ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ ΜΕΡΙΚΗΣ ΤΗΞΗΣ ΣΤΗ ΖΩΝΗ STIP-ΑΞΙΟΥ ΚΑΙ ΣΤΗΝ ΟΜΑ Α ΒΕΡΤΙΣΚΟΥ ΟΙ ΕΝΟΤΗΤΕΣ ΠΗΓΗΣ ΚΑΙ ΚΑΡΑΘΟ ΩΡΟΥ

Transcript

1 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑΣ-ΠΕΤΡΟΛΟΓΙΑΣ-ΚΟΙΤΑΣΜΑΤΟΛΟΓΙΑΣ ΣΩΤΗΡΙΑΣ Α.ΖΑΧΑΡΙΑ ΟΥ Πτυχιούχου Γεωλόγου ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ ΜΕΡΙΚΗΣ ΤΗΞΗΣ ΣΤΗ ΖΩΝΗ STIP-ΑΞΙΟΥ ΚΑΙ ΣΤΗΝ ΟΜΑ Α ΒΕΡΤΙΣΚΟΥ ΟΙ ΕΝΟΤΗΤΕΣ ΠΗΓΗΣ ΚΑΙ ΚΑΡΑΘΟ ΩΡΟΥ Ι ΑΚΤΟΡΙΚΗ ΙΑΤΡΙΒΗ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ 2005

2

3 ΣΩΤΗΡΙΑΣ Α.ΖΑΧΑΡΙΑ ΟΥ ΦΑΙΝΟΜΕΝΑ ΜΕΡΙΚΗΣ ΤΗΞΗΣ ΣΤΗ ΖΩΝΗ STIP-ΑΞΙΟΥ ΚΑΙ ΣΤΗΝ ΟΜΑ Α ΒΕΡΤΙΣΚΟΥ ΟΙ ΕΝΟΤΗΤΕΣ ΠΗΓΗΣ ΚΑΙ ΚΑΡΑΘΟ ΩΡΟΥ Ι ΑΚΤΟΡΙΚΗ ΙΑΤΡΙΒΗ Υποβλήθηκε στο Τµήµα Γεωλογίας, Τοµέας Ορυκτολογίας - Πετρολογίας - Κοιτασµατολογίας Ηµεροµηνία Προφορικής Εξέτασης:13 Ιανουαρίου,2005 Εξεταστική Επιτροπή Καθηγητής Σ. ηµητριάδης, Επιβλέπων Καθηγητής Γ.Χριστοφίδης, Μέλος Τριµελούς Συµβουλευτικής Επιτροπής Επ.Καθηγητής Τ.Σολδάτος, Μέλος Τριµελούς Συµβουλευτικής Επιτροπής Καθηγήτρια Α.Κασώλη-Φουρναράκη, Εξετάστρια Καθηγητής.Μουντράκης, Εξεταστής Επ.Καθηγητής Α.Κορωναίος, Εξεταστής Λέκτορας Β.Τσικούρας, Εξεταστής

4 Σωτηρία Α.Ζαχαριάδου 2005 Α.Π.Θ. Τίτλος ιδακτορικής ιατριβής: Φαινόµενα µερικής τήξης στη ζώνη Stip-Αξιού και στην οµάδα Βερτίσκου Οι ενότητες Πηγής και Καραθόδωρου ISB N «Η έγκριση της παρούσης ιδακτορικής ιατριβής από το Τµήµα Γεωλογίας του Αριστοτελείου Πανεπιστηµίου Θεσσαλονίκης δεν υποδηλώνει αποδοχή των γνωµών του συγγραφέως».(ν.5343/1932,άρθρο 202,παρ.2)

5 στη Μητέρα µου στους οικείους µου

6

7 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΕΙΣΑΓΩΓΗ 13 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1ο ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ 1.1. ΘΕΣΗ ΤΩΝ ΕΝΟΤΗΤΩΝ ΠΗΓΗΣ ΚΑΙ ΚΑΡΑΘΟ ΩΡΟΥ ΖΩΝΗ ΑΞΙΟΥ ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΟΣ ΡΟΛΟΣ ΤΗΣ ΖΩΝΗΣ ΑΞΙΟΥ ΥΠΟΖΩΝΗ ΠΑΙΟΝΙΑΣ ΣΥΜΠΛΕΓΜΑ ΓΕΥΓΕΛΗΣ Το οφειολιθικό σύµπλεγµα της Γευγελής Πετρογένεση του µαγµατικού συµπλέγµατος της Γευγελής Ο γρανίτης του Φανού Η ζώνη Stip-Αξιός ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗ ΤΗΣ ΥΠΟΖΩΝΗΣ ΠΑΙΟΝΙΑΣ ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗ ΚΑΙ ΜΕΤΑΜΟΡΦΩΣΗ ΤΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑ- ΤΩΝ ΤΗΣ ΖΩΝΗΣ STIP-ΑΞΙΟΥ 37 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2ο ΓΕΩΛΟΓΙΚΑ-ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΑ ΚΑΙ ΜΑΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ 2.1 ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΚΑΙ ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΘΕΣΗ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ 43 ΜΕΛΕΤΗΣ 2.2 ΓΕΩΛΟΓΙΚΕΣ ΣΧΕΣΕΙΣ ΜΕΤΑΞΥ ΤΩΝ ΕΝΟΤΗΤΩΝ ΠΗ- 44 ΓΗΣ ΚΑΙ ΚΑΡΑΘΟ ΩΡΟΥ 2.3 ΓΕΩΛΟΓΙΚΕΣ ΣΧΕΣΕΙΣ ΤΗΣ ΕΝΟΤΗΤΑΣ ΚΑΡΑΘΟ ΩΡΟΥ 44 ΜΕ ΤΑ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ 2.4 ΓΕΩΛΟΓΙΚΕΣ ΣΧΕΣΕΙΣ ΤΩΝ ΜΙΓΜΑΤΙΤΩΝ ΤΗΣ ΠΗΓΗΣ 48 ΜΕ ΤΟΥΣ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΕΣ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΥΣ 2.5 ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΟΙ ΤΥΠΟΙ 50 Α.ΠΡΟΜΙΓΜΑΤΙΤΙΚΟΙ ΤΥΠΟΙ 50 Α1)Μιγµατιτιωµένα µεταϊζήµατα 50 Α2)Πορφυροειδής µεταγρανίτης 52

8 8 Β.ΣΥΜΜΙΓΜΑΤΙΤΙΚΟΙ ΤΥΠΟΙ 53 Β1)Λευκοσωµατικά πετρώµατα 53 Β1.1)Κορδιεριτικά και ανδαλουσιτικά λευκοσώµατα 53 Β1.2)Καλιοαστριούχα απλιτοειδή 54 Β1.3)Γρανίτης Πλατανιάς 54 Β2)Αµφιβολίτες 55 Γ.ΠΥΡΙΓΕΝΕΣ ΣΥΜΠΛΕΓΜΑ 55 Γ1)Γρανίτης Φανού 55 Γ2)Γρανιτοειδείς µικροσυγκεντρώσεις 57 Γ3)Πηγµατοειδή 57 Γ4)Τοναλίτες,µετατοναλίτες και µονζογρανίτες 57 Γ4.1)Τοναλίτης 58 Γ4.2)Πυροξενικός τοναλίτης έως γρανουλίτης 58 Γ4.3)Μονζογρανίτης 58 Γ4.4)Βιοτιτικός µικρογρανίτης 58.ΜΥΛΩΝΙΤΙΩΜΕΝΟΙ ΟΦΕΙΤΑΣΒΕΣΤΙΤΕΣ 59 Ε.ΥΠΟ-ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ 59 ΣΤ.ΑΣΒΕΣΤΟΠΥΡΙΤΙΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ 61 Ζ.ΑΝΩ-ΙΟΥΡΑΣΙΚΑ ΙΖΗΜΑΤΑ 61 Η.ΗΩ-ΟΛΙΓΟΚΑΙΝΙΚΑ ΙΖΗΜΑΤΑ 62 Θ.ΤΕΤΑΡΤΟΓΕΝΗ ΙΖΗΜΑΤΑ ΣΥΝΟΨΗ ΜΑΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΩΝ ΣΤΟΙΧΕΙΩΝ 62 ΦΩΤΟΓΡΑΦΙΕΣ 65 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ ΤΩΝ ΕΝΟΤΗΤΩΝ ΠΗΓΗΣ ΚΑΙ ΚΑΡΑΘΟ ΩΡΟΥ 3.1 ΜΙΓΜΑΤΙΤΙΩΜΕΝΑ ΜΕΤΑΪΖΗΜΑΤΑ ΠΟΡΦΥΡΟΕΙ ΗΣ ΜΕΤΑΓΡΑΝΙΤΗΣ ΛΕΥΚΟΣΩΜΑΤΙΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ Κορδιεριτικά και ανδαλουσιτικά λευκοσώµατα (L 2 -λευκοσώµατα) Καλιοαστριούχα απλιτοειδή ΓΡΑΝΙΤΗΣ ΠΛΑΤΑΝΙΑΣ ΓΡΑΝΙΤΗΣ ΦΑΝΟΥ 94

9 9 3.6 ΓΡΑΝΙΤΟΕΙ ΕΙΣ ΜΙΚΡΟΣΥΓΚΕΝΤΡΩΣΕΙΣ ΠΗΓΜΑΤΟΕΙ Η ΤΟΝΑΛΙΤΕΣ -ΜΕΤΑΤΟΝΑΛΙΤΕΣ Τοναλίτης Πυροξενικός τοναλίτης έως γρανουλίτης ΜΟΝΖΟΓΡΑΝΙΤΗΣ ΒΙΟΤΙΤΙΚΟΣ ΜΙΚΡΟΓΡΑΝΙΤΗΣ ΑΜΦΙΒΟΛΙΤΙΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ Αµφιβολίτες Πηγής Αµφιβολιτικά εγκλείσµατα στον πορφυροειδή µεταγρανίτη και στα 105 καλιοαστριούχα απλιτοειδή Αµφιβολιτικά εγκλείσµατα στα τοναλιτικά και γρανιτοειδή πετρώµατα Εγκλείσµατα στα τοναλιτικά πετρώµατα Αµφιβολίτες Πλατανιάς ΥΠΟ-ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ ΜΥΛΩΝΙΤΙΩΜΕΝΟΙ ΟΦΕΙΤΑΣΒΕΣΤΙΤΕΣ ΑΣΒΕΣΤΟΠΥΡΙΤΙΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ ΑΝΩ-ΙΟΥΡΑΣΙΚΑ ΙΖΗΜΑΤΑ 115 ΦΩΤΟΓΡΑΦΙΕΣ 117 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4ο ΧΡΟΝΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΑ,ΒΙΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΑ ΚΑΙ ΡΑ ΙΟΧΡΟΝΟΛΟΓΙΚΑ Ε ΟΜΕΝΑ 4.1 ΓΕΝΙΚΟΙ ΠΕΡΙΟΡΙΣΜΟΙ ΒΕΒΑΙΟΤΗΤΕΣ ΠΡΟΣΕΓΓΙΣΕΙΣ ΧΡΟΝΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΗΣ ΕΞΕΛΙΞΗΣ 177 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5ο ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ ΓΕΝΙΚΑ ΧΗΜΙΣΜΟΣ ΤΩΝ ΜΙΓΜΑΤΙΤΙΩΜΕΝΩΝ ΜΕΤΑΪΖΗΜΑΤΩΝ ΧΗΜΙΣΜΟΣ ΤΟΝΑΛΙΤΩΝ -ΜΕΤΑΤΟΝΑΛΙΤΩΝ-,ΓΡΑΝΙΤΟ- 197 ΕΙ ΩΝ ΚΑΙ ΜΕΤΑΓΡΑΝΙΤΩΝ 5.3 ΧΗΜΙΣΜΟΣ ΤΩΝ ΒΑΣΙΚΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΠΟΛΥΣΤΟΙΧΕΙΑΚΑ ΙΑΓΡΑΜΜΑΤΑ ΤΩΝ ΒΑΣΙΚΩΝ ΠΕ- ΤΡΩΜΑΤΩΝ 222

10 ΙΑΓΡΑΜΜΑΤΑ ΣΠΑΝΙΩΝ ΓΑΙΩΝ ΤΩΝ ΒΑΣΙΚΩΝ ΠΕΤΡΩ- 227 ΜΑΤΩΝ 5.6 ΠΗΓΕΣ ΕΜΠΛΟΥΤΙΣΜΟΥ ΤΩΝ ΒΑΣΙΚΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΓΕΩΧΗΜΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΗΣ ΥΠΟ-ΗΦΑΙΣΤΕΙΑ- ΚΗΣ ΑΚΟΛΟΥΘΙΑΣ 231 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6 ΟΡΥΚΤΟΧΗΜΕΙΑ 6.1 ΜΕΘΟ ΟΙ ΑΝΑΛΥΣΗΣ ΤΩΝ ΟΡΥΚΤΩΝ ΓΡΑΝΑΤΕΣ Οι γρανάτες των µιγµατιτιωµένων µεταϊζηµάτων Η σύσταση των γρανατών σε σχέση µε τις συνθήκες µεταµόρφωσης Η σύσταση των γρανατών δείκτης της µεταµορφικής πορείας των µεταϊζηµάτων Οι γρανάτες των εγκλεισµάτων στους λευκοτοναλίτες Οι γρανάτες των ασβεστοπυριτικών πετρωµάτων ΚΟΡ ΙΕΡΙΤΗΣ Η περιεκτικότητα σε H 2 O των κορδιεριτών ΒΙΟΤΙΤΗΣ ΛΕΥΚΟΙ ΜΑΡΜΑΡΥΓΙΕΣ ΧΛΩΡΙΤΗΣ ΙΛΜΕΝΙΤΗΣ ΣΠΙΝΕΛΙΟΙ Μαγνητίτης Ερκυνίτης ΜΟΝΑΖΙΤΗΣ ΑΜΦΙΒΟΛΟΙ Η περιεκτικότητα των αµφιβόλων σε Ti ΠΥΡΟΞΕΝΟΙ Ορθοπυρόξενοι Κλινοπυρόξενοι ΠΛΑΓΙΟΚΛΑΣΤΑ ΚΑΛΙΟΥΧΟΙ ΑΣΤΡΙΟΙ ΣΚΑΠΟΛΙΘΟΙ 282

11 11 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7ο ΜΕΤΑΜΟΡΦΩΣΗ 7.1 ΜΙΓΜΑΤΙΤΙΩΜΕΝΑ ΜΕΤΑΪΖΗΜΑΤΑ Η έλλειψη πρωτογενούς µοσχοβίτη Η κατανάλωση βιοτίτη Ο σχηµατισµός λευκοσωµάτων Η απουσία ορθοπυροξένου Η παρουσία ερκυνίτη στους ρεστίτες Η παρουσία υπολειµµατικών γρανατών Η οµογενοποίηση των γρανατών Η αντικατάσταση γρανάτη από βιοτίτη Σχηµατισµός χλωρίτη-µοσχοβίτη ΣΤΑ ΙΑ ΜΕΤΑΜΟΡΦΩΣΗΣ ΤΩΝ ΜΕΤΑΪΖΗΜΑΤΩΝ ΒΑΣΙΚΟΙ ΓΡΑΝΟΥΛΙΤΕΣ Η αφυδάτωση κεροστίλβης και βιοτίτη Η απουσία γρανάτη Η ενυδάτωση των βασικών γρανουλιτών Η δηµιουργία τοναλιτικού τήγµατος ΣΤΑ ΙΑ ΜΕΤΑΜΟΡΦΩΣΗ ΤΩΝ ΒΑΣΙΚΩΝ ΓΡΑΝΟΥΛΙΤΩΝ ΓΕΩΘΕΡΜΟΒΑΡΟΜΕΤΡΙΑ 309 ΓΕΝΙΚΑ Γεωθερµοβαροµετρία στα µιγµατιτιωµένα µεταϊζήµατα Γεωθερµόµετρο γρανάτη-κορδιερίτη (Gt-Cd) Η ρύθµιση Thom pson (1976) Η ρύθµιση Holldaw ay & Lee (1977) Η ρύθµιση Lavrent yeva & Perchuk (1981a) Η ρύθµιση Perchuk & Lavrent yeva (1983) Η ρύθµιση Ellis (1986) Η ρύθµιση Bhattacharya etal.(1988) Μέση τιµή για το γεωθερµόµετρο γρανάτη-κορδιερίτη των Fonarev 318 et.al.(1991) Γεωθερµόµετρο γρανάτη-βιοτίτη Η ρύθµιση Holdaw ay & Lee (1977) Η ρύθµιση Ferry & Spear(1978) 321

12 Η ρύθµιση Perchuk (1981) Η ρύθµιση H odges & Spear(1982) Η ρύµθιση Perchuk & Lavrent yeva (1983) Η ρύθµιση Holdaw ay etal.(1997) Υπολογισµός Ρ,Τ µε το πρόγραµµα TW EEQ U ΓΕΩΒΑΡΟΜΕΤΡΙΑ ΣΤΟΥΣ ΤΟΝΑΛΙΤΕΣ-ΒΑΣΙΚΟΥΣ ΓΡΑ- 327 ΝΟΥΛΙΤΕΣ Γεωβαρόµετρο ολικού Alστις κεροστίλβες Η ρύθµιση Hollisteretal.(1987) Η ρύθµιση Johnson & Rutherford (1989) Η ρύθµιση Schm idt(1992) Εφαρµογή του γεωβαροµέτρου ολικού Alστις κεροστίλβες τοναλιτών-βασικών 330 γρανουλιτών ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ-πορεία P-T-t 332 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 8ο ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΓΕΝΙΚΑ ΣΥΓΚΛΙΝΟΝΤΑ Ή ΚΑΤΑΣΤΡΕΦΟΜΕΝΑ ΠΕΡΙΘΩΡΙΑ ΠΕΤΡΟΓΕΝΕΣΗ ΜΑΓΜΑΤΩΝ ΤΟΞΩΝ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΕΠΙ-ΗΠΕΙΡΩΤΙΚΗΣ ΟΠΙΣΘΟΤΟΞΕΙΑΣ ΛΕ- 341 ΚΑΝΗΣ ΤΗΣ ΓΕΥΓΕΛΗΣ Το ηπειρωτικό υπόβαθρο της λεκάνης Ηφαιστειότητα της λεκάνης-µαγµατισµός Πηγές εµπλουτισµού-ζώνες τροφοδοσίας του µάγµατος Το ιζηµατογενές κάλυµµα της λεκάνης ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 352 ΠΕΡΙΛΗΨΗ 353 SUM M ARY 357 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ 361 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ 2 405

13 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η παρούσα διατριβή εστιάζεται στη µελέτη των δύο µικρών ενοτήτων,της Πηγής και του Καραθόδωρου,που αποτελούν τη βορειότερη εµφάνιση της ζώνης Stip-Αξιού,όπως αυτή ορίσθηκε από τον K ockel(1986)στον ελληνικό χώρο. Χαρακτηριστικό των δύο αυτών ενοτήτων είναι η εντός τους στενή σύµπλεξη πηλιτικών και ηµιπηλιτικών µεταµορφωµένων πετρωµάτων,µιγµατιτών,όξινων,ενδιάµεσων και βασικών µαγµατιτών,αµφιβολιτών και πυροξενικών γρανουλιτών. Η υπαίθρια µελέτη των γεωλογικών σχέσεων µεταξύ των παραπάνω τύπων υποβάλλει την εντύπωση ότι η µεταξύ τους σύµπλεξη δεν είναι αποτέλεσµα µιας τυχαίας τεκτονικής συνεύρεσής τους.αντίθετα,υπάρχει πλήθος ενδείξεων ότι οι τύποι αυτοί µπορεί να έχουν δηµιουργηθεί από την αλληλεπίδραση τεκτονικών,µεταµορφικών και µαγ- µατικών φαινοµένων και,κατά συνέπεια,ότι µεταξύ τους µπορεί να υπάρχει στενή πετρογενετική σύνδεση. Η διερεύνηση αυτής της πιθανότητας,η µελέτη του γενεσιουργού αιτίου και των µηχανισµών µιας τέτοιας αλληλεπίδρασης,καθώς και η ένταξη των σχετικών φαινοµένων στη γεωλογική εξέλιξη της ευρύτερης περιοχής αποτέλεσαν το κίνητρο για την ανάληψη της παρούσας µελέτης. Οι ενότητες Πηγής και Καραθόδωρου βρίσκονται στο ανατολικό περιθώριο της ευρύτερης ζώνης Βαρδάρη Αξιού,µεταξύ των τµηµάτων του οφειολιθικού συµπλέγµατος της Γευγελής και των γρανιτικών εµφανίσεων Φανού και Πλατανιάς,ενώ η άποψη ότι η ζώνη Stip-Αξιός έχει µια κοινή προϊστορία µε την οµάδα Βερτίσκου της Σερβοµακεδονικής ζώνης αποτελεί µια εξίσου βάσιµη υπόθεση. Η ζώνη Βαρδάρη Αξιού είναι ίσως η πολυπλοκότερη από τις εµφανιζόµενες στον ελληνικό χώρο και παρά το µεγάλο πλήθος των εργασιών που έγιναν σ αυτή δεν έχει ακόµα ξεκαθαρίσει στις λεπτοµέρειες µια κοινά αποδεκτή εικόνα για την εξέλιξή της.η παρουσία µελών οφειολιθικών ακολουθιών στο εσωτερικό της είναι µια από τις κύριες αιτίες για τις πολλές και διαφορετικές προτάσεις που έγιναν κατά καιρούς σε σχέση µε την παλαιογεωγραφική και γεωδυναµική εξέλιξη αυτής της ζώνης και της σχέσης της µε τις γειτονικές ζώνες.ακόµη,η από παλιά µελέτη της από διάφορες σχολές γεωλόγων µε

14 14 διαφορετικές εµπειρίες και προκαταλήψεις στην Ελλάδα και στην πρώην Γιουγκοσλαβική ηµοκρατία της Μακεδονίας,συνέτεινε στην ποικιλότητα των προτάσεων µάλλον, παρά στη σύγκλιση των απόψεων. Η παρούσα εργασία δεν αποσκοπεί κατά κύριο λόγο στη συζήτηση επί των πολλών διαφορετικών απόψεων που αφορούν τα πολλά επιµέρους θέµατα που σχετίζονται µε τη γεωλογία της ζώνης Βαρδάρη Αξιού.Απλά,εστιάζεται σε ένα πολύ µικρό τµήµα της ζώνης αυτής,συγκεκριµένα στις δυο µικρές ενότητες Πηγής και Καραθόδωρου και στον περιγυρό τους,και µελετάει σε ένα τέτοιο στενότερο πλαίσιο τη διαδοχή και αλληλοσύ- µπλεξη των τεκτονικών,µαγµατικών και µεταµορφικών φαινοµένων.ο περιορισµός αυτός βέβαια δε σηµαίνει ότι αγνοείται η ανάγκη ένταξης σε ευρύτερα γεωλογικά πλαίσια και συσχέτισης µε τα συµπεράσµατα των παλαιότερων στον ευρύτερο χώρο µελετών.το αντίθετο,και προηγούµενα ασφαλή συµπεράσµατα λαµβάνονται υπόψη και αξιοποιούνται,αλλά και τα συµπεράσµατα της µελέτης αυτής ελέγχονται στο κατά πόσο εντάσσονται οµαλά ή ίσως συγκρούονται µε ήδη παραδεδεγµένα για τη γεωλογική εξέλιξη της ευρύτερης περιοχής. Εξάλλου,όπως θα φανεί από τα συµπεράσµατα της εργασίας αυτής,τα φαινόµενα που µελετήθηκαν δεν έχουν απλά τοπικό ενδιαφέρον.στην ουσία µελετήθηκαν οι τεκτονικές,µαγµατικές και µεταµορφικές µεταβολές που συνοδεύουν τη µετάβαση από την κατάσταση ηπειρωτικής έκτασης στην κατάσταση ανοίγµατος µιας οπισθοτόξειας περιθωριακής ωκεάνιας λεκάνης.από την άποψη αυτή η παρούσα εργασία µε τα συµπεράσµατά της παρέχει ένα παράδειγµα για τους µηχανισµούς και τις µεταβολές που συνοδεύουν µιαν ενδιαφέρουσα περίπτωση γεωτεκτονικής εξέλιξης. Το πετρογραφικό µέρος της εργασίας έγινε στα εργαστήρια του Τοµέα Ορυκτολογίας Πετρολογίας Κοιτασµατολογίας του Τµήµατος Γεωλογίας του Α.Π.Θ.ενώ οι χηµικές αναλύσεις ορυκτών και πετρωµάτων έγιναν στο Ινστιτούτο Ορυκτολογίας - Πετρογραφίας του Πανεπιστηµίου της Κολωνίας και στο ινστιτούτο Γεωλογίας του Πανεπιστηµίου του Εδιµβούργου. Πιστεύω,εδώ,ότι είναι αναγκαίο να εκφράσω τις ευχαριστίες µου προς τον Καθηγητή κ.σ. ηµητριάδη πρώτον: για την επιλογή και ανάθεση του θέµατος της διδακτορικής µου διατριβής και δεύτερον:για την πολύτιµη βοήθειά του κατά τη διεκπεραίωση της συγγραφής της.

15 15 Ιδιαίτερα τον ευχαριστώ για την περίοδο της αφετηριακής µου προσπάθειας,όπου µε την επιστηµονική του καθοδήγηση και στήριξη κατόρθωσα να ξεπεράσω αρκετές ανθρώπινες δυσκολίες. Με την ίδια διάθεση ευγνωµοσύνης απευθύνω ευχαριστίες και στα µέλη της Τριµελούς µου Επιτροπής:Καθηγητή κ.γ.χριστοφίδη και επικ.καθηγητή κ.τ.σολδάτο,για τη συνεχή επιστηµονική παρακολούθηση και βοήθεια που µου προσέφεραν,όπως και τους.μουντράκη,καθηγητή,α.κασώλη-φουρναράκη,καθηγήτρια,α.κορωναίο, επικ.καθηγητή και Β.Τσικούρα,Λέκτορα,µέλη της εξεταστικής επιτροπής για τις ουσιαστικές παρατηρήσεις τους. Επίσης δεν παραλείπω να ευχαριστήσω: - τον Prof.Dr.Ε.Seidelγια την εποικοδοµητική συνεργασία και την υλικοτεχνική υποδοµή,που µου παρείχε για την πραγµατοποίηση µικροαναλύσεων και χηµικών αναλύσεων,κατά τη διάρκεια της 3µηνης επίσκεψής µου µε το πρόγραµµα Έρασµος στο Ινστιτούτο Ορυκτολογίας -Πετρογραφίας του Πανεπιστηµίου της Κολωνίας. Τον Prof.Dr.Ε.Seidelκαι την Anne-Marie Seidelευχαριστώ επίσης για την ελληνική φιλοξενία που µου προσέφεραν κατά τη διάρκεια της παραµονής µου στην Κολωνία. Ευχαριστώ θερµά: - τον J.E.Dixon για την πραγµατοποίηση µέρους των χηµικών αναλύσεων στο εργαστήριο Γεωχηµείας του Πανεπιστηµίου του Εδιµβούργου. - την Καθηγήτρια G.Pe-Piperγια την πραγµατοποίηση µέρους των χηµικών αναλύσεων στο εργαστήριο Γεωχηµείας του Πανεπιστηµίου St.M ary s στο Halifax,καθώς και για τις εποικοδοµητικές συζητήσεις που είχα µαζί της. - τον Καθηγητή του Ωκεανογραφικού Ινστιτούτου του Bedford L.F.Jansa και τους J.Dixon,D.Piper,V.Owen,για τις ενδιαφέρουσες συζητήσεις που είχα µαζί τους. - τον Καθηγητή κ.γ.ελευθεριάδη για τη διευθέτηση θεµάτων που αφορούσαν την παραµονή και εργασία µου στο Πανεπιστήµιο της Κολωνίας καθώς και για την οικονο- µική κάλυψη σεµιναρίων για την απόκτηση στοιχειωδών γνώσεων στη γερµανική γλώσσα. - τους καθηγητές κ.κ.μ.βαβελίδη,κ.μιχαηλίδη,α.φιλιππίδη,α.κασώλη,α. Τσιραµπίδη και Α.Γεωργακόπουλο που διετέλεσαν πρόεδροι του Τοµέα κατά τα έτη που πραγµατοποιήθηκε η διατριβή µου και µου παρείχαν όλα τα αναγκαία µέσα γι αυτήν

16 16 - τον καθηγητή κ.σ.σκλαβούνο και την λέκτορα Ε.Παυλίδου για τις διευκολύνσεις που µου παρείχαν στο ηλεκτρονικό µικροσκόπιο σάρωσης του Α.Π.Θ.. - τον λέκτορα.κωστόπουλο,τους επικ.καθηγητές Γ.Συρίδη,Α.Κορωναίο,την Α.Λιάτη και τους συναδέλφους µου κ.κ.δρ.λ.παπαδοπούλου,β.μέλφο,α.ασβεστά, Μ.Τρανό για τις χρήσιµες συζητήσεις που είχα µαζί τους,καθώς και τους φίλους Φωτεινή,Λευτέρη,Κατερίνα,Κωνσταντίνα και Αλέκο για τη βοήθειά τους σε θέµατα υπολογιστή. - τους συναδέλφους µου στο Πανεπιστήµιο της Κολωνίας Uwe,A ndreas,thom as και Dr.Stosch για την βοήθειά τους κατά τη διάρκεια της εκεί εργασίας µου,σε εργαστηριακά κυρίως θέµατα που αφορούσαν τις µικροαναλύσεις των ορυκτών και την ανάλυση των σπανίων γαιών.ιδιαίτερα ευχαριστώ την Anja M ashenhollγια την πολύτιµη βοήθειά της καθ όλη τη διάρκεια πραγµατοποίησης των χηµικών µου αναλύσεων και τον Marcus Klein για τη βοήθειά του στο µικροαναλυτή. - Επίσης ευχαριστώ το συνάδελφο Π.Ασλανίδη,τη σύζυγό του και την κυρία Ελένη Αθανασιάδου για τη συµπαράστασή τους κατά τη διάρκεια της παραµονής µου στην Κολωνία. - τους παρασκευαστές του Τοµέα Ορυκτολογίας - Πετρολογίας - Κοιτασµατολογίας Γ.Μιχαηλίδη και.κατσίκα και τον αείµνηστο Σ.Μιχαλούδη για την έγκαιρη και τεχνικά άρτια κατασκευή των λεπτών τοµών που απαιτήθηκαν για τη διατριβή,την κ.ε. Κόταλη για την βοήθειά της σε θέµατα χηµείου καθώς και τη γραµµατεία του Τοµέα. - τη φιλόλογο κ.ολυµπία Αποξούδη για τις χρήσιµες παρατηρήσεις της Ευχαριστίες ιδιαίτερες οφείλω και εκφράζω προς το Ίδρυµα Κρατικών Υποτροφιών για τη σηµαντική για µένα οικονοµική ενίσχυση που µου παρείχε και που ήταν καθοριστική,για την πραγµατοποίηση των αναγκαίων εργασιών υπαίθρου. Ευχαριστίες και στους αγαπητούς φίλους Ελένη και Ηλία για το σπίτι που µου παραχώρησαν στην Πηγή προκειµένου να πραγµατοποιήσω τις εργασίες υπαίθρου και για την εγκάρδια φιλοξενία τους κατά τις εκεί επισκέψεις µου. Οµοίως εκφράζω τις πολλές µου ευχαριστίες στους οικείους µου και ιδιαιτέρως στη µητέρα µου,στο σύζυγό µου και στους αδελφούς µου Μάριο και Νικόλαο για την ηθική και οικονοµική στήριξη που µου παρείχαν,καθώς και για το αµείωτο ενδιαφέρον και κατανόηση που έδειξαν καθ όλη τη διάρκεια πραγµατοποίησης της εργασίας µου,την ο- ποία τους αφιερώνω.

17 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ 1.1 ΘΕΣΗ ΤΩΝ ΕΝΟΤΗΤΩΝ ΠΗΓΗΣ ΚΑΙ ΚΑΡΑΘΟ ΩΡΟΥ Τα µεταµορφωµένα πετρώµατα των ενοτήτων Πηγής και Καραθόδωρου αποτελούν τη βορειότερη εµφάνιση της ζώνης Stip -Αξιού στον ελληνικό χώρο.βρίσκονται στο α- νατολικό περιθώριο της ζώνης Βαρδάρη -Αξιού (υποζώνη προ-παιονίας)µεταξύ τµηµάτων του οφειολιθικού συµπλέγµατος της Γευγελής και δύο γρανιτικών εµφανίσεων,αυτών του Φανού και της Πλατανιάς (Σχ.1.1). Η συνύπαρξη ετερόκλιτων πετρωµάτων δηλαδή µεταµορφωµένων και µαγµατικών ό- ξινης και βασικής σύστασης αποτελούν το χαρακτηριστικό γνώρισµα της ζώνης Stip Αξιού. Σκοπός της παρούσας διατριβής είναι η περιγραφή και µελέτη των φαινοµένων µερικής τήξης που εµφανίζονται στις δύο ενότητες,η γενετική τους σύνδεσή τους µε τους άλλους λιθολογικούς τύπους που εµφανίζονται σε αυτές και συµπλέκονται µε τους «µιγ- µατιίτες» Πηγής και Καραθόδωρου και η διερεύνηση ένταξης όλων αυτών σε ένα κοινό γεωτεκτονικό πλαίσιο εξέλιξης. 1.2 ΖΩΝΗ ΑΞΙΟΥ Η ζώνη Βαρδάρη -Αξιού (Kossmat1924)εκτείνεται από τo Πανονικό λεκανοπέδιο και συνεχίζει νοτιότερα µε διεύθυνση ΒΒ -ΝΝΑ ακολουθώντας τη γενική διάταξη των ειναρίδων και των Ελληνίδων οροσειρών. Στο χώρο της πρώην Γιουγκοσλαβίας η ζώνη αυτή χωρίζεται σε δύο κλάδους από το τέµαχος του Jadar.Οι Bulle & Rollet(1970)και Karam ata etal.(1980)διακρίνουν εκεί τρείς υποζώνες:

18 18 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο π.αξιός Σχ.1.1:Θέση της ζώνης Stip-Αξιού σε σχέση µε τις επιµέρους υποζώνες στις οποίες διαιρείται η ευρύτερη ζώνη Βαρδάρη-Αξιού (K ockel,σε Jacobshagen 1986,µε πλαίσιο σηµειώνεται η περιοχή µελέτης). i)τη δυτικότερη υποζώνη (νοτιότερα οι ζώνες Lepena και Κlepa) που περιλαµβάνει υπερβασικά πετρώµατα,γάββρους και βασαλτικά πετρώµατα,καθώς και µία ηφαιστειοϊζηµατογενή σειρά Τριαδικής και Ιουρασικής ηλικίας.η µεσοζωική ιζηµατογένεση κλείνει µε την απόθεση µιας κρητιδικής φάσης. ii)την κεντρική υποζώνη (νοτιότερα οι ζώνες Skopska,Crna Gora και Titov-Veles) που περιλαµβάνει κυρίως χαµηλού βαθµού µεταµόρφωσης ιζήµατα ηπειρωτικού περιθωρίου,όπως τα τµήµατα ηπειρωτικών τεµαχών Κοpaonik και Jadar,ηλικίας Κατώτερου έως αρχές Ανώτερου Τριαδικού,ιζήµατα Σενωνίου,καθώς και µαγµατικά πετρώµατα. iii)την ανατολική υποζώνη (στο νότο οι ζώνες Karadagh και Stip)που περιλαµβάνει υπερβασικά,βασικά και γρανιτικά πετρώµατα,καθώς και µεταϊζήµατα χαµηλού,µέσου και υψηλού βαθµού µεταµόρφωσης.τα τελευταία συνδέονται µε µιγµατίτες και S -τύπου άνω ιουρασικούς γρανίτες (π.χ.οι γρανίτες Lojane,Stip,Furka).Ο γρανίτης Lojane

19 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ 19 (Rollet 1969) διεισδύει σε σερπεντινίτες και παρουσιάζει αναλογίες µε το γρανίτη του Stip που εµφανίζεται νοτιότερα.θεωρείται πιθανά Παλαιοζωικής ηλικίας,αν και τα δεδοµένα ραδιοχρονολογήσεων δείχνουν µια επαναδραστηριοποίηση και τοποθέτηση στη σηµερινή του θέση κατά το Άνω Ιουρασικό (Soptrajanova 1966,Soptrajanova 1967,βλ. σε Spray etal.1984).eπίσης,µια κρητιδική ηφαιστειότητα και ιζηµατογένεση αναφέρεται ότι έλαβε χώρα στην υποζώνη αυτή. Η ζώνη Αξιού στην Ελλάδα περιγράφεται ως η εσωτερική οφειολιθική συρραφή (I.R.O.) των Εσωτερικών Ελληνίδων (Σχ.1.1,Μουντράκης 1985).Η ζώνη αυτή κατά τον Κossm at(1924) βρίσκεται µεταξύ δύο ηπειρωτικών τεµαχών,της Σερβοµακεδονικής (ΣΜΜ) στα ανατολικά και της Πελαγονικής στα δυτικά.στο ανατολικό όριο της ζώνης Αξιού µε την ΣΜΜ παρεµβάλλονται τµήµατα της Περιροδοπικής ζώνης,έτσι όπως αυτή ορίστηκε ως ξεχωριστή µονάδα από τους K auffm ann etal.(1976),k ockel & Mollat(1977)και Kockel(1979). Εξαιτίας λιθοστρωµατογραφικών και τεκτονικών διαφοροποιήσεων κατά πλάτος της ζώνης και µετά από µία σειρά διαχωρισµών (βλ. O ssw ald 1938, K ober 1952, Petkovic,1958,A ubouin 1959,Brunn 1961) η οριστική διαφοροποίησή της έγινε από τον Mercier (1966a/68) και Mercieretal.(1975),οι οποίοι διέκριναν από τα ανατολικά προς τα δυτικά τρείς υποζώνες:α) υποζώνη Παιονίας β)υποζώνη Πάϊκου και γ) υποζώνη Αλµωπίας (Πιν.1.1). Μια προσπάθεια συσχέτισης των υποζωνών που προαναφέρθηκαν στο χώρο της πρώην Γιουγκοσλαβίας µε τις αντίστοιχες υποζώνες Αλµωπίας,Πάϊκου και Παιονίας έγινε από τους Bulle & Rollet(1970,σχ.ΙΙ-4 Β p.23). Η συνέχεια της ζώνης διακόπτεται νοτιότερα και µόνο τµήµατα της υποζώνης Παιονίας εµφανίζονται στη Χαλκιδική.Η ζώνη συνεχίζει στο Αιγαίο όπου περιλαµβάνει µερικά από τα νησιά των Βορείων Σποράδων και στη συνέχεια κάµπτεται σε διεύθυνση Α-.Τµήµατα της ζώνης αυτής εµφανίζονται ξανά στη Χίο και στη Μικρά Ασία,ενώ οι οφειόλιθοι της Σαµοθράκης,που παρουσιάζουν κοινούς γεωχηµικούς χαρακτήρες και ένα ανάλογο γεωτεκτονικό πλαίσιο εξέλιξης µε τους οφειολίθους της Γευγελής,έχει προταθεί από τους Tsikouras & Hatzipanagiotou (1998)ότι σχετίζονται µε τους τελευταίους σύµφωνα µε δύο προτεινόµενα µοντέλα κοινής γεωτεκτονικής εξέλιξης. Η ζώνη Αξιού περιλαµβάνει οφειολιθικά τµήµατα και αλπικά ιζήµατα,πελαγικά και νηριτικά,ενώ τµήµατα µεταµορφωµένων πετρωµάτων βρέθηκαν να παρεµβάλλονται µεταξύ των αλπικών σχηµατισµών της ζώνης.η ηλικία των µεταµορφωµένων πετρωµάτων

20 20 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο θεωρείται παλαιοζωική,µε πιθανή συσχέτιση και προέλευσή τους από τη Σερβοµακεδονική µάζα ή τη Ροδόπη από την οποία αποσπάσθηκαν κατά τη διάρκεια των αλπικών ορογενετικών κινήσεων (βλ.π.χ.ricou etal.1998). Πίν.1.1.Οι υποδιαιρέσεις της ζώνης Βαρδάρη Αξιού από διαφόρους ερευνητές και η γεωλογική της θέση µεταξύ των κύριων µαζών στις εσωτερικές Ελληνίδες (από Jacobshagen 1986) K O SSM A T (1924) D IM IT R IJE V IC (1974) MERCIER (1966/68) KOCKEL (1979) Πελαγονική µάζα Πελαγονική µάζα Πελαγονική ζώνη Πελαγονική + ζώνη Κorab Ενότητα ΕνότηταΑλµωπίας Ζώνη Αλµωπίας Ενότητα Πάϊκου Ζώνη Βαρδάρη Κεντρική υποζώνη Βαρδάρη Ζώνη Πάϊκου Υποζώνη προ- Ενότητα Γευγελής Μάζα Stip-Αξιός εσωτερική υποζώνη Βαρδάρη Παιονίας Ζώνη Παιονίας Περιροδοπική ζώνη Μάζα Ροδόπης Σερβοµακεδονική Μάζα Σερβοµακεδονική Ζώνη Σερβοµακεδονική µάζα Αναφορικά µε την απόθεση των µολασσικών ιζηµάτων στη λεκάνη του Αξιού,αυτή άρχισε το Λουτήσιο (Ωβέρσιο).Η ιζηµατογένεση άρχισε µε νηριτικούς ασβεστόλιθους ενώ τα ανώτερα στρώµατα περιλαµβάνουν κυρίως ηπειρωτικής προέλευσης ιζήµατα. Στο ηω-ολιγόκαινο (Πριαµπόνιο)στο κεντρικό τµήµα της ζώνης του Αξιού λειτουργούσε µία µοναδική µολασσική λεκάνη. Ο Mercier (1966/68) διακρίνει τρείς παραµορφωτικές φάσεις στις οποίες ταξινοµεί τεκτονικές δοµές που δηµιουργήθηκαν κατά την κύρια ορογενετική φάση ηω-κρητιδικού-ηωκαίνου: α)η φάση ηλικίας µέσου Πορτλανδίου ή τελικού ηω-κρητιδικού.η φάση αυτή συνδέεται µε το σχηµατισµό µικρών συµµεταµορφικών ισοκλινών πτυχών εντός των ανατολικών Παιονικών ενοτήτων,των προ-παιονικών ενοτήτων και εντός της Πελαγονικής ζώνης.καµία µεγαδοµή δεν έχει βρεθεί που να συνδέεται µε τη φάση αυτή.

