωική ταφρογένεση και οφιόλιθοι- Η ταφρογένεση στην Αλμωπία κατά το Μεσοζωικό είχε σαν αποτέλεσμα την απόθεση Τριαδικό-Ιουρασικών ιζημάτων βαθειάς θάλασσας (ραδιολαρίτες) σε εναλλαγές, ενίοτε τεκτονικές, με βασικής σύστασης λάβες και οφιολιθικά σώματα. Με βάση αυτές τις λιθολογικές ενότητες που χαρτογραφήθηκαν στη Αλμωπίας θεωρείται ότι αυτή αποτελούσε μια διερρηγμένη ωκεάνια λεκάνη. Στην Παιονία καταγράφεται η Περμο-Τριαδική ταφρογένεση με το σχηματισμό ωκεάνιου φλοιού Άνω-Τριαδικής ηλικίας και απόθεση στρωματογραφικά υπερκείμενων ραδιολαριτών. Εικ. 83 Προτεινόμενο τεκτονικό μοντέλο για την ζώνη Αξιού-Βαρδάρη στην αρχή του Μεσοζωικού.( μοντέλο Brown & Robertson 1994, 2003). Χαρακτηριστικό γνώρισμα της ζώνης Αξιού είναι οι εμφανίσεις οφιολίθων. Η γνωστή ως ανατολική ζώνη των οφιολίθων, περιλαμβάνει κυρίως χαρτσβουργίτες και δουνίτες, ολιβινικούς γάββρους, τοναλίτες και χαλαζιακούς θολεείτες (Εικ. 83). Οι οφιόλιθοι αυτοί φαίνεται να είναι 90

18 διαφόρων τύπων και προέρχονται από τον ωκεάνιο φλοιό και τον ανώτερο μανδύα της ζώνης Αξιού. Οι οφιόλιθοι της Αλμωπίας επωθήθηκαν στο ανατολικό περιθώριο της Πελαγονικής ζώνης στο Κατ. Κρητιδικό (Βερριάσιο) και καλύπτονται ασύμφωνα από μια ακολουθία Αν. Κρητιδικών ασβεστόλιθων και φλύσχη. Σημαντικό για την κατανόηση της γεωτεκτονικής εξέλιξης της Παιονίας είναι ότι τουλάχιστον κάποιοι από τους οφιολιθικούς σχηματισμούς της Παιονίας φαίνεται να είναι αυτόχθονοι και έχουν ηλικία Μέσο Ιουρασική. Μια Άνω Κρητιδική φάση διαστολής που αναγνωρίστηκε στην Αλμωπία και στο ανατολικό τμήμα της Πελαγονικής ζώνης, αντιπροσωπεύεται νοτιότερα και στους οφιολιθικούς σχηματισμούς της Εύβοιας και της Κρήτης. Αλπική ορογένεση Στην περιοχή του Αξιού, η Εο-Ελληνική φάση ορογένεσης (Άνω Ιουρασικό-Κάτω Κρητιδικό; Jacobshagen, 1986) συσχετίζεται με το κλείσιμο του ωκεανού της Αλμωπίας, και την καταβύθισή του ωκεάνιου φλοιού του προς τα ανατολικά κάτω από το νησιωτικό τόξο του Πάϊκου στο Ανωτ. Ιουρασικό και την έντονη παραμόρφωση της Περιροδοπικής ζώνης (Εικ. 83). Την ίδια χρονική στιγμή, το ανατολικό τμήμα του ωκεανού της Πίνδου καταστρέφεται με την προς δυσμάς καταβύθισή του κάτω από μια ζώνη διάνοιξης, καθώς και με την υπώθηση τμημάτων του πάνω στο ηπειρωτικό περιθώριο της Πελαγονικής, (Εο-Ελληνικό οφιολιθικό κάλυμμα)(εικ. 34 και εικ. 50). Κατά τη διάρκεια του Κρητιδικού, τόσο ο ωκεανός του Βαρδάρη όσο και της Πίνδου καταβυθίζονται πλήρως με αποτέλεσμα τη σύγκρουση των ηπειρωτικών τεμαχών της Απούλιας, Πελαγονικής και Ροδόπης (Εικ. 82)(Μεσο- Ελληνική ορογενετική φάση ; Jacobshagen 1986) στο Άνω Κρητιδικό-Κατώτερο Τριτογενές. Το Ερκύνειο υπόβαθρο και ο πλουτωνισμός στη ζώνη του Αξιού Το προ-αλπικό υπόβαθρο εμφανίζεται σε διάφορες περιοχές στην περιοχή της ζώνης του Αξιού. Στην Αλμωπία, οι οφθαλμογνεύσιοι της ενότητας Λυκόστομο-Προμάχοι, οι οποίοι εμφανίζονται βορειοανατολικά της Αριδαίας θεωρούνται ως Ερκύνειοι (Kockel 1986c, Migiros & Galeos 1987). Στο Πάϊκο, οι μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι που εμφανίζονται στο όρος Τζένα ερμηνεύονται ως το Ερκύνειο υπόβαθρο πάνω από το οποίο αναπτύσσεται μια παχιά Τριαδική-Μέσο Ιουρασική ασβεστολιθική πλατφόρμα (Kockel 1986c). Στο ανατολικό τμήμα της υποζώνης Παιονίας, μικροί γρανιτικοί όγκοι που σχετίζονται με πηγματιτικές φλέβες διεισδύουν στους σχιστόλιθους και δείχνουν Rb-Sr ηλικίες κοντά στα 290 εκ. χρόνια (Mercier 1966α). Οι σχιστόλιθοι αυτοί περιλαμβάνουν επίσης και βασάλτες πάχους μέτρων, αγνώστου μέχρι σήμερα ηλικίας. Γενική στρωματογραφική διάρθρωση των υποζωνών Η Αλμωπίας περιλαμβάνει γενικά Τριαδικά και Ιουρασικά ιζήματα βαθειάς θάλασσας (ραδιολαρίτες) και τεκτονικά παρεμβαλλόμενα σώματα από λάβες βασικής σύστασης και οφιολιθικά πετρώματα που παραμορφώθηκαν στο Κάτω Κρητιδικό. Οι ενότητες αυτές καλύπτονται ασύμφωνα από μια ακολουθία Άνω Κρητιδικών ασβεστολίθων και φλύσχη. Το Πάϊκο περιλαμβάνει μια ασβεστιτική Μεσοζωική πλατφόρμα, που αναπτύσσεται πάνω από 91