21 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ 21 β)η φάση τελικού Κρητιδικού - Κατώτερου Ηωκαίνου δηµιουργεί κεκλιµένες πτυχές,µε καλά αναπτυγµένη σχιστότητα κατά το αξονικό τους επίπεδο στις ενότητες της α- νατολικής Παιονίας,καθώς και λεπίωση του υποβάθρου των προ-παιονικών ενοτήτων. γ)η φάση του Πριαµπονίου (Ανώτερο Πριαµπόνιο -βάση Ολιγοκαίνου),δηµιουργεί λεπίωση του υποβάθρου εντός των προ-παιονικών ανατολικών ενοτήτων,λεπίωση του καλύµµατος µε σχηµατισµό πτυχών,σχιστότητα ρηγµάτωσης κατά το αξονικό επίπεδο πτυχών στις ανατολικές και κεντρικές ενότητες της Αλµωπίας. O ι νεώτερες τεκτονικές δοµές κατά τον ίδιο περιλαµβάνουν ρήγµατα µε εγκάρσιες κινήσεις,ηλικίας ανώτερου Πλειοκαίνου προ-ποντίου.οι δοµές αυτές περιόρισαν τις η- φαιστειοτεκτονικές τάφρους που είχαν ήδη δηµιουργηθεί. Ο Μουντράκης (1985) σηµειώνει ότι δύο κύριες ορογενετικές φάσεις διακρίνονται στη ζώνη του Αξιού:α)η πρώιµη ορογενετική φάση που έλαβε χώρα κατά τη διάρκεια του Άνω Ιουρασικού και β)η κύρια ορογενετική φάση που συνδέεται µε τις Τριτογενείς κινήσεις που διαµόρφωσαν οριστικά τη ζώνη. Η Σερβοµακεδονική µάζα επωθείται στο ανατολικό τµήµα αυτής της ζώνης. 1.3 ΠΑΛΑΙΟΓΕΩΓΡΑΦΙΚΟΣ ΡΟΛΟΣ ΤΗΣ ΖΩΝΗΣ ΑΞΙΟΥ Ο παλαιογεωγραφικός ρόλος της ζώνης αυτής αναγνωρίστηκε για πρώτη φορά από τον K ossm at (1924).Θεωρήθηκε ότι αντιπροσωπεύει τη ζώνη συρραφής του ωκεανού «Βαρδάρη - Αξιού» που λειτούργησε κατά το Μεσοζωικό (βλέπε επίσης Brunn 1956, Mercier1966/73,Bebien & Mercier1977,Jacobshagen etal.1978,karam ata etal.1980, Vergely 1984,Mountrakis etal.1987,dimitriadis & Asvesta 1993).Υποστηρίχθηκε α- κόµη ότι η ζώνη αυτή αντιπροσωπεύει τµήµα του ωκεανού της παλαιο -Τηθύος (οφειόλιθοι Αλµωπίας),µε ωκεάνιο φλοιό και ιζήµατα βαθιάς θάλασσας (Sengör etal.1984, Robertson & Dixon 1984)που οριοθετούσε το ηπειρωτικό τέµαχος της Απουλίας από το Τριαδικό έως το Ιουρασικό. Σύµφωνα µε την πρώτη άποψη µία αρχική τάφρος που δηµιουργήθηκε από µία άνω τριαδική ηπειρωτική διάρρηξη εξελίχθηκε σε έναν "µικρό ωκεανό" κατά το Κατώτερο και Μέσο Ιουρασικό,και χαρακτηρίζεται από τη δηµιουργία ωκεάνιου φλοιού και ιζηµατογένεσης στο γειτονικό ηπειρωτικό περιθώριο (οµάδα Σβούλας) (βλ. A ubouin et al. 1979,Baroz etal.1987, Aσβεστά 1992,Dimitriadis & Asvesta 1993). Ο ωκεανός αυτός εξελίχθηκε στο Μεσοζωικό µεταξύ δύο ηπειρωτικών περιθωρίων. Το σηµερινό ανατολικό περιθώριο της ζώνης αυτής θεωρείται γενικά ότι αντιπροσωπεύει

22 22 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο το νότιο τµήµα της Ευρασιατικής πλάκας που κατά το Μεσοζωικό ήταν ενεργό ηπειρωτικό περιθώριο,ενώ το δυτικό τµήµα της ζώνης αποτελεί πιθανά τµήµα του βορείου περιθωρίου της Γκοντβάνας που αντιστοιχεί κυρίως στην Αφρικανική και Αραβική πλάκα και ήταν κατά το Μεσοζωικό παθητικό. Το ωκεάνιο υπόβαθρο της λεκάνης του Βαρδάρη-Αξιού σχηµατίστηκε κατά το Μέσο-Τριαδικό,τόσο από έκχυση όσο και από ενδοκεάνιες διαδικασίες υποβύθισης σε συνθήκες υψηλών θερµοκρασιών (ύπαρξη αµφιβολιτικών τεκτονικών πελµάτων,κnipperet al.1986).ο ωκεανός αυτός έκλεισε κατά τη διάρκεια ενός επεισοδίου (Τεκτονική φάση JE1,Vergely 1984)στο Ανώτερο Ιουρασικό,µε την "επώθηση" των οφειολίθων από τα ανατολικά προς τα δυτικά µέσω ενδοωκεάνιων επωθητικών δοµών στα περιθώρια των παρακείµενων ηπειρωτικών τεµαχών (ΣΜΜ και Πελαγονική µάζα)που τον οριοθετούσαν.η επώθηση των οφειολίθων στον ηπειρωτικό φλοιό σφραγίστηκε µε αποθέσεις Α- νώτερου Ιουρασικού -Κατώτερου Κρητιδικού (Cadet1980).Η ζώνη αυτή δε διέφυγε τις Τριτογενείς αλπικές κινήσεις (Bernoulli& Laubscher1972). Ιζήµατα,τόσο ωκεάνιας όσο και ηπειρωτικής προέλευσης,αποτέθηκαν στη λεκάνη αυτή κατά το Μεσοζωικό αλλά και το Καινοζωικό (Mercier 1966/68, Kockelet al. 1977).M ερικά µόνο τµήµατα πιθανής προ-τριαδικής ηλικίας παρεµβάλλονται στη ζώνη. Y πάρχει επίσης η άποψη ότι οι δύο οφειολιθικές υποζώνες της ζώνης του Αξιού δη- µιουργήθηκαν σε δύο ξεχωριστές ωκεάνιες λεκάνες που λειτούργησαν σχεδόν ταυτόχρονα (βλ.βebien et al.1980,vergely 1984,Robertson & D ixon 1984,Mussalam & Jung 1986,De W et1989).στη δυτική οφειολιθική ζώνη οι ωκεάνιες εκχύσεις έλαβαν χώρα κατά το K άτω -M έσο Ιουρασικό.Η έναρξη της πλάγιας προς τα ανατολικά υποβύθισης έγινε κατά το M έσο Ιουρασικό (Baroz etal.1987). Αντίθετα,οι Godfriaux & R icou (1991) και Ricou & G odfriaux (1991) εγκαταλείπουν την προηγούµενη άποψη των Mercier (1966/68) και Vergely (1984) ότι η ζώνη Βαρδάρη - Αξιού αποτελεί οφειολιθική συρραφή αποτελούµενη από δύο ξεχωριστές ο- φειολιθικές ζώνες που διαχωρίζονται από τη ράχη του Πάϊκου. Αυτοί δέχονται ότι οι ο- φειόλιθοι στα δυτικά του Πάϊκου αποτελούν µεταφερµένα τεκτονικά καλύµµατα που έ- χουν τις «ρίζες» τους στους οφειόλιθους της Γευγελής,ενώ το Πάϊκο αποτελεί τεκτονικό παράθυρο που αποκαλύπτεται κάτω από τους επωθηµένους προς τα δυτικά οφειόλιθους. Τα µεταµορφωµένα πετρώµατα αυτής της ζώνης αποτελούν τεκτονικά ράκη µε προέλευση από την ΣΜΜ.Η επώθηση αυτών των καλυµµάτων από τα ανατολικά προς τα δυτικά έγινε µετά την απόθεση των άνω-κρητιδικών ασβεστολίθων της ζώνης.

23 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ 23 Οι Ricou & Godfriaux (1995)βελτιώνοντας τις απόψεις τους υποστηρίζουν ότι ο ω- κεανός Βαρδάρη Αξιού αντιπροσώπευε κατά το Κρητιδικό µια λεκάνη στο µέτωπο µιας ηπείρου που βρισκόταν ανατολικότερα και τροφοδοτούνταν µε ολισθοστρώµατα α- πό τα Ροδοπικά συµµεταµορφικά καλύµµατα που δηµιουργούνταν εκείνη την περίοδο.η εξέλιξη που προτείνουν αυτοί για την περιοχή περιλαµβάνει δύο στάδια: Τα µεταµορφωµένα τµήµατα της ζώνης αντιπροσωπεύουν «ολισθοστρώµατα» που τοποθετήθηκαν στη λεκάνη του Αξιού η οποία λειτουργούσε κατά το Κρητιδικό πριν α- πό την µετα-κρητιδική επωθητική τεκτονική που τα τοποθέτησε πάνω στο «παράθυρο» του Πάϊκου.Αυτά τα τεµάχη,υψηλού βαθµού µεταµόρφωσης,έχουν προέλθει από την ΣΜΜ ή τη Ροδόπη (Bonev etal.1995,burg etal.1995a),ερµηνεία που ήδη είχε υποστηριχθεί από τον Karam ata (1981)για ανάλογους σχηµατισµούς βορειότερα. Οι Ricou & Godfriaux (1995)δε βρίσκουν στοιχεία που να τεκµηριώνουν την άποψη των Mercier& Vergely (1995)ότι το Πάϊκο αποτελούσε κατά το Ιουρασικό ηφαιστειακό τόξο,ενώ για τους ρυόλιθους του Πάϊκου δίνουν µια Περµο-Λιθανθρακοφόρο ηλικία.οι ίδιοι υποστηρίζουν ότι η ιστορία της λεκάνης του Αξιού δεν παρουσιάζει κανένα παρα- µορφωτικό γεγονός παλαιότερο από το µετα-κρητιδικό επωθητικό γεγονός.η άποψή τους αυτή έρχεται και πάλι σε αντίθεση µε αυτή των Mercier& Vergely (1995)οι οποίοι θεωρούν ότι οι µετακρητιδικές επαφές στο Πάϊκο προέκυψαν από επαναδραστηριοποίηση παλαιότερων Ιουρασικών δοµών (JE 1 παραµορφωτική φάση,vergely 1984). Οι Ricou etal.(1998)υποστηρίζουν ότι ο ωκεανός Βαρδάρη Αξιού αντιπροσώπευε µία τάφρο που δηµιουργήθηκε κατά το Μέσο Τριαδικό και οριοθετούνταν από δύο παθητικά περιθώρια ενώ το αρχικό ανατολικό παθητικό περιθώριο µετατρέπεται σε ενεργητικό κατά το µέσω-άνω Ιουρασικό υπερκείµενο ζώνης υποβύθισης κάτω από το «µαγµατικό τόξο της Γευγελής» το οποίο έπαυσε να είναι ενεργό κατά το ηω-κρητιδικό.η υποβύθιση συνεχίστηκε κατά το Κρητιδικό και µετά την έναρξη της επώθησης των οφειολίθων στα γειτονικά ηπειρωτικά τεµάχη µε τη λεκάνη που υπήρχε να τροφοδοτείται κατά την περίοδο αυτή µε ολισθοστρώµατα. Οι Kostopoulos etal.(2001),υποστηρίζουν ότι η υποβύθιση στη ζώνη Βαρδάρη Α- ξιού πρέπει να άρχισε στο Κάτω Ιουρασικό.Αυτό προκύπτει από χρονολογήσεις που έ- καναν σε ζιρκόνια του γρανίτη του Μονοπήγαδου και έδωσαν ηλικία Ma.Επειδή ο γρανίτης του Μονοπήγαδου θεωρείται γρανίτης τύπου ηφαιστειακού τόξου,την ηλικία αυτή πιθανολογούν ως έναρξη λειτουργίας του µαγµατικού τόξου της Γευγελής.

24 24 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Ο Robertson (2002)σε µια προσπάθεια συγκερασµού των υπαρχουσών απόψεων για τους οφειολίθους της Ανατολικής Μεσογείου αναφερόµενος στο σύµπλεγµα της Γευγελής υποστηρίζει ό,τι αυτό δηµιουργήθηκε σε οπισθοτόξεια λεκάνη τύπου Άνδεων στο νότιο περιθώριο της Ευρασίας.Το σύµπλεγµα αυτό παρουσιάζει σχέσεις διείσδυσης µε τις γειτονικές ηπειρωτικές ενότητες,απουσιάζουν απ αυτό τα αµφιβολιτικά µεταµορφικά πέλµατα και η έκθεσή του στην επιφάνεια έγινε µε ανύψωση χωρίς µεγάλης κλίµακας επωθητικές µετατοπίσεις. 1.4 ΥΠΟΖΩΝΗ ΠΑΙΟΝΙΑΣ Η υποζώνη Παιονίας αντιπροσωπεύει το ανατολικό τµήµα της ζώνης Βαρδάρη -Αξιού.Μεταξύ αυτής και της Σερβοµακεδονικής µάζας που βρίσκεται ανατολικότερα παρεµβάλλονται τµήµατα της Περιροδοπικής ζώνης,όπως αυτή ορίστηκε από τους Mercier (1966/68)και Kauffm ann etal.(1976). Προς τα δυτικά η υποζώνη της Παιονίας οριοθετείται από την υποζώνη του Πάϊκου. Τµήµατα της ανατολικής κατωφέρειας του Πάϊκου µαζί µε τα δυτικότερα τµήµατα της υ- ποζώνης της Παιονίας ονοµάστηκαν µε ένα κοινό όρο «υποζώνη προ-παιονίας» (Μercier 1966/68).Η διάκριση στηρίχθηκε στην ιδιαίτερη λιθολογική σύσταση του δυτικού αυτού τµήµατος της ζώνης και στη διαφορετική στρωµατογραφική του εξέλιξη συγκριτικά µε την «Ανατολική Παιονία» που χαρακτηρίζεται ως η κύρια αύλακα (Μουντράκης 1985). Η υποζώνη Παιονίας περιλαµβάνει µεσοζωικούς και τριτογενείς ιζηµατογενείς σχη- µατισµούς,µερικές όξινες και ενδιάµεσες πυριγενείς διεισδύσεις,ιουρασικής κυρίως η- λικίας,όπως προκύπτει από τα δεδοµένα των ραδιοχρονολογήσεων,και έναν αριθµό παραυτόχθονων έως αυτόχθονων οφειολιθικών σωµάτων,επίσης άνω-ιουρασικής ηλικίας. Εκτός από τα ιουρασικά γρανιτικά σώµατα που εµφανίζονται στην υποζώνη αυτή, δεν υπάρχουν ενδείξεις για εκτεταµένη µαγµατική δράση στην περιοχή µετά το Άνω Ιουρασικό.Μοναδική ένδειξη αποτελεί η εµφάνιση ηφαιστειοϊζηµατογενών σχηµατισµών στα χωριά Μεταλλικό και Γυναικόκαστρο,η οποία δείχνει ότι µία ηφαιστειακή δραστηριότητα έλαβε χώρα κατά το Μέσο-Άνω Ηώκαινο στην Ανατολική Παιονία.Η ηφαιστειακή αυτή δράση εµφανίζει ωστόσο µεγάλη εξάπλωση στην περιοχή της ΠΓ Μ. Ραδιοχρονολογήσεις που έγιναν από τους Borsi etal.(1965) και Mercier (1966/68) µε τη µέθοδο Rb-Sr σε µοσχοβίτες πηγµατιτών που διεισδύουν στη δυτική πλευρά της ΣΜΜ βόρεια της Θεσσαλονίκης,έδωσαν ηλικίες 300 Μ.a.,ενώ ραδιοχρονολογήσεις σε

25 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ 25 ζιρκόνια από το γρανίτη του Μονοπήγαδου έδωσαν ηλικίες 192,5 εκ.χρ.(kostopoulos et al.2001). Με βάση τα αλπικά ιζήµατα στην υποζώνη της Παιονίας διακρίνονται (Μercier 1966/68)οι παρακάτω ενότητες:α)οι δυτικές ενότητες που περιλαµβάνουν τις:α 1 )ενότητα Γευγελής,α 2 )ενότητα Ωραιοκάστρου,α 3 )ενότητα Βαφειοχωρίου,α 4 )ενότητα Αρτζάν,και οι β)ανατολικές ενότητες που περιλαµβάνουν τις:β 1 )ενότητα Άσπρης Βρύσης,β 2 )ενότητα Μεταλλικού,β 3 )ενότητα Λεβεντοχωρίου. Τµήµατα των ανατολικών ενοτήτων καθώς και ορισµένα τµήµατα των δυτικών ενοτήτων της Παιονίας ενοποιήθηκαν και αποτέλεσαν την Περιροδοπική ζώνη (Mercier 1966/68,Kauffmann etal.1976). Η επαφή της Περιροδοπικής ζώνης µε την υποζώνη της Παιονίας δεν είναι σαφής, αφού µεγάλο τµήµα της καλύπτεται από µεγάλο πάχος ιζηµάτων της λεκάνης του Αξιού. Ωστόσο,σε ορισµένες θέσεις διακρίνεται τεκτονική σχέση µεταξύ των δύο ζωνών,όπως στην περίπτωση όπου η ενότητα 'Ασπρης Βρύσης επωθείται προς τα δυτικά πάνω στην ενότητα Ωραιοκάστρου,ενώ η Σερβοµακεδονική µάζα φέρεται να επωθείται στην Περιροδοπική ζώνη µε τεκτονικές δοµές που αποκλίνουν προς τα δυτικά (M ercier1966/68). Tα οφειολιθικά σώµατα που εµφανίζονται στην υποζώνη της Παιονίας και στην Περιροδοπική µε διάταξη από βορρά προς νότο είναι:α)οι οφειόλιθοι της Γευγελής,β)οι οφειόλιθοι Θεσσαλονίκης - Χαλκιδικής και γ)τα οφειολιθικά σώµατα της Σιθωνίας και της Κασσάνδρας.Τα οφειολιθικά αυτά τµήµατα ενοποιήθηκαν σε µία ξεχωριστή οµάδα µε το όνοµα «Εσωτερικότερη Ελληνική Οφειολιθική Ζώνη» (IM HOB)(Mercier 1968, Kockeletal.1971,Kockeletal.1977,Vergely 1984,Gauthier1984,Jung & M ussalam 1985,Haenel-Remy & Bebien 1985,Bebien et al.1986,1987,dimitriadis & A svesta 1993).Οι οφειόλιθοι αυτοί πιστεύεται,όπως δείχνουν βαρυτοµετρικά και αεροµαγνητικά δεδοµένα (Kiriakidis 1989),ότι αποτελούν τµήµατα µιας συνεχούς ζώνης η οποία εκτείνεται από το χώρο της πρώην Γιουγκοσλαβίας ως τη Χαλκιδική,µέρη της οποίας καλύπτονται από τα Νεογενή και Τεταρτογενή ιζήµατα της λεκάνης του Αξιού. Τριαδικοί και Ιουρασικοί σχηµατισµοί περιβάλλουν την IM HOB από το Πάϊκο ως τη Σερβοµακεδονική µάζα.οι σχηµατισµοί αυτοί αποτελούνται από νηριτικούς ασβεστόλιθους,λάβες µε ηπειρωτικές τάσεις και πυροκλαστικά πετρώµατα.'ολα τα προηγούµενα δείχνουν την παρουσία στο ανατολικό περιθώριο της υποζώνης µιας ηπειρωτικής πλατφόρµας όπου λάµβανε χώρα εκτεταµένη ηφαιστειακή δραστηριότητα (M ercier 1966/68, Dimitriadis & Asvesta 1993).

26 26 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Κατά τη µαγµατική τοποθέτηση των οφειολιθικών συµπλεγµάτων της IMHOB προκλήθηκε θερµική µεταµόρφωση που συνοδεύτηκε από το σχηµατισµό ανδαλουσίτη και κορδιερίτη (Karam ata etal.1982,rem y 1984,H aenel Rem y & B ebien 1985) στα ιζή- µατα της υποζώνης της Παιονίας,µερικά από τα οποία ανήκουν στον αυτόχθονο σχηµατισµό της Σβούλας που πιστεύεται ότι έχει ηλικία κατώτερου ιουρασικού. Πολλές τεκτονικές φάσεις έχουν επηρεάσει τους οφειόλιθους της IM HOB,η παλαιότερη από τις οποίες δηµιούργησε δοµές µε -Ν απόκλιση κατά το Άνω Ιουρασικό (τεκτονική JΕ1 φάση,vergely 1976,1984). Κατά τη διάρκεια του JE1 συµπιεστικού γεγονότος,ηλικίας Κιµµεριδίου-Τιθωνίου (M ercier1966/68,bebien 1982,Vergely 1984),διαρρηγµένα τµήµατα του ισχυρά λεπτυσµένου υποβάθρου πιθανά πτυχώθηκαν ή αποκόπηκαν και επωθήθηκαν µαζί µε το ιζη- µατογενές κάλυµµα καθώς και µε οφειολιθικά τµήµατα στο ανατολικό περιθώριο της ζώνης του Πάϊκου.Ο De Wet(1989)όµως παρατηρεί ότι δεν έχουν βρεθεί στην υποζώνη της Παιονίας µεγάλης κλίµακας επωθητικές δοµές. Ψαµµιτικά και ασβεστολιθικά στρώµατα Πορτλανδίου ηλικίας είναι τα πρώτα ιζήµατα που επικάθονται ασύµφωνα µετά την άνω ιουρασική τεκτονική φάση.εµφανίσεις αυτών των στρωµάτων είναι περιορισµένες στην Ελλάδα,όµως περισσότερο εκτεταµένες στο χώρο της πρώην Γιουγκοσλαβίας.Στην Ελλάδα τέτοια στρώµατα είναι ο πυροκλαστικός φλύσχης που παρεµβάλλεται µεταξύ των pillow λαβών της Κασσάνδρας µαζί µε κροκαλοπαγή και ασβεστόλιθους Τιθωνίου Βερριάσιου,ενώ ίδιας ηλικίας είναι και ο σχηµατισµός του Πρινοχωρίου (K ockeletal.1977). Ψαµµιτικά στρώµατα άνω ιουρασικής ηλικίας βρίσκονται σε τεκτονική επαφή µε πετρώµατα της ενότητας Stip-Aξιού, πιο συγκεκριµένα τους γνευσίους Καραθόδωρου, (χάρτης Μercier 1966/68,φύλλα Σκρα και Εύζωνοι,1:50000,ΙΓΜΕ 1982,1993 αντίστοιχα).η συνέχεια αυτών των στρωµάτων καλύπτεται από νεογενή ιζήµατα. Ιζήµατα Κρητιδικού δεν εµφανίζονται να είναι υπερκείµενα του συµπλέγµατος της Γευγελής στην Ελλάδα,ενώ υπάρχουν στη γειτονική ζώνη του Πάϊκου.Εξαίρεση αποτελούν κάποιοι σχηµατισµοί στη χερσόνησο της Κασσάνδρας.Αντίθετα,ιζήµατα Κρητιδικού εµφανίζονται στην περιοχή της πρώην Γιουγκοσλαβίας. Ψαµµίτες και κροκαλοπαγή (σχηµατισµός Χωρυγίου)Πορτλανδίου ηλικίας (Βερριάσιο),που αποτελούν τη συνέχεια της µολάσσας D oubcon («φλύσχης» της ενότητας Αρτζάν),ίσως αποτελούν την προς ανατολάς συνέχεια των στρωµάτων αυτών.νοτιότερα,α-

27 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ 27 νάλογα στρώµατα κροκαλοπαγών µε κοράλια υπέρκεινται των γάββρων βόρεια από τη Θεσσαλονίκη (M ercier1966/68). Η συνέχεια της ιζηµατογένεσης εκφράζεται µε κροκαλοπαγή στρώµατα στη βάση του Τριτογενούς,ενώ Ηωκαινικοί ασβεστόλιθοι και ηφαιστίτες εµφανίζονται στην περιοχή του Χωρυγίου (βλ.φύλλο Εύζωνοι,1:50000,ΙΓΜΕ 1993).Μια σειρά µαργών και λιµναίων αποθέσεων ηλικίας Ανωτέρου Ηωκαίνου -Ολιγοκαίνου υπόκειται κλαστικών ιζη- µάτων του Ανωτέρου Μειοκαίνου. Παλαιοµαγνητικά δεδοµένα (Feinberg et al.1994) από τα οφειολιθικά σώµατα της υποζώνης αυτής δείχνουν µία πιθανή αριστερόστροφη περιστροφή του συστήµατος σε σχέση µε την Αφρικανική πλάκα κατά το Μεσοζωικό.Κατά το Καινοζωικό,µία δεξιόστροφη περιστροφή περίπου 45 έχει επηρεάσει τη ζώνη και τον ευρύτερο βορειοελλαδικό χώρο. Η γεωτεκτονική σχέση της υποζώνης της Παιονίας µε την Περιροδοπική ζώνη δεν έ- χει µε ακρίβεια διευκρινιστεί.ωστόσο,η ύπαρξη ψευδοµορφικών διαµαντιών σε εκλογιτικό σώµα που βρέθηκε κοντά στο χωριό Γαλαρινός (ενότητα Stip-Αξιός) από τους Kostopoulos etal.(2000),δείχνει ότι τα πετρώµατα αυτά διένυσαν µια πορεία σε µεγάλα βάθη,ενώ η εύρεση από τους ίδιους ψευδοµορφικών διαµαντιών σε πετρώµατα της ενότητας Λιβάδι (Περιροδοπική ζώνη)και σε πετρώµατα από τη θέση Μαραθούσα στην περιφέρεια του γρανίτη της Αρναίας (ΣΜΜ) φανερώνει πιθανά ένα κοινό γεωτεκτονικό πλαίσιο εξέλιξης για τις τρεις αυτές ζώνες κατά το Μεσοζωικό. Όσον αφορά την ιζηµατογένεση της ζώνης αυτής,η επικρατούσα άποψη είναι ότι η Παιονία αντιπροσωπεύει µία λεκάνη στην οποία αποθέτονταν ιζήµατα βαθιάς θάλασσας κατά το Ιουρασικό,ενώ η Περιροδοπική αντιπροσωπεύει τµήµα ηπειρωτικής κατωφέρειας όπου λάµβανε χώρα νηριτική ιζηµατογένεση και µία ηφαιστειότητα που συνδέθηκε µε µία Τριαδική διάρρηξη που έλαβε χώρα σε ένα πρώην παθητικό περιθώριο (Ασβεστά 1992,Dimitriadis & Asvesta 1993). Οι Stais & Ferriere (1991) υποστήριξαν ότι η περίοδος διάνοιξης της λεκάνης της Παιονίας έγινε κατά το Τριαδικό (Κάρνιο και ίσως Λαδίνιο)και δέχονται µάλλον ισοδύναµη εξέλιξη αυτής µε τη λεκάνη της Αλµωπίας,µε τη διαφοροποίηση και των δύο να αρχίζει από το Τριαδικό. Η πέρµο -τριαδική διάρρηξη του δυτικού παθητικού περιθωρίου της Σερβοµακεδονικής µάζας προηγήθηκε του ανοίγµατος µίας προ-µέσο -ιουρασικής ωκεάνιας λεκάνης (ο ωκεανός αυτός αντιπροσωπεύεται πιθανά από τους οφειολίθους της Αλµωπίας,Baroz et

28 28 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο al.1987),η οποία διαδοχικά περιορίστηκε κατά τη διάρκεια του Μέσο-Άνω Ιουρασικού από µία προς τα ανατολικά πλάγια υποβύθιση κάτω από το προηγούµενα ανατολικό παθητικό περιθώριο,ανοίγοντας µία σειρά από µικρές οπισθοτόξειες λεκάνες στις οποίες τοποθετήθηκαν οι οφειόλιθοι της IMHOB.Ωστόσο οι Mussalam & Jung (1986) και Mussalam (1991)συµφωνούν,µάλλον περισσότερο,µε µία τοποθέτηση των οφειολίθων αυτών σε θέση εσωτερικά του τόξου (intra-arc). Οι Burgath etal.(1979)υποστήριξαν ότι η τοποθέτηση των οφειολίθων της Χαλκιδικής συνδέεται µε µία φάση διάρρηξης στην αρχή του Ιουρασικού,ενώ ο De Wet(1989) υιοθετώντας το µοντέλο των Sm ith & W oodcock (1982)υποστήριξε την τοποθέτηση των οφειολίθων της Γευγελής σε εκτατικές λεκάνες που άνοιγαν κατά µήκος αριστερόστροφων ρηγµάτων οριζόντιας µετατόπισης τα οποία σχηµατίστηκαν στην υποζώνη της Παιονίας κατά το Άνω Ιουρασικό -Κάτω Κρητιδικό.Σε ορθογώνια συµπίεση κατά πλάτος των δοµών αυτών πιστεύει ο ίδιος ότι οφείλεται το κλείσιµο του ωκεανού «Θεσσαλονίκης-Μεταµόρφωσης», ενώ θεωρεί τα ρήγµατα αυτά ως τµήµα ενός αριστερόστροφου ρήγµατος οριζόντιας µετατόπισης µεταξύ της Ευρώπης και της Αφρικής κατά το διάστη- µα από Ma (Livermore & Sm ith 1985).Των δοµών αυτών,στη ζώνη της Παιονίας προηγήθηκε µία βαθµιαία υποχώρηση και έκταση κατά το Πέρµο-Τριαδικό. Η θέση των Ελληνίδων και των ειναρίδων κατά το Ιουρασικό µεταξύ του ωκεανού της Παλαιοτηθύος στα ανατολικά και του ωκεανού Ligurian-Piem ontστα δυτικά θα µπορούσε να εξηγήσει το µηχανισµό τοποθέτησης των οφειολίθων της IM HOB µε τη δηµιουργία ζωνών οριζόντιας συστροφικής µετατόπισης (Vergely 1984) σε εκτατικές λεκάνες που άνοιγαν κατά µήκος αυτών των ρηγµάτων,ενώ ο κύριος ωκεανός της Τηθύος περιορίζονταν διαρκώς από µία προς τα ανατολικά (βλ.επίσης Bebien etal.1980,1986,1987, DeW et1989)ή προς τα δυτικά (M ussalam 1991)πλάγια υποβύθιση. 1.5 ΣΥΜΠΛΕΓΜΑ ΓΕΥΓΕΛΗΣ Το µαγµατικό σύµπλεγµα της Γευγελής εκτείνεται σε µήκος περίπου 70 km στην περιοχή της βόρειας Ελλάδας και της ΠΓ Μ Στην περιοχή της ΠΓ Μ εµφανίζεται το µεγαλύτερο τµήµα του συµπλέγµατος και είναι εκεί γνωστό ως D em irkapija-g evgelija οφειολιθική µάζα (Ivanov etal.1987) ή ως σύµπλεγµα του Dren (Tajder 1939,Karam ata etal.1980).

29 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ 29 Το σύµπλεγµα της Γευγελής θεωρείται αυτόχθονο (Βebien 1982)και αντιπροσωπεύει τη βορειότερη εµφάνιση της ζώνης της Παιονίας στον Ελληνικό χώρο.περιλαµβάνει τα ανώτερα µέλη µιας οφειολιθικής ακολουθίας (γάββρους,διορίτες,µικροδιορίτες,βασικές λάβες και τόφφους),ενώ στην περιοχή της ΠΓ Μ εµφανίζονται τα βασικότερα και υπερβασικά µέλη αυτής της ακολουθίας.μικρογρανιτικά και όξινα ως ενδιάµεσα φλεβικά πετρώµατα,όπως ασβεσταλκαλικοί ανδεσίτες,ρυολιθικές λάβες και τόφφοι εµφανίζονται ως µέλη του συµπλέγµατος,ενώ µία σηµαντική γρανιτική εµφάνιση (γρανίτης Φανού,ιουρασικής ηλικίας) διεισδύει στους οφειόλιθους.ανάλογα γρανιτικά σώµατα, π.χ.ο γρανίτης Lojane (Rollet1969)και ο γρανίτης Stip,διεισδύουν στους σερπεντινίτες του οφειολιθικού συµπλέγµατος στην ΠΓ Μ.Η στενή σύνδεση στο χώρο και η σύ- µπτωση των ηλικιών του γρανιτικού και του βασικού µαγµατισµού αποτελεί κύριο χαρακτηριστικό της ενότητας Γευγελής. Τµήµατα ενός µεταµορφωµένου υποβάθρου και µιγµατίτες παρεµβάλλονται µεταξύ των µαγµατικών µελών του συµπλέγµατος (M ercier1966/68,bebien 1982). Τo σύµπλεγµα της Γευγελής,µαζί µε τις ζώνες Karadagh και Stip,θεωρήθηκε από τον Bebien (1982)ως µία ενιαία ζώνη στο δυτικό τµήµα της Σερβοµακεδονικής µάζας. Ένα ρήγµα επώθησης µε διεύθυνση B-N οριοθετεί τη δυτική επαφή του συµπλέγµατος της Γευγελής µε την υποζώνη του Πάϊκου (Vergely 1984,Godfriaux & Ricou 1991). Η επώθηση στο ανατολικό περιθώριο του Πάϊκου,που αποτελείται από κάτω προς τα πάνω από τους ασβεστόλιθους της Gola-Tsouka, την ηφαιστειοιζηµατογενή σειρά της Καστανερής και τους ασβεστόλιθους της Γρίβας έγινε κατά τη διάρκεια της πρώιµης ά- νω-ιουρασικής ορογενετικής φάσης. Στους ασβεστόλιθους της Γρίβας βρέθηκαν α- πολιθώµατα άνω-ιουρασικής ηλικίας (M ercier1966/68). O Bebien (1982)διακρίνει στο σύµπλεγµα της Γευγελής τρείς οµάδες πετρωµάτων: i)η πρώτη οµάδα περιλαµβάνει τα ανώτερα τµήµατα της οφειολιθικής ακολουθίας, όπως γαββρικά και διοριτικά σωρειτικά πετρώµατα,πλαγιογρανίτες,φλεβικά πετρώµατα και λάβες ii) η δεύτερη οµάδα περιλαµβάνει υπερβασικούς και βασικούς σωρείτες πλούσιους σε αµφίβολο,καθώς και µαγµατικά λατυποπαγή και iii)η τρίτη οµάδα περιλαµβάνει το γρανίτη του Φανού και τους µιγµατίτες της Πηγής Για τα γρανιτοειδή της περιοχής οι Platevoet& Bebien (1992) θεωρούν ότι αυτά έ- χουν διττή προέλευση,προέρχονται δηλαδή από ένα µάγµα που προέκυψε από τη διαφοροποίηση θολεϊτικού µάγµατος και από µάγµατα που έχουν προέλθει από ανάτηξη του

30 30 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο φλοιού.ανάµειξη αυτών των δύο τύπων µαγµάτων έδωσε τα ασβεσταλκαλικά γρανιτοειδή που υπάρχουν στην περιοχή.επίσης τα ζιρκόνια των πλαγιογρανιτών της πρώτης ο- µάδας παρουσιάζουν µεγάλες αναλογίες µε τα ζιρκόνια γρανιτών της θολεϊτικής σειράς. Τα όξινα υλικά στα µαγµατικά λατυποπαγή είναι τοναλιτικής και γρανιτικής σύστασης µε αµφιβολιτικά µικροεγκλείσµατα.τα ζιρκόνια των τοναλιτικών υλικών µοιάζουν µε πληθυσµούς ζιρκονίων ασβεσταλκαλικών γρανιτοειδών,ενώ αυτά των γρανιτών µοιάζουν µε πληθυσµούς από αλκαλικούς γρανίτες.τα ζιρκόνια από δείγµατα του γρανίτη του Φανού µοιάζουν µε τα ζιρκόνια ασβεσταλκαλικών γρανοδιοριτών και µονζογρανιτών,ενώ οι πληθυσµοί ζιρκονίων από έναν νεµπουλιτικό µιγµατίτη της Πηγής είναι χαρακτηριστικοί ανατηκτικών γρανιτών. Ακόµη οι Michard etal.(1998,σχ.3)αναπαριστούν τόσο το γρανίτη του Μονοπήγαδου όσο και το γρανίτη του Φανού να τοποθετούνται σε ένα νησιωτικό τόξο πάνω από ενδοωκεάνια ζώνη υποβύθισης,κατά το Άνω Ιουρασικό,µε επιδράσεις από µια εµπλουτισµένη µανδυακή σφήνα. Οι Borsietal.(1966),προσδιόρισαν µε βάση βιοστρωµατογραφικά δεδοµένα Κιµµερίδιο ηλικία για τα ιζήµατα που υπέρκεινται των οφειολίθων,ενώ οι Danelian et al. (1996)προσδιόρισαν Οξφόρδιο ηλικία από ραδιολάρια που υπάρχουν σε ιζήµατα µεταξύ των λαβών στο «φλεβικό σύµπλεγµα» των Ευζώνων. Στο τµήµα του συµπλέγµατος της Γευγελής που εµφανίζεται στην ΠΓ Μ µία σειρά από κροκαλοπαγή βάσης και ασβεστόλιθους του Άνω Τιθωνίου υπέρκεινται των οφειολίθων (Ivanov etal.1987).η ίδια ηλικία (150 ± 2 εκ.χρ.)επιβεβαιώθηκε και από τα δεδοµένα των ραδιοχρονολογήσεων (µέθοδος K/Arσε βιοτίτες)σε µαγµατικά πετρώµατα του συµπλέγµατος της Γευγελής (Borsietal.1966,Marakis 1968/70,Spray etal.1984). Πρέπει να επισηµανθεί η απουσία µεγάλου πάχους ιζηµάτων ηλικίας άνω Ιουρασικού-ηω-Κρητιδικού στην ενότητα της Γευγελής.Λίγες µόνο εµφανίσεις ιζηµάτων βρέθηκαν στην επαφή της ενότητας µε τη ζώνη του Πάϊκου και στην ανατολική ενότητα της Γευγελής (K ossm at 1924),ενώ οι Ivanov etal.(1987) αναφέρουν ανάλογους σχηµατισµούς στο σύµπλεγµα Demir-Kapija στην ΠΓ Μ.Πρόκειται για ασβεστιτικά ιζήµατα µε αργιλικό υλικό και θραύσµατα δολεριτικών και µικροκρυσταλλικών πετρωµάτων από τους οφειολίθους της Γευγελής τα οποία επικάθονται πάνω σε κροκαλοπαγή.στα ιζήµατα αυτά εντοπίστηκαν από τον Kossmat(1924),Ellipsactinia,Nerinees και Belem nites και υπολογίστηκε ηλικία Τιθωνίου ηω - Κρητιδικού γι αυτά (Kossmat1924 σε Μercier1966,σελ.98).

31 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ 31 Στην Ελλάδα σχηµατισµοί ηλικίας Πορτλανδίου έχουν βρεθεί στις ενότητες Αρτζάν, Βαφειοχωρίου και στην ενότητα Ωραιοκάστρου (Mercier 1966/68).Αυτοί οι σχηµατισµοί φανερώνουν ότι ακόµα και οι τεκτονικές επαφές των οφειολίθων µε τις γειτονικές υποζώνες έχουν µορφοποιηθεί πριν το Πορτλάνδιο. Κρητιδικοί ιζηµατογενείς σχηµατισµοί δε βρέθηκαν στο τµήµα του συµπλέγµατος της Γευγελής που εκτίθεται στην Ελλάδα (Mercier 1966/68), παρά µόνο µολασσικά στρώµατα του Ηωκαίνου. Σύµφωνα µε τους Bebien (1982)και Bebien etal.(1987)στο µαγµατικό σύµπλεγµα της Γευγελής παρατηρείται µαγµατική στρωµάτωση ΒΒΑ-ΝΝ διεύθυνσης.με βάση το στοιχείο αυτό και τις διευθύνσεις των φλεβών στο σύµπλεγµα των Ευζώνων,οι παραπάνω δέχονται εφελκυσµό σε διεύθυνση Β -ΑΝΑ,ενώ στην περιοχή παρατηρούν και συνακόλουθες κινήσεις σε ΒΑ-Ν διεύθυνση.το σύµπλεγµα θεωρείται µέλος µιας συνεχούς οφειολιθικής ζώνης (IM HOB),ανάλογα τµήµατα της οποίας εµφανίζονται νοτιότερα,στη Θεσσαλονίκη και στη Χαλκιδική,µε µία κοινή τοποθέτηση και εξέλιξη κατά µήκος ενός ρήγµατος οριζόντιας µετατόπισης (transcurrent fault) ΒΒ -ΝΝΑ διεύθυνσης που δηµιουργήθηκε σε έναν εκτεινόµενο φλοιό, πάνω από µια προς τα ανατολικά (Bebien etal.1980,bebien etal.1986,bebien etal.1987,zachariadou & D imitriadis 1995)ή προς τα δυτικά (M ussalam 1991),υποβύθιση. Τα ρήγµατα που δηµιούργησαν τους χώρους στους οποίους τοποθετήθηκαν οι οφειόλιθοι της IMHOB ήταν δεξιόστροφα (Bebien et al. 1986, Baroz et al. 1987) ή αριστερόστροφα (De Wet1989).Σύµφωνα µε τον De Wet(1989)µια δεξιόστροφη διάτµηση διαδέχθηκε την Ιουρασική αριστερόστροφη κίνηση.η δεξιόστροφη διάτµηση συνδέεται µε τη δηµιουργία δεξιοστρόφων ρηγµάτων οριζόντιας µετατόπισης κατά το Κρητιδικό.Η φάση αυτή οδήγησε στο τελικό κλείσιµο της λεκάνης Το οφειολιθικό σύµπλεγµα της Γευγελής Το σύµπλεγµα της Γευγελής στην Ελλάδα περιλαµβάνει τα ανώτερα µέλη ενός ο- φειολιθικού συµπλέγµατος,ενώ υπερβασικά πετρώµατα σ αυτό σπανίζουν. Ο Bebien (1977,1982)διέκρινε στο σύµπλεγµα της Γευγελής δύο ενότητες,την ανατολική και τη δυτική.οι δύο ενότητες χωρίζονται από ένα επωθητικό ρήγµα µεταξύ Γρίβας και Μαύρου ένδρου µε διεύθυνση ΒΑ-Ν (Bebien & Mercier1977 βλ.σχ.2.1),ε-

32 32 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο νώ τοπικά οι ασβεστόλιθοι της Γρίβας άνω ιουρασικής -κάτω κρητιδικής ηλικίας υπέρκεινται των οφειολίθων της Γευγελής (Bebien & Mercier1977). Στη δυτική ενότητα ανήκουν οι σωρειτικοί γάββροι του Κοτζά Ντερέ,οι οποίοι χωρίζονται από τις φλέβες του Μαύρου ένδρου από διοριτικά πετρώµατα και σπανιότερα τρονδγεµιτικά πετρώµατα.ένας έκχυτος σχηµατισµός επικάθεται τόσο στις φλέβες του Μαύρου ένδρου όσο και στα άνω Ιουρασικής ηλικίας ιζηµατογενή πετρώµατα.τα πετρώµατα της δυτικής ενότητας έχουν χαρακτήρες εξέλιξης ενός θολεϊτικού µάγµατος (Bebien & G agny 1980). Στην ανατολική ενότητα ανήκουν οι σωριτικοί γάββροι του Αξιού,το φλεβικό σύ- µπλεγµα των Ευζώνων,καθώς και λάβες που υπέρκεινται των πετρωµάτων αυτών.επίσης,εδώ ανήκουν οι σωριτικοί γάββροι της Πύλης και µεγάλοι όγκοι µαγµατικών λατυποπαγών (magmatic breccia).t α πετρώµατα της ανατολικής ενότητας είναι ασβεσταλκαλικού τύπου,ενώ µερικά από αυτά είναι λιγότερο εµπλουτισµένα σε FeO και TiO 2 α- πό ό,τι τα πετρώµατα της δυτικής ενότητας (Bebien & G agny 1980).Πολλά από τα φλεβικά πετρώµατα παρουσιάζουν ανάλογους γεωχηµικούς χαρακτήρες µε βασικά ηφαιστειακά στη ζώνη του Πάϊκου (Bebien etal.1986). Πλαγιογρανιτικά πετρώµατα που βρέθηκαν να παρεµβάλονται στα πετρώµατα του συµπλέγµατος αντιπροσωπεύουν περισσότερο εξελιγµένα µέρη του αρχικού βασικού µάγµατος,ενώ τα όξινα υλικά που υπάρχουν στα µαγµατικά λατυποπαγή µπορεί να έχουν εν µέρει αναµιχθεί µε τήγµατα του φλοιού (Bebien 1982,1991). Οι Karam ata etal.(1980) και Ivanov etal.(1987) κατέληξαν ότι τα βασαλτικά πετρώµατα του συµπλέγµατος της Γευγελής στην πρώην Γιουγκοσλαβία σχηµατίστηκαν µε τήξη 20% µιας µανδυακής πηγής εµπλουτισµένης σε ασυµβίβαστα στοιχεία σε σχέση µε τον πρωτογενή µανδύα. O ι µαζώδεις οφειόλιθοι της ανατολικής ενότητας βρίσκονται σε τεκτονική επαφή µε τους µιγµατίτες της Πηγής (Bebien & Mercier1977). Το σύµπλεγµα διατηρεί ίχνη "διαστροφισµού" σύγχρονα µε το σχηµατισµό του (Bebien & G agny 1978),όπως δείχνει όµως η οργάνωση του φλεβικού συµπλέγµατος των Ευζώνων καθώς και η παρουσία των µαγµατικών λατυποπαγών στην περιοχή,είναι πιθανή η ύπαρξη δεξιόστροφων ρηγµάτων πλευρικής µετατόπισης (transcurrentfaults) στο χώρο αυτό (Bebien etal.1986,zachariadou & Dimitriadis 1995). Τέλος,ως γεωτεκτονικό περιβάλλον τοποθέτησης του οφειολιθικού συµπλέγµατος θεωρείται µια επι-ηπειρωτική οπισθοτόξεια περιθωριακή λεκάνη που άνοιξε κατά το άνω

33 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ 33 Ιουρασικό στη ζώνη Βαρδάρη - Αξιού πίσω από το ηφαιστειακό τόξο του Πάϊκου και λειτούργησε για µικρό χρονικό διάστηµα (Bebien & M ercier 1977, Bebien 1982, Ζachariadou & Dimitriadis 1995) Πετρογένεση του µαγµατικού συµπλέγµατος της Γευγελής Η κοινή διαδικασία εξέλιξης των διαφόρων πετρολογικών οµάδων σε σχέση µε τα τρία είδη βασικών πλουτωνιτών,δηλ.:α)γαββρικά επισωρειτικά και µεσοσωρειτικά (adcum ultes & mesocumulates) β) γαββρικά ετεροεπισωρειτικά και ορθοσωρειτικά (heteradcum ultes & orthocum ulates) και γ)γρανίτες,οδηγεί κατά τον Bebien (1982)στα παρακάτω συµπεράσµατα για τη µαγµατική εξέλιξη του συµπλέγµατος της Γευγελής : 1)Τα διοριτικά πετρώµατα της δυτικής ενότητας,οι φλεβικοί σχηµατισµοί (οι φλέβες του Μαύρου ένδρου και το φλεβικό σύµπλεγµα των Ευζώνων)καθώς και οι λάβες συνδεονται µε τα γαββρικά επισωρειτικά και µεσοσωρειτικά. Η ποικιλότητα των πετρωµάτων αυτών είναι κυρίως συνέπεια της κρυστάλλωσης πλαγιοκλάστου και κλινοπυρόξενου στο βασαλτικό µάγµα,καθώς και Fe-Ti-ούχων οξειδίων στα ανδεσιτικά µάγµατα.συνεπώς µπορούν να αναγνωριστούν δύο πορείες µαγµατικής εξέλιξης: α)µία πορεία προκύπτει από την κρυστάλλωση τηγµάτων στους µαγµατικούς θαλάµους β)η άλλη πορεία είναι σύµφωνη µε την πορεία διαφοροποίησης των τηγµάτων στο φλεβικό σύµπλεγµα των Ευζώνων. 2) Η κλασµατική κρυστάλλωση των γαββρικών ετεροσωρειτών και ορθοσωρειτών (οµάδα Πύλης)καθορίζεται κυρίως από την κρυστάλλωση της αµφιβόλου.αυτά τα πετρώµατα δείχνουν µία ασβεσταλκαλική πορεία.η ιδιοµορφία αυτή είναι συνέπεια πιθανά της αύξησης της µερικής πίεσης του νερού, σε σχέση µε διαδικασίες διαστροφισµού σε µάγµατα συγκρίσιµα µε αυτά που έχουν δώσει γένεση στα θολεϊτικά επισωρειτικά και µεσοσωρειτικά. 3) Ο γρανίτης του Φανού αποτελεί ένδειξη γρανιτικού µαγµατισµού στην περιοχή. Γρανιτικά πετρώµατα επίσης απαντώνται στα µαγµατικά λατυποπαγή,στο φλεβικό σύ- µπλεγµα των Ευζώνων και στους έκχυτους σχηµατισµούς της ανατολικής ενότητας. Η µεγάλη αυτή ποικιλότητα των µηχανισµών εξέλιξης κάτω από µεταβαλλόµενη µερική πίεση νερού είναι συνέπεια της τοποθέτησης του οφειολιθικού συµλέγµατος της Γευγελής σε µία ασταθή "ορογενετική" ηπειρωτική περιοχή (Bebien 1982).

34 34 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Ο γρανίτης του Φανού Ο γρανίτης του Φανού-Gurnicet(Kossmat1924,Osswald 1938,Mercier1966/68)αποτελεί τη µεγαλύτερη γρανιτική εµφάνιση που διεισδύει στο σύµπλεγµα της Γευγελής στον ελληνικό χώρο (Mercier 1966). Μικρογρανιτικά πετρώµατα και ρυόλιθοι απαντώνται και µεταξύ των µελών των βασικών πετρωµάτων της ανατολικής ενότητας τα πετρώµατα αυτά θεωρούνται ότι έχουν προέλευση ανάλογη µε αυτή του γρανίτη του Φανού και δεν αποτελούν προϊόντα διαφοροποίησης του θολεϊτικού µάγµατος, όπως συµβαίνει µε τους πλαγιογρανίτες που εµφανίζονται στη δυτική ενότητα του οφειολιθικού συµπλέγµατος (Bebien 1982). Η ηλικία του γρανίτη του Φανού µε βάση ραδιοχρονολογησή του µε τη µέθοδο Rb/Sr σε βιοτίτες βρέθηκε άνω ιουρασική (Borsietal.1966).Το γρανιτικό αυτό σώµα θεωρήθηκε από µερικούς ερευνητές ότι αποτελεί τµήµα ανάλογων ιουρασικών γρανιτοειδών που εµφανίζονται παράλληλα µε την ΣΜΜ σε όλο το µήκος από την περιοχή της πρώην Γιουγκοσλαβίας ως την Ελλάδα.(βλ.De Wetetal.1989).'Αλλες Ιουρασικές γρανιτικές διεισδύσεις στην υποζώνη της Παιονίας θεωρήθηκαν ότι είναι:ο γρανίτης της Πλατανιάς,τα απλιτοειδή του Καραθόδωρου και ο γρανίτης του Μονοπήγαδου (Erdm annsdoerffer 1923,Μercier 1966/68,Ricou 1965,Kockel& Mollat1977). Ασβεστόλιθοι Άνω Ιουρασικού (Κιµµερίδιο - Πορτλάνδιο) είναι τοποθετηµένοι ασύµφωνα στο γρανίτη του Μονοπήγαδου.Τους ασβεστόλιθους αυτούς διαδέχεται σύµφωνα ο σχηµατισµός του Πρινοχωρίου που έχει ηλικία Τιθωνίου (M arinos 1960,Kockeletal.1977 σε De Wet et al.1989).στην περιοχή της ΠΓ Μ εµφανίζονται άλλοι τρείς σηµαντικοί γρανιτικοί ό- γκοι που είναι οι γρανίτες Furka,Stip και Plaus.Όλα τα προαναφερθέντα γρανιτοειδή, αποτελούν έκφραση ενός εκτεταµένου µαγµατικού επεισοδίου που έλαβε χώρα κατά το άνω Ιουρασικό σύµφωνα µε τους De Wetetal.(1989)(βλ.χάρτη γρανιτικών εµφανίσεων 2)ή και παλαιότερη (Kostopoulos αδηµοσίευτο). Ο γρανίτης του Φανού διεισδύει σε διεύθυνση Β-Ν στους γάββρους του Αξιού και στα µαγµατικά λατυποπαγή.στην επαφή των δύο δεν παρατηρούνται αξιόλογα φαινό- µενα αφοµοίωσης ή υβριδισµού,ενώ στο ΝΑ περιθώριό του εµφανίζονται µιγµατίτες («µιγµατίτες» της Πηγής),στους οποίους επίσης διεισδύει ο γρανίτης του Φανού.Στις επαφές του τελευταίου µε τους οφειολίθους της Γευγελής παρουσιάζονται φαινόµενα καλιούχου µετασωµάτωσης στους τελευταίους.

35 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ 35 Η ανατολική επαφή του γρανίτη του Φανού παρουσιάζει πρωτογενή σχέση διείσδυσης ενώ η δυτική οριοθετείται από ένα επωθητικό ρήγµα που κλίνει προς τα ΒΑ (Bebien & M ercier 1977,φύλλα Εύζωνοι και Σκρά 1:50000,ΙΓΜΕ 1993,1982).Κατά µήκος της δυτικής επαφής,τόσο τα οφειολιθικά πετρώµατα όσο και ο γρανίτης εµφανίζονται τεκτονισµένα (M ercier1966/68). Πρόκειται για ασβεσταλκαλικού τύπου µονζονιτικό γρανίτη (Mercier 1966/68) που συνδέεται µε µεταλλοφορία µολυβδαινίτη κυρίως κατά µήκος της δυτικής επαφής του µε το οφειολιθικό σύµπλεγµα (Paraskevopoulos 1958,Ανδρονόπουλος 1965,Τσαµαντουρίδης & Περγάµαλης 1977). ιάφορες απόψεις διατυπώθηκαν όσον αφορά το µάγµα το οποίο έδωσε το γρανίτη του Φανού.Ο Bebien (1982) υποστηρίζει ότι τέτοια µάγµατα µε υψηλή περιεκτικότητα σε κάλιο δεν µπορούν να αποτελέσουν προϊόντα µαγµατικής διαφοροποίησης θολεϊτικών µαγµάτων,ενώ οι Platevoet& Bebien (1992)υποστηρίζουν ότι τα ασβεσταλκαλικά γρανιτοειδή της περιοχής έχουν διττή προέλευση,προέρχονται δηλαδή από την ανάµιξη µαγµάτων που έχουν µε τη σειρά τους προέλθει από την ανάτηξη του ηπειρωτικού φλοιού και από µάγµατα που έχουν προέλθει από τη διαφοροποίηση ενός αρχικού θολεϊτικού µάγµατος (τέτοια εντοπίζονται κυρίως στη δυτική ενότητα).τα ασβεσταλκαλικά γρανιτικά µάγµατα αποτελούν εκδήλωση ενός οπισθοτόξειου µαγµατισµού πάνω από καταδυόµενη πλάκα στο όριο µιας περιθωριακής θάλασσας µε φλοιό ωκεάνιο-οφειολιθικό (Bebien 1982). O Pearce (1989)δέχεται ότι ο γρανίτης του Φανού διεισδύει στους οφειόλιθους και τον θεωρεί προϊόν µερικής τήξης πιθανά ηµιπελαγικών ιζηµάτων µε επιδράσεις ηπειρωτικού φλοιού,λόγω µεταµόρφωσης υψηλής θερµοκρασίας και πίεσης που δηµιουργήθηκε κατά την επώθηση ενός αλλόχθονου οφειολιθικού τεµάχους (οφειόλιθοι της Γευγελής)πάνω στα ιζήµατα της λεκάνης η οποία δηµιουργήθηκε κατά την τοποθέτηση αυτών των οφειολίθων. Οι Sidiropoulos & Dimitriadis (1989)θεώρησαν το γρανίτη του Φανού προϊόν εκτεταµένης τήξης του ηπειρωτικού φλοιού. Σύµφωνα µε τους Christofides etal.(1990) και Soldatos etal.(1993) τα γεωχηµικά δεδοµένα φανερώνουν την όρθο-προέλευση του γρανίτη του Φανού από παλαιότερα χαλαζιοδιοριτικά πετρώµατα του φλοιού κατά µια διαδικασία µερικής τήξης τους. Σύµφωνα µε τους Zachariadou & Dimitriadis (1995)ο γρανίτης του Φανού τοποθετήθηκε πιθανά σε εκτατικά ανοίγµατα κατά µήκος δεξιόστροφων ρηγµάτων οριζόντιας µε-

36 36 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο τατόπισης που δηµιουργούνταν σε µία εκτεινόµενη λεκάνη που άνοιξε πίσω από το τόξο πάνω από µία προς τα ανατολικά ζώνη υποβύθισης Η ζώνη Stip -Αξιός Η ζώνη αυτή περιλαµβάνει µεταµορφωµένα και παραµορφωµένα πετρώµατα, που παρεµβάλλονται µεταξύ των οφειολιθικών και γρανιτικών πετρωµάτων καθώς και ιζηµάτων που εµφανίζονται στο ανατολικό περιθώριο της ζώνης Αξιού (υποζώνη Παιονίας) τόσο στον Ελληνικό χώρο,όσο και βορειότερα εντός της ΠΓ Μ.Τα πετρώµατα αυτά ο- µαδοποιήθηκαν σε µια ξεχωριστή ενότητα από τον Kockel(1986). Η ζώνη Stip -Αξιός περιλαµβάνει δύο ενότητες,τις Stip -Καραθόδωρου -Πηγής και Γαλαρινού.Τµήµα της πρώτης ενότητας και η δεύτερη από αυτές εµφανίζονται στην Ελλάδα (Σχ 1.1). Στην πρώτη ενότητα τµήµατα µεταµορφωµένων πετρωµάτων παρεµβάλλονται µεταξύ των µελών του οφειολιθικού συµπλέγµατος της Γευγελής (Mercier 1968,Bebien 1982).Πρόκειται για περιορισµένες εµφανίσεις µεταµορφωµένων πετρωµάτων τοποθετηµένες σε διεύθυνση Β-Ν που αποτελούνται από:τους κορδιεριτικούς-σιλλιµανιτικούς γνεύσιους του Stip και του Radovic, τους γνευσίους της Gradeska Planina (Straskov 1963),τους κορδιεριτικούς-σιλλιµανιτικούς γνευσίους του Valandovo και του Bogdansci (Ivanovski1971),τους γνευσίους του Καραθόδωρου στην Ελλάδα (Mercier 1966),καθώς καί τους µιγµατίτες και τους αµφιβολίτες του Κοτζά Ντερέ (στο εξής ενότητα Πηγής)δυτικά της Αξιούπολης (Bebien & Mercier1977 Zachariadou & Dimitriadis 1994). Η δεύτερη ενότητα περιλαµβάνει τους διµαρµαρυγιακούς γνευσίους και αµφιβολίτες που βρίσκονται Ν του υπερβασικού συµπλέγµατος της Βάβδου (υποενότητα Γαλαρινού,Kockeletal.1971).Σύµφωνα µε τον De Wet(1989)τµήµατα µεταµορφωµένου υ- ποβάθρου παρεµβάλλονται µεταξύ των οφειολίθων της Χαλκιδικής.Ο ίδιος διακρίνει τα πετρώµατα αυτά σε δύο υποενότητες:α)την υποενότητα Γαλαρινού που περιλαµβάνει πετρώµατα αµφιβολιτικής φάσης και β)την υποενότητα Βατόλακκου που περιλαµβάνει πετρώµατα χαµηλής πρασινοσχιστολιθικής φάσης.των πετρωµάτων αυτών υπέρκεινται άνω ιουρασικά ιζήµατα µε βωξιτικούς ορίζοντες. Η υποενότητα του Γαλαρινού,τόσο στο δυτικό όριό της µε τους οφειόλιθους όσο και στο ανατολικό όριό της µε την υποενότητα Βατόλακκου οριοθετείται από ζώνες διάτµησης.οι τεκτονικές αυτές επαφές έχουν διεύθυνση ΒΒ -ΝΝΑ.Στην υποενότητα Γαλαρι-

37 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ 37 νού ο De Wet(1989)περιγράφει µία παραγένεση από:βιοτίτη + κυανίτη + σιλλιµανίτη + κορδιερίτη + χαλαζία + πλαγιόκλαστο που τη συνδέει µε ένα γεγονός υψηλής θερµοκρασίας κατά το οποίο σχηµατίζεται κορδιερίτης.η παραγένεση αυτή αποτυπώνεται πάνω σε µία προϋπάρχουσα παραγένεση υψηλής πίεσης. Στη βορειότερη εµφάνιση της ζώνης Stip Αξιού στην Ελλάδα,µεταµορφωµένα πετρώµατα παρεµβάλλονται µεταξύ µελών του συµπλέγµατος της Γευγελής (µιγµατίτες της Πηγής,Bebien 1982 Zachariadou & Dimitriadis 1994),ενώ οι µιγµατιτικοί γνεύσιοι του Καραθόδωρου αποτελούν τη νότια συνέχεια της H udova - Bogdansci- Stoiacovo γνευσιακής µάζας (Erdm annsdoerffer 1923,Mercier1966/68),µε το γρανίτη του Stip να διεισδύει στα πετρώµατα αυτά στο χώρο της Π.Γ..Μ..Γρανιτικά και γρανοδιοριτικά πετρώµατα διεισδύουν στα πετρώµατα της ζώνης Stip-A ξιού στο σύµπλεγµα της Γευγελής και στη δυτική Χαλκιδική (βλ. Zachariadou & Dimitriadis 1995 και De Wet1989,αντίστοιχα). Tα πετρώµατα της ζώνης αυτής έχουν συσχετισθεί µε πετρώµατα της Σερβοµακεδονικής µάζας (K ockeletal.1977,schunnem ann 1985,De W et1989) αν και ανάλογα πετρώµατα δεν υπάρχουν στο δυτικό όριο της ΣΜΜ.Με βάση αυτή τη συσχέτιση µια Παλαιοζωική ηλικία πιθανολογείται από τους ίδιους για τα πετρώµατα αυτά (Mercier 1968)αφού το µέγιστο της µεταµόρφωσης στη Σερβοµακεδονική θεωρείται Παλαιοζωικής ηλικίας (Aleksic,etal.1986,Himmerkus etal.2002).τα δεδοµένα των ραδιοχρονολογήσεων (Borsi etal.1966)στα πετρώµατα της ζώνης Stip -Αξιού είναι ελάχιστα και δείχνουν Ιουρασικές ηλικίες. Οι επαφές των πετρωµάτων αυτών µε τµήµατα των οφειολίθων της Γευγελής είναι τεκτονικές,όµως σ'αυτά διεισδύουν βασικές φλέβες που θεωρούνται µέλη του συµπλέγµατος της Γευγελής (Μercier & Bebien 1977, Bebien 1982, H aenel-remy & Bebien 1987,Zachariadou & Dimitriadis 1995). Οι Sidiropoulos & Dimitriadis (1989)υποστήριξαν ότι η µερική τήξη των µιγµατιτικών τµηµάτων του ηπειρωτικού φλοιού,τµήµατα του οποίου αποκαλύπτονται στη ζώνη Stip -Αξιός,προκλήθηκε από τη διείσδυση βασικών µαγµάτων σε ένα εκτεινόµενο και λεπτυνόµενο ηπειρωτικό φλοιό. Αντίθετα ο Pearce (1989)θεωρεί τη θέρµανση των µεταϊζηµάτων και τη µερική τήξη τους,προϊόν της οποίας θεωρεί το γρανίτη του Φανού,αποτέλεσµα της µεταµόρφωσης που προκλήθηκε κατά την επώθηση ενός οφειολιθικού τεµάχους πάνω στα ιζήµατα της λεκάνης η οποία δηµιουργήθηκε κατά την τοποθέτηση αυτών των οφειολίθων.

38 38 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Οι Zachariadou & D imitriadis (1994) υποστήριξαν ότι οι πηλιτικοί µιγµατίτες της Πηγής και του Καραθόδωρου αντιπροσωπεύουν προ άνω ιουρασικά τµήµατα ηπειρωτικού φλοιού,πιθανή προέκταση της Σερβοµακεδονικής µάζας προς τα δυτικά.τα τµή- µατα αυτά παρουσιάζουν ενδείξεις πλαστικής έκτασης,υψηλού βαθµού µεταµόρφωσης και µερικής τήξης που πιθανά συνδέονται µε τα πρώτα στάδια ανοίγµατος της περιθωριακής λεκάνης της Γευγελής. 1.6 ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗ ΤΗΣ ΥΠΟΖΩΝΗΣ ΠΑΙΟΝΙΑΣ Ο Bebien (1982)αναγνωρίζει ως παλαιότερη τεκτονική φάση στους οφειόλιθους του συµπλέγµατος της Γευγελής αυτή που δηµιούργησε δοµές µε -Ν απόκλιση,ενώ στους γάββρους της Γευγελής παρατηρεί µαγµατική στρωµάτωση σε ΒΑ-Ν διεύθυνση.η ίδια υφή στην ανατολική ενότητα έχει διεύθυνση Β-Ν και είναι σχεδόν κατακόρυφη. Οι βασικές φλέβες στους Ευζώνους τοποθετούνται σε δύο διευθύνσεις,µια κύρια ΒΑ-Ν διεύθυνση µε κλίση προς τα ΝΑ και µια οµάδα φλεβών σε ΒΒ -ΝΝΑ διεύθυνση µε κλίση προς τα Ν.Οι διευθύνσεις διείσδυσης των φλεβών στο φλεβικό σύµπλεγµα των Ευζώνων,οι οποίες θεωρούνται συζυγείς,καθώς και ο προσανατολισµός της µαγµατικής υφής στους γάββρους του Αξιού,συµφωνούν µε την ύπαρξη ενός υπο-οριζόντιου άξονα έκτασης µε διεύθυνση Β -ΑΝΑ και συµπίεση µε διεύθυνση ΒΒΑ-ΝΝ (Bebien & G agny 1978,Bebien 1982,Bebien etal.1986,bebien et al.1987) κατά µήκος ενός δεξιόστροφου ρήγµατος οριζόντιας συστροφικής µετατόπισης.οι κινήσεις αυτές σύµφωνα µε τους παραπάνω έλαβαν χώρα στο µέσο -Άνω Ιουρασικό και σταµατούν στις αρχές του Κρητιδικού. Οι πετρογραφικοί χαρακτήρες του µαγµατικού συµπλέγµατος µπορούν να αποδοθούν σε αλλαγές στο τεκτονικό περιβάλλον από µία κατάσταση όπου επικρατούσαν εκτατικές κινήσεις σε µία κατάσταση πλευρικής µετατόπισης. Ανάλογες παρατηρήσεις υπάρχουν για τους οφειόλιθους της Σιθωνίας (Jung & Mussalam 1984,M ussalam 1991). Στην υποζώνη της Παιονίας διακρίνονται τέσσερις κύριες τεκτονικές φάσεις (Vergely 1984): Η 1 η τεκτονική φάση Ανώτερου Ιουρασικού -Κάτω Κρητιδικού δηµιούργησε πτυχές υποϊσοκλινείς -ισοκλινείς που συνοδεύτηκαν µε την ανάπτυξη µιας κύριας σχιστότητας

39 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ 39 S1.Πρόκειται για πτυχές µικρής ως µεγακλίµακας,οι άξονες των οποίων έχουν διευθύνσεις µεταξύ (Β -ΝΑ). Η 2 η τεκτονική φάση Ανώτερου Κρητιδικού -µέσου Ηώκαινου έλαβε χώρα πριν την απόθεση των µολασσικών ιζηµάτων της "Αύλακας του Αξιού". Συνδέεται µε τη δηµιουργία κλειστών πτυχών µεγάλης κλίµακας που συνοδεύτηκε µε τη δηµιουργία σχιστότητας ολίσθησης.η διεύθυνση των αξόνων των πτυχών αυτών είναι Β -ΝΑ µε απόκλιση προς τα Ν. Η 3 η τεκτονική φάση ηλικίας Πριαµπονίου -τέλους Ηωκαίνου.Η φάση αυτή έλαβε χώρα σχεδόν ταυτόχρονα µε την απόθεση των µολασσικών ιζηµάτων της λεκάνης του Α- ξιού. ηµιούργησε δοµές που συνδέονται µε εύθραυστη τεκτονική,µε αξονικές διευθύνσεις ΒΒ -ΝΝΑ και απόκλιση προς τα.στη φάση αυτή πιστεύεται ότι διαµορφώθηκαν οι κύριες επαφές µεταξύ των ενοτήτων της ζώνης της Παιονίας. Η 4 η τεκτονική φάση ηλικίας κάτω Ολιγόκαινου δηµιούργησε συµπιεστικά φαινόµενα και ανάστροφες δοµές. Στην περίοδο Νεογενούς-Τεταρτογενούς έχουµε την απόθεση των µολασσικών ιζη- µάτων που αποµόνωσαν τα µεγαλέπια -ενότητες. Τέλος στο Πλειο-Τεταρτογενές έχουµε έντονο εφελκυσµό στην υποζώνη αυτή. Ο Vergely (1984)εντοπίζει τη CT1 φάση (βλ.πίν.1.2)στους ιζηµατογενείς σχηµατισµούς και στα ηφαιστειακά πετρώµατα της δυτικής ενότητας του συµπλέγµατος της Γευγελής και της υποζώνης του Πάϊκου και τη CT3 φάση στους ασβεστοφυλλίτες του σχη- µατισµού της Γρίβας, ενώ συνδέει τις κατακόρυφες κλίσεις που παρατήρησε σε τεκτονισµένες επαφές µεταξύ των διαφόρων πετρολογικών ενοτήτων µε πτυχές και µε µία επωθητική τεκτονική (JE 1)κατά την οποία έχουµε ανάδυση των οφειολίθων και συµπτύχωσή τους µε τις παρακείµενες ενότητες (Πιν.1.2).