19 ένα προ-μεσοζωικό υπόβαθρο, Άνω Ιουρασικής ηλικίας ηφαιστειακά πετρώματα τύπου «νησιωτικού τόξου» και Κάτω Κρητιδικούς ασβεστόλιθους. Όλες οι παραπάνω ενότητες καλύπτονται ασύμφωνα από μια Άνω Κρητιδική ακολουθία, που προοδευτικά βαθαίνει, και που παραμορφώθηκε στο Μέσο Ηώκαινο. Η Παιονίας αποτελείται και αυτή από ένα προ-μεσοζωικό υπόβαθρο, ιζήματα μιας Τριαδικής ηλικίας ταφρογενετικής ακολουθίας που προς τα πάνω εξελίσσεται σε φλύσχη ηπειρωτικού περιθωρίου, Ιουρασικούς οφιολίθους, ηφαιστειακά πετρώματα τύπου «νησιωτικού τόξου» καθώς και γρανοδιοριτικές διεισδύσεις. Πάνω από αυτά αναπτύσσονται επικλυσιγενούς προέλευσης ιζήματα (transgressive) Αν. Ιουρασικής ηλικίας. ΥΠΟΖΩΝΗ ΑΛΜΩΠΙΑΣ Η Αλμωπίας θεωρείται ως μια τεκτονικά πολύπλοκη υποζώνη της οποίας η τεκτονική εξέλιξη έχει διαιρεθεί σε διάφορες τεκτονικές φάσεις από τον Mercier (1966α). Εικ. 84 Η γεωλογική δομή στην ευρύτερη περιοχή του όρους Βόρρα (από Brown & Robertson 2004),Πάνω: απλοποιημένος γεωλογικός χάρτης Κάτω: Σχηματική γεωλογική τομή ΑΒ της μάζας του Βόρρα για τα Α και Β βλέπε στο γεωλογικό χάρτη. Οι τεκτονικές αυτές φάσεις είναι αποδεκτές και έχουν χρησιμοποιηθεί κατά καιρούς από διάφορους ερευνητές. Οι επαφές των διαφόρων σχηματισμών της Αλμωπίας είναι πιο διακριτές στα βόρεια και δυτικά τμήματα της (οροσειρά Βόρρα) ενώ στα νότιο-ανατολικά καλύπτονται κυρίως από 92

20 πρόσφατα ιζήματα. Ο Mercier (1968) πρότεινε ότι η οροσειρά του Βόρρα περιλαμβάνει λιθολογίες της Πελαγονικής στα δυτικά (μάζα του Καϊμακτσαλάν), του Πάϊκου στα ανατολικά (ενότητα Πίνοβον) ενώ ενδιάμεσα αναπτύσσονται τρεις λεπιωμένες ενότητες που αντιπροσωπεύουν την Αλμωπία. Οι λεπιωμένες ενότητες ονομάζονται ως Ανω Γαρέφη, Πέτερνικ και Λουτρά Πόζαρ. Αργότερα οι Migiros & Galeos (1990) και Galeos et al. (1994) αναθεώρησαν την τεκτονοστρωματογραφία και θεωρούν ότι περιλαμβάνει δυο οφιολιθικές ακολουθίες που αναπτύσσονται εντός ενοτήτων που παρουσιάζουν συγγένεια και συσχετίζονται με την Πελαγονική ζώνη (ενότητες της Καλής Πεδιάδας και Άνω Γαρέφη). Πρόσφατα, οι Brown & Robertson (2004) διαίρεσαν την περιοχή της οροσειράς του Βόρρα σε έξι τεκτονοστρωματογραφικές ενότητες, οι οποίες οριοθετούνται από επωθήσεις οι οποίες κλίνουν προς τα ανατολικά (Εικ. 84). Η ηλικία αυτών των επωθήσεων προσδιορίζεται ως Κάτω Τριτογενής. Οι ενότητες αυτές είναι οι παρακάτω. Εικ.85 Γεωλογικός χάρτης της υποενότητας Αλμωπίας με τις κύριες τεκτονικές ενότητες (από Mercier 1966a; Braud et al. 1984). 93

21 Ενότητα Λουτρών Αριδαίας Η πιο δυτικά ευρισκόμενη ενότητα των Λουτρών Αριδαίας βρίσκεται επωθημένη πάνω σε μια ακολουθία που περιλαμβάνει γνευσίους, μάρμαρα, ασβεστολίθους και φλύσχη (Εικ. 85). Η ακολουθία αυτή θεωρείται από όλους τους ερευνητές ότι αποτελεί μέρος του βορείου τμήματος της Πελαγονικής ζώνης και ονομάζεται «μάζα του Καιμακτσαλάν» (Mercier 1968; Vergely 1984; Mountrakis 1984; Sharp 1994). Η επαφή της θεωρείται ότι είναι ηλικίας Κάτω Τριτογενούς λόγω της παρουσίας τουρβιδιτικών αποθέσεων αυτής της ηλικίας. Η ενότητα των Λουτρών Αριδαίας αντιστοιχεί με αυτή των Λουτρών Πόζαρ του Mercier 1968, της ενότητας Καλής Πεδιάδας των Migiros & Galeos (1990) και της ενότητας Άνω Λουτράκι των Ricou & Godfriaux (1991). Στη βάση της η ενότητα αυτή χαρακτηρίζεται από την ύπαρξη μιας μεγάλου πάχους και έντονα πτυχωμένης ακολουθίας από σχιστόλιθους, λεπτο-στρωματώδεις ψαμμίτες, δετριτικούς ασβεστόλιθους και κροκαλοπαγή απροσδιόριστου πάχους. Οι κροκάλες αυτών των κροκαλοπαγών περιλαμβάνουν βασικούς ηφαιστείτες και πετρώματα ηπειρωτικού υποβάθρου. Αναλυτικά τα κροκαλοπαγή περιλαμβάνουν αμφιβολιτικούς σχιστόλιθους, σερπεντινίτες, και φλυκταινώδεις βασάλτες. Οι σχιστόλιθοι της ενότητας των Λουτρών Αριδαίας είναι πλούσιοι σε λεπτοκοκκώδη χαλαζία, δευτερογενή χλωρίτη, σερικίτη, επίδοτο και περιέχουν διάσπαρτους κρυστάλλους πυρίτη. Η ενότητα έχει μεταμορφωθεί στην πρασινοσχιστολιθική φάση. Η ακολουθία αυτή εμφανίζει μια κρυσταλλική γράμμωση Β-ΒΒΔ (325 ο -355 ο Ν). Τα κλαστικά τεμάχη των κροκαλοπαγών επιμηκύνονται και διατάσσονται παράλληλα στη γράμμωση αυτή. Στρωματογραφικά υπερκείμενα είναι μεταϊζήματα μωβ χρώματος πλούσιων σε κλαστικό υλικό που αποτελείται από χλωριτιωμένους βασάλτες και σερπεντινίτες. Πάνω από αυτά ακολουθεί ένα μεγάλο σε πάχος συνοθύλευμα (mélange) ιζηματογενούς προέλευσης που περιλαμβάνει σερπεντινιωμένους δουνίτες και χαρτσβουργίτες. Οι λιθολογίες αυτές χαρακτηρίζονται από έντονη διατμητική ολίσθηση. Μια χαοτική ακολουθία αποτελούμενη από μεταβασικά και μεταγαββρικά μπλόκ εμφανίζεται στα ανώτερα τμήματα αυτής της mélange. Η κρυσταλλική γράμμωση που πιστοποιείται σε κατώτερα μέλη της ενότητας και προαναφέρθηκε απουσιάζει από τη mélange. Στρωματογραφικά υπερκείμενη της mélange εμφανίζεται μια σχετικά απαραμόρφωτη ακολουθία ασβεστόλιθων ρηχής φάσης, που εναλλάσσονται με ψαμμίτες και αδρομερή κροκαλοπαγή οφιολιθικής προέλευσης (ενότητα Καλής Πεδιάδας των Migiros & Galeos, 1990). Οι ασβεστόλιθοι που προαναφέρθηκαν είναι Άνω Ιουρασικής ηλικίας (Κιμμερίδιο) βάση της παρουσίας του ασβεστιτικού φύκους Cladocoropsis sp. (Brown et al. 1994) και κοραλλίων παρόμοιας ηλικίας (Galeos et al. 1994). Στρωματογραφικά ανώτερα πιο πάνω ακολουθούν σε συμφωνία ερυθρά κροκαλοπαγή, ψαμμίτες και πηλίτες Κάτω Κρητιδικής ηλικίας. Τα ανώτερα τμήματα της ενότητας των Λουτρών Αριδαίας αποτελούνται από σκουρόχρωμους γκρι νηριτικούς ασβεστόλιθους, ηλικίας Άπτιου-Άλβιου, που περιέχουν γαστερόποδα Nerineid. Όλη η ακολουθία έχει παραμορφωθεί μετά το Άλβιο στα πλαίσια συμπίεσης που χαρακτηρίζεται από ανοικτές έως κλειστές πτυχές με ασυμμετρία προς τα δυτικά και που σχετίζονται με την διαμόρφωση μιας χαρακτηριστικής γράμμωσης παράλληλα στους άξονες των πτυχών με 94