40 40 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Πίν.1.2 Κύριες παραµορφωτικές φάσεις και δοµές στα πετρώµατα της υποζώνης Παιονίας (σύµφωνα µε Vergely 1984). Φάση Τεκτονικές δοµές Μεταµόρφωση Ηλικία JE1 Σχιστότητα ροής,s1,συν.µε ισοκλινείς πτυχές ολίσθησης (Β1), από- χαµηλής θερµοκρασίας Υψηλής πίεσης Άνω Ιουρασικό -Κάτ.Κρητιδικό κλιση πτυχών προς τα Ν αριστερόστοφη διάτµηση κατά το α- ξονικό επίπ.πτυχών l 1 a γράµµωση ΒΑ-Ν CT1 κυµµατοειδείς µικροπτυχές µετά Μαιστρίχτιο άξονες b: B -ANA CT3 ανοικτές πτυχές οι άξονες b:β -ΝΑ µετά Μαιστρίχτιο 1.7 ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗ ΚΑΙ ΜΕΤΑΜΟΡΦΩΣΗ ΤΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΤΗΣ ΖΩΝΗΣ STIP-ΑΞΙΟΥ Ο De Wet(1989) διακρίνει στα µεταµορφωµένα πετρώµατα της υποενότητας Γαλαρινού τις παρακάτω φάσεις παραµόρφωσης που συνδέονται µε αντίστοιχα παραµορφωτικά και µεταµορφικά γεγονότα (Πίν.1.3): α)το D1 παραµορφωτικό γεγονός που συνδέεται µε τη δηµιουργία των F 1 αποκοµµένων ενδοφυλλωµατικών (intrafolial)πτυχών και F 2 ισοκλινών πτυχών.οι τελευταίες έ- χουν τους άξονές τους προσανατολισµένους σε Β -ΝΑ διεύθυνση και µία καλά ανεπτυγµένη επίπεδη σχιστότητα κατά το αξονικό τους επίπεδο.οι F 1 πτυχές είναι µικρής κλί- µακας και σχηµατίζονται στο επίπεδο της σχιστότητας µε διάσπαρτο προσανατολισµό. Το παραµορφωτικό αυτό γεγονός συνδέεται µε το µέγιστο της µεταµόρφωσης σε συνθήκες αµφιβολιτικής φάσης και έχει υποθετική Ερκύνια ηλικία β)το D2 παραµορφωτικό γεγονός συνδέεται πιθανά µε µία Τριαδικό-Ιουρασική διάρρηξη και δηµιουργεί δοµές έκτασης (foliation boudinage)σε διεύθυνση ΒΑ-Ν σε πλαστικές -ηµιπλαστικές συνθήκες

41 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ 41 Πίν.1.3 Κύριες φάσεις παραµόρφωσης στην ενότητα Stip-Αξιός (σύµφωνα µε De Wet1989) Τεκτονική φάση Τεκτονικές δοµές Φάση µεταµόρφωσης Ηλικία (υποθετική) D1 F 1 /F 2 πτυχές b:β -ΝΑ Αµφιβολιτική (µέγιστο µεταµόρφωσης) Ερκύνια; D2 οµές έκτασης µετάβαση σε πλαστικές - Τριαδική-Ιουρασική ΒΑ-Ν διεύθυνσης αποκοπή ηµιπλαστικές συνθήκες διάρρηξη; σχιστότητας D3 F 3 /F 4 πτυχές Πρασινοσχιστολιθική Ιουρασικό- Κρητιδικό D4 τελευταίες ζώνες κάτω <Ιουρασικό; διάτµησης Πρασινοσχιστολιθική D5 ρήγµατα (Β-Ν) <Ιουρασικό; D6 νεογενή ρήγµατα (ΒΒ -ΝΝΑ) Νεογενές γ)το D3 παραµορφωτικό γεγονός δηµιουργεί τις F 3 /F 4 κλειστές συνεσφιγµένες και ανοικτές µικρής ως µεσαίας κλίµακας πτυχές και συνδέεται µε ανάδροµη µεταµόρφωση σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης.οι πτυχές αυτές επαναπτυχώνουν τις F 1 /F 2 πτυχές που δηµιουργήθηκαν κατά το D1 παραµορφωτικό επεισόδιο.οι άξονες των πτυχών αυτών είναι παράλληλα προσανατολισµένοι µε τις επαφές της υποενότητας Γαλαρινού και των οφειολίθων σε ΒΒ -ΝΝΑ διεύθυνση,καθώς και µε τον προσανατολισµό των δοµών στην υποενότητα Γαλαρινού και στις οµάδες Χορτιάτη και Σβούλας.Η ηλικία του γεγονότος αυτού είναι Ιουρασική -Κρητιδική,ενώ θεωρείται ανάλογο µε τα γεγονότα πρασινοσχιστολιθικής φάσης στις οµάδες Χορτιάτη και Σβούλας δ)το D4 παραµορφωτικό γεγονός συνδέεται µε τη δηµιουργία των τελευταίων ζωνών διάτµησης και ρηγµάτων σε συνθήκες κάτω πρασινοσχιστολιθικής φάσης και µε πιθανή ηλικία νεώτερη από το Ιουρασικό.Το γεγονός αυτό συνδέεται µε τη δηµιουργία πλαστικών ως εύθραυστων ζωνών οριζόντιας µετατόπισης µεταξύ γειτονικών ενοτήτων ε)στο D5 παραµορφωτικό γεγονός αποδίδεται η δηµιουργία ρηγµάτων σε διεύθυνση Β-Ν,νεώτερα από το Ιουρασικό στ)κατά το τελευταίο παραµορφωτικό γεγονός,d6,δηµιουργούνται ρήγµατα σε διεύθυνση ΒΒ -ΝΝΑ.Το γεγονός αυτό έλαβε χώρα κατά το Νεογενές.Οι δοµές που δηµιουργήθηκαν τροποποίησαν τις επαφές των κύριων λιθολογικών ενοτήτων.

42 42 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ο Οι Reischm an & Kostopoulos (2002) από ένα εκλογιτικό σώµα που βρήκαν στην ε- νότητα Γαλαρινού υποστηρίζουν ότι τα πετρώµατα της ενότητας αυτής έχουν µεταµορφωθεί σε συνθήκες πολύ υψηλής πίεσης και διακρίνουν τέσσερα µεταµορφικά γεγονότα: α)το γεγονός εξαιρετικά υψηλής πίεσης (UHP) σε συνθήκες 40kb και 800 C,σύγχρονο ή µεταγενέστερο του σχηµατισµού διαµαντιών που υπάρχουν στους γρανάτες του εκλογίτη.το γεγονός αυτό ηλικίας 185 Μa συνοδεύτηκε από µερική τήξη που έδωσε τα τρονδγιεµιτικά πετρώµατα στην περιοχή του Γαλαρινού. β) Το γεγονός της εκταφής των πετρωµάτων το πρώτο στάδιο της οποίας έγινε σε συνθήκες 20kb και 750 C. γ)το δεύτερο στάδιο της εκταφής,ηλικίας 145±22 Μa που έγινε σε συνθήκες αµφιβολιτικής φάσης (πίεση 10kb και θερµοκρασία 670 C). δ)το τρίτο στάδιο της εκταφής έγινε σε συνθήκες πρασινοσχιστoλιθικής φάσης (πίεση 5kb και θερµοκρασία 400 C). Η ηλικία του γεγονότος αυτού προσδιορίστηκε σε 62±1Μa.

43 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ο ΓΕΩΛΟΓΙΚΑ -ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΑ ΚΑΙ ΜΑΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ 2.1 ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΚΑΙ ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΘΕΣΗ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ Αντικείµενο της παρούσας µελέτης αποτελούν δύο µικρές ενότητες,αυτές της Πηγής και του Καραθόδωρου,στο βορειότερο µέρος της ζώνης Stip - Αξιού (όπως αυτή ορίσθηκε από τον K ockel1957)στον ελληνικό χώρο (Σχ.2.1).Χαρακτηριστικό των δύο αυτών ενοτήτων είναι η στενή τοπική και πετρογραφική σύµπλεξη πηλιτικών µεταµορφωµένων πετρωµάτων,µιγµατιτών,όξινων και ενδιάµεσων µαγµατιτών,βασικών φλεβών,αµφιβολιτών και πυροξενικών γρανουλιτών. Η σύµπλεξη αυτή µοιάζει να είναι πρωτογενής και όχι αποτέλεσµα τυχαίας τεκτονικής συνεύρεσης.η αποκάλυψη των πιθανών γενετικών σχέσεων µεταξύ όλων αυτών των ετερόκλιτων πετρογραφικών τύπων αποτέλεσε το αρχικό κίνητρο για την ανάληψη της παρούσας µελέτης. Η ενότητα Πηγής βρίσκεται δυτικά από τον ποταµό Αξιό και χονδρικά περικλείεται µε µια νοητή γραµµή που διέρχεται από τα χωριά Πηγή Φανός Πλάγια και τη θέση ε- ρείπια Πύλης (Σχ.2.1). Η ενότητα Καραθόδωρου βρίσκεται ανατολικά από τον ποταµό Αξιό και νότια του χωριού Πλατανιά,µεταξύ των θέσεων Λευκοστάνη και Λατόµι.Χαρακτηριστικές εµφανίσεις των γνευσιακών πετρωµάτων της αποκαλύπτονται µεταξύ του 54 και 57 km του εθνικού δρόµου Θεσσαλονίκης Ευζώνων (Σχ.2.1).

44 44 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2ο Τα µεταµορφωµένα πετρώµατα στις δύο αυτές ενότητες απαντώνται είτε ως ενιαίες µάζες,είτε ως εγκλείσµατα στα ανατηκτικά και µαγµατικά πετρώµατα που εµφανίζονται σ αυτές. ύο γρανιτικές εµφανίσεις συνδέονται τοπικά ενώ προς διερεύνηση είναι και η γενετική τους σχέση µε τις δύο αυτές ενότητες:ο γρανίτης του Φανού που εµφανίζεται βόρεια και δυτικά από την ενότητα Πηγής και ο γρανίτης της Πλατανιάς που εµφανίζεται βόρεια από την ενότητα Καραθόδωρου. Φλεβικά πετρώµατα,βασικής σύστασης,πιθανά µέλη του συµπλέγµατος της Γευγελής,διεισδύουν στους σχηµατισµούς της ενότητας Πηγής,ενώ έκχυτα και φλεβικά πετρώµατα,µέλη του συµπλέγµατος των Ευζώνων,εµφανίζονται περιφερειακά των µιγµατιτικών γνευσίων της ενότητας Καραθόδωρου. 2.2 ΓΕΩΛΟΓΙΚΕΣ ΣΧΕΣΕΙΣ ΜΕΤΑΞΥ ΤΩΝ ΕΝΟΤΗΤΩΝ ΠΗΓΗΣ ΚΑΙ ΚΑΡΑΘΟ ΩΡΟΥ Γεωλογική σύνδεση µεταξύ των ενοτήτων Πηγής και Καραθόδωρου δεν είναι ορατή αφού µεταξύ των δύο ενοτήτων παρεµβάλλονται τµήµατα οφειολίθων της ανατολικής ενότητας της Γευγελής,όπως αυτή ορίσθηκε από τον Bebien (1982),ενώ ο ποταµός Α- ξιός και οι ιζηµατογενείς του αποθέσεις καλύπτουν την όποια πιθανή σύνδεση µεταξύ τους.ωστόσο,στις δύο ενότητες συµµετέχουν ανάλογοι λιθολογικοί τύποι.στην ενότητα Πηγής ειδικότερα παρατηρείται µια εξαιρετική ποικιλοµορφία εξ αιτίας προφανώς της δράσης εκεί πιο σύνθετων τεκτονικών,ανατηκτικών και µαγµατικών φαινοµένων. 2.3 ΓΕΩΛΟΓΙΚΕΣ ΣΧΕΣΕΙΣ ΤΗΣ ΕΝΟΤΗΤΑΣ ΚΑΡΑΘΟ ΩΡΟΥ ΜΕ ΤΑ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ Οι επαφές της ενότητας Καραθόδωρου µε τους περιβάλλοντες προ-νεογενείς σχηµατισµούς είναι κατά θέσεις µόνο ορατές,αφού πολλές από αυτές ιδιαίτερα νότια και ανατολικά καλύπτονται από τις αποθέσεις της λεκάνης του Αξιού. Βόρεια της ενότητας Καραθόδωρου εµφανίζεται το φλεβικό σύµπλεγµα των Ευζώνων,µε τις δολεριτικές φλέβες να διεισδύουν κυρίως σε ΒΑ -Ν διευθύνσεις µε κλίσεις προς τα ΝΑ,ενώ υπάρχουν και φλέβες που ακολουθούν τις αντιθετικές δοµές

45

46 46 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2ο

47 ΓΕΩΛΟΓΙΚΑ-ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΑ ΚΑΙ ΜΑΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ 47 µε Β -ΝΑ διευθύνσεις.οι επαφές της ενότητας µε τµήµατα του συµπλέγµατος των Ευζώνων θεωρούνται από τον Mercier (1968) (φυλ.εύζωνοι 1:50000,Ι.Γ.Μ.Ε.1993) ως τεκτονικές.η άποψη του Mercier (1968)στηρίχθηκε προφανώς στην απουσία λιθολογικών στοιχείων που συνδέουν την ενότητα Καραθόδωρου µε το φλεβικό σύµπλεγµα των Ευζώνων,και στο γεγονός ότι δεν παρατηρείται διείσδυση φλεβικών µελών του τελευταίου στους µιγµατιτικούς γνευσίους του Καραθόδωρου. ικές µας παρατηρήσεις στη θέση Λατόµι αλλά και βορειότερα,στις επαφές των πετρωµάτων της ενότητας Καραθόδωρου µε το φλεβικό σύµπλεγµα των Ευζώνων δε δείχνουν σαφή τεκτονική σχέση.στις θέσεις αυτές,τόσο οι λάβες όσο και οι φλέβες είναι ε- ντελώς απαραµόρφωτες. Στο φλεβικό σύµπλεγµα των Ευζώνων και όχι σε µεγάλη απόσταση από τους γνευσίους του Καραθόδωρου παρεµβάλλονται στρωµατώδεις σχηµατισµοί ασβεστοµιγών αργιλικών και πυριτικών ιζηµάτων µε ακτινόζωα.πρόκειται προφανώς για τα συνοδά ιζήµατα των in situ µαξιλαροειδών λαβών που υπάρχουν στην περιοχή. Η in situ ύπαρξη των απαραµόρφωτων µαξιλαροειδών λαβών και των συνοδών ηµιπελαγικών ιζηµάτων,καθώς και η απουσία τεκτονικής ασυνέχειας,ενισχύει την άποψη ότι τόσο τα οφειολιθικά πετρώµατα όσο και οι γνεύσιοι του Καραθόδωρου βρέθηκαν κατά το Άνω Ιουρασικό σε ένα κοινό γεωτεκτονικό πλαίσιο εξέλιξης. Στο βόρειο τµήµα των µιγµατιτικών γνευσίων του Καραθόδωρου εµφανίζεται ο γρανίτης της Πλατανιάς.Αντίθετα απ ότι φαίνεται στο φύλλο «Εύζωνοι» οι παρατηρήσεις υπαίθρου δείχνουν σταδιακές µεταβάσεις µεταξύ των δύο αυτών λιθολογικών τύπων,µε αύξηση των γρανιτοειδών µικροσυγκεντρώσεων στους γνευσίους του Καραθόδωρου πλησίον των επαφών τους µε το γρανίτη της Πλατανιάς.Η παρατήρηση αυτή συµφωνεί εν µέρει µε την άποψη του Mercier(1968)ότι ο γρανίτης της Πλατανιάς διεισδύει στους γνευσίους της ενότητας Καραθόδωρου.Ακριβέστερα,απλιτικές φλέβες που θεωρούνται αποφύσεις του γρανίτη διεισδύουν στους γνευσίους του Καραθόδωρου,όµως ο ίδιος ο γρανίτης όπως και οι απλιτικές φλέβες µπορεί να είναι προϊόντα ανάτηξης σε βαθύτερους ορίζοντες των ιδίων αυτών γνευσίων. Στις επαφές του γρανίτη της Πλατανιάς µε το φλεβικό σύµπλεγµα των Ευζώνων υ- πάρχουν φακοί θερµικά µεταµορφωµένων ασβεστοπυριτικών πετρωµάτων και στρωµατώδεις αµφιβολίτες.τα πετρώµατα αυτά αποτελούν τα µεταµορφωµένα ανάλογα των στρωµατωδών ασβεστοµιγών αργίλων που παρεµβάλονται µεταξύ των φλεβών και των µαξιλαροειδών λαβών των Ευζώνων.

48 48 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2ο Η ύπαρξη αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων στα έκχυτα του Λατοµίου θα µπορούσε να αποδοθεί στον εγκλεισµό αµφιβολιτών οµοίων µε αυτούς που εµφανίζονται στα κατώτερα στρωµατογραφικά τµήµατα της ενότητας Καραθόδωρου. Ο γρανίτης της Πλατανιάς κατά συνέπεια έχει διεσδύσει πιθανότατα τόσο στους γνευσίους του Καραθόδωρου,όσο και σε µέρος τουλάχιστον του συµπλέγµατος των Ευζώνων. Τεκτονικές θεωρούνται από τον Mercier(1968)και οι επαφές των γνευσίων του Καραθόδωρου µε τους ανακρυσταλλωµένους,πιθανά Τριαδικούς ασβεστόλιθους,αλλά και µε τους Άνω -Ιουρασικούς κλαστικούς σχηµατισµούς της ενότητας Γευγελής. Ασύµφωνα επί των γνευσίων του Καραθόδωρου (επίπεδο ασυµφωνίας µε κλίση 20 ΝΑ)επικάθονται µολλασικά ιζήµατα ηλικίας ανώτερο Ηώκαινο Ολιγόκαινο.Μεταξύ των µολλασικών ιζηµάτων και των σχηµατισµών του υποβάθρου παρεµβάλλεται µικρού πάχους κροκαλοπαγής ψαµµιτικός σχηµατισµός.ωστόσο,µέρος των προηγούµενων επαφών στο φύλλο «Εύζωνοι» παρουσιάζονται ως τεκτονικές,συµφωνώντας µε τις παρατηρήσεις του Mercier(1968). 2.4 ΓΕΩΛΟΓΙΚΕΣ ΣΧΕΣΕΙΣ ΤΩΝ ΜΙΓΜΑΤΙΤΩΝ ΤΗΣ ΠΗΓΗΣ ΜΕ ΤΟΥΣ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΕΣ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΥΣ Στα ανατολικά της ενότητας Πηγής εµφανίζονται µαζώδη δολεριτικά και µικροδιοριτικά πετρώµατα,όπως επίσης και µαγµατικά λατυποπαγή,µέλη του συµπλέγµατος της Γευγελής.Η µεταξύ τους επαφή καλύπτεται κατά θέσεις από αλλούβιες αποθέσεις.οι εµφανείς επαφές,ιδιαίτερα κατά µήκος του Μεγάλου Ρέµατος (Κοτζά Ντερέ)είναι τεκτονικές (βλ.επίσης Bebien 1977,1982).Στη θέση αυτή τόσο τα καλιοαστριούχα απλιτοειδή όσο και οι οφειτοασβεστίτες είναι ισχυρά παραµορφωµένα σε µία στενή ζώνη Β -ΝΑ διεύθυνσης και κλίσης 70 ΒΑ.Ανάλογες ζώνες εµφανίζονται αποσπασµατικά αλλά µε µικρότερη ένταση σε θέσεις µακρύτερα από τη στενή ζώνη επαφής των δύο λιθολογικών τύπων. Τόσο τα «σιγµοειδή» ασβεστιτικά φλεβίδια όσο και οι ασβεστολιθικές κροκάλες που υπάρχουν διάσπαρτες στους οφειτοασβεστίτες του Κοτζά Ντερέ δείχνουν αριστερόστροφη διάτµηση (το ανατολικό τµήµα κινήθηκε ΒΒ ).Οι αριστερόστροφες διατµητικές ζώνες διακόπτουν τη συνέχεια παλαιότερων δεξιόστροφων «σιγµοειδών» ασβεστιτικών

49 ΓΕΩΛΟΓΙΚΑ-ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΑ ΚΑΙ ΜΑΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ 49 φλεβιδίων στους οφειτοασβεστίτες (φωτ.2.1).ανάλογη είναι η εικόνα και στα καλιοαστριούχα απλιτοειδή που υπάρχουν στη θέση αυτή τα οποία είναι έντονα µυλωνιτιωµένα και παρουσιάζουν αριστερόστροφη φορά διάτµησης.κατά συνέπεια,ο µυλωνίτης του Κοτζά Ντερέ είναι νεώτερος της µυλωνιτίωσης του πορφυροειδή γρανίτη αφού παρα- µορφώνει καλιοαστριούχα απλιτοειδή που διεισδύουν στον τελευταίο. Μη παραµορφωµένες βασικές φλέβες, µέλη του συµπλέγµατος της Γευγελής, τέ- µνουν την ανατολική επαφή της ενότητας Πηγής µε τους «οφειόλιθους» της Γευγελής. Συνάγεται εποµένως ότι η τεκτονική αυτή επαφή είναι περίπου συνήλικη µε τη µαγµατική τοποθέτηση του συµπλέγµατος της Γευγέλης αφού και οι βασικές φλέβες θεωρούνται µέλη του ιδίου συµπλέγµατος.όµοιες φλέβες διεισδύουν στα πετρώµατα της ενότητας Πηγής µε µεγάλες γωνίες κλίσης ως προς τη στρωµατώδη υφή τους,ακολουθώντας διακλάσεις τόσο ΒΑ-Ν διεύθυνσης όσο και Β -ΝΑ.Ωστόσο,στην ενότητα Πηγής παρατηρούνται και µικρές αποκλίσεις στις διευθύνσεις διείσδυσης των δολεριτικών φλεβών αφού κάποιες από αυτές ακολουθούν διευθύνσεις Α- όπως και Β-Ν. Σχέσεις διείσδυσης παρατηρούνται και µεταξύ των απλιτικών και ρυολιθικών φλεβών που εµφανίζονται στην ενότητα Πηγής µε τους υπόλοιπους λιθολογικούς τύπους της ίδιας ενότητας. Η ΝΝΑ επαφή της ενότητας Πηγής µε το οφειολιθικό σύµπλεγµα της Γευγελής καλύπτεται από τις νεογενείς και πλειστοκαινικές αποθέσεις της λεκάνης του Αξιού,ενώ στο βόρειο και δυτικό περιθώριό της εµφανίζεται ο γρανίτης του Φανού. Ο γρανίτης του Φανού διεισδύει τόσο στην ενότητα Πηγής όσο και στους οφειόλιθους που εµφανίζονται στα δυτικά (M ercier1968,bebien 1982 και δικές µας παρατηρήσεις),σχέσεις που παρατηρούνται ευκρινέστερα κατά µήκος της δυτικής επαφής των λιθολογιών αυτών.θα πρέπει κατά συνέπεια τα δύο αυτά κατά το χρόνο διείσδυσης του γρανίτη να ήταν το ένα πλησίον του άλλου. Παρατηρήσεις στο δρόµο Αξιούπολης - Φανού - Σκρά έδειξαν ότι τµήµατα δολεριτικών φλεβών µε περιθώρια ταχείας ψύξης (chilled m argins) εγκλείονται στις όξινες φλέβες καθώς και στην απλιτική περιφέρεια του γρανίτη του Φανού σχηµατίζοντας αγµατικές υφές,ενώ δολεριτικές φλέβες διεισδύουν στην απλιτική περιφέρεια του Φανού τέ- µνοντας πρώιµες όξινες φλέβες.σύµφωνα µε τον Pitcher (1993)τέτοιες εικόνες αποδίδονται σε σύγχρονη µε την τοποθέτηση του πλουτωνίτη διείσδυση βασικών φλεβών. Στη µετάβαση από τα πετρώµατα της ενότητας Πηγής προς το γρανίτη του Φανού κατά µήκος του Κοτζά Ντερέ εµφανίζονται µυλωνιτιωµένα πορφυροειδή γρανιτικά πετρώµατα.

50 50 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2ο Ο γρανίτης του Φανού περιβάλλεται από µια απλιτική περιφέρεια στην οποία εγκλείονται κατά θέσεις διοριτικά και χαλαζοδιοριτικά τµήµατα.στα τελευταία παρατηρείται εµπλουτισµός σε ξενόµορφο καλιούχο άστριο.τέτοιες εικόνες µεταξύ των δύο πυριγενών τύπων παρατηρούνται µε ευκρίνεια κατά µήκος του δρόµου Αξιούπολης Φανού Σκρά και στο δρόµο προς το πεδίο βολής της Κάρπης. 2.5 ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΟΙ ΤΥΠΟΙ Οι λιθολογικοί τύποι που απαντώνται στις ενότητες Πηγής και Καραθόδωρου παρουσιάζονται συνοπτικά στον Πίνακα 2.1 και είναι οι ακόλουθοι: Α.ΠΡΟ-ΜΙΓΜΑΤΙΤΙΚΟΙ ΤΥΠΟΙ Α1)Μιγµατιτιωµένα µεταϊζήµατα Στο λιθολογικό αυτό τύπο ανήκουν τα πηλιτικά και ηµιπηλιτικά µεταϊζήµατα που εµφανίζονται είτε µε τη µορφή µεγαλύτερων συνεκτικών µαζών νότια του χωριού Πλατανιά (ενότητα Καραθόδωρου),είτε µε τη µορφή µικρότερων συνεκτικών µαζών ή εγκλεισµάτων στα ανατηκτικά και µαγµατικά πετρώµατα της ενότητας Πηγής,µε χαρακτηριστικές εµφανίσεις κατά µήκος του Κοτζά Ντερέ και του Λυκορέµατος. Τα µεταϊζήµατα στερούνται µεγάλου πάχους χαλαζιοαστριούχων ζωνών στις περισσότερες εµφανίσεις τους.αντίθετα,συχνά η συνέχειά τους διακόπτεται από λευκοκρατικές συγκεντρώσεις ή απλιτο-γρανιτικές φλέβες,όπως κορδιεριτικά λευκοσώµατα,καλιοαστριούχα απλιτοειδή,πηγµατοειδή,βιοτιτικούς µικρογρανίτες. Στα µιγµατιτιωµένα µεταϊζήµατα διακρίνεται το µεσόσωµα που είναι το άτηκτο µέρος τους και το νεόσωµα που διακρίνεται σε λευκόσωµα και µελανόσωµα (ρεστίτης). Τα µεταϊζήµατα περιέχουν αµφιβολιτικά εγκλείσµατα και διατρέχονται από φλέβες βασικής,ενδιάµεσης και όξινης σύστασης. Κυρίαρχο τεκτονικό στοιχείο είναι οι συµµετρικές εκτατικές αποκοπές της στρωµατώδους υφής των µεταϊζηµάτων που παρατηρούνται σε τοµές Α-.Ωστόσο,δεν απουσιάζουν και ασύµµετρες αποκοπές ίδιας διεύθυνσης (φωτ.2.2)καθώς και δεξιόστροφες Πιν.2.1 Συνοπτική παρουσίαση των λιθολογιών των ενοτήτων Πηγής και Καραθόδωρου µε τα εγκλείσµατα και τις διεισδύσεις που υπάρχουν σ αυτούς.

51 ΓΕΩΛΟΓΙΚΑ-ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΑ ΚΑΙ ΜΑΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ 51 Α1 Α2 Λιθολογικός τύπος Εγκλείσµατα ιεισδύεται από: Μιγµατιτιωµένα µεταϊζή-αµφιβολίτες κορδιεριτικά και ανδαλουσιτικά λευκοσώµατα, καλιοαστριούχα απλιτοειδή, µατα γρανιτοειδείς µικροσυγκεντρώσεις, πηγ- µατοειδή, αποφύσεις τοναλιτών, υποηφαιστειακά. Πορφυροειδής µεταγρα-αµφιβολίτεςνίτης καλιοαστριούχα απλιτοειδή µε ή ειδή (συγκεντρώσεις και φλέβες) ± κορ- µιγ. µεταϊζήµατα, Λευκοτοναλίτης, καλιαστριούχα απλιτο- χωρίς schlieren βιοτίτη ± κορδιε-διερίτη,υποηφαιστειακρίτη,γρανιτοειδείς µικροσυγκεντρώσεις Β1.1 Κορδιεριτικά και ανδα-µέρλουσιτικά λευκοσώµατα µάτων µιγµατιτιωµένων µεταϊζη- (µεσοσώµατα,ρεστίτες) Β1.2 Καλιοαστριούχα απλιτο-µιγµατιτιωµένειδή αµφιβολίτες, πορφυροειδής µε- µεταϊζήµατα, υποηφαιστειακά ταγρανίτης Β1.3 Γρανίτης Πλατανιάς µιγµατιτιωµένα µεταϊζήµατα,µικρογρανίτης Β2 Αµφιβολίτες γρανιτοειδείς µικροσυγκεντρώσεις µε επίδοτο,πηγµατοειδή,υποηφαιστειακά Γ1 Γρανίτης Φανού όξινες φλέβες στην κύρια µάζα του,δολερίτες στην απλιτική περιφέρεια αυτού Γ2 Γρανιτοειδείς µικροσυγκεντρώσεις Γ3 Πηγµατοειδή Γ4.1 Λευκοτοναλίτης πυροξενικός τοναλίτης έως γρα-υποηφαιστειακά,καλιοαστριούχνουλίτης, υποηφαιστειακά (βα-ειδή±κορδιερίτη, µονζογρανίτης, βιοτιτι- απλιτοσικά λατυποπαγή), ασβεστοπυ-κόριτικά µικρογρανίτης Γ4.2 Πυροξενικός τοναλίτης αµφιβολίτες, αµφιβολιτιωµένα βιοτιτικός µικρογρανίτης, υποηφαιστειακά,µονζογρανίτης έως γρανουλίτης υποηφαιστεικά Γ4.3 Μονζογρανίτης αµφιβολίτες πυροξενικός τοναλί-υποηφαιστειακτης,λευκοτοναλίτης Γ4.4 Βιοτιτικός µικρογρανίτης Οφειτοασβεστίτες ανθρακικά και πυριτικά εγκλεί-υποηφαιστειακσµατα Ε ΣΤ Ζ Υποηφαιστειακά πετρώ-πορφυροειδής γρανίτης µατα αµφιβολίτες Ασβεστοπυριτικά πετρώ- µατα Άνω-Ιουρασικά ιζήµατα πυριτικά,ανθρακικά πηγµατοειδή-τρονδγεµιτικά περιστροφές αποκοµένων τµηµάτων των µεταϊζηµάτων (το πάνω µε φορά Α έως ΝΑ).

52 52 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2ο Οι εκτατικές αποκοπές προκαλούν διακοπές στη συνέχεια παλαιότερων πτυχών οι ο- ποίες είναι είτε ισοκλινείς,είτε παρασιτικές,είτε ασύµµετρες,είτε δυσαρµονικές. Οι εκτατικές αποκοπές σε θέσεις όπου τα πετρώµατα διατηρούν τη συνοχή τους,και τα τεκτονικά στοιχεία σταθερότητα στον προσανατολισµό τους,είναι κάθετες στους b ά- ξονες ισοκλινών πτυχών οι οποίοι είναι προσανατολισµένοι σε διεύθυνση ΒΒ -ΝΝΑ µε αποτέλεσµα να προκαλούν αποκοπές στα πτερύγια των πτυχών. Οι περιστροφές των αποκοµµένων µεσοσωµάτων που εγκλείονται σε λευκοσώµατα αποδίδονται σε διατµητικές τάσεις που αναπτύχθηκαν σύγχρονα ή µετά το κυρίαρχο εκτατικό γεγονός (φωτ.2.3). Σε ανάλογη εκτατική τεκτονική οφείλονται πιθανά και οι ηµιπλαστικές αποκολήσεις που οδήγησαν στη διακοπή της συνέχειας παλαιότερων πτυχών και στη δηµιουργία ελλειψοειδών σωµάτων στους γνευσίους του Καραθόδωρου.Ο µέγιστος άξονας αυτών των σωµάτων διατάσσεται σε ΒΑ-Ν διεύθυνση.μικρό µέρος της παραµόρφωσης που συνδέεται µε το διατµητικό γεγονός απορροφήθηκε από τα λευκοσώµατα της ενότητας Καραθόδωρου πιθανά κατά το τελευταίο στάδιό της. Σε συνεκτικά τµήµατα των γνευσίων του Καραθόδωρου όπου η τήξη δεν είναι εκτεταµένη και η αρχική θέση των λιθολογιών δεν έχει διαταραχθεί,στις επιφάνειες αποκόλησης (35/25 ΒΑ)των ελλειψοειδών σωµάτων µετρήθηκε ΒΑ γράµµωση. εν απουσιάζουν ωστόσο και γραµµώσεις που βυθίζονται µε µικρές γωνίες κλίσεων προς τα Ν σε ανάλογες επιφάνειες αποκόλλησης. Α2)Πορφυροειδής µεταγρανίτης Πρόκειται για γρανιτικής σύστασης πέτρωµα µε πορφυροβλάστες καλιούχου αστρίου που κατά θέσεις είναι έντονα µυλωνιτιωµένο.χαρακτηριστικές του εµφανίσεις υπάρχουν κατά µήκος του Κοτζά Ντερέ,κοντά στην επαφή των «µιγµατιτών» της Πηγής µε τους οφειόλιθους της Γευγελής αλλά και στο Λυκόρεµα,στις επαφές των «µιγµατιτών» µε το γρανίτη του Φανού. Ο πορφυροειδής µεταγρανίτης περιέχει εγκλείσµατα αµφιβολιτών και µεταϊζηµάτων (Πιν.2.1),ενώ η συνέχεια της επιφανειακής του έκθεσης διακόπτεται από τυπικότερα γρανιτοειδή και απλιτοειδή,όπως τοναλίτες,καλιοαστριούχα απλιτοειδή,καθώς και από την παρεµβολή µικρογρανιτικών και απλιτικών συγκεντρώσεων µε κορδιερίτη.

53 ΓΕΩΛΟΓΙΚΑ-ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΑ ΚΑΙ ΜΑΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ 53 Στον πορφυροειδή γρανίτη διεισδύουν δολεριτικές φλέβες και τραχειανδεσιτικής σύστασης υπο-ηφαιστειακά πετρώµατα. Σε τοµές Β -ΝΑ διεύθυνσης,δεξιόστροφες ζώνες διάτµησης (το πάνω µε φορά προς τα ΝΑ)διατρέχουν τον πορφυροειδή µεταγρανίτη,όπως παρατηρήθηκε σε ασύµµετρους πορφυροκλάστες καλιούχων αστρίων. Σε επιφάνειες αποκόλησης που υπάρχουν στο πέτρωµα µετρήθηκε ΒΑ γράµµωση που ορίζεται από κρυστάλλους χαλαζία.η γράµµωση έχει γωνίες κλίσης 15º-30ºΒΑ. Β.ΣΥΜΜΙΓΜΑΤΙΤΙΚΟΙ ΤΥΠΟΙ Β1)Λευκοσωµατικά πετρώµατα Πρόκειται για τα λευκοκρατικά απλιτοειδή πετρώµατα που εµφανίζονται στις ενότητες Πηγής και Καραθόδωρου µε τη µορφή φλεβών,ακανόνιστων διεισδύσεων ή µικρότερων συγκεντρώσεων.τα λευκοσώµατα συνδέονται στενά στο χώρο µε τα µιγµατιτωµένα µεταϊζήµατα και τον πορφυροειδή γρανίτη,ενώ µικρότερες λευκοσωµατικές συγκεντρώσεις µε πυρόξενο συνδέονται µε τους αµφιβολίτες και τους πυροξενικούς γρανουλίτες. Τα λευκοσώµατα που συνδέονται µε τα µιγµατιτιωµένα µεταϊζήµατα και τον πορφυροειδή γρανίτη διακρίνονται σε λευκοσώµατα µε κορδιερίτη και ανδαλουσίτη και καλιοαστριούχα απλιτοειδή µε ή χωρίς κορδιερίτη αντίστοιχα.στην κατηγορία των λευκοσωµάτων ανήκουν επίσης και κάποιες γρανιτοειδείς µικροσυγκεντρώσεις που παραπέ- µπουν ορυκτολογικά και ιστολογικά σε µεγάλο βαθµό στο γρανίτη του Φανού. Τα λευκοσώµατα είναι κατά το πλείστον απαραµόρφωτα.εξαιρέσεις παρατηρούνται στην ενότητα Καραθόδωρου όπου τα λευκοσώµατα έχουν απορροφήσει µέρος της εκτατικής παραµόρφωσης.στην ενότητα Πηγής ο προσανατολισµός των ορυκτών δεικτών της κίνησης, όπως του κορδιερίτη και του βιοτίτη και η δηµιουργία υφών schlieren στα καλιοαστριούχα και κορδιεριτικά λευκοσώµατα,συνδέεται µε την εκτατική παραµόρφωση και τη δράση διατµητικών ζωνών. Β1.1)Κορδιεριτικά και ανδαλουσιτικά λευκοσώµατα Πρόκειται για απλιτοειδή πετρώµατα µε κορδιερίτη και σπανιότερα µε ανδαλουσίτη που συνδέονται κατ εξοχήν µε τα µεταϊζήµατα της ενότητας Πηγής,ενώ στα φλεβικά λευκοσώµατα της ενότητας Καραθόδωρου συχνότερα υπάρχει ανδαλουσίτης.

54 54 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2ο Τα λευκοσώµατα αυτού του τύπου απαντώνται κυρίως µε τη µορφή φλεβόµορφων συγκεντρώσεων που είτε είναι σύµφωνα τοποθετηµένα είτε σχηµατίζουν µεγαλύτερες συγκεντρώσεις τέµνοντας και διαταράσσοντας τη στρωµατώδη υφή των µεταϊζηµάτων. Οι περισσότερο κινητοποιηµένες λευκοσωµατικές συγκεντρώσεις περιέχουν αποκοµ- µένα τµήµατα µεταϊζηµάτων,ενώ ρυολιθικές,τραχειδακιτικές και δολεριτικές φλέβες διεισδύουν σ αυτές. Β1.2)Καλιοαστριούχα απλιτοειδή Πρόκειται για σαρκόχρωµα απλιτοειδή πετρώµατα µε ή χωρίς κορδιερίτη που συνδέονται κατ εξοχήν µε τον πορφυροειδή µεταγρανίτη µε τον οποίο παρουσιάζουν συχνά σταδιακές µεταβάσεις. Εµφανίζονται µε τη µορφή φλεβών ή κοιτών κατά µήκος του Κοτζά Ντερέ και του Λυκορέµατος. Περιέχουν εγκλείσµατα µεταϊζηµάτων και αµφιβολιτών, καθώς και τµήµατα του πορφυροειδή µεταγρανίτη. Στα καλιοαστριούχα απλιτοειδή διεισδύουν φλέβες βασαλτικής και τραχειδακιτικής σύστασης. Β1.3)Γρανίτης Πλατανιάς Πρόκειται για γρανιτική εµφάνιση µικρής έκτασης που εµφανίζεται στο βόρειο τµή- µα της ενότητας Καραθόδωρου,ανάµεσα στο χωριό Πλατανιά και στη θέση Λευκοστάνη.Στην ορυκτολογική του σύσταση περιέχει κορδιερίτη και ανδαλουσίτη ενώ µια υποοριζόντια µυλωνιτική υφή διατρέχει τη µάζα του. Ο γρανίτης της Πλατανιάς περιέχει στα περιθώριά του αµφιβολιτικά εγκλείσµατα και µικρογρανιτικά τµήµατα έντονα γνευσιωµένα. Η µυλωνιτική υφή ακολουθεί τον µέγιστο άξονα ανάπτυξης του γρανιτικού όγκου, έ- χει διεύθυνση Β-Ν και κλίση 30ºπρος Β.Σύµφωνα µε τα κριτήρια διάκρισης του Clarke (1992)κατατάσσεται στους συν-τεκτονικούς γρανίτες αφού η µυλωνιτική υφή διατρέχει το σύνολο της µάζας του.η ύπαρξη σ-και δ-εξαλλοιωµένων κορδιεριτών συνδέει τη δηµιουργία της µυλωνιτικής υφής στο γρανίτη της Πλατανιάς µε αριστερόστροφες (το πάνω προς Β)διατµητικές ζώνες.

55 ΓΕΩΛΟΓΙΚΑ-ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΑ ΚΑΙ ΜΑΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ 55 Ένα πυκνό σύστηµα κατακόρυφων ρηξιγενών κατατµήσεων ΒΒ -ΝΝΑ διεύθυνσης τέµνει το σύνολο της µάζας του γρανίτη της Πλατανιάς. Β2)Αµφιβολίτες Αµφιβολίτες εµφανίζονται τόσο στην ενότητα Πηγής όσο και στην ενότητα Καραθόδωρου. Τα πετρώµατα αυτά εµφανίζονται στην ενότητα Πηγής είτε µε τη µορφή συνεκτικών µαζών µεγέθους µερικών µέτρων στην επαφή του γρανίτη του Φανού µε τους «µιγµατίτες» της Πηγής,είτε ως εγκλείσµατα στα γρανιτοειδή και απλιτοειδή πετρώµατα.ειδικότερα αµφιβολίτες µε τη µορφή εγκλεισµάτων υπάρχουν στην ενότητα Πηγής στα λευκοσώµατα, στον πορφυροειδή µεταγρανίτη,στα καλιοαστριούχα απλιτοειδή που συνδέονται µε αυτόν, στον τοναλίτη,στους πυροξενικούς γρανουλίτες και στο µονζονιτικό απλίτη. Στα τοναλιτικά πετρώµατα µέρος των αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων αποτελούν πιθανά τµήµατα πρώιµων δολεριτικών φλεβών λόγω των ανακρυσταλλωµένων περιθωρίων ταχείας ψύξης που διατηρούνται σε ορισµένα από αυτά.τα αµφιβολιτιωµένα µέρη παρουσιάζουν εικόνες αφοµοίωσης από τα τοναλιτικά πετρώµατα στα οποία εγκλείονται. Κύριες παραµορφωτικές υφές στα πετρώµατα αυτά είναι οι ασύµµετρες και µικροκυµµατοειδείς πτυχές. Στην ενότητα Καραθόδωρου εµφανίσεις αµφιβολιτικών πετρωµάτων υπάρχουν στο ρέµα της Πλατανιάς.Εδώ,τα αµφιβολιτικά πετρώµατα εµφανίζονται µε τη µορφή συνεκτικών µαζών οι οποίες διατρέχονται από λευκοκρατικά φλεβίδια. Πάνω στις επιφάνειες σχιστότητας αµφιβολιτών που εµφανίζονται στην επαφή των «µιγµατιτών» της Πηγής µε το γρανίτη του Φανού παρατηρήθηκε Β γράµµωση. Οι ανοικτές πτυχές και οι κυµατοειδείς µικροπτυχές που υπάρχουν στα αµφιβολιτικά ε- γκλείσµατα συνδέονται είτε µε ένα πτυχωσιγενές γεγονός,είτε µε τη δράση διατµητικών ζωνών.

56 56 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2ο Γ.ΠΥΡΙΓΕΝΕΣ ΣΥΜΠΛΕΓΜΑ Γ1)Γρανίτης Φανού Πρόκειται για µεγάλης έκτασης γρανιτική εµφάνιση που εµφανίζεται στο βόρειο και δυτικό τµήµα της ενότητας Πηγής.Από τον Mercier (1968) χαρακτηρίζεται ως µονζογρανίτης.οι Christofides etal.(1990)µελέτησαν τη γεωχηµεία του και τον περιγράφουν ως γρανίτη ασβεσταλκαλικού τύπου. Τον κύριο µεσόκοκκο όγκο του περιβάλει απλιτική περιφέρεια η οποία περιέχει διοριτικά εγκλείσµατα και τέµνεται από δολεριτικές φλέβες.σε αντίθεση µε την απλιτική του περιφέρεια στο κύριο σώµα του γρανίτη δεν διεισδύουν δολεριτικές φλέβες.μικρές όξινες αποφύσεις,πορφυροειδείς και πηγµατιτικές συγκεντρώσεις αποτελούν επιµέρους ετερογενείς φάσεις του γρανίτη.στην απλιτική περιφέρειά του σε επαφή µε τους «µιγµατίτες» της Πηγής βρέθηκε να συνυπάρχουν ανδαλουσίτης και ινώδης σιλλιµανίτης. Ο γρανίτης του Φανού είναι στο σύνολο σχεδόν της µάζας του µη παραµορφωµένος. Εξαιρέσεις παρατηρούνται κατά µήκος της ανατολικής επαφής του µε τους οφειόλιθους της Γευγελής (θέση Πλατάνι)όπου ο γρανίτης εµφανίζεται µυλωνιτιωµένος (φωτ.2.4). Η τεκτονική επαφή του γρανίτη του Φανού µε τους οφειλίθους έχει διεύθυνση Β-Ν και κλίση προς τα ανατολικά.μεταξύ τους παρεµβάλλεται ζώνη σχιστοποιηµένων οφειτασβεστιτών.επίσης,στη θέση ογάνης αλλά και στο τµήµα της ανατολικής επαφής µε ΒΑ-Ν διεύθυνση ο γρανίτης είναι κατακερµατισµένος από ένα πυκνό σύστηµα διακλάσεων µε διευθύνσεις Α- και Β -ΝΑ (φωτ.2.5). Πρέπει επίσης να τονισθεί ότι εκτός των ζωνών αυτών ο γρανίτης δεν είναι παραµορφωµένος,ενώ στο δρόµο Αξιούπολης Σκρά και µόλις µερικές εκατοντάδες µέτρα βορειότερα του µυλωνίτη του Κοτζά Ντερέ παρατηρούνται σχέσεις αµοιβαίας διείσδυσης µεταξύ του γρανίτη και των οφειολίθων. «Σιγµοειδή» γρανιτικά σώµατα στο βόρειο τµήµα του χωριού Πλάγια συνδέονται µε δεξιόστροφες ζώνες διάτµησης που διαµόρφωσαν τα περιθωριακά τµήµατα του γρανίτη του Φανού (φωτ.2.6). Αντίθετα,πρωτογενείς σχέσεις διείσδυσης του γρανίτη στους οφειόλιθους της ανατολικής ενότητας της Γευγελής παρατηρούνται κατά µήκος της δυτικής επαφής από παρατηρήσεις που έγιναν στο δρόµο προς το πεδίο βολής Κάρπης.Μια µεταβατική ζώνη κάποιου είδους αντίδρασης παρεµβάλλεται µεταξύ των δύο λιθολογικών τύπων.καλιοα-

57 ΓΕΩΛΟΓΙΚΑ-ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΑ ΚΑΙ ΜΑΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ 57 στριούχα απλιτοειδή που παραπέµπουν σε τύπους ανάλογους της απλιτικής περιφέρειας του γρανίτη του Φανού διεισδύουν ή σχηµατίζουν συγκεντρώσεις στις επαφές µε τους µαζώδεις δολερίτες της Κάρπης.Ωστόσο η επαφή αυτή εµφανίζεται τεκτονισµένη δυτικότερα από το πεδίο βολής της Κάρπης σύµφωνα µε τον Mercier(1968). Μικρής κλίµακας υπο-οριζόντιες αριστερόστροφες (το πάνω προς τα )ζώνες διάτµησης διακόπτουν τη συνέχεια δολεριτικών φλεβών (φωτ.2.7) που διεισδύουν στην απλιτική περιφέρεια του γρανίτη κατά µήκος της δυτικής επαφής. Η απουσία παραµόρφωσης στο εσωτερικό του γρανίτη του Φανού,οι πρωτογενείς σχέσεις διείσδυσης και το σχήµα του συµφωνεί µε µια παθητική τοποθέτησή του σε ε- κτατικά ανοίγµατα που δηµιουργήθηκαν κατά µήκος δεξιόστροφων ρηγµάτων οριζόντιας µετατόπισης (Zachariadou & Dimitriadis 1995). Η απουσία παραµόρφωσης στο κύριο σώµα του γρανίτη δεν έρχεται σε αντίθεση µε τη διείσδυσή του σε εκτατικά ανοίγµατα κατά µήκος ρηγµάτων οριζόντιας µετατόπισης, αφού σύµφωνα µε τον Hutton (1988)τα γρανιτικά σώµατα πριν την ολοκληρωτική κρυστάλλωσή τους µπορεί να διαφύγουν µεγάλο µέρος της παραµόρφωσης. Γ2)Γρανιτοειδείς µικροσυγκεντρώσεις Οι γρανιτοειδείς µικροσυγκεντρώσεις εµφανίζονται σε εκτατικά ανοίγµατα που υ- πάρχουν στον πορφυροειδή γρανίτη,στα αµφιβολιτικά πετρώµατα και στα µεταϊζήµατα της ενότητας Πηγής και παραπέµπουν σε µεγάλο βαθµό στο γρανίτη του Φανού. Γ3)Πηγµατοειδή Πρόκειται για χαλαζιοαστριούχες πηγµατιτικές συγκεντρώσεις που εµφανίζονται στα µεταϊζήµατα,στους αµφιβολίτες και στους πυροξενικούς τοναλίτες. Γ4)Τοναλίτες,µετατοναλίτες και µονζογρανίτες Εδώ υπάγονται ενδιάµεσης σύστασης πετρώµατα που συνιστούν ένα ετερογενές σύστηµα µε χαρακτηριστικές εµφανίσεις στο Κοτζά Ντερέ (θέση:τρεις Γέφυρες).Η σύστασή τους κυµαίνεται µεταξύ ενός τύπου που περιγράφεται µε τον όρο πυροξενικός τοναλίτης έως γρανουλίτης και του τοναλίτη.στη θέση αυτή εµφανίζεται επίσης ένα γκρίζο λεπτόκοκκο απλιτοειδές πέτρωµα που χαρακτηρίζεται ως βιοτιτικός µικρογρανίτης

58 58 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2ο και µε τη µορφή κοιτών διεισδύει στους προαναφερθέντες τύπους,καθώς και µονζογρανίτες που αναµιγνύονται µε τα τοναλιτικά πετρώµατα.οι τοναλίτες διεισδύουν σε δοµές διεύθυνσης Β -ΝΑ,ενώ διατρέχονται από ζώνες µυλωνιτίωσης διεύθυνσης Β-Ν. Η εύρεση κρυστάλλων κορδιερίτη στους λευκοτοναλίτες φανερώνει είτε την αφοµοίωση από τα πετρώµατα αυτά τµηµάτων µεταπηλιτών είτε την ανάµειξή τους µε υπεραργιλικά τήγµατα. Γ4.1)Τοναλίτης Πρόκειται για µεσόκοκκο έως λεπτόκοκκο λευκοκρατικό πέτρωµα χαλαζοδιοριτικής σύστασης που εµφανίζεται στην επαφή της ενότητας Πηγής µε τους οφειόλιθους της α- νατολικής ενότητας της Γευγελής.Αµφιβολιτικά εγκλείσµατα είναι σπάνια στον λευκοτοναλίτη,όπως επίσης και εγκλείσµατα πυροξενικών τοναλιτών.κατά θέσεις παρατηρούνται στους λευκοτοναλίτες διεισδύσεις βασικών φλεβών και µαγµατικά λατυποπαγή αυτών,ενώ βρέθηκε επίσης και γρανατούχο έγκλεισµα. Γ4.2)Πυροξενικός τοναλίτης έως γρανουλίτης Με τον όρο αυτό περιγράφονται τα µέρη εκείνα των τοναλιτών του Κοτζά Ντερέ στα οποία υπάρχει ορθοπυρόξενος.το πέτρωµα κατά θέσεις έχει επίπεδη υφή.τα πετρώµατα αυτά εµφανίζονται πλησίον της ανατολικής επαφής των «µιγµατιτών» της Πηγής µε τους οφειολίθους της ανατολικής ενότητας της Γευγελής.Περιέχουν πλήθος αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων και αµφιβολιτιωµένων βασικών φλεβών που δίνουν στα πετρώµατα αυτά στικτολιθική όψη.τέµνονται από δολεριτικές φλέβες και αναµιγνύονται µε τους µονζονιτικούς απλίτες. Γ4.3)Μονζογρανίτης Πρόκειται για σαρκόχρωµο πέτρωµα που αναµιγνύεται µε τα τοναλιτικά πετρώµατα στη θέση «Τρεις Γέφυρες» του Κοτζά Ντερέ.Τοποθετείται σε νεώτερα εκτατικά ανοίγ- µατα στους τοναλίτες µε τους οποίους παρουσιάζει κατά θέσεις εικόνες χαώδους ανάµειξης.

59 ΓΕΩΛΟΓΙΚΑ-ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΑ ΚΑΙ ΜΑΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ 59 Γ4.4)Βιοτιτικός µικρογρανίτης Πρόκειται για απλιτικού τύπου πέτρωµα που διεισδύει σε διακλάσεις που υπάρχουν στους λευκοτοναλίτες αλλά και στα µιγµατιτιωµένα µεταϊζήµατα του Κοτζά Ντερέ..ΜΥΛΩΝΙΤΙΩΜΕΝΟΙ ΟΦΕΙΤΑΣΒΕΣΤΙΤΕΣ Τα πετρώµατα αυτά εµφανίζονται κατά µήκος της ανατολικής επαφής των µιγµατιτών της Πηγής και του γρανίτη του Φανού µε τους οφειολίθους της ανατολικής ενότητας της Γευγελής.Πρόκειται για τεκτονικά καταπονηµένα πετρώµατα που αποτελούνται από σερπεντινικά και ασβεστολιθικά θραύσµατα,ενώ επίσης περιέχουν τµήµατα εξαλλοιω- µένων πυριτικών λαβών.χαρακτηριστικές εµφανίσεις οφειτοασβεστιτών υπάρχουν στο Κοτζά Ντερέ,στη θέση «Ερείπια Πύλης» και στη θέση «ογάνης». Ε.ΥΠΟ-ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ Αυτά είναι σκουροπράσινα ή κοκκινωπά,φλεβικά και µαζώδη πετρώµατα.πρόκειται για δολεριτικές εµφανίσεις που περιλαµβάνουν βασάλτες,σιδηροβασάλτες,τραχειανδεσίτες,τραχειδακίτες και ρυολίθους. Οι φλέβες αυτές διεισδύουν µε µεγάλες γωνίες κλίσης σε όλους τους λιθολογικούς τύπους της ενότητας Πηγής,κάθετα στις εκτατικές υφές ή εµφανίζονται περιφερειακά της ενότητας Καραθόδωρου και θεωρούνται αναπόσπαστα µέλη των δύο ενοτήτων. Τα φλεβικά πετρώµατα κατά τη διείσδυσή τους στους µαζώδεις οφειολίθους της ανατολικής ενότητας προκαλούν πυριτίωση στις επαφές διείσδυσης και σχηµατισµό καλιούχων αστρίων.τα φλεβικά πετρώµατα είναι νεώτερα,όπως προαναφέρθηκε,από τους µιγµατίτες της Πηγής και σύγχρονα µε τον γρανίτη του Φανού,χωρίς ωστόσο να διεισδύουν στην κύρια µάζα του,γεγονός που αποδίδεται σε διαφορές στο ιξώδες στο χρόνο ε- παφής και στην ποσότητα του µάγµατος.είναι επίσης µεταγενέστερα από τη διαµόρφωση της ανατολικής τεκτονικής επαφής του την οποία και τέµνουν.τα παραπάνω στοιχεία οδηγούν στο να θεωρούνται οι φλέβες αναπόσπαστα µέλη του συµπλέγµατος της Γευγελής και εκφράζουν τα τελευταία στάδια του βασικού µαγµατισµού στην περιοχή. Οι φλέβες στην ενότητα Πηγής σχηµατίζουν µαγµατικά λατυποπαγή κατά τη διείσδυσή τους στα τοναλιτικά πετρώµατα του Κοτζά Ντερέ.Μερικές από αυτές περιέχουν φαι-

60 60 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2ο νοκρυστάλλους αστρίων ενώ πολλές διατηρούν περιθώρεια ταχείας ψύξης.νεώτερα ε- κτατικά ανοίγµατα (extensionalgashes) που υπάρχουν στις δολεριτικές διεισδύσεις της ενότητας Πηγής έχουν πληρωθεί µε ασβεστίτη. Σχ.2.2 ιάγραµµα πυκνότητας (νότιο ηµισφαίριο, δίκτυο Schm idt)των δολεριτικών φλεβών στην ενότητα Πηγής. (Στο ένθετο -πάνω δεξιά- απεικονίζονται οι θεωρητικές τεκτονικές δοµές που δηµιουργούνται από έκταση Β -ΝΑ διεύθυνσης,επεξήγηση στο κείµενο). Τα υπο-ηφαιστειακά πετρώµατα,είτε µε τη µορφή φλεβών είτε µε τη µορφή ακανόνιστων διεισδύσεων,είναι στο σύνολό τους απαραµόρφωτα. ιεισδύουν στους λιθολογικούς τύπους της ενότητας Πηγής µε µεγάλες ως µεσαίες γωνίες κλίσεων (45-80 ο )ακολουθώντας δύο κύριες διευθύνσεις:µία ΒΑ-Ν και σπανιότερα µια ΒΒ -ΝΝΑ διεύθυνση (Σχ.2.2).Οι διευθύνσεις αυτές είναι ανάλογες,µε µικρές αποκλίσεις,µε τις διευθύνσεις διείσδυσης των φλεβών στο σύµπλεγµα των Ευζώνων (Βebien etal.1986).σπανιότερα οι δολεριτικές φλέβες ακολουθούν τις αντιθετικές Α- και Β -ΝΑ διευθύνσεις,ενώ οι ρυολιθικές φλέβες διεισδύουν σε διευθύνσεις Β-Ν. Οι διευθύνσεις διείσδυσης των δολεριτικών φλεβών στην ενότητα Πηγής είναι κάθετες σε εφελκυστικές δοµές που παρατηρούνται σε Α- και Β -ΝΑ τοµές. Στις Β -ΝΑ τοµές παρατηρήθηκε ότι φλέβες ΒΑ-Ν διεύθυνσης τέµνουν µε µεγάλες γωνίες κλίσεων τις δεξιόστροφες διατµητικές ζώνες που διατρέχουν τους κύριους λιθολογικούς τύπους στην ενότητα Πηγής.

61 ΓΕΩΛΟΓΙΚΑ-ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΑ ΚΑΙ ΜΑΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ 61 Οι διευθύνσεις διείσδυσης των φλεβών,το σχήµα της επιφανειακής εµφάνισης του γρανίτη του Φανού,οι διευθύνσεις των διακλάσεων στην ενότητα Πηγής,η παρουσία δεξιόστροφων διατµητικών ζωνών και οι δεξιόστροφες πτυχές στην τεκτονισµένη ανατολική επαφή µιγµατιτών-γρανίτη Φανού και οφειολίθων,όπως και η παρουσία µυλωνιτιωµένων ζωνών οφειτασβεστιτών της ανατολικής ενότητας της Γευγελής,µπορούν όλα να είναι οι συνέπειες της δράσης ενός δεξιόστροφου ρήγµατος οριζόντιας µετατόπισης στην περιοχή. Μετέπειτα δραστηριοποιήσεις κατά την αντίθετη φορά δηµιούργησαν τις αριστερόστροφες διατµητικές ζώνες που ακολούθησαν τις προϋπάρχουσες δεξιόστροφες δοµές. Έκχυτα πετρώµατα µε τη µορφή εξαλλοιωµένων µαξιλαροειδών λαβών ή ως ογκόλιθοι υπάρχουν στη θέση Λατόµι και στις επαφές του γρανίτη της Πλατανιάς µε το φλεβικό σύµπλεγµα των Ευζώνων.Μερικοί ογκόλιθοι φέρουν επιφανειακές ενδείξεις ότι οι λάβες αυτές σύρθηκαν κατά την έκχυση τους σε αιχµηρότερα µέρη -πιθανά ήδη στερεοποιηµένα πετρώµατα-ενώ ακόµα ήταν σε πλαστική κατάσταση.άλλα πάλι από τα φερτά τµήµατα των λαβών έχουν κοκκινωπό χρώµα και είναι εξαιρετικά σκληρά,ένδειξη της πυριτίωσης που έχουν υποστεί.στις in situ µαξιλαροειδείς λάβες,πλησίον του γρανίτη της Πλατανιάς υπάρχουν αµυγδαλοειδείς δοµές τα κενά των οποίων έχουν πληρωθεί από ασβεστίτη. Μεγαλύτερες ρυολιθικές και τραχειδακιτικές διεισδύσεις σε ακανόνιστα σχήµατα ε- ντοπίζονται κοντά στις δυτικές επαφές των µιγµατιτών και του γρανίτη του Φανού οι οποίες διεισδύουν σε καλιοαστριούχα απλιτοειδή που παραπέµπουν στην απλιτική περιφέρεια του γρανίτη. ΣΤ.ΑΣΒΕΣΤΟΠΥΡΙΤΙΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ Πρόκειται για πετρώµατα µε περιορισµένη εµφάνιση στην περιοχή µελέτης.παρουσιάζουν ενδιαφέρουσες ορυκτολογικές παραγενέσεις και εµφανίζονται µε τη µορφή φακών µεταξύ φλεβών του συµπλέγµατος των Ευζώνων και κοντά στην επαφή του γρανίτη της Πλατανιάς µε τους µιγµατιτικούς γνευσίους του Καραθόδωρου. Γρανατούχο έγκλεισµα που βρέθηκε στους τοναλίτες της ενότητας Πηγής παραπέµπει στα πετρώµατα αυτά. Ζ. ΑΝΩ-ΙΟΥΡΑΣΙΚΑ ΙΖΗΜΑΤΑ

62 62 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2ο Πρόκειται για ιζηµατογενή εµφάνιση µερικών µέτρων που εντοπίστηκε βόρεια από τον γρανίτη της Πλατανιάς στη θέση Λευκοστάνη.Η εµφάνιση βρίσκεται στη βόρεια και ανατολική επαφή της ενότητας του Καραθόδωρου µε το φλεβικό σύµπλεγµα των Ευζώνων. Ο σχηµατισµός περιλαµβάνει ασβεστοµιγή αργιλικά και πυριτικά ιζήµατα µε ακτινόζωα. Οι άργιλοι έχουν σκουροπράσινο χρώµα και οι κερατόλιθοι υπόλευκο.είναι θρυµµατισµένα πετρώµατα πλούσια σε οξείδια του µαγγανίου. Τα ιζήµατα αυτά θεωρείται ότι αντιπροσωπεύουν διασωθέν τµήµα των ιζηµατογενών σχηµατισµών που αποτέθηκαν ταυτόχρονα µε την έκχυση των οφειολίθων της Γευγελής (Danelian etal.1996). Η.ΗΩ-ΟΛΙΓΟΚΑΙΝΙΚΑ ΙΖΗΜΑΤΑ Πρόκειται για περιορισµένες εµφανίσεις που αποτελούνται από εναλλαγές ασβεστολιθικών και µαργαϊκών στρωµάτων µε κοράλια και νουµουλίτες. Ο ιζηµατογενής σχηµατισµός επικάθεται µε γωνιώδη ασυµφωνία στους µιγµατιτικούς γνευσίους του Καραθόδωρου.Στη βάση του σχηµατισµού υπάρχει κροκαλοπαγές στρώµα. Θ.ΤΕΤΑΡΤΟΓΕΝΗ ΙΖΗΜΑΤΑ Πρόκειται για τις χαλαρές προσχώσεις στις κοίτες των ποταµών που αποτελούν αποσαθρώµατα των λιθολογιών που υπάρχουν στις γύρω περιοχές. 2.6 ΣΥΝΟΨΗ ΜΑΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΩΝ ΣΤΟΙΧΕΙΩΝ Με βάση τα τεκτονικά στοιχεία που µετρήθηκαν στις ενότητες Πηγής και Καραθόδωρου διακρίνονται έξι παραµορφωτικά γεγονότα (Πίν.2.2):

63 ΓΕΩΛΟΓΙΚΑ-ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΑ ΚΑΙ ΜΑΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ 63 To D1 παραµορφωτικό γεγονός που δηµιούργησε τις F1 ανοικτές ως κλειστές πτυχές κατακείµενες και ισοκλινείς στα µιγµατιτωµένα µεταϊζήµατα και στον πορφυροειδή µεταγρανίτη.οι άξονες αυτών των πτυχών τοποθετούνται σε ΒΒ -ΝΝΑ διεύθυνση. Το D2 παραµορφωτικό γεγονός που προκάλεσε αποκοπή στη συνέχεια παλαιότερων πτυχών,τη δηµιουργία αποκοµένων ενδοφυλλωµατικών πτυχών και εκτατικές αποκοπές στη στρωµατώδη υφή των µεταϊζηµάτων διεύθυνσης Β -ΑΝΑ. Το D3 παραµορφωτικό γεγονός που συνδέεται µε τη δηµιουργία σ-και δ-δεξιόστροφων διατµητικών δοµών,την περιστροφή αποκοµένων τεµαχών των µεταϊζηµάτων και πιθανά τη δηµιουργία schlieren υφών στα κορδιεριτικά λευκοσώµατα και στα καλιοαστριούχα απλιτοειδή.στο ίδιο γεγονός ανήκουν επίσης οι δεξιόστροφες πτυχές που δηµιουργήθηκαν στην επαφή οφειολίθων-γρανίτη Φανού. Το D4 παραµορφωτικό γεγονός που συνδέεται µε τη δηµιουργία αριστερόστροφων πτυχών κατά µήκος µυλωνιτικών ζωνών Β -ΝΑ διεύθυνσης. Το D5 παραµορφωτικό γεγονός συνδέεται µε τη δηµιουργία ρηξιγενών δοµών στα α- πλιτοειδή και γρανιτικά πετρώµατα.πρόκειται για ένα πυκνό σύστηµα διακλάσεων µε µεγάλες γωνίες κλίσεων σε ΒΒ -ΝΝΑ διεύθυνση και σε διευθύνσεις ΒΑ-Ν. Στο τελευταίο παραµορφωτικό γεγονός (D6)κατατάσσονται νεογενή ρήγµατα σε διευθύνσεις Α- και ΒΑ-Ν. Πίν.2.2 Κύρια παραµορφωτικά γεγονότα στις ενότητες Πηγής και Καραθόδωρου. Τεκτονική φάση D1 D2 D3 D4 D5 D6 οµές Πιθανή Ηλικία F1,F2 πτυχές b: Β-Ν µικροκυµµατοειδείς πτυχώσεις Άγνωστη, προ-µέσο Ιουρασικό; οµές έκτασης Α- ως Β -ΝΑ, πλαστικές συνθήκες Μέσο-άνω Ιουρασικό ΒΒ -ΝΝΑ ζώνες διάτµησης (σ-,δδοµές το πάνω προς ΝΑ),δεξιόστροφες πτυχές άνω Ιουρασικό Μυλωνίτες Β -ΝΑ διεύθυνσης µε αριστερόστροφη συνιστώσα άνω Ιουρασικό-κάτω Κρητιδικό; Ρηξιγενείς δοµές στο γρανίτη του Φανού, σ1 Β -ΝΑ Ρήγµατα Α-, ΒΑ- Ν Νεογενές;

64 64 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2ο Φωτ.2.1 Μυλωνιτιωµένη ζώνη οφειτασβεστιτών παρεµβάλλεται στην ανατολική επαφή τόσο του γρανίτη του Φανού όσο και των «µιγµατιτών» της Πηγής µε τα βασικά της Γευγελής.Τα ασβεστιτικά φλεβίδια δηµιουργήθηκαν από δεξιόστροφες διατµητικές ζώνες. Φωτ.2.2 Ηµιπλαστικές εκτατικές αποκοπές της επίπεδης υφής των µεσοσωµάτων της Πηγής. Φωτ.2.3 Ασύµµετρο έγκλεισµα µεταϊζήµατος στα κορδιεριτικά απλιτοειδή της Πηγής Οι κρύσταλλοι του κορδιερίτη και του βιοτίτη σχηµατίζουν schlieren υφές.

65 ΓΕΩΛΟΓΙΚΑ-ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΑ ΚΑΙ ΜΑΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ 65

66 66 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2ο Φωτ.2.4 Ο γρανίτης του Φανού κατά µήκος της ανατολικής επαφής µε τους οφειόλιθους της Γευγελής (θέση Πλατάνι) είναι µυλωνιτιωµένος. Φωτ.2.5 Ρηξιγενείς κατατµήσεις στην απλιτική περιφέρεια του γρανίτη του Φανού. Φωτ.2.6 Γενική εικόνα της βόρειας πλευράς του γρανίτη του Φανού (χωριό Πλάγια). ιακρίνονται σιγµοειδή σχήµατα (κέντρο της φωτογραφίας) που οφείλονται πιθανόν σε δεξιόστροφες διατµητικές ζώνες (βέλη).

67 ΓΕΩΛΟΓΙΚΑ-ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΑ ΚΑΙ ΜΑΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ 67

68 68 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2ο Φωτ.2.7 Βασικές φλέβες διεισδύουν στην απλιτική περιφέρεια του γρανίτη του Φανού. Οι φλέβες τέµνονται από αριστερόστροφες διατµητικές ζώνες (το πάνω προς τα υτικά).

69 ΓΕΩΛΟΓΙΚΑ-ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΑ ΚΑΙ ΜΑΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ 69

70 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ο ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ ΤΩΝ ΕΝΟΤΗΤΩΝ ΠΗΓΗΣ ΚΑΙ ΚΑΡΑΘΟ ΩΡΟΥ 3.1 ΜΙΓΜΑΤΙΤΙΩΜΕΝΑ ΜΕΤΑΪΖΗΜΑΤΑ Στην οµάδα αυτή περιλαµβάνονται τα πηλιτικά και ηµιπηλιτικά µεταϊζήµατα που στη µεν ενότητα Καραθόδωρου αποτελούν τους κυρίαρχους πετρογραφικούς τύπους,ενώ στην ενότητα Πηγής συναντώνται κυρίως µε τη µορφή εγκλεισµάτων µέσα στα λευκοκρατικά ανατηκτικά και µαγµατικά πετρώµατα (φωτ.3.1,3.10) ή ως µικρής έκτασης εµφανίσεις, των οποίων η συνέχεια συχνά διακόπτεται από όξινα πετρώµατα και βασικές φλέβες. Τα µεταϊζήµατα της Πηγής εµφανίζονται ασυνεχώς κατά µήκος του Μεγάλου Ρέµατος (Κοτζά Ντερέ)και του Λυκορέµατος (Κουρτ Ντερέ),σε σώµατα µε µεγέθη από µερικά εκατοστά,στις περιπτώσεις που αυτά αποτελούν εγκλείσµατα στα λευκοσωµατικά πετρώµατα,έως και αρκετά µέτρα.στα µεταϊζήµατα αυτά παρατηρούνται εναλλαγές η- µιπηλιτικών και πηλιτικών στρωµάτων στις θέσεις όπου υπάρχουν οι µεγαλύτερες συνεκτικές εµφανίσεις.οι εναλλαγές µεταξύ των δύο αυτών λιθολογικών τύπων φαίνονται πρωτογενείς,κληρονοµηµένες ίσως από το αρχικό ίζηµα,µε τα ηµιπηλιτικά στρώµατα να εµφανίζονται πιο ανθεκτικά στα θερµικά και ανατηκτικά γεγονότα που επηρέασαν ι- δίως την ενότητα Πηγής. Τα πετρώµατα µε ηµιπηλιτική σύσταση έχουν λευκό έως τεφρόλευκο χρώµα και α- ποτελούνται από εναλλαγές λεπτών ζωνών εµπλουτισµένων σε βιοτίτη και γρανάτη µε ζώνες εµπλουτισµένες σε χαλαζιοαστριούχα ορυκτά.από την παραγένεσή τους απουσιάζουν εµφανή αργιλοπυριτικά ορυκτά,ενώ µερικοί µικροί επιµήκεις κρύσταλλοι από

71 72 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο λευκό µαρµαρυγία που είναι εγκλεισµένοι στους γρανάτες ίσως αποτελούν ψευδοµορφώσεις κατά σιλλιµανίτη.σε άλλες πάλι εµφανίσεις τα µεταϊζήµατα αυτά αποτελούνται από εναλλαγές χαλαζιοαστριούχων κυρίως στρωµάτων µε υποδεέστερα στρώµατα πλούσια σε βιοτίτη,σιλλιµανίτη και σε µικρότερο ποσοστό µοσχοβίτη. Τα πηλιτικά πετρώµατα έχουν κατά κανόνα µολυβδότεφρο χρώµα λόγω αυξηµένης συµµετοχής φεµικών συστατικών,και εµπεριέχουν µικρότερο ποσοστό χαλαζιοαστριούχων στρώσεων.εµφανίζονται τις περισσότερες φορές ως εγκλείσµατα στα µιγµατιτικά λευκοσώµατα της Πηγής,και από τις εικόνες που παρατηρούνται στο ύπαιθρο (φωτ. 3.10)συµπεραίνεται ότι έχουν υποστεί εκτεταµένη τήξη. Στην ενότητα Καραθόδωρου τα µεταϊζήµατα έχουν τυπική στρωµατώδη εµφάνιση και είναι οι κυρίαρχοι λιθολογικοί τύποι (φωτ.3.2).αποτελούνται από χαρακτηριστικές εναλλαγές πηλιτικών στρωµάτων πάχους αρκετών εκατοστών έως και µερικών µέτρων, µε λεπτότερα ενδιάµεσα χαλαζιοαστριούχα στρώµατα. Τα µεταϊζήµατα και στις δύο ενότητες εµφανίζουν τυπικές εικόνες µιγµατιτίωσης, πολύ εντονότερα όµως εκείνα της Πηγής. Και στις δύο ενότητες µπορεί να γίνει διάκριση των προ-µιγµατιτικών υφών,επάνω στις οποίες έχουν αποτυπωθεί στοιχεία των υφών που δηµιουργήθηκαν κατά ή µετά τη µιγµατιτίωση. 1 Κυρίαρχο προ-µιγµατιτικό στοιχείο που διακρίνεται στα µεταϊζήµατα είναι µια επίπεδη υφή,που ορίζεται από την εναλλαγή µελανοκρατικών µικροστρωµάτων πλούσιων σε βιοτίτη,µοσχοβίτη και σιλλιµανίτη,µε λευκοκρατικότερα χαλαζιοαστριούχα µικροστρώµατα. Η αρχική επίπεδη υφή έχει πτυχωθεί σε ασύµµετρες ισοκλινείς ή όχι,χιλιοστοµετρικές έως εκατοστοµετρικές πτυχές (φωτ.3.3α,3.6).λεπτά χαλαζιοαστριούχα φλεβίδια ακολουθούν την πτύχωση αυτή (φωτ.3.3β).αυτά αποτελούν είτε µέρη του πρωτόλιθου (πρωτογενείς ιζηµατογενείς µικροστρώσεις),είτε λευκοσωµατικές συγκεντρώσεις (L 1 ) 1 Στα επόµενα,για την περιγραφή των µιγµατιτικών υφών χρησιµοποιούνται όροι προταθέντες από τους M ehnert(1968),henkes & Johannes (1981)και Ashworth (1985).Ειδικότερα,σε περιοχές έντονης µιγµατιτίωσης,τα σκούρα µέρη των µεταϊζηµάτων που γενικά έχουν την εµφάνιση ενός µεταµορφωµένου πετρώµατος χαρακτηρίζονται ως «µεσοσώµατα» ενώ οι λευκοκρατικές συγκεντρώσεις χαρακτηρίζονται ως «λευκοσώµατα».τα «µελανοσώµατα» είναι τα πλούσια σε φεµικά ορυκτά σκουρόχρωµα µέρη που υπάρχουν σε ορισµένους µιγµατίτες,σε στενή συνάφεια µε συνυπάρχοντα λευκοσώµατα.