22 διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ (27 ο -49 ο Ν). Ενότητα Λυκόστομο-Προμάχοι Η ενότητα αυτή περιλαμβάνει στη βάση της οφθαλμογνεύσιους ενώ πάνω από αυτούς ανατολικότερα βρίσκονται με μάλλον τεκτονική επαφή μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι με γρανάτες και αμφιβολίτες. Αυτοί με τη σειρά τους βρίσκονται κάτω από μάρμαρα και ψαμμίτες που εμφανίζονται Β- ΒΔ από το χωριό Προμάχοι. Η ενότητα αυτή, που είναι αντίστοιχη με τα δυτικά τμήματα των ενοτήτων Λιβάδια των Migiros & Galeos (1990) και Πέτερνικ του Mercier (1968) και Άνω Πέτερνικ των Braud et al. (1984)(Εικ. 85), συνολικά επωθείται προς τα δυτικά επί της ενότητας Λουτρών Αριδαίας (Εικ. 86). Εικ. 86 Συνθετικές στρωματογραφικές στήλες από τις έξι κύριες λεπιωμένες ενότητες που εμφανίζονται στη μάζα του Βόρρα (λιθοστρωματογραφικά δεδομένα από Brown & Robertson 2004). Οι οφθαλμογνεύσιοι εμφανίζουν χαρακτηριστικό γνευσιακό ιστό με σταθερή διεύθυνση κλίσης της φολίωσής τους προς τα ανατολικά. Οι γνεύσιοι και οι αμφιβολίτες χωρίζονται μεταξύ τους από μια ζώνη λατυποπαγών πάχους περίπου 200μ που περιλαμβάνει λατύπες κυρίως από τους γνευσίους και δευτερευόντως από τους μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους και τους αμφιβολίτες. Τα σχετικά υψηλού βαθμού μεταμορφωμένα αυτά πετρώματα εμφανίζουν έντονη φολίωση και παρουσιάζουν μια 95

23 πολυφασική ιστορία παραμόρφωσης. Η επαφή των πετρωμάτων αυτών με τα στρωματογραφικά υπερκείμενα μάρμαρα και τους ψαμμίτες δεν είναι ευκρινής. Γενικά, η ανώτερη σειρά εμφανίζει μια ασθενή επιφάνεια φολίωσης σχεδόν παράλληλη με την φολίωση της κατώτερης αμφιβολιτικής σειράς. Ενότητα Λιβάδια Η ενότητα αυτή είναι η πιο πολύπλοκη δομικά λόγω της έντονης εσωτερικής λεπίωσής της και της ποικίλους λιθολογίας της (Εικ. 86). Από τα κατώτερα προς τα ανώτερα η ενότητα περιλαμβάνει στη βάση της οφθαλμογνεύσιους οι οποίοι επωθούνται προς τα ΝΔ επί της ενότητας Λυκόστομο- Προμάχοι. Στρωματογραφικά υπερκείμενα ακολουθούν πτυχωμένα μάρμαρα και πάνω από αυτά, με μια χαμηλής κλίσης επώθηση, βρίσκεται μια μικρού πάχους σειρά από σερπεντινίτες. Οι σερπεντινίτες είναι έντονα παραμορφωμένοι στη βάση τους, ενώ στην οροφή τους καλύπτονται ασύμφωνα από ασβεστολίθους. Η ασυμφωνία αυτή χαρακτηρίζεται και από την παρουσία βωξιτών και λατεριτών. Η ανάλυση των βενθονικών τρηματοφόρων στους υπερκείμενους ασβεστόλιθους δείχνει περιβάλλον απόθεσης εξωτερικής πλατφόρμας. Πάνω από την ασβεστολιθική ακολουθία αναπτύσσεται σε στρωματογραφική συμφωνία μια σειρά από λεπτοστρωματώδεις ψαμμίτες, πηλίτες και ιλυολίθους με ενδιαστρώσεις δετριτικών ανθρακικών πετρωμάτων. Τέλος, τα ανώτερα τμήματα της ακολουθίας καταλαμβάνουν επάλληλες επωθημένες ακολουθίες πετρωμάτων διαμορφώνοντας μια δομή λεπιωμένης βεντάλιας με σχεδόν παράλληλα λοβοειδή τεμάχη να σχηματίζονται μεταξύ της σειράς των ΒΑ κλίσης επικουρικών επωθήσεων. Τα λοβοειδή τεμάχη αποτελούνται από διαφορετικής λιθολογίας πετρώματα όπως οφθαλμογνεύσιους, κυανά έως λευκά ζαχαρώδη μάρμαρα και δολομιτιωμένα μεταιζήματα. Στην ενότητα παρατηρήθηκαν δύο διακριτές φάσεις παραμόρφωσης και οι δύο εξ αυτών χαρακτηρίζονται από συμπίεση. Εξ αυτών μόνο η πρώτη φάση διακρίνεται στα μάρμαρα και στους χλωριτικούς σχιστόλιθους αλλά και σε όλη την ακολουθία. Η φάση αυτή χαρακτηρίζεται από πλαστικές ισοκλινείς πτυχές με διεύθυνση των αξόνων των πτυχών προς ΒΑ και μια ασαφή σχιστότητα που καθορίζεται από τους κρυστάλλους χλωρίτη και μαρμαρυγία. Παράλληλα με τους άξονες των πτυχών αναπτύσσεται μια ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης κρυσταλλική γράμμωση. Η δεύτερη φάση της συμπιεστικής τεκτονικής παρατηρείται σε όλες τις λιθολογικές ενότητες υποδηλώνοντας έτσι μια νεότερη φάση παραμόρφωσης στο Κατώτερο Κρητιδικό ή και ακόμα πιο σύγχρονη. Η φάση αυτή περιλαμβάνει μη-κυλινδρικές πτυχές που ταξινομούνται ως γαλονοειδούς τύπου καθώς και πτυχές τύπου κουτιού (box). Οι πτυχές συνήθως σχετίζονται με ανάστροφα ρήγματα, υποδηλώνοντας ότι η δεύτερη φάση παραμόρφωσης ήταν εύθραυστου τύπου. Οι άξονες των πτυχών αυτών διευθύνονται Ν-ΝΑ όπως περίπου και η γράμμωση που σχηματίζεται από τις τομές των επιπέδων αυτής της φάσης. Κατά τη φάση αυτή σχηματίζεται επίσης μια σχιστότητα αξονικού επιπέδου που πτυχώνει και την πρωτογενή φολίωση (crenulation cleavage). Η έντονη λεπίωση της ενότητας Λιβάδια είναι σύγχρονη με την γαλονοειδή πτύχωση και το σχηματισμό των διδύμων και μεγαboudins. Όλες αυτές οι δομές υποδηλώνουν κίνηση της ενότητας Λιβάδια προς τα Δ-ΝΔ. Ενότητα Άνω Γαρέφη 96