72 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 73 µιας παλαιότερης,πιθανόν σύγχρονης µε την πτύχωση,φάσης µιγµατιτίωσης,επειδή προκαλούν µερική τροποποίηση της επίπεδης υφής του µεταϊζήµατος κατά την πτύχωσή του,ήταν άρα τότε ήδη στερεοποιηµένα (φωτ.3.3β). Σε µεγαλύτερη κλίµακα οι πτυχές γίνονται ενδοφυλλωµατικές (intrafolial)ή κατά θέσεις δυσαρµονικές,λόγω της εναλλαγής ζωνών µε διαφορετική πλαστικότητα και διαφορετικό πάχος. Αποκοµµένα κορυφαία τµήµατα πτυχωµένων µεταϊζηµάτων,κλίµακας dm έως m,έχουν παρατηρηθεί να εγκλείονται σε κορδιεριτικά λευκοσώµατα της ενότητας Πηγής (φωτ.3.4,3.5). Στην ενότητα Καραθόδωρου,στα πτερύγια κατακείµενων ασύµµετρων υποϊσοκλινών πτυχών κλίµακας dm εµφανίζονται φαινόµενα ισοκλινούς επαναπτύχωσης της ήδη πτυχωµένης επίπεδης υφής.οι µικρής κλίµακας ισοκλινείς πτυχές εποµένως,αποτελούν είτε παρασιτικές πτυχές στα πτερύγια πτυχών µεγαλύτερης κλίµακας,είτε είναι προϊόντα ενός προγενέστερου ανεξάρτητου γεγονότος από εκείνο που δηµιούργησε τις πτυχές µεγαλύτερης κλίµακας,αποκοµµένα κορυφαία τµήµατα των οποίων έχουν βρεθεί να ε- γκλείονται στα λευκοσώµατα της ενότητας Πηγής. Στην ενότητα Καραθόδωρου κυρίως,λεπτές ζώνες εσωτερικής ολίσθησης διαταράσσουν την επίπεδη-πτυχωµένη υφή και προκαλούν περιστροφές στις µικρού πάχους χαλαζιοαστριούχες ζώνες ή και σε µεµονωµένους κρυστάλλους γρανατών,καλιούχων αστρίων και χαλαζία. Τα µεταϊζήµατα στην ενότητα Καραθόδωρου διατρέχονται από λευκοκρατικές φλέβες (L 2 -τύπου λευκοσώµατα)που διακόπτουν τη συνέχεια της πτυχωµένης στρωµατώδους υφής τους.ενίοτε,στο εσωτερικό των µεταϊζηµάτων παρατηρούνται µεµονωµένες συγκεντρώσεις λευκοκρατικού υλικού,όµοιου µε εκείνο των φλεβών,σε ποικίλα µεγέθη και σχήµατα.μια γενετική σχέση τόσο του υλικού των λευκοκρατικών φλεβών,όσο και των µεµονωµένων λευκοκρατικών συγκεντρώσεων µε ένα κύριο γεγονός µιγµατιτίωσης των µεταϊζηµάτων είναι πολύ πιθανή.αυτές οι λευκοκρατικές φλέβες και οι µικρότερες λευκοσωµατικές συγκεντρώσεις (L 2 -τύπου λευκοσώµατα) δε βρέθηκαν ποτέ πτυχωµένες,κατά συνέπεια η πτύχωση (σε µία ή δύο φάσεις)των µεταϊζηµάτων πρέπει να ήταν προ -µιγµατιτικό γεγονός. Ανάλογες εικόνες παρατηρούνται και στην ενότητα Πηγής,όπου όµως,ως συνέπεια της έντονης εκεί µιγµατιτίωσης και της κινητοποίησης µεγαλύτερων όγκων λευκοσωµα-

73 74 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο τικών τηγµάτων,παρουσιάζονται επιπρόσθετα περίπλοκες και ενδιαφέρουσες συν-µιγµατιτικές υφές. Πολύ συχνά οι αρχικά στρωµατώδεις υφές (φωτ.3.7 α,β)των µεσοσωµατικών µεταϊζηµάτων αποκόπτονται λόγω εφελκυσµού (φωτ.3.8,3.9)και τεµάχη τους,µεγέθους cm ή dm,περιβάλλονται από ένα προφανώς περισσότερο εύπλαστο κατά το χρόνο σχηµατισµού του λευκοσωµατικό περίβληµα (L 2 -τύπου)-πιθανώς προϊόν µερικής τήξης του αρχικού µεταϊζήµατος (φωτ.3.10,3.11). Η σχέση αυτή φανερώνει την ταυτόχρονη εφελκυστική τεκτονική κατά τη µερική τήξη των µεταϊζηµάτων και αποτελεί ένα γεγονός ασφαλώς νεώτερο από εκείνο που δη- µιούργησε τις πτυχές και τα L 1 -τύπου λευκοσώµατα. Όπου η αναλογία λευκοσώµατος -µεσοσώµατος είναι µικρή,τα µεσοσωµατικά τεµάχη είναι περίπου ορθογώνια και έχουν ελάχιστα µετακινηθεί από την αρχική τους θέση, ώστε στο σύνολο δε διαταράσσεται πολύ η αρχική στρωµάτωση (εκτατικές αποκοπές, boudinage,dilatation textures) (φωτ.3.8,3.9).όπου όµως η αναλογία λευκοσώµατος - ρεστιτικού µεσοσώµατος είναι αυξηµένη,τα µεσοσωµατικά τεµάχη,µε ρακοειδείς συνήθως απολήξεις,έχουν χάσει τον όποιο αρχικό προσανατολισµό τους και φαίνονται σα να κολυµπούν,µε τυχαίο καθένα προσανατολισµό,µέσα στο λευκόσωµα (rafttexture κατά M ehnert1968)(φωτ.3.1,3.12). Η αποδιοργάνωση των µεσοσωµάτων µπορεί να προχωρήσει µέχρι του βαθµού που ρακοειδή αποµεινάρια τους διακρίνονται απλά µε τη µορφή ασαφών «σκιαλίθων» µέσα σε ογκώδη λευκοσώµατα. Στικτολιθικές ή κηλιδωτές υφές (stictolithic textures, Mehnert1968) εµφανίζονται στα ηµιπηλιτικά και πηλιτικά µεταϊζήµατα της ενότητας Πηγής,στις θέσεις εκείνες όπου συγκεντρώσεις κορδιεριτών ή µικρά σφαιρόµορφα µελανοκρατικά σώµατα που αποτελούνται από βιοτίτη και κορδιερίτη εµφανίζονται διάσπαρτα µέσα σε λευκοσώµατα (φωτ.3.13).λευκές άλω,ελεύθερες από φεµικά ορυκτά και µε αυξηµένη περιεκτικότητα σε χαλαζία περιβάλλουν τις σκουρόχρωµες µικροσυγκεντρώσεις φεµικών ορυκτών ή κρυστάλλων κορδιερίτη και σχηµατίζουν σε ορισµένες περιπτώσεις υφές «δακτυλιδιού» γύρω από αυτές.η δηµιουργία «κηλιδωτών ιστών» (flecky textures) σε µιγµατιτιωµένα πετρώµατα αποδίδεται από τον A shw orth (1985) σε αντιδράσεις διάχυσης,όπου το Al συµπεριφέρεται ως δυσκίνητο στοιχείο,το Fe και το Mg µετακινούνται προς τον πυρήνα των κηλίδων (για το σχηµατισµό του κορδιερίτη στην περίπτωση των µεταϊζηµάτων της

74 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 75 Πηγής),ενώ το K διαχέεται στο λευκόσωµα (απλογρανιτικής σύστασης)που αποτελείται από χαλαζία και αστρίους. Πολλά από τα µεταπηλιτικά εγκλείσµατα στα λευκοσωµατικά πετρώµατα είναι εξαιρετικά αποστερηµένα από λευκοκρατικά ορυκτά,αντιπροσωπεύοντας πιθανώς τους µετατηξικούς ρεστίτες των µεταϊζηµάτων. Μικροσκοπικά,τα µεσοσώµατα των µεταϊζηµάτων της ενότητας Πηγής έχουν µία ευδιάκριτη επίπεδη υφή που ορίζεται από την παράλληλη διάταξη κρυστάλλων βιοτίτη (φωτ.3.14) ή/και σιλλιµανίτη,χαλαζία και αστρίων.ο ιστός των µεσοσωµάτων είναι γρανοβλαστικός,λοβοειδής ή κατά θέσεις πολυγωνικός (φωτ.3.14).αυτός ο ιστός αποτυπώνεται επάνω στην επίπεδη υφή και καταγράφεται καλύτερα στα χαλαζιοαστριούχα µικροστρώµατα µε την ανακρυστάλλωση των κόκκων του χαλαζία και των αστρίων έναντι του βιοτίτη,αποτελεί δε ιστολογικό χαρακτηριστικό που δηµιουργήθηκε µετά τη δη- µιουργία της επίπεδης υφής.στις θέσεις αυτές ο βιοτίτης έχει έντονο κοκκινοκαστάνινο χρώµα που πιθανότατα οφείλεται στην αυξηµένη συµµετοχή τιτανίου σ αυτόν. Στα πετρώµατα της ενότητας Πηγής καµία νεώτερη υφή δε φαίνεται να επηρεάζει τον τυπικά σταθεροποιηµένο στατικό γρανοβλαστικό ιστό,η δηµιουργία του οποίου πρέπει να συνδέεται µε το µέγιστο των µεταµορφικών συνθηκών που επηρέασαν τα πετρώ- µατα των δύο ενοτήτων.η ίδια εικόνα δεν είναι µε σαφήνεια παρατηρήσιµη στην ενότητα Καραθόδωρου,όπου η δυναµική ανακρυστάλλωση του χαλαζία και µια υπολειµµατική πτύχωση αποτελούν κυρίαρχα ιστολογικά χαρακτηριστικά. Αντίθετα,στις θέσεις µε αυξηµένη συµµετοχή βιοτίτη ο ιστός γίνεται λεπιδοβλαστικός. Τα κύρια ορυκτολογικά συστατικά των µεσοσωµάτων των µεταϊζηµάτων στις µεν σκουρόχρωµες µικροστρώσεις είναι:βιοτίτης + σιλλιµανίτης + κορδιερίτης ± χαλαζίας ± γρανάτης ± µοσχοβίτης ± καλιούχος άστριος ± πλαγιόκλαστα και αδιαφανή (ερκυνίτης, µαγνητίτης,ιλµενίτης και σιδηροπυρίτης)± µοναζίτης ± ζιρκόνιο ± επίδοτο ± ορθίτης ± απατίτης,στις δε ανοικτόχρωµες χαλαζίας,πλαγιόκλαστα και καλιούχοι άστριοι. Μικρές µελανοκρατικές συγκεντρώσεις που αποτελούνται από κοκκινωπό βιοτίτη, πλαγιόκλαστα,κορδιερίτη,ερκυνίτη,ιλµενίτη,µοναζίτη και απατίτη,παρουσία ή όχι Κ- αστρίου,αντιπροσωπεύουν τα µελανοσώµατα των µιγµατιτιωµένων µεταϊζηµάτων. Ο κορδιερίτης,που συνήθως εµφανίζεται σε αλλοτριόµορφους κρυστάλλους,συµµετέχει µε µεγαλύτερα ποσοστά στις θέσεις εκείνες που το πέτρωµα έχει τυπικότερη πηλι-

75 76 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο τική σύσταση.μερικοί κρύσταλλοί του έχουν τις τυπικές για κορδιερίτη κατά τοµείς πολυδυµίες. O κορδιερίτης που απαντάται στο µεσόσωµα των µεταπηλιτών σχηµατίζει κορώνες στην περιφέρεια κρυστάλλων γρανατών σε θέσεις προηγούµενης επαφής γρανάτη ινώδους σιλλιµανίτη (φωτ.3.15,3.16).επίσης βρίσκεται σε συσσωµατώµατα που εγκλείουν είτε φακοειδείς µικροσυγκεντρώσεις χαλαζία,είτε βελόνες και πλεξοειδή συσσωµατώ- µατα σιλλιµανίτη,είτε φυλλάρια βιοτίτη,απατίτη και µικρότερου µεγέθους αποστρογγυλεµένους κρυστάλλους γρανατών (φωτ.3.17)καθώς και συσσωµατώµατα αδιαφανών ο- ρυκτών. Στις περιπτώσεις που ο κορδιερίτης σχηµατίζει ιδιοβλαστικούς κρυστάλλους διατάσσεται µε τη µεγαλύτερη διάσταση των κρυστάλλων του παράλληλα στην επίπεδη υφή του πετρώµατος.επίσης,συσσωµατώµατα κορδιεριτών ακολουθούν και εγκλείουν την επίπεδη υφή των µεσοσωµάτων,φανερώνοντας τον µετατεκτονικό σχηµατισµό τους. Ο κορδιερίτης στην ενότητα Καραθόδωρου κατά κανόνα παρουσιάζεται ιδιοβλαστικός στα πτερύγια µικροπτυχών και µόνο σπάνια στις κορυφές τους,ενώ δεν κάµπτεται από τις ασύµµετρες µικροπτυχές. Ο κορδιερίτης των µεσοσωµάτων,ιδιαίτερα των ρεστιτικών,εµφανίζεται συχνά αλλοιωµένος.κατά την αλλοίωσή του αντικαθίσταται από ένα συσσωµάτωµα που αποτελείται από λευκό µαρµαρυγία και χλωρίτη.στις θέσεις όπου η εξαλλοίωση του κορδιερίτη είναι πιο προχωρηµένη,αναπτύσσονται µεγαλύτερα φυλλάρια µοσχοβίτη και χλωρίτη µε τη µορφή ριπιδοειδών συσσωµατωµάτων.τέτοιες εικόνες συναντώνται συχνότερα σε µέρη των µεταϊζηµάτων που εγκλείονται σε µεγαλύτερες λευκοσωµατικές συγκεντρώσεις (διατηξίτες).όταν ωστόσο στις θέσεις αυτές ο κορδιερίτης βρίσκεται σε επαφή µε καλιούχο άστριο περιβάλλεται από ζώνη ανακρυσταλλωµένου βιοτίτη. Ο κορδιερίτης διατηρεί το χαρακτηριστικό σχήµα του και δεν επηρεάζεται από παρα- µορφωτικές τάσεις,ειδικά στην ενότητα Πηγής.Στην ενότητα Καραθόδωρου,όµως στην περιφέρεια ιδιόµορφων κρυστάλλων κορδιερίτη συχνά υπάρχουν «πτεροειδείς δοµές» (φωτ.3.18).οι δοµές αυτές δηλώνουν είτε την αντίδραση των κρυστάλλων του κορδιερίτη σε παραµορφωτικές τάσεις που επηρέασαν τα µεταϊζήµατα του Καραθόδωρου µετά τον σχηµατισµό του κορδιερίτη (ας σηµειωθεί ότι και ο συνυπάρχων χαλαζίας εκεί παρουσιάζει κυµατοειδή κατάσβεση),είτε την απότοµη ψύξη του πετρώµατος.

76 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 77 Ο σιλλιµανίτης στα µεσοσώµατα της ενότητας Καραθόδωρου συµµετέχει κυρίως µε τη µορφή ινωδών συσσωµατωµάτων σε αποκοµµένες υπολειµµατικές ισοκλινείς µικροπτυχές.συµµετέχει επίσης σε ασύµµετρες µικροπτυχώσεις µαζί µε χαλαζιοαστριούχα ορυκτά (φωτ.3.19). Πτεροειδή συσσωµατώµατα σιλλιµανίτη,ιδιόµορφες ροµβικές τοµές ή σπανιότερα µεγαλύτεροι κρύσταλλοί του µε τάση ιδιοβλαστικότητας τοποθετούνται παράλληλα στην επίπεδη πτυχωµένη υφή των µεσοσωµάτων (φωτ.3.20).άλλοτε πάλι σιλλιµανίτης απαντάται στο εσωτερικό πορφυροβλαστών κορδιερίτη (φωτ.3.17).πρόκειται µάλλον για υπολειµµατικά συσσωµατώµατα που φαίνεται ότι συµµετείχαν στην αντίδραση για το σχηµατισµό του κορδιερίτη.η περίπτωση τα συσσωµατώµατα αυτά να έχουν προκύψει από αντικατάσταση του κορδιερίτη από σιλλιµανίτη δεν κρίνεται πιθανή µε βάση µικροϊστολογικά κριτήρια.συνάγεται εποµένως το συµπέρασµα ότι ο σιλλιµανίτης είχε σχηµατισθεί πριν ή κατά τη διάρκεια της πτύχωσης,ενώ ο κορδιερίτης µετά από αυτήν. Στην ενότητα Πηγής ο σιλλιµανίτης δε βρέθηκε ποτέ πτυχωµένος αλλά απαντάται συχνά µε τη µορφή ινωδών συγκεντρώσεων στο εσωτερικό των άλλων ορυκτών ή ακολουθεί την επίπεδη υφή του µεταϊζήµατος. Σε κάποιες περιπτώσεις παρατηρήθηκαν παρόµοια εγκλείσµατα ινώδους σιλλιµανίτη µέσα σε κρυστάλλους χαλαζία,περθιτικού καλιούχου αστρίου και πλαγιοκλάστων (φωτ. 3.21),περίπτωση ασυνήθιστη αλλά όχι άγνωστη βιβλιογραφικά (Vernon 1975,Jones & Brow n 1990). Ο βιοτίτης αποτελεί κύριο συστατικό των µεταϊζηµάτων.στην ενότητα Καραθόδωρου οι κρύσταλλοι του βιοτίτη µαζί µε το σιλλιµανίτη ακολουθούν ασθενικά την πτυχω- µένη επίπεδη υφή των µιγµατιωµένων µεταϊζηµάτων.εδώ,µπορεί να γίνει διάκριση δύο τύπων βιοτίτη.ο πρώτος τύπος είναι αυτός στον οποίο οι κρύσταλλοι συχνά φαίνονται υπολειµµατικοί µε διαβρωµένα περιθώρια στο εσωτερικό κρυστάλλων κορδιερίτη ή γρανατών ή υπάρχουν στην περιφέρεια πορφυροβλαστών κορδιερίτη και γρανάτη.ο δεύτερος τύπος περιλαµβάνει τα κοκκινωπά φυλλάρια βιοτίτη που περιβάλλουν µελανοσώµατα ή µέρη µεσοσωµάτων και αναπτύσσεται στις επαφές των τελευταίων µε φακούς λευκοσώµατος ή αντικαθιστά το γρανάτη. Ο βιοτίτης στις θέσεις αυτές είναι ανακρυσταλλωµένος σε ευµεγέθεις κρυστάλλους.είναι κατά κανόνα αναλλοίωτος και σχη-

77 78 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο µατίζει ζώνες µε υπολογίσιµο πάχος γύρω από τα ρεστιτικά µέρη (2).Στις θέσεις αυτές ε- πίσης µπορεί να συµµετέχουν κορδιερίτης,απατίτης και πλαγιόκλαστα. Η παρουσία κρυστάλλων βιοτίτη του δευτέρου τύπου µε τη µορφή περιβλήµατος γύρω από συγκεντρώσεις κορδιερίτη και γρανάτη οφείλεται σε έναν µηχανισµό αλληλεπίδρασης λευκοσώµατος µεσοσώµατος \ρεστίτη.σύµφωνα µε τον Olsen (1985)ο βιοτίτης που υπάρχει στο λευκόσωµα καταστρέφεται απελευθερώνοντας νερό και ιόντα Fe και Mg τα οποία διαχέονται στο περιθώριο του λευκοσώµατος και στις επαφές του µε το µεσόσωµα,όπου και αντιδρούν µε τον καλιούχο άστριο που συχνά υπάρχει στις θέσεις αυτές και σχηµατίζουν βιοτίτη.μία διαφορετική ερµηνεία για το σχηµατισµό της περιφερειακής ζώνης βιοτίτη είναι η υπολειµµατική προέλευσή του από το µεσόσωµα (M aalǿe 1992). Στις θέσεις όπου τα µεταϊζήµατα διατηρούν τις στρωµατώδεις υφές τους οι ζώνες ανακρυσταλλωµένου βιοτίτη είναι καλά αναπτυγµένες παράλληλα προς την επαφή µεσοσώµατος - λευκοσώµατος,ακολουθώντας την εσωτερική επίπεδη υφή των µεσοσωµάτων,ωστόσο απουσιάζουν ή δεν είναι καλά αναπτυγµένες στις πλευρές εκτατικών αποκοπών των µεσοσωµάτων. Σε άλλες θέσεις πάλι παρατηρείται ανάπτυξη µεγάλων κρυστάλλων βιοτίτη που αντικαθιστούν περιφερειακά ιδιόµορφους γρανάτες. Ο βιοτίτης του δευτέρου τύπου είναι κατά κανόνα αναλλοίωτος. εξαιρέσεις έχουν παρατηρηθεί σε βιοτίτες µελανοσωµάτων που έχουν υποστεί εκτεταµένη ανάδροµη µετα- µόρφωση ή σε θέσεις όπου στην περιφέρεια ρεστιτικών µεταπηλιτικών εγκλεισµάτων σε λευκοσώµατα,κρύσταλλοι βιοτίτη έχουν αντικατασταθεί από Fe-χλωρίτη και µαγνητίτη. Επίσης ο βιοτίτης µετατρέπεται σε χλωρίτη σε µεταϊζήµατα ηµιπηλιτικής σύστασης που δεν έχουν υποστεί εκτεταµένη τήξη,ενώ σε ορισµένες περιπτώσεις ο βιοτίτης έχει αντικατασταθεί από σαγενιτικό πλέγµα ρουτιλίου. Γρανάτες απαντώνται στα περισσότερα µεσοσώµατα ή σε ρεστιτικά µέρη τους και συχνά κοντά στις επαφές τους µε λευκοσώµατα. ιακρίνονται δύο γενιές γρανατών.η πρώτη γενιά (φωτ.3.15,3.22) περιλαµβάνει ευµεγέθεις κρυστάλλους,συχνά ιδιόµορφους,που είναι διάστικτοι στο εσωτερικό τους (2) Ρεστίτης ονοµάζεται το υπολειµµατικό τµήµα του µεσοσώµατος από το οποίο έχουν αποµακρυνθεί τα περισσότερο ευκίνητα συστατικά (Ashworth 1985).

78 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 79 από λεπτοµερή εγκλείσµατα.η δεύτερη γενιά περιλαµβάνει µικρότερου µεγέθους κρυστάλλους που δε έχουν εγκλείσµατα στο εσωτερικό τους (φωτ.3.23). Οι γρανάτες της πρώτης γενιάς είναι σε µεγάλο βαθµό θρυµµατισµένοι.μέσα στις ρωγµές αναπτύσεται βιοτίτης και µεταλλικά οξείδια,ενώ µεταξύ τµηµάτων γρανατών της πρώτης γενιάς και στις σκιές πίεσής που υπάρχουν λευρικά των κρυστάλλων σχηµατίζεται κορδιερίτης,χαλαζίας και πλαγιόκλαστα. εκεί µπορεί να συνυπάρχει και καλιούχος άστριος ή απλογρανιτικό υλικό που αποτελείται από χαλαζία,καλιούχους αστρίους και µοσχοβίτη.τα "διαβρωµένα" περιθώρια κάποιων γρανατών της πρώτης γενιάς περιβάλλονται από κορώνες κορδιερίτη (φωτ.3.16,3.24). Οι γρανάτες της πρώτης γενιάς είναι προτεκτονικοί έως συντεκτονικοί ως προς το εκτατικό γεγονός µε το οποίο συνδέεται τόσο η δηµιουργία της επίπεδης υφής όσο και ο σχηµατισµός καλιοαστριούχων κορδιεριτικών υλικών (L2-τύπου λευκοσώµατα).οι γρανάτες αυτής της γενιάς είτε σπάζουν σε µικρότερα τµήµατα και τοποθετούνται παράλληλα στην επίπεδη υφή του πετρώµατος,είτε η κύρια επίπεδη υφή των µεσοσωµάτων α- ναστοµώνεται γύρω από ιδιόµορφους πορφυροβλάστες τέτοιων γρανατών (φωτ.3.15) φανερώνοντας τον προτεκτονικό σχηµατισµό τους ως προς τη δηµιουργία της επίπεδης υφής.αντίθετα,η περιφέρεια κάποιων από αυτούς,οι κορώνες κορδιερίτη που τους περιβάλλουν και οι γρανάτες της δεύτερης γενιάς είναι µετατεκτονικοί. Στο εσωτερικό κάποιων γρανατών της πρώτης γενιάς µε εγκλείσµατα χαλαζία παρατηρήθηκαν υφές σχήµατος «D» (Barker1990)σε τοµές παράλληλες µε έναν υποτιθέµενο άξονα εσωτερικής ολίσθησης.σε ανάλογες ζώνες εσωτερικής ολίσθησης υπό την επίδραση διατµητικών τάσεων στο πέτρωµα οφείλουν το σχηµατισµό τους οι «χιονόµπαλες» γρανάτη και χαλαζία που υπάρχουν στα µεσοσώµατα των µεταϊζηµάτων (φωτ. 3.22β) Ο σχηµατισµός «χιονόµπαλας» στο γρανάτη αποτελεί χαρακτηριστικό συντεκτονικών πορφυροβλαστών (R am say & H uber 1987) και αποδίδεται στην ανάπτυξη του κρυστάλλου παράλληλα µε την περιστροφή της περιβάλλουσας υφής. Σε αρκετούς γρανάτες της πρώτης γενιάς διακρίνεται µία ζώνωση (φωτ.3.15). ο πυρήνας τους εµπεριέχει πολλά λεπτοµερή εγκλείσµατα,µεταλλικά οξείδια,µικρούς επιµήκεις κρυστάλλους κάποιου πρώην ίσως αργιλοπυριτικού ορυκτού που έχει αντικατασταθεί από λευκό µαρµαρυγία,εγκλείσµατα χαλαζία ή βιοτίτη διατεταγµένα παράλληλα µεταξύ τους,αλλά ασύµφωνα προς την εξωτερική επίπεδη υφή η οποία όπως σηµειώθηκε ορίζεται από την παράλληλη διάταξη κρυστάλλων βιοτίτη ή και σιλλιµανίτη.ο πυρήνας

79 80 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο αυτός περιβάλλεται από περιφερειακή ζώνη γρανάτη η οποία είναι ελεύθερη από τέτοια εγκλείσµατα. Τα ευµεγέθη εγκλείσµατα χαλαζία,καθώς και η πιθανολογούµενη αντίδρασή τους µε τον γρανάτη ώστε να σχηµατισθούν οι κορώνες κορδιερίτη που υπάρχουν στις θέσεις αυτές,δίνουν στους γρανάτες της πρώτης γενιάς σκελετώδη όψη (φωτ.3.22α). Καλύτερα διατηρηµένοι γρανάτες της πρώτης γενιάς υπάρχουν στα ηµιπηλιτικά µεταϊζήµατα.σ αυτά οι γρανάτες έχουν γενικά λοβοειδείς επαφές µε κρυστάλλους χαλαζία και ιδιοβλαστικών πλαγιοκλάστων.στην περιφέρεια τέτοιων γρανατών όµως παρουσιάζεται συχνά τάση ιδιοβλαστικής ανάπτυξης,όπως φανερώνει ο τοπικός σχηµατισµός ιδιοβλαστικών περιθωρίων και η ταυτόχρονη ενσωµάτωση εκεί κρυστάλλων χαλαζία και πλαγιόκλαστου (φωτ.3.25).ανάλογες εικόνες παρατηρούνται και σε µικρότερους γρανάτες,υπολείµµατα πιθανά γρανατών της πρώτης γενιάς που εγκλείονται σε κορδιερίτες. Στην περίπτωση αυτή οι «διαβρωµένοι» γρανάτες σχηµατίζουν εγκολπώσεις και εγκλείουν ανακρυσταλλωµένους βιοτίτες. Οι γρανάτες της δεύτερης γενιάς σχηµατίζονται στην επαφή λευκοσώµατος µελανοσώµατος ή υπάρχουν στο εσωτερικό πλαγιοκλάστων και πορφυροβλαστών κορδιερίτη (φωτ.3.23). εν είναι σαφές αν οι µικρότεροι αυτοί γρανάτες δηµιουργήθηκαν ως µια περιτηκτική φάση κατά τις αντιδράσεις µερικής τήξης που έλαβαν χώρα στα πετρώµατα αυτά ή αποτελούν υπολείµµατα αρχικά µεγαλυτέρων κρυστάλλων γρανατών.η εύρεση µικρών κρυστάλλων τους στην περιφέρεια γρανατών της πρώτης γενιάς κάνει πιθανή και τη δεύτερη εκδοχή. Τα πλαγιόκλαστα εµφανίζονται σε αποστρογγυλεµένους και υπιδιόµορφους κρυστάλλους και συµµετέχουν µε κυµαινόµενο ποσοστό στα µεταϊζήµατα. Μεγαλύτεροι κρύσταλλοι πλαγιοκλάστων εγκλείουν βιοτίτη,σιλλιµανίτη και γρανάτες (φωτ.3.26). Πλαγιόκλαστα υπάρχουν επίσης στα περιθώρια κρυστάλλων γρανατών της πρώτης γενιάς και φέρουν σταγονόµορφες αποµείξεις καλιούχου αστρίου.στις θέσεις αυτές ιδιό- µορφοι κρύσταλλοι πλαγιοκλάστων τοποθετούνται σε εγκολπώσεις γρανατών της πρώτης γενιάς. Η εξωτερική υφή του πετρώµατος που ορίζεται από την παράλληλη διάταξη φυλλαρίων βιοτίτη εγκλείεται στα πλαγιόκλαστα δίνοντας την εικόνα ενός µεταγενέστερου σχηµατισµού του πλαγιοκλάστου από την εξωτερική υφή που περιβάλλει τους γρανάτες. Κατά συνέπεια οι εικόνες αυτές φανερώνουν µετατεκτονική κρυστάλλωση για τα πλα-

80 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 81 γιόκλαστα.μετατεκτονικά είναι και τα λοβοειδή περιθώρια των γρανατών στις επαφές τους µε τα πλαγιόκλαστα. Τα πλαγιόκλαστα ως προς τη σύσταση τους είναι ολιγόκλαστα (An~25%)και συχνά εµφανίζονται σερικιτιωµένα.σε κάποιες περιπτώσεις παρουσιάζουν αντιπερθιτικές δια- µείξεις και διδυµίες κατά τον αλβιτικό και περικλινικό νόµο,ενώ αλλού είναι ζωνώδη. Ο καλιούχος άστριος,που συµµετέχει σε κυµαινόµενο ποσοστό στην σύσταση των µεσοσωµάτων,παρουσιάζει περθιτικές διαµείξεις και την τυπική διδυµία Carlsbad,ενώ σε µερικές περιπτώσεις εγκλείει ινώδη σιλλιµανίτη.σε µεσοσώµατα και µελανοσώµατα που έχουν επηρεαστεί από υδροθερµικές εξαλλοιώσεις ο καλιούχος άστριος έχει καολινιωθεί.εµφανίζεται κυρίως σε µικρού µεγέθους ιδιοβλαστικούς έως υπιδιοβλαστικούς κρυστάλλους και αρκετές φορές µέσα σε εγκολπώσεις κρυστάλλων κορδιερίτη ή στα διάκενα σπασµένων κρυστάλλων γρανατών της πρώτης γενιάς. εν είναι σαφές αν οι ευ- µεγέθεις ξενόµορφοι κρύσταλλοι καλιούχου αστρίου που εγκλείουν πλήθος αποστρογγυλεµένων κρυστάλλων χαλαζία,πλαγιοκλάστων,βιοτίτη και κορδιερίτη αποτελούν ξενοκρυστάλλους που κρυσταλλώθηκαν από τήγµα που τοποθετήθηκε στις θέσεις αυτές και δεν αποτελούν συστατικό του µεσοσώµατος. Ο χαλαζίας στα µεταϊζήµατα της ενότητας Πηγής,ως συστατικό των λευκοκρατικών ζωνών και συγκεντρώσεων εµφανίζεται σε αποστρογγυλεµένους κρυστάλλους µε λοβοειδές ή πολυγωνικό περίγραµµα,φανερώνοντας τη στατική θερµική ανακρυστάλλωση του πετρώµατος. Στην ενότητα Καραθόδωρου ο χαλαζίας,έχει υποστεί δυναµική ανακρυστάλλωση (κυµατοειδή κατάσβεση και οδοντωτά όρια σε πολύκοκκα συσσωµατώµατά του).αυτή η δυναµική ανακρυστάλλωση του χαλαζία συνδέεται πιθανώς µε τις µακροσκοπικά ορατές λεπτές ζώνες ολίσθησης στα µεταϊζήµατα του Καραθόδωρου.Οι ζώνες αυτές θα πρέπει να είναι µεταγενέστερες από το σχηµατισµό του κορδιερίτη στα ανατηκτικά λευκοσώµατα,αν κρίνουµε από το γεγονός ότι ανάλογες υφές παραµορφώνουν και τον κορδιερίτη που υπάρχει στο γρανίτη της Πλατανιάς,επειδή και ο τελευταίος είναι πιθανότατα προϊόν αυτής της τήξης (βλ.και στη συνέχεια).για το λόγο αυτό θεωρείται ότι η δυναµική ανακρυστάλλωση είναι µεταγενέστερη από τη µερική τήξη των µεταϊζηµάτων. Εξ άλλου,κατά το στάδιο της µερικής τήξης η ισχυρή θερµική δράση θα είχε επουλώσει ταχύτατα οποιαδήποτε ίχνη δυναµικής παραµόρφωσης,ενώ και η παρουσία τήγµα-

81 82 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο τος καταργεί την µεγάλης κλίµακας συνοχή των πετρωµάτων που είναι απαραίτητη για την καταγραφή τεκτονικών ιστών. Ως επουσιώδη ορυκτά στα µεταϊζήµατα συµµετέχουν ο ιλµενίτης και οι σπινέλιοι µαγνητίτης και ερκυνίτης (Fe-Al-ούχος σπινέλιος),καθώς και µοναζίτης,απατίτης και επίδοτο. Ο ερκυνίτης που έχει βαθύ σκουροπράσινο χρώµα,απαντάται στο εσωτερικό κρυστάλλων κορδιερίτη και σπανιότερα πλαγιοκλάστων,σχηµατίζοντας εκεί ακανόνιστα συσσω- µατώµατα (φωτ.3.27).παρατηρήθηκε ότι η συνύπαρξη κορδιερίτη και ερκυνίτη εντοπίζεται σε θέσεις των µεταϊζηµάτων στις οποίες απουσιάζει ο χαλαζίας και τα υπόλοιπα σαλικά ορυκτά σε επαφή µε αυτόν,ωστόσο φακοί λευκοσωµάτων υπάρχουν στην ευρύτερη περιφέρεια των µε ερκυνίτη εγκλεισµάτων.οι θέσεις συνύπαρξης κορδιερίτη -ερκυνίτη αντιπροσωπεύουν πιθανά µελανοσωµατικά κατάλοιπα µιγµατιτιωµένων πηλιτών. Η κύρια διεύθυνση ανάπτυξης των συσσωµατωµάτων ερκυνίτη στο εσωτερικό του κορδιερίτη ακολουθεί τον προσανατολισµό των κρυστάλλων του κορδιερίτη,οι οποίοι συχνά είναι τοποθετηµένοι παράλληλα στη διεύθυνση της επίπεδης (εκτατικής)υφής. Μερικοί κρύσταλλοι ερκυνίτη βρέθηκε να έχουν ένα είδος ζώνωσης, επειδή ο πυρήνας του είναι πλουσιότερος σε Siσε σχέση µε την περιφέρειά τους άλλοι έχουν στο ε- σωτερικό τους περιοχές µε σύσταση πλούσια σε γκανίτη. Σε άλλες πάλι θέσεις ο µαγνητίτης ή ο ιλµενίτης είναι τα ορυκτά που σχηµατίζουν σκελετώδη συσσωµατώµατα στις επαφές κρυστάλλων κορδιερίτη ή στο εσωτερικό τους στις περιπτώσεις αυτές µπορεί να συνυπάρχει επίσης χαλαζίας και πλαγιόκλαστα (φωτ. 3.28). Βρέθηκαν επίσης σύνθετοι κρύσταλλοι µαγνητίτη και ιλµενίτη µε ένα ορυκτό που εµφανίζει πολύ υψηλή συµµετοχή σε Ti(80% επί του βάρους των οξειδίων του κρυστάλλου). Χηµικές αναλύσεις του ορυκτού αυτού µε χαµηλό άθροισµα αναλυθέντων ο- ξειδίων και συµµετοχή SiO 2 (0,36 επί του συνόλου των αναλυθέντων οξειδίων)παραπέ- µπει σε ρουτίλιο ή ανατάση.μερικοί κρύσταλλοι ιλµενίτη εγκλείουν απατίτη και είναι σε επαφή µε πλαγιόκλαστα. Μεταλλικά ορυκτά υπάρχουν συχνά διάσπαρτα σε µελανοσωµατικές κυρίως παραγενέσεις.πρόκειται για µαγνητίτη ή µαγνητίτη µε περιοχές ή αποµείξεις ιλµενίτη ή περισσότερο σύνθετους κρυστάλλους που αποτελούνται από ιλµενίτη µε αποµείξεις εξαιρετικά πλούσιες σε Ti(~80% κ.β.σε TiO 2 )(φωτ.3.28α)ή ζωνώδεις κρυστάλλους από γκα-