24 Η ενότητα αυτή κυριαρχείται γενικά από μια οφιολιθική ακολουθία πετρωμάτων που καλύπτονται ασύμφωνα από κλαστικά ιζηματογενή πετρώματα (Εικ. 86). Η ενότητα αυτή είναι η αντίστοιχη της ενότητας Φιδόπετρας των Ricou & Godfriaux (1991). Η ενότητα αυτή είναι επωθημένη στη ενότητα Λιβάδια. Η επώθηση αυτή χαρακτηρίζεται από μια έντονα παραμορφωμένη ζώνη που κλίνει προς τα ανατολικά. Όλοι οι κινηματικοί δείκτες μέσα στους παραμορφωμένους σερπεντινίτες και στα κλαστικά ιζήματα, όπως ασύμμετρες πτυχές (με ΒΒΑ διεθυνόμενους άξονες), δομές διδύμων και γραμμώσεις ολίσθησης, δείχνουν κίνηση της ενότητας προς τα δυτικά. Τα κατώτερα τμήματα της ενότητας καταλαμβάνονται από ασβεστόλιθους με γαστερόποδα Nerineid και παραμορφωμένους ρουδιστές υποδηλώνοντας Κρητιδική ηλικία απόθεσης τους. Πάνω από αυτούς ακολουθεί μια τουρβιδιτική ακολουθία από ψαμμίτες, πηλίτες και ιλυολίθους και δετριτικούς ασβεστολίθους. Οι σερπεντινιωμένοι οφιόλιθοι που ακολουθούν αναπτύσσονται κάτω από κροκαλοπαγή οφιολιθικής προέλευσης και διαχωρίζονται με μια διακριτή επωθητική ζώνη που κλίνει ανατολικά.. Πιο πάνω αναπτύσσεται το ηφαιστειακό τμήμα της οφιολιθικής ακολουθίας με την παρουσία γάββρων και βασικών ηφαιστειακών πετρωμάτων. Με τη σειρά τους τα ηφαιστειακά πετρώματα υπέρκεινται σερπεντινιωμένων περιδοτιτών, κυρίως δουνίτες και χαρτσβουργίτες, στους οποίους διεισδύουν λευκοκρατικής σύστασης μαγματικά σώματα με πάχος έως 3 μ. Τέλος, τα ανώτερα τμήματα της ενότητας περιλαμβάνουν καλά αποστρογγυλωμένα κροκαλοπαγή οφιολιθικής προέλευσης, που βρίσκονται πάνω από εξαλλοιωμένους σερπεντινίτες με στρωματογραφική ασυμφωνία. Οι ανατολικότερα ευρισκόμενες ενότητες Πίνοβο και Πόρτα-Τζένα (Εικ. 86) παρουσιάζουν στρωματογραφική συσχέτιση με την υποζώνη του Πάϊκου και δεν περιγράφονται εδώ ως ξεχωριστές ενότητες. ΥΠΟΖΩΝΗ ΠΑΙΚΟΥ Οι σχηματισμοί της ζώνης του Πάϊκου εμφανίζονται στη μάζα Kožuf στα βόρεια σύνορα της Ελλάδας, καθώς και στο όρος Πάϊκου. Η στρωματογραφική διάρθρωση 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, στα ανατολικά τμήματα του όρους Πάϊκου. Αργότερα, οι Brown & Robertson (1994) θεώρησαν ότι οι δυο αυτές υποζώνες έχουν την ίδια στρωματογραφική ακολουθία και πρότειναν μια συνθετική στρωματογραφική ακολουθία που βασίζεται και στις δυο υποζώνες (Εικ. 87). Το πιθανό Ερκύνειο υπόβαθρο, που εμφανίζεται στο όρος Τζένα και βόρεια από τα διεθνή σύνορα, περιλαμβάνει αστριούχους - χλωριτικούς - μαρμαρυγιακούς σχιστο-λίθους. Πάνω από αυτό το υπόβαθρο βρίσκεται η ενότητα Γκαντάτς (Gandatch) μια παχιά ακολουθία (4700 μ) μαρμάρων με εναλλαγές χαλαζιακών-μαρμαρυγιακών σχιστολίθων, χαλαζιτών, ασβεστιτικών και χλωριτικών σχιστολίθων (Εικ. 87). Η ενότητα αυτή ερμηνεύεται ως μια Τριαδική-Ιουρασική (?) ακολουθία ιζημάτων ηπειρωτικής κατωφέρειας. Η υπερκείμενη Ιουρασικής (?) ηλικίας ενότητα Λιβάδια (πάχους 97