82 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 83 νίτη,ιλµενίτη και µαγνητίτη,φάσεις που φανερώνουν µεταβολές στη σύσταση και στην ενεργότητα του O 2. Κρύσταλλοι µοναζίτη (φωτ.3.28β,3.28γ)υπάρχουν σχετικά άφθονοι στα πετρώµατα αυτά και ιδιαίτερα σε µελανοσώµατα που εγκλείονται σε διατηξίτες.μερικοί κρύσταλλοι µοναζίτη βρέθηκε να εγκλείονται σε απατίτη. Ο µοσχοβίτης εµφανίζεται είτε ως πρωτογενές ορυκτό σε µικρούς κρυστάλλους µαζί µε βιοτίτη στα µεσοσώµατα των µεταϊζηµάτων,είτε ως προϊόν πινιτίωσης του κορδιερίτη.μοσχοβίτης σε θυσάνους µε ευµεγέθεις κρυστάλλους σχηµατίζεται κατά την αντικατάσταση κορδιεριτών ρεστιτικών τµηµάτων των µεταϊζηµάτων. Ο χλωρίτης υπάρχει σε συσσωµατώµατα µαζί µε µοσχοβίτη και αντικαθιστά κρυστάλλους κορδιερίτη ή βιοτίτη,κυρίως σε ρεστιτικά µέρη µεταϊζηµάτων. Σε µία περίπτωση µελανοσώµατος µέσα στη µάζα των φυλλόµορφων συσσωµατωµάτων,προϊόντων αντικατάστασης κορδιερίτη,υπάρχουν κρύσταλλοι επιδότου καθώς και κρύσταλλοι µαγνητίτη ή µαγνητίτη και ιλµενίτη,γύρω από τους οποίους σχηµατίσθηκαν εκ νέου κορώνες κορδιερίτη. 3.2 ΠΟΡΦΥΡΟΕΙ ΗΣ ΜΕΤΑΓΡΑΝΙΤΗΣ Σύµφωνα µε την ταξινόµηση Streckeisen & Le Maitre (1979)δείγµατα του λιθολογικού αυτού τύπου προβάλλονται στο πεδίο των γρανιτών (Σχ.3.1). Ο πορφυροειδής µεταγρανίτης συµµετέχει στην ενότητα Πηγής µε τη µορφή διάσπαρτων εµφανίσεων κλίµακας δεκάδων τετραγωνικών µέτρων.χαρακτηριστικές του εµφανίσεις,παρατηρούνται κατά µήκος των ρεµάτων:μεγάλο Ρέµα (Κοτζά Ντερέ)και Λυκόρεµα (Κουρ Ντερέ).Η συνέχεια της επιφανειακής του έκθεσης διακόπτεται από την παρεµβολή λευκοτοναλιτών, καλιοαστριούχων απλιτοειδών, βασικών και όξινων φλεβών καθώς και µιγµατιτιωµένων µεταϊζηµάτων. Πρόκειται για έναν αδρόκοκκο,λευκοκρατικό,παραµορφωµένο γρανίτη µε µεγακρυστάλλους σαρκόχρωµου καλιούχου αστρίου (φωτ.3.29).ο ιστός του πετρώµατος µπορεί να περιγραφεί ως κοκκολεπιδοβλαστικός,ενώ κατά θέσεις γίνεται ισότροπος α- δροκρυσταλλικός. Στις περισσότερες εµφανίσεις του έχει µία εµφανή επίπεδη υφή,ενώ κατά θέσεις το πέτρωµα είναι µυλωνιτιωµένο (φωτ.3.30).ωστόσο,ο πορφυροειδής µεταγρανίτης δεν

83 84 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο είναι διαπεραστικά παραµορφωµένος σε όλες τις εµφανίσεις του. υπάρχουν και θέσεις που το πέτρωµα είναι σχεδόν απαραµόρφωτο.η µετάβαση από τα παραµορφωµένα στα απαραµόρφωτα τµήµατά του γίνεται βαθµιαία. Στις θέσεις που το πέτρωµα είναι α- παραµόρφωτο διακρίνονται συχνά µεταβάσεις σε έναν τύπο λεπτόκοκκου σαρκόχρωµου απαραµόρφωτου απλιτοειδούς µε ή χωρίς κορδιερίτη.οµοίως,καλιοαστριούχα σαρκόχρωµα απλιτοειδή µε µορφή φλεβών τέµνουν τον απαραµόρφωτο πορφυροειδή γρανίτη, ενώ ισότροπες σαρκόχρωµες αδροκρυσταλλικές γρανιτικές µικροσυγκεντρώσεις που αποτελούνται από καλιούχο άστριο και χαλαζία ± πλαγιόκλαστο,µε ή χωρίς επίδοτο υ- πάρχουν στο εσωτερικό του ως ακανόνιστου σχήµατος τοπικές διαφοροποιήσεις. Στην ενότητα Καραθόδωρου απουσιάζει ο πορφυροειδής µεταγρανίτης.μόνο µία εµφάνιση στη θέση Ερείπια Πύλης µεταξύ λατυποπαγών των µαζωδών δολεριτών του Αξιού,µε τη µορφή ισότροπου (µη παραµορφωµένου)αποκοµµένου τµήµατος πλούσιου σε πορφυροβλάστες σαρκόχρωµου καλιούχου αστρίου, θυµίζει αρκετά τις ισότροπες εµφανίσεις του πορφυροειδούς µεταγρανίτη της Πηγής. Σχ.3.1 Προβολή γρανιτοειδών πετρωµάτων και λευκοσωµάτων των ενοτήτων Πηγής και Καραθόδωρου στο διάγραµµα Q -ΑNOR (Streckeisen & Le Maitre 1979).

84 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 85 Στις περιοχές µε ανισοτροπία του ιστού ο βιοτίτης και οι καλιούχοι άστριοι έχουν, προφανώς τεκτονικά,παραλληλοποιηθεί,καθορίζοντας µία επίπεδη υφή που σε αρκετές περιπτώσεις εµφανίζεται πτυχωµένη µε ασύµµετρες ή αποκοµµένες ισοκλινείς ενδοφυλλωµατικές πτυχές,τάξης cm έως και dm.οι ισοκλινείς πτυχές δηµιουργούνται α- πό ταινιόµορφα πολύκοκκα συσσωµατώµατα καλιούχων αστρίων.οι ταινιώδεις καλιούχοι άστριοι δηµιουργήθηκαν στις ζώνες εσωτερικής ολίσθησης που προκάλεσαν πολυκοκκοποίηση και ανακρυστάλλωση πρώην µεγακρυστάλλων του ορυκτού και δηµιουργία συσσωµατωµάτων µικρόκοκκου καλιούχου αστρίου.την πτύχωση ακολουθούν και οι κρύσταλλοι του χαλαζία. Σε άλλες θέσεις οι µεγακρύσταλλοι του καλιούχου αστρίου παρουσιάζουν συµµετρική πλάτυνση,ενώ µέσα σε ζώνες ολίσθησης,κλίµακας cm έως dm,παρατηρούνται δο- µές ασύµµετρης περιστροφής (σ και δ - δοµές) καθώς και περιστροφική τοποθέτηση (tilting)µεγακρυστάλλων καλιούχου αστρίου µε ιδιοβλαστική ανάπτυξη. Μέσα στον πορφυροειδή µεταγρανίτη και στις ισότροπες φάσεις του υπάρχουν αµφιβολιτικά (φωτ.3.31),πηλιτικά και ηµιπηλιτικά εγκλείσµατα,γύρω από τα οποία,και σε θέσεις όπου αυτά διατηρούν τη συνοχή τους,αναστοµώνεται η τυχόν υπάρχουσα επίπεδη υφή του πετρώµατος. Στο εσωτερικό του πορφυροειδούς µεταγρανίτη διακρίνονται κατά θέσεις περιοχές ό- που διακόπτεται η συνέχεια της επίπεδης υφής του πετρώµατος εξ αιτίας της παρεµβολής «φωλεών» ενός εντελώς ισότροπου (απαραµόρφωτου)σαρκόχρωµου λευκογρανιτικού υλικού.οι φωλιές αυτές δηµιουργήθηκαν µετά την αποτύπωση της επίπεδης υφής στον µεταγρανίτη,την οποία διακόπτουν,ενώ καταλαµβάνουν επίσης τα ενδιάµεσα των εκτατικών αποκοπών των αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων σ αυτόν. ίνεται η εντύπωση ότι το σαρκόχρωµο λευκογρανιτικό υλικό είναι προϊόν κινητοποίησης υλικών του ίδιου του πορφυροειδούς γρανίτη (µερικής τήξης του;)και ανακρυστάλλωσης (ή κρυστάλλωσής) του υπό στατικές συνθήκες σε ευνοϊκές θέσεις µέσα στη µάζά του (εκτατικά ανοίγµατα). Τα κύρια ορυκτολογικά συστατικά του πορφυροειδούς µεταγρανίτη είναι ο καλιούχος άστριος,τα πλαγιόκλαστα και ο χαλαζίας.σε µικρότερα ποσοστά συµµετέχουν βιοτίτης,µοσχοβίτης,χλωρίτης,ζιρκόνιο και απατίτης. Ο καλιούχος άστριος εµφανίζεται σε ιδιόµορφους σαρκόχρωµους πορφυροειδείς κρυστάλλους µε µεγέθη από 2 έως 5cm,ή σε ισχυρά πλατυσµένους κρυστάλλους και είναι µικροκλινής.

85 86 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο Κάποιοι ιδιοβλαστικοί µεγακρύσταλλοι σαρκόχρωµου καλιούχου αστρίου έχουν στον πυρήνα τους πηγµατοειδή συσσωµατώµατα αλλοτριόµορφου καλιούχου αστρίου και χαλαζία.σε περιπτώσεις όπου τέτοια συσσωµατώµατα γειτονεύουν µε αµφιβολιτικά εγκλείσµατα στους χαλαζιοαστριούχους πυρήνες αυτών των κρυστάλλων υπάρχει και ε- πίδοτο.ωστόσο ο καλιούχος άστριος εµφανίζεται και σε ξενόµορφους κρυστάλλους ε- γκλείοντας χαλαζία.ο χαλαζίας εδώ,παρουσιάζει κυµατοειδή κατάσβεση. Ο βιοτίτης είναι το κύριο φεµικό ορυκτό του πετρώµατος.ενίοτε εγκλείει κρυστάλλους ζιρκονίου και συχνά µετατρέπεται σε χλωρίτη.η µετατροπή του βιοτίτη σε χλωρίτη συνδέεται µε την ύπαρξη ζωνών εσωτερικής ολίσθησης στο πέτρωµα. Τα πλαγιόκλαστα έχουν σύσταση ολιγοκλάστου και κάποια εγκλείουν κρυστάλλους ζιρκονίου.η σερικιτίωση είναι συνηθισµένη αλλοίωση των πλαγιοκλάστων του πετρώ- µατος. 3.3 ΛΕΥΚΟΣΩΜΑΤΙΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ Η οµάδα αυτή περιλαµβάνει απλιτοειδή κυρίως πετρώµατα,τα οποία είναι πλούσια άλλοτε σε κορδιερίτη (κορδιεριτικά απλιτοειδή)ή σε ανδαλουσίτη (απλιτοειδή µε ανδαλουσίτη)και άλλοτε σε σαρκόχρωµο καλιούχο άστριο (καλιοαστριούχα απλιτοειδή και σπανιότερα γρανιτοειδή). Σύµφωνα µε την ταξινόµηση των Streckeisen & Le M aitre (1979) τα δείγµατα των λευκοσωµάτων προβάλλονται στο πεδίο των γρανιτών (Σχ.3.1). Ο απλιτικός ιστός των λευκοσωµάτων αποτελεί χαρακτηριστικό τηγµάτων µε µικρή περιεκτικότητα σε πτητικά που δηµιουργούνται σε µικρά και µεσαία βάθη του φλοιού (Yardley 1978).Απλιτοειδή δηµιουργούνται και στην περίπτωση που τήγµατα κρυσταλλώνονται σε δοµές που συνδέονται µε αποσυµπίεση,µε αποτέλεσµα να χάνουν σηµαντικό ποσοστό της ένυδρης φάσης τους. Τα κορδιεριτικά και ανδαλουσιτικά απλιτοειδή είναι στενά συνδεδεµένα µε τα µεταϊζήµατα,ενώ τα καλιοαστριούχα απλιτοειδή και οι γρανιτοειδείς µικροσυγκεντρώσεις συνδέονται κατεξοχήν µε τον πορφυροειδή µεταγρανίτη και λιγότερο µε άλλα γρανιτοειδή πετρώµατα που θα εξετασθούν στη συνέχεια.

86 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ Κορδιεριτικά και ανδαλουσιτικά λευκοσώµατα (L 2 λευκοσώµατα) Πρόκειται για λευκοκρατικά απλιτοειδή που κατά κανόνα περιέχουν κορδιερίτη και σπανιότερα ανδαλουσίτη και αποτελούν τον κυρίαρχο τύπο λευκοσωµατικών πετρωµάτων. Τα λευκοσώµατα (L 2 )στην ενότητα Πηγής εµφανίζονται είτε ως φλεβίδια και συγκεντρώσεις µεγέθους mm έως cm στα µεσοσώµατα των µεταϊζηµάτων,είτε µε τη µορφή φλεβών πάχους αρκετών εκατοστών,είτε ακόµα ως µεγαλύτερες διεισδύσεις. Στην ενότητα Καραθόδωρου τέτοιου τύπου λευκοσωµατικά πετρώµατα εµφανίζονται ως ευκρινείς φλέβες µε πάχος µερικών µέτρων και τέµνουν την πτυχωµένη υφή των µεταϊζηµάτων. εν απουσιάζουν ωστόσο από το εσωτερικό των µεσοσωµάτων του Καραθόδωρου και µικρότερες σύµφωνες ή ασύµφωνες µη κινητοποιηµένες λευκοσωµατικές συγκεντρώσεις µεγέθους µερικών έως αρκετών cm,µε ή χωρίς κορδιερίτη και ανδαλουσίτη και ανάπτυξη ιδιόµορφων κρυστάλλων καλιούχου αστρίου και µε αυξηµένη συµ- µετοχή χαλαζία. Λεπτά λευκοκρατικά φλεβίδια που ακολουθούν την πτύχωση των µεσοσωµάτων και αποτελούνται από χαλαζία ή από χαλαζία και πλαγιόκλαστα σπάνια και καλιούχο άστριο (L 1 ) (φωτ.3.3α,β),θα µπορούσαν να αποτελούν πιθανά τήγµατα που δηµιουργήθηκαν από ένα παλαιότερο γεγονός µιγµατιτίωσης.τα λευκοσωµατικά φλεβίδια τα οποία,είτε ακολουθούν µιµητικά την προϋπάρχουσα πτύχωση,είτε αποτελούν παλαιότερα λευκοσώµατα διαφοροποιούνται από τις χαλαζιοαστριούχες ζώνες των µεταϊζηµάτων, αφού όπως έχει ήδη αναφερθεί από τη µερική κινητοποίησή τους προκαλείται διαταραχή στην επίπεδη υφή των γειτονικών µεσοσωµάτων (φωτ.3.3α,β). Στα µη κινητοποιηµένα κορδιεριτικά λευκοσώµατα (L 2 )της Πηγής,που τοποθετούνται σε συµφωνία µε την επίπεδη υφή των µεταϊζηµάτων,υπάρχει µια schlieren υφή (φωτ.3.32)η οποία είναι σύµφωνη µε την επίπεδη υφή που υπάρχει στα γειτονικά µεσοσώµατα.η επίπεδη-schlieren υφή των λευκοσωµάτων (L 2 )ορίζεται από την παράλληλη τοποθέτηση πρισµατικών κρυστάλλων κορδιερίτη,µικρών φυλλαρίων βιοτίτη,πλαγιοκλάστων (φωτ.3.32,3.33)καθώς και µικρών ρεστιτικών εγκλεισµάτων µεταϊζηµάτων. Η επίπεδη υφή είναι πιο ευκρινής στις θέσεις που τα λευκοσώµατα γειτνιάζουν µε µεγάλα συµπαγή τεµάχη µεσοσωµάτων,ενώ η σαφήνειά της µειώνεται στις θέσεις όπου η αναλογία µεσοσώµατος-λευκοσώµατος είναι µικρή.η συνέχειά της φαίνεται επίσης να διακόπτεται σε θέσεις όπου ο αρχικός πυριγενής ιστός έχει τροποποιηθεί θερµικά,ιστο-

87 88 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο λογικό χαρακτηριστικό που αποτελεί γνώρισµα των περισσοτέρων λευκοσωµάτων.εξαίρεση αποτελούν ανδαλουστικά λευκοσώµατα φλεβικού τύπου που εµφανίζονται στην ε- νότητα Καραθόδωρου και στα οποία ο αρχικός πυριγενής ιστός δεν έχει υποστεί εκτετα- µένη θερµική τροποποίηση,δηλαδή δεν έχει µετατραπεί σε γρανοβλαστικό ιστό. Ωστόσο,κάποια λευκοσώµατα δεν είναι τελείως ελεύθερα από τεκτονικές καταπονίσεις.σ αυτά ο χαλαζίας παρουσιάζει κυµατοειδή κατάσβεση και ο κορδιερίτης «πτεροειδείς διακλάσεις» (φωτ.3.34). Στις θέσεις που δηµιουργούνται εκτατικές αποκοπές της στρωµατώδους υφής των µεσοσωµάτων των µεταϊζηµάτων παρατηρείται κάµψη της επίπεδης υφής των κορδιεριτικών λευκοσωµάτων και πλήρωση των εκτατικών ανοιγµάτων από τα παραγόµενα λευκοσώµατα (dilatation structure,m enhert1968)(φωτ.3.9).τέτοιες εικόνες φανερώνουν την πλαστικότερη κατάσταση του λευκοσώµατος έναντι του συµπαγούς µεσοσώµατος και καταδεικνύουν ότι η µερική τήξη του πετρώµατος που έδωσε τα λευκοσώµατα ήταν ταυτόχρονη µε τη δράση της εκτατικής τεκτονικής,επειδή αντίθετη θα όφειλε να είναι η εικόνα εάν η εκτατική τεκτονική ήταν µετα-ανατηκτική, δεδοµένης της µεγαλύτερης πλαστικότητας των µελανοκρατικότερων µεσοσωµάτων έναντι των λευκοσωµάτων σε στερεή κατάσταση. Τα λευκοσώµατα,και κυρίως αυτά που συνδέονται στενά στο χώρο µε εµφανίσεις µεσοσωµατικών µεταϊζηµάτων,περιέχουν µεγάλο αριθµό εγκλεισµάτων από τα µεταϊζή- µατα µε τα οποία συνδέονται γενετικά.σε θέσεις µε πλήρεις αποκοπές των στρωµατωδών µεσοσωµάτων παρατηρείται στα λευκοσώµατα «πλευστική» υφή,που δηµιουργείται από το µεγάλο πλήθος τυχαία διατεταγµένων µεταπηλιτικών εγκλεισµάτων σ αυτά (φωτ. 3.12).Τέτοιες εικόνες φανερώνουν ότι αυτά τα λευκοσώµατα δεν έχουν αποµακρυνθεί πολύ από το µητρικό πέτρωµα από το οποίο και προήλθαν,αφού σύµφωνα µε τον Men- hert(1968) λευκοσώµατα που έχουν αποµακρυνθεί από τη θέση παραγωγής τους είναι σε µεγάλο βαθµό απαλλαγµένα από εγκλείσµατα και υπολειµµατικούς κρυστάλλους και ρεστικά µέρη. Στα κορδιεριτικά απλιτοειδή απουσιάζει η πτύχωση που υπάρχει στα µεσοσώµατα. Αντίθετα,λευκοσωµατικές φλέβες µε κορδιερίτη ή/και εγκλείσµατα µεταϊζηµάτων τέ- µνουν την πτύχωση ή σχηµατίζουν µικρές συγκεντρώσεις έντονα κινητοποιηµένες, ώστε να διακόπτουν τη συνέχειά της.

88 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 89 Η ορυκτολογική σύσταση των κορδιεριτικών και ανδαλουσιτικών λευκοσωµάτων περιλαµβάνει: χαλαζία,πλαγιόκλαστα,κορδιερίτη ± ανδαλουσίτη ± γρανάτη,βιοτίτη, καλιούχο άστριο,απατίτη,µοναζίτη και µοσχοβίτη,ενώ σε θέσεις κοντά σε µεσοσωµατικά εγκλείσµατα υπάρχουν στα λευκοσώµατα υπολειµµατικοί κρύσταλλοι κορδιερίτη, γρανάτη και σιλλιµανίτη.ψευδοµορφώσεις κατά ανδαλουσίτη βρέθηκαν στα φλεβικά λευκοσώµατα της ενότητας Καραθόδωρου. Ο κορδιερίτης των λευκοσωµάτων εµφανίζεται σε ευµεγέθεις ιδιόµορφους κρυστάλλους,αναλλοίωτους τις περισσότερες φορές και ελεύθερος από εγκλείσµατα,που σχη- µατίζουν χαρακτηριστικές συµφύσεις µε χαλαζία (φωτ.3.35).οι κόκκοι του τελευταίου σε ορισµένες περιπτώσεις έχουν σε τοµή εξαγωνικά περιγράµµατα (ένδειξη ιδιοµορφίας του). Η ύπαρξη λευκοσωµάτων (π.χ.ζ250)µε χαρακτηριστικές συµφύσεις κορδιερίτη και χαλαζία,εικόνα που µπορεί να αποδοθεί σε µια ευτηκτοειδή γένεση των δύο ορυκτών (φωτ. 3.36), φανερώνει ότι εκτός απο το Alκαι το Mg και ο Fe ως κάποιο ποσοστό έχουν µπεί στο τήγµα.αυτό σύµφωνα µε το Μartin (1979) αρχίζει να συµβαίνει µε την έναρξη της τήξης του βιοτίτη και αφού το αρχικό πέτρωµα έχει υποστεί ένα ποσοστό τήξης γύρω στο 43-48%. Σύµφωνα,επίσης,µε τον Clarke (1992)τέτοιες εικόνες συγκρυστάλλωσης κορδιερίτη -χαλαζία µπορεί να οφείλονται σε κρυστάλλωση ρευστής φάσης σε εξαιρετικά χαµηλές πιέσεις ή σε προχωρηµένα ποσοστά τήξης ώστε ο κορδιερίτης να καλύπτει τα διάκενα µεταξύ των ήδη κρυσταλλωµένων ορυκτών. Ωστόσο,στα λευκοσώµατα,ιδιαίτερα σε θέσεις επαφής τους µε ρεστιτικά µεσοσώµατα,υπάρχουν και ξενοκρύσταλλοι κορδιερίτη (µεσοσωµατικής προέλευσης)που εγκλείουν βιοτίτη,ινώδη σιλλιµανίτη και µικρούς κρυστάλλους γρανατών (φωτ.3.37,3.38). Οι µερικά πινιτιωµένοι κορδιερίτες των λευκοσωµάτων αντικαθίστανται περιφερειακά κυρίως από ένα συσσωµάτωµα λευκού µαρµαρυγία και χλωρίτη. Τα πλαγιόκλαστα έχουν σύσταση ολιγοκλάστου και εµφανίζουν αλβιτικές πολυδυ- µίες,ενίοτε δε είναι ζωνώδη.οι κρύσταλλοι των πλαγιοκλάστων εµφανίζονται είτε ιδιό- µορφοι,είτε αποστρογγυλεµένοι ως εγκλείσµατα σε ξενόµορφους καλιούχους αστρίους. Σε θέσεις επαφής µε το µεσόσωµα τα πλαγιόκλαστα εγκλείουν ινώδη σιλλιµανίτη. Ο καλιούχος άστριος συµµετέχει κυρίως µε ξενόµορφους κρυστάλλους και συχνά είναι περθιτιωµένος.σε µεγαλύτερους κρυστάλλους του και σε συµφωνία µε τη διάταξη των περθιτικών διαµείξεων υπάρχουν µικροσυγκεντρώσεις που αποτελούνται από πλα-

89 90 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο γιόκλαστα και χαλαζία, ωστόσο δεν παρατηρείται η τυπική µικροκλινική πολυδυµία. Παρουσιάζει όµως διδυµία Carlsbad και µερικές φορές είναι καολινιωµένος. Στα L 2 λευκοσώµατα ανήκουν πιθανόν και οι σαρκόχρωµες µικροσυγκεντρώσεις που υπάρχουν στα µεσοσώµατα και αποτελούνται από ξενόµορφο περθιτικό καλιούχο άστριο µε εγκλείσµατα κορδιερίτη και αποστρογγυλεµένους κρυστάλλους πλαγιοκλάστων,χαλαζία,ενίοτε και µε εγκλείσµατα γρανάτη,ινώδη σιλλιµανίτη και βιοτίτη. Σύµφωνα µε τους Vernon & Collins (1988)χαρακτηριστικό µικροϊστολογικό κριτήριο των χαλαζιοαστριούχων ορυκτών των ανατηκτικών λευκοσωµάτων αποτελεί η ανάπτυξη ιδιοµόρφων κρυστάλλων,έναντι των γρανοβλαστικών επαφών που παρουσιάζουν αυτά στα µεσοσώµατα.στα λευκοσώµατα των µεταϊζηµάτων Πηγής και Καραθόδωρου ο χαλαζίας,τα πλαγιόκλαστα και ο κορδιερίτης παρουσιάζουν τάση ιδιοβλαστικής ανάπτυξης,δε συµβαίνει όµως το ίδιο και µε τον καλιούχο άστριο.ο τελευταίος συχνά σχηµατίζει µε τα υπόλοιπα ορυκτά των λευκοσωµάτων µονζονιτικού τύπου υφές,πληρώνοντας τον µεταξύ τους χώρο.τα αυξηµένα ποσοστά µε τα οποία συµµετέχει ο ποικιλοβλαστικός καλιούχος άστριος στα λευκοσώµατα των ενοτήτων Πηγής και Καραθόδωρου γεννούν την υπόνοια µιας δευτερογενούς εισαγωγής τουλάχιστον µέρους αυτού. Κρύσταλλοι µοναζίτη απαντώνται συχνά σε λευκοκρατικές µικροσυγκεντρώσεις µέσα σε τµήµατα ρεστιτών.λόγω των ραδιενεργών Ce και Th που περιέχει ο µοναζίτης δηµιουργεί πλεοχρωϊκές άλω σε κρυστάλλους βιοτίτη µε τους οποίους εφάπτεται κατά θέσεις. Ο βιοτίτης εµφανίζεται σε µικρά φυλλάρια,άλλοτε διάσπαρτα και άλλοτε µε µορφή schlieren συγκεντρώσεων. Ο µοσχοβίτης συµµετέχει σε µικρό ποσοστό στα λευκοσώµατα,είτε µε τη µορφή διάσπαρτων φυλλαρίων µεταξύ των επαφών των κρυστάλλων του χαλαζία και των πλαγιοκλάστων,είτε αντικαθιστώντας τον κορδιερίτη ή τον ανδαλουσίτη µε τη µορφή ριπιδοειδών συσσωµατωµάτων.σύµφωνα µε τον H yndm an (1981)η σταθερότητα της παραγένεσης µοσχοβίτης + τήγµα,για γρανίτες µε πρωτογενή µοσχοβίτη φανερώνει τη γένεσή τους σε βάθη km ή και µικρότερα των 10 km (σύµφωνα µε τους A nderson & Rowley 1981)και προέλευση από πηγές που επίσης περιείχαν µοσχοβίτη. Ο χλωρίτης συµµετέχει σε συσσωµατώµατα µε τον µοσχοβίτη και προήλθε από την πινιτίωση του κορδιερίτη.

90 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 91 Ανδαλουσίτης βρέθηκε επίσης στα λευκοσώµατα,σε πολύ µικρότερη αναλογία από τον κορδιερίτη και όχι σε όλες τις θέσεις εµφάνισης των λευκοσωµάτων.οι κρύσταλλοί του εν µέρει έχουν αντικατασταθεί από λευκό µαρµαρυγία,καθώς και από σιλλιµανίτη και βιοτίτη.κάποια ροµβικού σχήµατος συσσωµατώµατα λευκού µαρµαρυγία και χλωρίτη που βρέθηκαν σε απλιτοειδείς φλέβες της ενότητας Καραθόδωρου πιθανώς αποτελούν ψευδοµορφικά κατάλοιπα κρυστάλλων ανδαλουσίτη Καλιοαστριούχα απλιτοειδή Πρόκειται για σαρκόχρωµα απλιτοειδή που εµφανίζονται µε τη µορφή ακανόνιστων συγκεντρώσεων µερικών εκατοστών έως και µερικών µέτρων,ή µε τη µορφή φλεβών που διεισδύουν περίπου κάθετα ή παράλληλα στην επίπεδη-πτυχωµένη υφή του πορφυροειδούς µεταγρανίτη,αλλά και σε άλλους πετρολογικούς τύπους της ενότητας Πηγής,όπως στους αµφιβολίτες και στους µεταπηλίτες (φωτ.3.39). Σε κοίτες καλιοαστριούχων απλιτοειδών τοποθετηµένων παράλληλα στην επίπεδηπτυχωµένη υφή του πορφυροειδή µετα-γρανίτη παρατηρήθηκαν δοµές τύπου pinch & sw ell,χωρίς να συνοδεύονται από αποκοπή της συνέχειας του υλικού. Σε µεγαλύτερες κινητοποιηµένες µαζώδεις διεισδύσεις τα καλιοαστριούχα απλιτοειδή εγκλείουν τµήµατα µεταπηλιτικών και αµφιβολιτικών πετρωµάτων (φωτ.3.40),ενώ σε αρκετές περιπτώσεις ασαφείς σκιάλιθοι αποδιοργανωµένων εγκλεισµάτων διακρίνονται µέσα στη µάζα τους. Είναι λεπτόκοκκα πετρώµατα,ισότροπα,που περιέχουν ξενόµορφο καλιούχο άστριο σε σηµαντικό ποσοστό,χαρακτηριστικό στο οποίο οφείλεται και το χρώµα τους. Παραµορφωτικές υφές πτύχωσης απουσιάζουν από τα καλιοαστριούχα λευκοσώµατα.ωστόσο οι επαφές των καλιοαστριούχων απλιτοειδών που διεισδύουν µε τη µορφή φλεβών στον πορφυροειδή µεταγρανίτη είναι εν µέρει µόνο παραµορφωµένες,σχηµατίζοντας υφές που παρουσιάζουν οµοιότητες µε την επίπεδη-πτυχωµένη υφή του πορφυροειδή µεταγρανίτη. Συγκεντρώσεις φυλλαρίων βιοτίτη διατάσσονται κατά θέσεις µέσα στα καλιοαστριούχα απλιτοειδή δηµιουργώντας schlieren υφές ή σχηµατίζοντας ακανόνιστες συγκεντρώσεις στο πέτρωµα µε ανοµοιόµορφη κατανοµή.σύµφωνα µε τον Clarke (1992),προκειµένου για πυριγενή πετρώµατα, αλλά κατ αντιστοιχία και για ανατηξίτες (McLellan 1983),

91 92 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο schlieren υφές δηµιουργούνται σε τήγµατα είτε από µια διπλή διαδικασία διάχυσης θερµότητας και χηµικών στοιχείων,είτε συνδέονται µε την επίδραση διατµητικών τάσεων σε ένα τήγµα στο οποίο υπάρχουν κρυσταλλωµένα ορυκτά που αιωρούνται. Στο εσωτερικό των απλιτοειδών αυτών υπάρχουν κατά τόπους κρύσταλλοι κορδιερίτη που σχηµατίζουν ακανόνιστες έως σφαιρόµορφες συγκεντρώσεις,καθώς και τµήµατα µε τυπικότερη γρανιτοειδή όψη που εµπεριέχουν µεγακρυστάλλους σαρκόχρωµου καλιούχου αστρίου. στα τµήµατα αυτά διακρίνεται,µια «σκιαλιθική» πτυχωµένη υφή µε χαρακτηριστικά που παραπέµπουν στον πορφυροειδή µεταγρανίτη. Στην ορυκτολογική τους σύσταση συµµετέχουν χαλαζίας,καλιούχος άστριος,πλαγιόκλαστα ± βιοτίτης και σπανιότερα κορδιερίτης,µοσχοβίτης,απατίτης και χλωρίτης. Κατά θέσεις έχει αποτυπωθεί στα πετρώµατα αυτά γρανοβλαστικός ιστός.ο καλιούχος άστριος εµφανίζεται σε ξενόµορφους και σε ιδιόµορφους περθιτιωµένους κρυστάλλους, ενώ παρατηρούνται ανάδροµα χαρακτηριστικά όπως η αντικατάσταση του βιοτίτη από χλωρίτη και η σερικιτίωση των πλαγιοκλάστων. Παρατηρούνται ακόµα εικόνες διάβρωσης των πλαγιοκλάστων από τον καλιούχο ά- στριο και σχηµατισµός µυρµηκιτών στις επαφές των δύο ορυκτών,ενώ υπάρχουν θέσεις µε ανοµοιόµορφη κατανοµή καλιούχου αστρίου + χαλαζία και πλαγιοκλάστων.στις τελευταίες ένας γρανοβλαστικός ιστός έχει τροποποιήσει τις επαφές µεταξύ των κρυστάλλων. Μία επίπεδη υφή ορίζεται στα καλιοαστριούχα απλιτοειδή από την παράλληλη τοποθέτηση κρυστάλλων πλαγιοκλάστων και ασθενικά επιµηκυσµένων κρυστάλλων χαλαζία,ενώ οι καλιούχοι άστριοι µε δυσκολία ακολουθούν την υφή αφού είναι ευµεγέθεις και ξενόµορφοι. 3.4 ΓΡΑΝΙΤΗΣ ΠΛΑΤΑΝΙΑΣ Πρόκειται για το σαρκόχρωµο κορδιεριτικό γρανίτη που εµφανίζεται στο βορειοανατολικό τµήµα των πηλιτικών µιγµατιτών του Καραθόδωρου και σε µικρή απόσταση από αυτούς. Ο γρανίτης της Πλατανιάς είναι ένα µικρό επίµηκες σώµα µε διεύθυνση Β-Ν.Πρόκειται για λεπτόκοκκο πέτρωµα,παραµορφωµένο,όπως δείχνει η διαπεραστική υπο-οριζόντια γραµµική υφή που διατρέχει τη µάζα του.σε µικροσκοπική κλίµακα εν τούτοις ο

92 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 93 ιστός του εµφανίζεται γρανοβλαστικός.νεώτερες κατατµήσεις τέµνουν την παλαιότερη διαπεραστική γραµµική υφή. Το πέτρωµα δεν παρουσιάζει εσωτερικές ανοµοιογένειες,ενώ στις ρηξιγενείς δοµές που υπάρχουν στο εσωτερικό του δεν διεισδύουν φλεβικά πετρώµατα,σε αντίθεση µε φλεβικές διεισδύσεις σε ίδιας διεύθυνσης κατατµήσεις στην ενότητα Πηγής. Στα περιθωριακά τµήµατα του γρανίτη εγκλείονται αµφιβολιτικά τεµάχη,ενώ κατά θέσεις στο εσωτερικό του υπάρχουν τµήµατα που αντιστοιχούν σε έναν έντονα γνευσιω- µένο λεπτόκοκκο µεταγρανίτη. Στην ορυκτολογική σύσταση του πετρώµατος συµµετέχουν χαλαζίας + καλιούχος ά- στριος ± κορδιερίτης + πλαγιόκλαστα ± µοσχοβίτης ± ανδαλουσίτης ± βιοτίτης ± χλωρίτης. Ο χαλαζίας παρουσιάζει κυµατοειδή κατάσβεση,στοιχείο που δείχνει δυναµική ανακρυστάλλωση του ορυκτού και αποτελεί κοινό οπτικό χαρακτηριστικό µε τον χαλαζία των µιγµατιτιωµένων µεταϊζηµάτων του Καραθόδωρου. Ο καλιούχος άστριος είναι ορθόκλαστο,συχνά περθιτιωµένο,ή και µικροκλινής. Ο κορδιερίτης είναι υπιδιόµορφος και πάντοτε αλλοιωµένος. έχει αντικατασταθεί α- πό ψευδοµορφικά συσσωµατώµατα χλωρίτη και λευκού µαρµαρυγία (φωτ.3.41).σε άλλες πάλι περιπτώσεις οι κρύσταλλοι του κορδιερίτη έχουν αντικατασταθεί από βιοτίτη. Ο σχηµατισµός του κορδιερίτη φαίνεται ότι ήταν προγενέστερος ή σύγχρονος µε το γεγονός που δηµιούργησε την επίπεδη γραµµική υφή στο γρανίτη της Πλατανιάς,όπως δείχνει στο µικροσκόπιο η ύπαρξη σ-και δ-πορφυροκλαστών του. Τα πλαγιόκλαστα συµµετέχουν σε σχετικά µικρό ποσοστό στην ορυκτολογική σύσταση του γρανίτη της Πλατανιάς και έχουν σταγονόµορφες αντιπερθιτικές αποµείξεις. Ο µοσχοβίτης είναι δευτερογενές ορυκτό, και προκύπτει από την πινιτίωση του κορδιερίτη.σε ορισµένες θέσεις µάλιστα παρατηρείται µεταγενέστερη ανακρυστάλλωσή του σε στατικές συνθήκες, όπως δείχνει η ύπαρξη µεγαλύτερων τυχαία διαταγµένων φυλλαρίων του.στις θέσεις αυτές υπάρχει συχνά και βιοτίτης. Ο χλωρίτης είναι επίσης δευτερογενές ορυκτό και προκύπτει και αυτός από την αλλοίωση του κορδιερίτη.μια ακόλουθη του σχηµατισµού του τάση ανακρυστάλλωσης παρουσιάζει και ο χλωρίτης. Η ανακρυστάλλωση που παρατηρείται στα δευτερογενή ορυκτά που υπάρχουν στο γρανίτη και η µη αλλοίωση του καλιούχου αστρίου δείχνει ότι η δράση της ρευστής φάσης που προκάλεσε τη γένεσή τους γινόταν σε υψηλές σχετικά θερµοκρασίες.