25 ~500 μ.) περιλαμβάνει χλωριτικούς σχιστόλιθους, λεπτομερή μετα-κροκαλοπαγή, αδρομερή κλαστικά ηφαιστειακής προέλευσης (δετριτικές αποθέσεις) και μεταηφαιστίτες, κυρίως ρυολίθους αλλά και μεταανδεσίτες και βασάλτες (σπιλίτες). (Davies et al. 1988) (Εικ. 87). Εικ. 87 Τεκτονο-στρωματογραφία της μάζας του Πάϊκου με διαχωρισμό σε μεγα-ακολουθίες σχηματισμών.(αρχική στρωματογραφική διάρθρωση από Mercier 1968), Πάνω από την ενότητα αυτή αναπτύσσεται σε συμφωνία η ενότητα Γκρόπη (Gropi Fm), μια Μέσο Ιουρασική (?) ακολουθία ασβεστολίθων πλατφόρμας, πάχους 300 μέτρων. Ακολουθεί μια Αν. Ιουρασικής ηλικίας ηφαιστειοιζηματογενή σειρά με πάχος >1 χλμ., η ενότητα της Καστανερής (Εικ. 87). Η ενότητα αυτή στα δυτικά τμήματα περιλαμβάνει περίπου 1 χλμ. ενδιάμεσης («σπιλίτες») έως όξινης σύστασης («κερατοφύρες») τόφους (Davis et al. 1988), ιγνιμβρίτες και σερικιτιωμένους ρυολιθικούς χαλαζιακούς πορφύρες, με περισσότερο αλκαλική σύσταση, και μικρές εναλλαγές ασβεστολίθων με φύκη, ψαμμιτών και κροκαλοπαγών. Η ενότητα Καστανερή τοπικά βρίσκεται σε ασυμφωνία με την υπερκείμενη ενότητα Κρωμνίου (Kromni Fm), που αποτελείται από ασβεστολίθους χαμηλής φάσης μεταμόρφωσης, Κιμμεριδίου-Τιθώνιας ηλικίας (Mercier 1966c, Brown & Robertson 98

26 1994; Cladocoropsis limestones του Kockel 1986c). Πάνω από την ενότητα Κρωμνίου αναπτύσσεται σύμφωνα η ενότητα του Γράμμου που περιλαμβάνει ερυθρούς πηλίτες και ψαμμίτες χερσαίας φάσης (Εικ. 87). Ο Mercier (1966 c) πρότεινε ότι οι φάσεις της ενότητας αυτής περνούν σύμφωνα σε ένα ασβεστιτικό-αμμούχο φλύσχη (Εο-Ελληνικό φλύσχη) με λίγα ηφαιστειακά, πάχους μ, συμπαγή και μαξιλαροειδούς τύπου τραχείτο-ανδεσίτες στα ανώτερα τμήματα του φλύσχη, ο οποίος είναι ηλικίας Βεριάσσιο-Βαλανζίνιο. Το Ανώτερο Κρητιδικό βρίσκεται ασύμφωνα πάνω στους σχηματισμούς παλαιότερης ηλικίας και περιλαμβάνει επικλυσιγενείς ασβεστολίθους ηλικίας Άνω Άλβιο-Κενομάνιο. Οι ασβεστόλιθοι αυτοί εξελίσσονται παραπάνω σε ασβεστόλιθους βαθειάς θάλασσας έως ότου φτάσουμε στον φλύσχη της Τζούκας, ηλικίας Τουρώνιο-Μαιστρίχτιο (Εικ. 87). Εικ..88 Διαφορετικές τεκτονο-στρωματογραφικές ερμηνείες για την υποζώνη του Πάϊκου. Α) Μοντέλο οverthrust. Μια απαραμόρφωτη ανώτερη ενότητα επωθείται προς τα δυτικά επί της κατώτερης ενότητας. Β) Μοντέλο τεκτονικού παραθύρου. Το Πάϊκο είναι τμήμα της Πελαγονικής ζώνης που εφιππεύεται από ένα οφιολιθικό κάλυμμα. Γ) Μοντέλο λεπίωσης διπλής φοράς. Παρόμοιο με το μοντέλο Α αλλά τα ανατολικά και δυτικά περιθώρια του Πάϊκου (Κρητιδικοί ασβεστόλιθοι) λεπιώνονται με αντίθετη φορά κίνησης. Δ) Μοντέλο εφιππευτικών καλυμμάτων. Το Πάικο είναι σειρά από καλύμματα που τοποθετήθηκαν στο Κάτω Τριτογενές πάνω από ένα παρα-αυτόχθονο υπόβαθρο (όχι αντίστοιχο της Πελαγονικής). 99

27 Από πλευράς μεταμορφικής φάσης η ενότητα της Καστανερής εμφανίζει παραγενέσεις με λωζονίτη-αλβίτη-χλωρίτη. Η ενότητες Γκάντατς και Λιβάδια είναι πιο μεταμορφωμένες σε μια πρασινοσχιστολιθική φάση με υψηλότερες θερμοκρασίες (απουσία λωζονίτη, εμφάνιση Ca-αμφιβόλου) που μπορεί να μεταβαίνει και στην κυανοσχιστολιθική φάση (Baroz et al. 1987). Τα πετρώματα γενικά Άνω Ιουρασικής και Κρητιδικής ηλικίας έχουν υποστεί μόνο την πρασινοσχιστολιθική φάση μεταμόρφωσης. Η πολυπλοκότητα της ενότητας έχει σαν αποτέλεσμα να υπάρχουν τέσσερα διαφορετικά μοντέλα ερμηνείας της τεκτονο-στρωματογραφικής εξέλιξης του Πάϊκου (Εικ. 88). ΥΠΟΖΩΝΗ ΠΑΙΟΝΙΑΣ Η υποζώνη Παιονίας περιλαμβάνει μια πολύπλοκη σειρά από τεκτονικά λέπια μεταξύ της Σερβομακεδονικής και της Υποζώνης του Πάϊκου (Εικ. 89). Στη βόρεια Μακεδονία διακρίνονται τρεις ενότητες (σύμφωνα με τον Kockel 1986c). Από τα δυτικά προς τα ανατολικά είναι: 1) το οφιολιθικό σύμπλεγμα της Γευγελής, που περιλαμβάνει οφιολίθους που κόβονται από γρανιτικές διεισδύσεις και 2) υπολείμματα υποβάθρου που σχετίζονται με τη μάζα Stip-Axios και την Περιροδοπική ζώνη, που αποτελούνται από τεκτονικά πολύπλοκα τεμάχη τύπου νησιωτικού τόξου και ωκεάνιου φλοιού (ενότητα Θεσσαλονίκης-Χορτιάτη) και 3) ιζηματογενή πετρώματα ενός ηπειρωτικού περιθωρίου Πέρμιας-Ιουρασικής ηλικίας, που αναπτύσσονται στο δυτικό τμήμα της Σερβομακεδονικής ζώνης (ενότητα Κιλκίς-Σιθωνίας). Η προς ανατολάς συνέχεια της Περιροδοπικής ζώνης συναντάτε τόσο στη Σαμοθράκη όσο και στην νοτιο-ανατολική Θράκη. Το οφιολιθικό σύμπλεγμα της Γευγελής περιλαμβάνει οφιολίθους που τέμνονται από γρανιτικές διεισδύσεις. Πάνω από αυτούς (βόρεια των συνόρων) βρίσκονται επικλυσιγενώς κροκαλοπαγή βάσεως που περιέχουν κροκάλες τόσο οφιολιθικές όσο και γρανιτικές ροζέ χρώματος και τέλος καλύπρονται από ασβεστολίθους Τιθώνιας ηλικίας. Η ενότητα Θεσσαλονίκης-Χορτιάτη αποτελείται από μαύρους ραδιολαρίτες και εξαλλοιωμένους μαξιλαροειδής βασάλτες της ενότητας Ασπροβρύσης (Kauffmann et al. 1976) που τεκτονικά υπέρκεινται της ενότητας των «ερυθρο-στρωμάτων» του Ωραιοκάστρου. Οι οφιόλιθοι του Ωραιοκάστρου είναι μια γαββρικής σύστασης σώματα που βρίσκονται σε τεκτονική επαφή με τα γειτονικά μεταιζηματογενή πετρώματα. Στα νοτιοανατολικά, η ενότητα του Χορτιάτη έχει ερμηνευτεί σαν μια 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 πλουτώνιου συμπλέγματος (ενότητα οφιολιθικών σχηματισμών Θεσσαλονίκης των Mussallam & Jung 1986a). Η ενότητα αυτή μπορεί να συσχετίζεται με τους οφιολίθους της Σιθωνίας οι οποίοι σύμφωνα με τους παραπάνω ερευνητές τοποθετήθηκαν εντός της μαγματικής ακολουθίας του Χορτιάτη και μετά επωθήθηκαν πάνω σε αυτή. 100

28 Εικ. 89 Εναλλακτικά τεκτονικά μοντέλα για την γεωτεκτονική θέση της υποζώνης του Παίκου και Παιονίας στην αρχή του Ιουρασικού. α) βορειοανατολική καταβύθιση στο Ιουρασικό, β) όπως και στο α) αλλά με τον ωκεανό της Αλμωπίας κλειστό στη διάρκεια του Άνω Ιουρασικού γ) ως ωκεάνια λεκάνη μέσα στη ζώνη Αξιού με καταβύθιση προς τα ΝΔ κάτω από την Πελαγονική μικροήπειρο (Smith 1993). δ) σαν επέκταση της Σερβο-Πελαγονικής μικροηπείρου με την οφιολιθική «ρίζα» να βρίσκεται μέσα στη ζώνη Ροδόπης στα βορειοανατολικά (Papanikolaou 1984; Ricou et al 1998; Michard et al. 1998) Η ερμηνεία αυτή αμφισβητήθηκε από τους Ricou & Godfriaux (1994) οι οποίοι πρότειναν ότι η ενότητα Θεσσαλονίκης-Χορτιάτη είναι ένα τεκτονικό λέπι της σειράς του Βερτίσκου της Σερβομακεδονικής ζώνης και ότι τα πετρώματα που προηγουμένως είχαν θεωρηθεί σαν σχιστόλιθοι ενός ιζηματογενούς πρωτολίθου είναι υψηλά μεταμορφωμένα πετρώματα, που περιλαμβάνουν και κυανοσχιστολίθους, τα οποία έχουν υποστεί ανάδρομη φάση μεταμόρφωσης (Michard et al. 1994). Οι οφιόλιθοι της Σιθωνίας και οι γειτονικοί γρανίτες του Μονοπήγαδου τοπικά καλύπτονται από Άνω Ιουρασσικούς ασβεστολίθους. Η ενότητα Κιλκίς-Σιθωνίας αντιπροσωπεύει το ηπειρωτικό περιθώριο της Σερβομακεδονικής ζώνης. Στη βόρεια Μακεδονία, ηφαιστειακά πετρώματα και ιζηματογενή πετρώματα που σχετίζονται με το Περμο-Τριαδικό rift βρίσκονται δομικά κάτω από μια τουρβιδιτική ακολουθία μέσο Ιουρασικής 101

29 ηλικίας (?), με πάχος που φτάνει τα 4 χλμ, τον φλύσχη της Σβούλας. Στη Σιθωνία κάποιοι εξαλλοιωμένοι βασάλτες με χημισμό τύπου MORB βρίσκονται παρεντρωμένοι, πιθανά τεκτονικά, εντός του φλύσχη. Γρανιτικές φλέβες που διεισδύουν στα Τριαδικά-Κάτω Ιουρασικά μάρμαρα και στον φλύσχη δείχνουν να έχουν επηρεαστεί από τη χαμηλή φάση μεταμόρφωσης και παραμόρφωσης του Κατώτερου Κρητιδικού (Kockel et al. 1977). Εικ. 90 Γενική θεώρηση τριών ανταγωνιστικών μοντέλων για την ερμηνεία και την τεκτονική εξέλιξη του νότιου περιθωρίου της Ευρασιατικής πλάκας στην περιοχή της Βαλκανικής. Μοντέλο 1: ο ωκεανός της Τηθύος βρισκόταν σε μια βόρεια θέση (Ricou et al. 1998), Μοντέλο 2: ο ωκεανός της Τηθύος βρισκόταν νοτιότερα από τις τεκτονικές ζώνες της βορείου Ελλάδας και είχαμε εκταφιασμό του καταβυθιζόμενου υλικού σε μια βορειότερη θέση την ζώνη Αξιού-Βαρδάρη στην αρχή του Μεσοζωικού ( μοντέλο Mposkos and Krohe, 2000), Μοντέλο 3: Η ωκεάνια λεκάνη της Τηθύος βρισκόταν μεταξύ των ζωνών της Σερβομακεδονικής και Πελαγονικής (Robertson & Dixon1984). Στο μοντέλο αυτό ο ωκεανός της Μελιάτα στα όρια της πλατφόρμας της Μοέσια δεν λαμβάνεται υπόψη. Γενική θεώρηση της ζώνης Αξιού Γενικότερα, η υποζώνη του Πάϊκου αποτελεί μια πλατφόρμα και ένα περιθώριο λεκάνης που περιλαμβάνει ιζηματογενή πετρώματα με παχιές παρενστρώσεις ηφαιστειακών πετρωμάτων Ιουρασικής 102

30 ηλικίας και ποικίλου χαρακτήρα (Εικ. 90). Οι περισσότεροι ερευνητές έχουν ερμηνεύσει τα ηφαιστειακά πετρώματα με βάση τη θέση τους σε μια περιοχή νησιωτικού τόξου (π.χ Bebien et al. 1984). Οι Godfriaux & Ricou (1991) ερμήνευσαν την υποζώνη Πάϊκου ως ένα τεκτονικό παράθυρο της Πελαγονικής περισσότερο πάνω από το οποίο επωθήθηκαν οι οφιόλιθοι που προέρχονται από την υποζώνη Παιονίας. Αντιθέτως, οι Brown & Robertson (1994) κ.α ακολουθούν την αρχική ερμηνεία των Mercier και Aubouin ότι το Πάϊκο αντιπροσωπεύει ένα ηπειρωτικό τέμαχος που οριοθετείτε από τις ωκεάνιες λεκάνες της Αλμωπίας και Παιονίας. 103

31 Ζώνες Περιροδοπική Σερβομακεδονική και Ροδόπης Γενικά χαρακτηριστικά Οι ζώνες αυτές, από τα πρώτα στάδια των γεωλογικών θεωρήσεων του Ελληνικού χώρου Kober (1928; 1929) είχαν αναγνωρισθεί ως σημαντικές με την έννοια ότι κατέχουν ενδιάμεση θέση και χωρίζουν τις Διναρίδες-Ελληνίδες στα δυτικά από τα Καρπάθια και τις Βαλκανίδες οροσειρές στα ανατολικά. Σύμφωνα με τη θεώρηση αυτή οι ζώνες Περιροδοπική και Ροδόπης προσομοίαζαν με τις Βαλκανίδες και θεωρείτο ο σημαντικός ρόλος του ωκεανού του Βαρδάρη (Εικ. 82). Οι ζώνες αυτές βρίσκονται ανατολικά του ωκεανού του Αξιού (Εικ. 91). Εικ. 91 Ισοπικές ζώνες στην περιοχή του Ελληνικού χώρου των Βαλκανίων και της Δυτικής Τουρκίας 104

32 Η ανωτέρω άποψη διατηρήθηκε μέχρι το 1990 όταν και αναθεωρήθηκαν οι υπάρχουσες απόψεις τόσο στη Βουλγαρία όσο και στην Ελλάδα (Ivanov 1988; Koukouvelas and Doutsos 1990). Σήμερα και σύμφωνα με τις νέες απόψεις οι ζώνες αυτές περιλαμβάνουν μεταμορφωμένα πετρώματα προ-αλπικής και Αλπικής ηλικίας και χαρακτηρίζονται από μια επαλληλία καλυμμάτων Μεσοζωικής και Τριτογενούς ηλικίας (Εικ. 92). Εικ. 92 Συνθετικός γεωλογικός χάρτης της περιοχής της ΒΑ- Ελλάδας και της Νότιας Βουλγαρίας σύμφωνα με τους Burg et al Ο χάρτης είναι συνθετικός και προέρχεται από γεωλογικές χαρτογραφήσεις στην Ελλάδα και τη Βουλγαρία. Οι πηγές για τη σύνθεση του χάρτη αναφέρονται στην εργασία Burg et al. (1996).. Στο χάρτη εμφανίζεται μια σειρά λιθολογιών οι οποίες στη συνέχεια θα ομαδοποιηθούν σύμφωνα με δημοσιευμένες εργασίες. Η περιοχή στην οποία εκτείνονται αυτές οι μεταμορφωμένες ενότητες οριοθετείτε από τον ποταμό Μαρίτζα και το αντίστοιχο ρήγμα στην Βουλγαρία, το Αιγαίο πέλαγος στα νότια και τον ποταμό Βαρδάρη ή Αξιό στα δυτικά. Ανάλογα μεταμορφικά πεδία με όμοια ηλικία τεκτονισμού χαρακτηρίζουν την περιοχή της χερσονήσου της Biga στην Τουρκία στην οποία αναγνωρίζεται μια παρόμοια τεκτονική εξέλιξη με αυτή της περιοχής της Ροδόπης (Εικ. 91). Στην εσωτερικό αυτής της μάζας των μεταμορφωμένων πετρωμάτων αναγνωρίζονται επιμέρους τεκτονικά στοιχεία που οριοθετούν μια σειρά από επιμέρους ζώνες. Ως τέτοια σημαντική τεκτονική ζώνη αναγνωρίζεται ο ποταμός Στρυμόνας ο οποίος ρέει από βορρά προς νότο και εμβάλει στο Αιγαίο Πέλαγος. Ο Στρυμόνας αποτελεί μια σημαντική τεκτονική γραμμή που οριοθετεί την Σερβομακεδονική μάζα από τη Ροδοπική μάζα. Σχετικά με το χαρακτήρα του Στρυμώνα οι απόψεις που υπάρχουν είναι πολλές και αποτελεί ένα ανοικτό για περαιτέρω έρευνα γεωλογικό πρόβλημα (δες και στη συνέχεια σχετικές απόψεις). Επίσης σημαντικός είναι ο ρόλος του ρήγματος του Νέστου που χωρίζει τη ζώνη της Ροδόπης σε δύο μεγάλες ενότητες. 105

33 Σερβομακεδονική Ζώνη Η Σερβομακεδονική ζώνη βρίσκεται στα δυτικά της Ροδόπης ανάμεσα στον ποταμό Στρυμώνα και την ζώνη Αξιού. Η ζώνη αυτή καθορίσθηκε από μια σειρά ερευνητών όπως οι Dimitrievic (1959, 1963), Jaranov (1960), Arsovski (1961), Kockel & Walter (1965, 1968) Mercier (1968) και εκτείνεται εκτός από τον Ελληνικό χώρο στην πρώην Γιουγκοσλαβία και τη Βουλγαρία. Από γεωλογική άποψη η ζώνη αυτή βρίσκεται μεταξύ της στα ανατολικά της ευρισκόμενης Ζώνης της Ροδόπης, και της στα δυτικά της ευρισκόμενης Περιροδοπικής ζώνης. Το γεωγραφικό όριο της Σερβομακεδονικής ζώνης και της Ροδόπης είναι η κοιλάδα του ποταμού Στρυμώνα (Εικ. 93). Εικ. 93. Η Σερβομακεδονική ζώνη όπως αυτή εμφανίζεται μεταξύ των ιζημάτων της Περιροδοπικής ζώνης (εικόνα από Kockel et al και Pe-Piper and Piper 2002). Το δυτικό όριο της Σερβομακεδονικής ζώνης είναι η Περιροδοπική ζώνη με κύρια εμφάνισή της κατά μήκος των παράλιων περιοχών της Θράκης από την Αλεξανδρούπολη έως και την Κομοτηνή. Στο σύνολό της η Περιροδοπική ζώνη καμπυλώνεται από μια ΒΔ-ΝΑ διεύθυνση στην Μακεδονία σε μια ΒΑ-ΝΔ διεύθυνση στα παράλια της Θράκης. Η καμπύλωση αυτή και η πρώτη της ΒΑδιευθυνόμενη εμφάνιση βρίσκεται στο ΝΑ άκρο της χερσονήσου του Άθω (Εικ. 93). Στην περιοχή Χαλκιδικής έως το σύνορα με την πρώην Γιουγκοσλαβική δημοκρατία η Περιροδοπική ζώνη έχει επιμήκη ΒΔ- επιφανειακή εμφάνιση. Η εμφάνιση της Σερβομακεδονικής ζώνης στην κεντρική Μακεδονία περιλαμβάνει εμφανίσεις 106

34 της στην χερσόνησο της Σιθωνίας και τις λίμνες Λαγκαδά και Δοϊράνης. Η Σερβομακεδονική ζώνη στον Ελληνικό χώρο υποδιαιρέθηκε σε δύο σειρές: (α) τη σειρά των Κερδυλίων που καταλαμβάνουν το ανατολικό τμήμα της και (β) τη σειρά Βερτίσκου που καταλαμβάνει το δυτικό τμήμα της (Kockel et al. 1971; 1977) (Εικ. 93). Η σειρά Κερδυλίων γενικά χαρακτηρίζεται από την ύπαρξη μαρμάρων ενώ η σειρά Βερτίσκου απαρτίζεται από σχιστόλιθους, γνεύσιους, αμφιβολίτες και διεισδύσεις υπερβασικών πετρωμάτων. Οι παλαιότερες απόψεις για τη ζώνη αυτή θεωρούν ότι ανάμεσα στις δύο σειρές που απαρτίζουν τη ζώνη υπάρχει συμφωνία και ομαλή μετάβαση από την κατώτερη προς την ανώτερη. Αντίθετα οι νεότερες έρευνες στην περιοχή δείχνουν ότι οι δυο σειρές διαχωρίζονται από μια τεκτονική επαφή. Έτσι κατά τις νεότερες απόψεις η σειρά Βερτίσκου αντιστοιχεί σε ένα σύστημα καλυμμάτων που δομείται από τρεις τεκτονοστρωματο-γραφικές ενότητες (Burg et al. 1995)(Εικ. 94). Στη συνέχεια θα περιγράφουνε οι δύο σειρές και τα τεκτονικά τους χαρακτηριστικά καθώς η θεωρούμενη γεωτεκτονική τους εξέλιξη. Εικ. 94 Γεωλογικός χάρτης της Σερβομακεδονικής ζώνης και των τεκτονικών της χαρακτηριστικών από Burg et al. (1995). Η σειρά των Κερδυλίων Η σειρά εμφανίζεται στην ανατολική Χαλκιδική στην περιοχή από τις εκβολές του Στρυμώνα μέχρι την περιοχή του Στρατωνίου Σύμφωνα με κάποιους ερευνητές η σειρά των Κερδυλίων θεωρείται ότι είναι τμήμα της Ροδόπης (Εικ. 94). Όμως επειδή η θεώρηση αυτή δεν είναι αποδεκτή από όλους για τις ανάγκες του συγγράμματος αυτού η σειρά Κερδυλίων θα αναλυθεί ως τμήμα της 107

35 Σερβομακεδονικής ζώνης. Το πάχος της σειράς θεωρείται ότι είναι 3000 μέτρα (Μουντράκης 1985). Οι λιθολογικές της φάσεις περιλαμβάνουν από τους κατώτερους προς τους ανώτερους ορίζοντες τα ακόλουθα πετρώματα: Α. Βιοτιτικούς γνευσίους πάχους περίπου 700 μέτρων. Β. Κατώτερο μάρμαρο μέγιστου πάχους 150 μέτρων. Γ. Βιοτιτικούς γνευσίους πάχους 1000 μέτρων μέσα στους οποίους παρεμβάλλονται αμφιβολίτες και ασβεστοπυριτικά πετρώματα. Δ. Ενδιάμεσο μάρμαρο μέγιστου πάχους 200 μέτρων με παρεμβολές γνεύσιων και αμφιβολιτών. Ε. Βιοτιτικός γνεύσιος μέγιτου πάχους μέτρων με παρεμβολές βιοτιτικών-κεροστιλβικών γνευσίων, αμφιβολιτών και λεπτών ενστρώσεων μαρμάρων. ΣΤ. Ανώτερο μάρμαρο πάχους που κυμαίνεται από μέτρα. Στο μάρμαρο παρεμβάλλονται βιοτιτικοί γνεύσιοι, βιοτιτικών-κεροστιλβικών γνευσίων, μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι, επιδοτιτικοίακτινολιθικοί σχιστόλιθοι και αμφιβολίτες. Σύμφωνα με τις παραγενέσεις της σειράς και των λιθολογικών φάσεων Α, Β και Γ αυτά έχουν μεταμορφωθεί σε συνθήκες κορδιεριτικής- αμφιβολιτικής φάσης (συνθήκες θερμοκρασίας ο C και πίεση 3,5 Kbars)(Δημητριάδης 1974). Η σειρά του Βερτίσκου Η σειρά αυτή καταλαμβάνει το κύριο μέρος της Σερβομακεδονικής μάζας ήτοι το κύριο μέρος της Χαλκιδικής και εκτείνεται προς βορρά μέχρι τα σύνορα της Ελλάδας. Περιλαμβάνει μια σειρά γνευσίων, μαρμαρυγιακών σχιστόλιθων στους οποίους παρεμβάλλονται μάρμαρα μικρού πάχους, ενώ στους ανώτερους ορίζοντες της σειράς υπάρχουν μεταγάββροι-μεταδιαβάσες και αμφιβολίτες. Επίσης στη σειρά παρεμβάλλονται και σερπεντινίτες. Τα πετρώματα της σειράς του Βερτίσκου έχουν μεταμορφωθεί σε συνθήκες αλμανδινικής-αμφιβολιτικής φάσης. Η σειρά αυτή με βάση τις νεότερες απόψεις μπορεί να διαχωριστεί σε τρεις ενότητες ((Εικ. 94). (α) Κατώτερη γνευσιακή ενότητα: Η ενότητα αποτελείται κυρίως από μετα-ιζήματα (παρα-γνεύσιοι) στους οποίους κατά θέσεις είναι ορατοί υπολειμματικοί χαρακτήρες που υποδηλώνουν τη σχέση των πρωτόλιθων με τουρβιδιτικής γένεσης ιζήματα. Η ενότητα επίσης περιλαμβάνει σταυρολιθικούς- γρανατιτικούς- ή βιοτιτικούς σχιστολίθους, μεταχαλαζίτες, μεταγραουβάκες, ορίζοντες μαρμάρου κυρίως στα ανατολικά και μικρής έκτασης αμφιβολίτες. Οι αμφιβολίτες αυτοί πιθανά αντιστοιχούν σε προ- ή συν- τεκτονικές διοριτικές ή γρανοδιοριτικές διεισδύσεις. (β) Ενδιάμεση μετα- οφιολιθική (ενότητα) Η ενότητα αυτή έχει πάχος μερικές εκατοντάδες μέτρα, περιλαμβάνει αμφιβολίτες και μεταμορφωμένα υπερβασικά πετρώματα σε φακούς και σε στρώματα που έχουν χαλαζοαστριούχα θεμελιώδη μάζα και είναι παρενστρωμένοι μαζί με μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους. Τα πετρώματα χαρακτηρίζονται από μια διαπεραστική ισχυρή φολίωση και την παρουσία μια καλά εκφρασμένης κρυσταλλικής γράμμωσης (+ ορυκτά). Με βάση αυτά τα χαρακτηριστικά τα πετρώματα αυτά χαρακτηρίζονται ως μυλωνίτες που 108