93 94 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο Στον γρανίτη της Πλατανιάς βρέθηκαν επίσης ορθογώνιες τοµές κρυστάλλων ανδαλουσίτη οι οποίες παρουσιάζουν µερική εξαλλοίωση και έχουν αντικατασταθεί από λευκό µαρµαρυγία (φωτ.3.42).η πιθανότητα ο ανδαλουσίτης αυτός να είναι κληρονοµηµένος από τα γειτονικά σε επαφή µιγµατιτωµένα µεταϊζήµατα της ενότητας Καραθόδωρου είναι µικρή,αφού ανδαλουσίτης δε βρέθηκε στα πετρώµατα αυτά.η θέση του τριπλού σηµείου της αργιλοπυριτικής σύστασης όπως προσδιορίσθηκε από τους Richartson etal. (1969)επιτρέπει την κρυστάλλωση ανδαλουσίτη από το τήγµα σε πιέσεις περίπου 3,5 kb για θερµοκρασία περίπου 700ºC. Η ύπαρξη κορδιερίτη και ανδαλουσίτη στο γρανίτη της Πλατανιάς,η γειτνίασή του µε τους πηλιτικούς γνευσίους του Καραθόδωρου και η ύπαρξη σ αυτούς ανάλογων λευκοσωµάτων,αποτελούν στοιχεία που κάνουν πιθανή τη γένεση του γρανίτη της Πλατανιάς από µερική τήξη µεταϊζηµάτων. 3.5 ΓΡΑΝΙΤΗΣ ΦΑΝΟΥ Ο γρανίτης του Φανού είναι λευκοκρατικό,µεσόκοκκο πέτρωµα µε ολοκρυσταλλικό ιστό.στο εσωτερικό του δεν παρατηρούνται δοµές πλαστικής παραµόρφωσης ανάλογες µε αυτές που παρατηρούνται στον πορφυροειδή µεταγρανίτη της Πηγής,παρά µόνο ρηξιγενείς δοµές που δηµιουργούν µια διαπεραστική ρηξι-σχιστότητα.οι ρηξιγενείς δοµές γίνονται πιο εµφανείς στην απλιτική περιφέρεια του γρανίτη και στις επαφές του µε τους µιγµατίτες και µε τους µαζώδεις δολερίτες της δυτικής,αλλά και της ανατολικής ενότητας της Γευγελής,όπου και εµφανίζεται έντονα µυλωνιτιωµένος. Το πέτρωµα είναι οµοιογενές σ όλη την έκταση της εµφάνισής του.μικρές εσωτερικές διαφοροποιήσεις συνίστανται στην ύπαρξη περισσότερο πηγµατιτικών και υδροθερµικών συγκεντρώσεων.επίσης κατά θέσεις διακρίνονται περισσότερο ευµεγέθεις κρύσταλλοι µε όχι σαφή όρια µε το περιβάλλον µεσόκοκκο πέτρωµα.η κύρια µάζα του γρανίτη είναι ελεύθερη από εγκλείσµατα σε αντίθεση µε τα υπόλοιπα γραντοειδή και απλιτοειδή της ενότητας Πηγής. Τα ορυκτά συστατικά που συναντώνται στον γρανίτη του Φανού είναι:χαλαζίας + πλαγιόκλαστα + καλιούχος άστριος + βιοτίτης + χλωρίτης ± ανδαλουσίτης ± σιλλιµανίτης. Ο καλιούχος άστριος εµφανίζεται σε ξενόµορφους περθιτικούς κρυστάλλους και κατά θέσεις παρουσιάζει µικροκλινική πολυδυµία.στις επαφές του καλιούχου αστρίου µε τα πλαγιόκλαστα σχηµατίζονται µυρµηκίτες.

94 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 95 Τα πλαγιόκλαστα είναι ζωνώδη και έχουν πολυδυµίες κατά τον αλβιτικό νόµο,ενώ ο πυρήνας τους συχνά εµφανίζεται σερικιτιωµένος. Ο βιοτίτης αποτελεί το µοναδικό πρωτογενές φεµικό ορυκτό του γρανίτη του Φανού και συµµετέχει σε µικρές ποσότητες.είναι ανοµοιόµορφα κατανεµηµένος στο πέτρωµα. Στην απλιτική περιφέρεια του γρανίτη ο βιοτίτης παρουσιάζει σε ορισµένες θέσεις αυξη- µένη συµµετοχή και σχηµατίζει schlieren υφές.ενίοτε µετατρέπεται σε χλωρίτη. Στην απλιτική περιφέρεια του γρανίτη,κοντά στις επαφές του µε τους µεταπηλιτικούς µιγµατίτες της Πηγής,βρέθηκε ανδαλουσίτης µε τη µορφή ακανόνιστων συσσω- µατωµάτων καθώς και ινώδης σιλλιµανίτης. Ο γρανίτης περιφερειακά στις επαφές του µε το οφειολιθικό σύµπλεγµα της Γευγελής,εγκλείει τοναλιτικά τεµάχη τα οποία διαπερνώνται από απλιτικές αποφύσεις του. Η ύπαρξη µεταλλοφορίας µολυβδαινίου και χαλκού στο γρανίτη του Φανού δείχνει ότι κατά το στάδιο κρυστάλλωσής του οι θερµοκρασίες παρέµεναν υψηλές και κοντά σε αυτές που προσδιορίσθηκαν µε βάση τις µεταµορφικές παραγενέσεις των µεταϊζηµάτων της ενότητας Πηγής (Zachariadou & Dimitriadis 1994).Σύµφωνα µε τους Bernartetal. (1990) η απόθεση µεταλλοφορίας µολυβδαινίου συµβαίνει σε ένα εύρος θερµοκρασιών από ºC και κοντά στη µαγµατική πηγή. 3.6 ΓΡΑΝΙΤΟΕΙ ΕΙΣ ΜΙΚΡΟΣΥΓΚΕΝΤΡΩΣΕΙΣ Πρόκειται για εντοπισµένες και µικρές σε µέγεθος γρανιτικές σε όψη και αρκετά όµοιες µε τον γρανίτη του Φανού χαλαζιοαστριούχες συγκεντρώσεις που αποτελούνται από σαρκόχωµο καλιούχο άστριο και χαλαζία (φωτ.3.43).οι µικροσυγκεντρώσεις αυτές εντοπίζονται µέσα σε καλιοαστριούχα απλιτοειδή,στον πορφυροειδή µεταγρανίτη,σε εκτατικές αποκοπές αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων που υπάρχουν σ αυτόν και στους πηλιτικούς µιγµατίτες. Στην ενότητα Καραθόδωρου σε θέσεις κοντά στην επαφή των µεταϊζηµάτων µε το γρανίτη της Πλατανιάς παρατηρήθηκαν λευκοσωµατικές συγκεντρώσεις ανάλογου τύπου,όπου µέσα σε ξενόµορφο καλιούχο άστριο υπάρχουν ιδιοβλαστικοί κρύσταλλοι χαλαζία (φωτ.3.44).

95 96 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο 3.7 ΠΗΓΜΑΤΟΕΙ Η Πηγµατιτικές συγκεντρώσεις από χαλαζία και ξενόµορφο καλιούχο άστρίο εµφανίζονται µέσα στα µεταϊζήµατα της ενότητας Πηγής,στους γνευσίους του Καραθόδωρου, καθώς και στους πυροξενικούς τοναλίτες,όπου είναι και πιο ευδιάκριτες (βλ.παρακάτω).οι συγκεντρώσεις αυτές αποτελούν πιθανώς τα τελευταία στάδια κρυστάλλωσης των λευκοσωµάτων,αλλά εξίσου πιθανά µπορεί να προέρχονται από ρευστά που κρυσταλλώθηκαν τελευταία και προέρχονταν από γρανιτικά µάγµατα (φωτ.3.45). Στο εσωτερικό πηγµατοειδών που συνδέονται µε τους αµφιβολίτες και τα εγκλείσµατα αµφιβολιτών στον πορφυροειδή µεταγρανίτη συχνά παρατηρούνται συσσωµατώµατα ορυκτών της οµάδας του επιδότου (φωτ.3.46),ενώ σε πηγµατιτικές συγκεντρώσεις στα µιγµατιτιωµένα µεταϊζήµατα βρέθηκαν ακτινωτά συσσωµατώµατα ροδόχρωµου ανδαλουσίτη. 3.8 ΤΟΝΑΛΙΤΕΣ,ΜΕΤΑΤΟΝΑΛΙΤΕΣ ΚΑΙ ΜΟΝΖΟΓΡΑΝΙΤΕΣ Τοναλιτικά πετρώµατα εµφανίζονται στο Κοτζά Ντερέ,κοντά στην ανατολική επαφή της ενότητας Πηγής µε τους µαζώδεις δολερίτες της Γευγελής.Τα πετρώµατα αυτά στο διάγραµµα Q -ANOR (Streckeisen & Le M aitre 1979) προβάλλονται στα πεδία του τοναλίτη και του γρανοδιορίτη (Σχ.3.2).Με βάση το διάγραµµα SiO 2 -(Na 2 O+K 2 O)των Cox etal.(1979)τα τοναλιτικά πετρώµατα χαρακτηρίζονται ως διορίτες και χαλαζιακοί διορίτες (Σχ.3.3).Τα δείγµατα του µονζογρανίτη και του βιοτιτικού µικρογρανίτη στο ίδιο διάγραµµα προβάλλονται στο πεδίο των άλκαλι-γρανιτών. Τα τοναλιτικά πετρώµατα µοιάζουν ορυκτολογικά και ιστολογικά µε εγκλείσµατα που υπάρχουν στην απλιτική περιφέρεια του γρανίτη του Φανού,ενώ ανάλογα πετρώµατα απουσιάζουν από την ενότητα Καραθόδωρου. Κατά µήκος του Κοτζά Ντερέ οι εµφανίσεις των τοναλιτικών πετρωµάτων δηµιουργούν πολυποίκιλες εικόνες,καθώς διεισδύουν και αφοµοιώνουν πλήθος αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων και τµήµατα από τις βασικές φλέβες που διεισδύουν στην ενότητας Πηγής (φωτ και ).

96 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 97 π.τοναλίτης µονζογρανίτης τοναλίτης βιοτι.µικρογρανίτης Σχ.3.2 Ταξινόµηση τοναλιτών,πυροξενικών τοναλιτών,µονζογρανιτών και βιοτιτικών-µικρογρανιτών µε βάση το διάγραµµα Q -ANOR (Streckeisen & Le Maitre 1979). ιακρίνονται τρεις τύποι στο ύπαιθρο:ο τοναλίτης,ο πυροξενικός τοναλίτης,καθώς και ένα βιοτιτικό µικρογρανιτικό πέτρωµα το οποίο µε τη µορφή φλεβών ή ακανόνιστων σωµάτων διεισδύει στον τοναλίτη,στο µονζονιτικό µικρογρανίτη και στους µεταπηλιτικούς µιγµατίτες του Κοτζά Ντερέ Τοναλίτης Πρόκειται για µεσόκοκκο λευκοκρατικό πέτρωµα που εµφανίζεται στο Κοτζά Ντερέ. Παρουσιάζει συχνά εικόνες χαώδους ανάµειξης µε τους σαρκόχρωµους µονζονιτικούς µικρογρανίτες (φωτ.3.54),ενώ άλλοτε και το ίδιο εµπλουτίζεται τοπικά µε καλιούχο ά- στριο (αδαµελίτης). Λατυποπαγή βασικών φλεβών,ενίοτε αµφιβολιτιωµένων,δηµιουργούν στο πέτρωµα αγµατικές υφές (φωτ.3.71)και διατρέχονται από τρονδγεµιτικά φλεβίδια.

97 98 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο π.τοναλίτης µονζογρανίτης τοναλίτης βιοτι.µικρογρανίτης Σχ.3.3 Ταξινόµηση τοναλιτών,πυροξενικών τοναλιτών,µονζογρανιτών και βιοτιτικών µικρογρανιτών κατά Cox etal.(1979). Στην ανατολική επαφή της ενότητας Πηγής µε τους οφειολίθους της Γευγελής ο τοναλίτης είναι έντονα µυλωνιτιωµένος,ενώ ο σχηµατισµός χλωρίτη στο πέτρωµα συνδέεται µε ζώνες µυλωνιτίωσης. Η ορυκτολογική σύσταση του τοναλίτη είναι: πλαγιόκλαστο, χαλαζίας, πράσινη κεροστίλβη,ενώ σε µικρότερο ποσοστό συµµετέχει βιοτίτης.ακόµα,κατά θέσεις συµ- µετέχουν ορθοπυρόξενος,κλινοπυρόξενος,κουµµινγκτονίτης,± ακτινόλιθος ± καλιούχος άστριος ± απατίτης ± ορθίτης ± χλωρίτης ± ασβεστίτης ± τιτανίτης ± αδιαφανή (µαγνητίτης,ιλµενίτης,ρουτίλιο). Η παράλληλη τοποθέτηση κρυστάλλων πλαγιοκλάστων,κεροστίλβης και βιοτίτη,ορίζει σε µερικές θέσεις στον τοναλίτη µια ασαφή επίπεδη υφή,συχνότερα όµως το πέτρωµα είναι ισότροπο και έχει απλιτοειδή ιστό.σε ορισµένες θέσεις υπάρχουν στο τοναλίτη σκουρόχρωµες κηλίδες.πρόκειται για µικροσυγκεντρώσεις πυροξένων,αµφιβόλων και βιοτίτη.

98 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 99 Ο κυρίαρχος τύπος αµφιβόλου είναι η κεροστίλβη η οποία βρίσκεται σε σύµφυση µε πλαγιόκλαστα ή βιοτίτη,ενώ υπάρχουν και ακανόνιστου σχήµατος συσσωµατώµατα που αποτελούνται από δευτερογενείς αµφιβόλους,όπως κουµµινγκτονίτη και ακτινόλιθο. Ο κουµµινγκτονίτης σχηµατίζει συσσωµατώµατα και έχει προκύψει από µερική ή ο- λική αντικατάσταση ορθοπυροξένου.αναλλοίωτες νησίδες ορθοπυροξένου διατηρούνται στο εσωτερικό των συσσωµατωµάτων κουµµινγκτονίτη.στις ρωγµές του ορθοπυροξένου,θέσεις έναρξης της αλλοίωσής του,υπάρχει µια σιδηροµαγνησιούχος φάση έ- ντονα πυριτική.άλλοτε πάλι η ουραλιτίωση των πυροξένων συνδέεται µε το σχηµατισµό µιας περιφερειακής ζώνης αµφιβόλων µε σύσταση κουµµινγκτονίτη στο εσωτερικό τµήµα της ζώνης και ακτινολίθου περιφερειακά.η ζώνη ακτινολίθου φαίνεται µε τη σειρά της περιφερειακά να αντικαθίσταται από βιοτίτη και αδιαφανή,ενώ εγκλείει κρυστάλλους πλαγιοκλάστων και χαλαζία. Στις περιπτώσεις που ο ορθοπυρόξενος διατηρείται αναλλοίωτος εµφανίζει ασθενή πλεοχροϊσµό και µικρή κατασβεστική γωνία,ασύνηθες οπτικό χαρακτηριστικό που πιθανά συνδέεται µε παραµόρφωση των κρυστάλλων λόγω τεκτονικής καταπόνησης. Συσσωµατώµατα χλωρίτη που φέρουν παράλληλα διατεταγµένα µεταλλικά οξείδια υ- πάρχουν διάσπαρτα στη µάζα του πετρώµατος.τα συσσωµατώµατα αυτά πρέπει να έ- χουν προκύψει από αντικατάσταση ορθοπυροξένου ή κουµµινγκτονίτη,ενώ τα παράλληλα διατεταγµένα µεταλλικά οξείδια στο εσωτερικό των κρυστάλλων φαίνεται να ακολουθούν κάποιον προϋπάρχοντα σχισµό. Ο βιοτίτης εµφανίζεται σε µικρού µεγέθους φυλλάρια που βρίσκονται σε επαφή ή µε τη µορφή κορώνας περιβάλλουν µεταλλικά οξείδια,ενώ συχνά µετατρέπεται σε χλωρίτη. Στις θέσεις όπου στη σύσταση του πετρώµατος µετέχει και καλιούχος άστριος ο βιοτίτης φαίνεται να διαβρώνεται από αυτόν. Ο καλιούχος άστριος είναι ξενόµορφος και γεµίζει τα διάκενα µεταξύ των άλλων ο- ρυκτών του πετρώµατος (interstitial). Τα πλαγιόκλαστα είναι ισοµεγέθη και ζωνώδη και έχουν σύσταση ανδεσίνη-λαβραδορίου (An ). Κρύσταλλοι µαγνητίτη σε σύµφυση µε ιλµενίτη υπάρχουν διάσπαρτοι σε όλη τη µάζα του πετρώµατος.σε ορισµένες περιπτώσεις κρύσταλλοι που αναλύθηκαν έδωσαν συστάσεις εξαιρετικά πλούσιες σε TiΟ 2 (~80% επί του συνολικού βάρους των οξειδίων του κρυστάλλου) αντιπροσωπεύοντας πιθανά ρουτίλιο. Σε άλλες περιπτώσεις κρύσταλλοι

99 100 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο µαγνητίτη φέρουν αποµείξεις πλούσιες σε Tiκαι Al,ενώ άλλοτε µεταξύ κόκκων µαγνητίτη και ιλµενίτη παρεµβάλλονται πλαγιόκλαστα,µε το µαγνητίτη περιφερειακά να περιβάλλεται από ζώνη βιοτίτη Πυροξενικός τοναλίτης έως γρανουλίτης Πρόκειται για µεσοκρατικό,µεσόκοκκο,µε διαπεραστική υφή πέτρωµα που εµφανίζεται στο Κοτζά Ντερέ και περιέχει πλήθος αµφιβολιτικών και µικροδιοριτικών εγκλεισµάτων.τα όρια διαχωρισµού του δεν είναι σαφή σε σχέση µε τον τοναλίτη ο οποίος τον περιβάλλει. Παρουσιάζει έντονη ανοµοιογένεια ως προς την κατανοµή των φεµικών ορυκτών και των εγκλεισµάτων του. Τα σκουρόχρωµα εγκλείσµατά του, αµφιβολιτικής σύστασης, παρουσιάζουν βαθµιαίο αποχρωµατισµό και αφοµοίωση από το περιβάλλον τοναλιτικό πέτρωµα.αυτή η συχνή αποδιοργάνωση των αµφιβολιτικών και µικροδιοριτικών εγκλεισµάτων δηµιουργεί σκιαλιθικές,νεµπουλιτικές και στικτολιθικές υφές στο πέτρωµα (φωτ.3.48, 3.49).Ανάλογες υφές δηµιουργούνται από συσσωµατώµατα ή ευµεγέθεις κρυστάλλους κεροστίλβης,πυροξένου και βιοτίτη που υπάρχουν διάσπαρτοι στον πυροξενικό τοναλίτη. Σε αντίθεση µε την αποδιοργάνωση που συµβαίνει στα µικρότερα αµφιβολιτικά ε- γκλείσµατα,µεγαλύτερα τεµάχη αµφιβολιτών δεν παρουσιάζουν εµφανείς εικόνες αφο- µοίωσης από το περιβάλλον πέτρωµα, ιδιαίτερα σε θέσεις όπου αυτό αναµιγνύεται µε τους µονζονιτικούς απλίτες του Κοτζά Ντερέ (φωτ.3.49). Ο ιστός του πυροξενικού τοναλίτη από µεσόκοκκος µεταπίπτει σε αδροκρυσταλλικό µε αυξηµένη παρουσία χαλαζία στις επαφές του µε τα αµφιβολιτικά εγκλείσµατα. Στις θέσεις όπου αποστρογγυλλεµένοι κρύσταλλοι πλαγιοκλάστων παρουσιάζουν τάση διαβλαστικής ανάπτυξης έναντι κρυστάλλων αµφιβόλων,πυροξένων και βιοτίτη,διακρίνονται στο ύπαιθρο χαρακτηριστικές «µαργαριτοειδείς» υφές (pearl fabric, Σχ.3.4, φωτ. 3.53). Στην ορυκτολογική του σύσταση ο πυροξενικός τοναλίτης περιλαµβάνει πλαγιόκλαστα,χαλαζία,κεροστίλβη,ορθοπυρόξενο και αδιαφανή (µαγνητίτη,ιλµενίτη,ρουτίλιο), ενώ τοπικά και σε µικρότερα ποσοστά συµµετέχουν βιοτίτης,καλιούχος άστριος,κουµ- µινγκτονίτης, ορθίτης,χλωρίτης,τιτανίτης και απατίτης.

100 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 101 Σχ.3.4.«Μαργαριτοειδείς υφές» (pearlfabric)στους τοναλίτες της Πηγής. Στο µικροσκόπιο ο ιστός του πετρώµατος είναι ισόκοκκος γρανοβλαστικός,πολυγωνικός κατά θέσεις,µε τα πλαγιόκλαστα να σχηµατίζουν υφές ψηφιδωτού εκεί όπου ο πυροξενικός τοναλίτης εµπλουτίζεται σε ξενόµορφο (προφανώς δευτερογενή)καλιούχο ά- στριο,εικόνες που παραπέµπουν σε πυροξενικό γρανουλίτη. Μία σαφής επίπεδη υφή που ορίζεται από την παράλληλη διάταξη κρυστάλλων αµφιβόλων,βιοτίτη και πλαγιοκλάστων διατρέχει τη µάζα του πετρώµατος στις περισσότερες θέσεις εµφανίσής του. Τµήµατα αµφιβολιτικών πετρωµάτων που έχουν τοποθετηθεί σύµφωνα µε την επίπεδη υφή του πυροξενικού τοναλίτη που τα φιλοξενεί, παρουσιάζουν εκτατικές αποκοπές, ανάλογες µε εκείνες που παρατηρούνται στα µεσοσώµατα των µεταϊζηµάτων της Πηγής (φωτ.3.50).η επίπεδη υφή του πετρώµατος κάµπτεται στις εκτατικές αποκοπές των αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων, στοιχείο που φανερώνει την σχετικά πλαστικότερη κατάστασή του κατά το εκτατικό γεγονός έναντι των εγκλεισµάτων που υπάρχουν σ αυτόν, χωρίς όµως να µαρτυρεί µια κατάσταση τήγµατος,γιατί τότε θα ήταν αδύνατη η εκτατική αποκοπή των αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων,εκτός αν τα τελευταία ήταν τµήµατα ενός συνεχούς σχηµατισµού κατά το εκτατικό στάδιο. Οι σκουρόχρωµες συγκεντρώσεις των φεµικών ορυκτών που υπάρχουν διάσπαρτες στο πέτρωµα περιβάλλονται,από λευκοκρατικές περιοχές που αποτελούνται από πλαγιόκλαστα,χαλαζία και αµφίβολο.οι λευκοκρατικές περιοχές,καθώς και όµοιες ορυκτολογικά λευκοκρατικές συγκεντρώσεις που υπάρχουν σε χώρους που δηµιουργούνται από τις εκτατικές αποκοπές της επίπεδης υφής,αντιπροσωπεύουν πιθανά L 2 -τύπου λευκοσώ- µατα.στις θέσεις όπου κρυσταλλώθηκαν τα L 2 -τύπου λευκοσώµατα απουσιάζει η επίπεδη υφή του πετρώµατος και ο ιστός είναι τυπικός γρανοβλαστικός. Τα πλαγιόκλαστα των λευκοσωµατικών µικροσυγκεντρώσεων έχουν αλβιτικές πολυδυµίες ή είναι ζωνώδη µε σύσταση λαβραδορίου-βυτωβνίτη (An ).Παρουσιάζουν

101 102 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο τάση ιδιοµορφίας σε αντίθεση µε τα πλαγιόκλαστα που υπάρχουν στην υπόλοιπη µάζα του πετρώµατος,τα οποία παρουσιάζουν τάση ανακρυστάλλωσης (διαβλαστικός ιστός και πολυγωνικές επαφές).σταγονόµορφες αποµείξεις καλιούχου αστρίου και χαλαζία που υπάρχουν συχνά στα πλαγιόκλαστα συνιστούν πιθανόν µέρος της σύστασης του «ελαχίστου» τήγµατος που δηµιουργήθηκε κατά το κύριο γεγονός της µιγµατιτίωσης που έδωσε τα L 2 πυροξενικά λευκοσώµατα. Στα λευκοσώµατα τα πλαγιόκλαστα είναι σερικιτιωµένα,η αµφίβολος αντικαθίσταται από χλωρίτη και επίδοτο,ενώ στις θέσεις αυτές συµµετέχει χαλαζίας σε υψηλό ποσοστό καθώς και απατίτης. Η πράσινη κεροστίλβη που υπάρχει σε αυξηµένο ποσοστό στη µάζα του πυροξενικού τοναλίτη αντικαθίσταται µερικά από βιοτίτη. Ο ορθοπυρόξενος,(xmg:0,56)εµφανίζεται σε ευµεγέθεις κρυστάλλους και περιβάλλεται από πλαγιόκλαστα,χαλαζία και καλιούχο άστριο.σε αρκετές περιπτώσεις είναι ε- ξαλλοιωµένος και αντικαθίσταται µερικά ή ολικά από συσσωµατώµατα κουµµινγκτονίτη (φωτ.3.51)ή από πράσινη κεροστίλβη και βιοτίτη,ενώ µέσα σε δικτυοειδείς υφές εξαλλοίωσης σχηµατίζεται ένας τύπος υποπράσινης αµφιβόλου έντονα πυριτικής. Σε µια στενή περιφερειακή ζώνη οι κρύσταλλοι ορθοπυροξένων αντικαθίστανται α- πό ακτινόλιθο.ανάλογα αναπτύγµατα που παραπέµπουν σε ακτινολιθική αµφιβόλο περιβάλλουν αποστρογγυλεµένα πλαγιόκλαστα σχηµατίζοντας δικτυοειδείς ή µεµβρανώδεις υφές (φωτ.3.52). Ο κουµµινγκτονίτης εµφανίζεται σε ριπιδοειδή συσσωµατώµατα κατά την µερική ή ολική αντικατάσταση κρυστάλλων ορθοπυροξένου. Οι κρύσταλλοι του µαγνητίτη συχνά φέρουν στον πυρήνα τους ιλµενίτη,άλλοτε πάλι έχουν αποµείξεις ιλµενίτη ή εγκλείουν απατίτη,ενώ στις επαφές του µε αµφιβολιτικά εγκλείσµατα σχηµατίζεται κλινοπυρόξενος (φωτ.3.53). 3.9 ΜΟΝΖΟΓΡΑΝΙΤΗΣ Πρόκειται για λεπτόκοκκο σαρκόχρωµο πέτρωµα που εµφανίζεται µε τη µορφή µικρών αυτόνοµων συγκεντρώσεων ή σε ανάµιξη µε τους τοναλίτες του Κοτζά Ντερέ. Εµφανίσεις του πετρώµατος αυτού παραπέµπουν στα καλιοαστριούχα απλιτοειδή που συνδέονται µε τον πορφυροειδή µεταγρανίτη.

102 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 103 Η κύρια ορυκτολογική σύσταση του πετρώµατος είναι:καλιούχος άστριος,πλαγιόκλαστα,βιοτίτης,απατίτης και αδιαφανή. Ο καλιούχος άστριος συµµετέχει σε σηµαντικό ποσοστό στην ορυκτολογική σύσταση του πετρώµατος και σε αυτόν οφείλεται και το χρώµα του.απαντάται σε αλλοτριό- µορφους ή υπιδιόµορφους κρυστάλλους και εγκλείει συχνά συγκεντρώσεις αποστρογγυλεµένων κρυστάλλων πλαγιοκλάστων σχηµατίζοντας έτσι µωσαϊκό ιστό (mosaic texture, φωτ.3.55).στις συγκεντρώσεις αυτές οι επαφές των κρυστάλλων των πλαγιοκλάστων µε τον καλιούχο άστριο είναι συχνά λοβοειδείς.μεγαλύτεροι ιδιόµορφοι κρύσταλλοι πλαγιοκλάστων που εγκλείονται σε καλιούχους αστρίους είναι συχνά ζωνώδεις,και παρουσιάζουν αλβιτικές πολυδυµίες. Ο βιοτίτης έχει έντονο κόκκινο χρώµα και φαίνεται ανακρυσταλλωµένος,ενώ συχνά οι κρύσταλλοι του εγκλείουν απατίτη. Σε ορισµένες θέσεις του µονζογρανίτη υπάρχουν µικροεγκλείσµατα.πρόκειται για συγκεντρώσεις φεµικών ορυκτών που αποτελούνται από βιοτίτη και µαγνητίτη,ενώ κατά θέσεις υπάρχει και χλωρίτης. Σε θέσεις όπου υπάρχουν µικροσυγκεντρώσεις κρυστάλλων πλαγιοκλάστων µε γρανοβλαστικό ιστό ο µονζονιτικός γρανίτης παρουσιάζει σηµαντικές ιστολογικές και ορυκτολογικές οµοιότητες µε τους περισσότερο λευκοκρατικούς τύπους του τοναλίτη ΒΙΟΤΙΤΙΚΟΣ ΜΙΚΡΟΓΡΑΝΙΤΗΣ Πρόκειται για λεπτόκοκκο πέτρωµα µε γκριζωπό χρώµα στοιχεία που το διακρίνουν από τα περιβάλλοντα τοναλιτικά και µονζονιτικά πετρώµατα.εµφανίζεται κυρίως µε τη µορφή φλεβών ή µεγαλύτερων ακανόνιστων συγκεντρώσεων και διεισδύει στα τοναλιτικά πετρώµατα του Κοτζά Ντερέ. Περιέχει σκουρόχρωµα µικροεγκλείσµατα µε τυχαίο προσανατολισµό που αποτελούνται κυρίως από λεπτοµερή βιοτίτη.πολλά από τα εγκλείσµατα έχουν ασαφή όρια µε το περιβάλλον πέτρωµα και κατά θέσεις διακρίνονται µόνο σκιώδη υπολείµµατά τους. Το πέτρωµα στην ορυκτολογική του σύσταση περιλαµβάνει πλαγιόκλαστα και χαλαζία,ενώ συµµετέχουν βιοτίτης,καλιούχος άστριος,ακτινόλιθος,χλωρίτης,ορθίτης και απατίτης.

103 104 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο Τα πλαγιόκλαστα είναι εν µέρει ζωνώδη και ενίοτε εγκλείουν βιοτίτη,ενώ τα περισσότερα από αυτά εµφανίζονται σερικιτιωµένα. Ο βιοτίτης µε τη µορφή λεπτοµερών κρυστάλλων συµµετέχει σε υψηλό ποσοστό και συχνά είναι χλωριτιωµένος. Ο καλιούχος άστριος εµφανίζεται σε ξενόµορφους κρυστάλλους και παρουσιάζει διδυµία Carlsbad. Στο πέτρωµα διακρίνεται κατά θέσεις µια ασθενής παράλληλη διάταξη των ορυκτών του συστατικών ΑΜΦΙΒΟΛΙΤΙΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ Αµφιβολίτες Πηγής Αµφιβολίτες εµφανίζονται στο Κοτζά Ντερέ σε µαζώδη συνεκτικά σώµατα στην ε- παφή της απλιτικής περιφέρειας του γρανίτη του Φανού µε τους µιγµατίτες της Πηγής. Η συνέχεια των αµφιβολιτικών στρωµάτων διακόπτεται από απλιτικές αποφύσεις του γρανίτη του Φανού και από λευκοσωµατικά φλεβικά πετρώµατα (φωτ ). Συχνότερα όµως τα αµφιβολιτικά πετρώµατα εµφανίζονται µε τη µορφή αποκοµµένων εγκλεισµάτων στον πορφυροειδή γρανίτη (φωτ.3.31)καθώς και στα άλλα γρανιτοειδή και απλιτοειδή της ενότητας Πηγής. Οι µαζώδεις αµφιβολίτες είναι σκουρόχρωµα µικροστρωµατώδη πετρώµατα που α- ποτελούνται από κεροστίλβη,πλαγιόκλαστα και βιοτίτη.έχουν τροποποιηµένο λεπιδοβλαστικό ιστό που ορίζεται από την παράλληλη τοποθέτηση κρυστάλλων αµφιβόλου και βιοτίτη σε εναλλαγές µε µικροστρώσεις πλούσιες σε πλαγιόκλαστα,ενώ όχι σπάνια συµ- µετέχει στην παραγένεση του πετρώµατος κλινοπυρόξενος. Γρανοβλαστικός ιστός έχει αποτυπωθεί κατά θέσεις επάνω στον αρχικό λεπιδοβλαστικό ιστό του πετρώµατος. Οι αµφιβολίτες έχουν διαπεραστική επίπεδη υφή (φωτ.3.67),ενώ σπανιότερα η υφή αυτή πτυχώνεται από κυµατοειδείς µικροπτυχές (crenullations)(φωτ.3.68). Συχνά,στην περιφέρεια των εγκλεισµάτων που υπάρχουν στους µονζογρανίτες του Κοτζά Ντερέ αλλά και σε αµφιβολιτικά εγκλείσµατα στα λευκοσώµατα,βιοτίτης σε ευ- µεγέθη φυλλάρια περιβάλλει τα εγκλείσµατα,ιδιαίτερα εκεί όπου τα λευκοσώµατα είναι πλούσια σε καλιούχο άστριο.επίσης διάσπαρτοι κρύσταλλοι βιοτίτη υπάρχουν στο εσω-

104 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 105 τερικό των εγκλεισµάτων,ιδιαίτερα σε θέσεις µε αυξηµένη παρουσία χαλαζία και α- στρίων.αντίθετα αµφιβολιτικά εγκλείσµατα που υπάρχουν στους µετατοναλίτες παρουσιάζουν περιφερειακά ζώνες αντιδράσεων µε αυτούς (φωτ.3.47) Αµφιβολιτικά εγκλείσµατα στον πορφυροειδή µεταγρανίτη και στα καλιοαστριούχα απλιτοειδή Τα αµφιβολιτικά εγκλείσµατα στον πορφυροειδή γρανίτη είναι είτε αποκοµένα συ- µπαγή σώµατα,είτε τεµάχη µε ορθογώνια ή γωνιώδη σχήµατα.το µέγεθος των εγκλεισµάτων κυµαίνεται από µερικά dm έως και µερικά µέτρα και έχουν διάσπαρτη κατανο- µή στη µάζα του εγκλείοντος πετρώµατος.τα περιθωριακά τµήµατα πολλών εγκλεισµάτων είναι πιο λεπτόκοκκα (πιθανά chilled margins),ίσως ένδειξη ότι τα εγκλείσµατα αυτά αποτελούν αποκοµµένα τµήµατα βασικών φλεβικών πετρωµάτων. Κάποια από τα αποκοµµένα αµφιβολιτικά τεµάχη είναι περίπου σύµφωνα τοποθετη- µένα ως προς την επίπεδη -πτυχωµένη υφή του πορφυροειδή µεταγρανίτη. Τη συνέχεια της στρωµάτωσης των αµφιβολιτών συχνά διακόπτουν εκτατικές αποκοπές,χωρίς όµως απώλεια του προσανατολισµού των στρωµατόµορφων τµηµάτων στο σύνολό τους.τα ανοίγµατα αυτών των αποκοπών πληρούνται από αδροκρυσταλλικές γρανιτοειδείς και πηγµατοειδείς συγκεντρώσεις.στους πυρήνες αυτών των συγκεντρώσεων συχνά υπάρχει επίδοτο (φωτ. 3.46). Αντίθετα, στα σαρκόχρωµα καλιοαστριούχα λευκοσώµατα που συνδέονται µε τον πορφυροειδή µεταγρανίτη τα αφιβολιτικά εγκλείσµατα έχουν χάσει τον όποιο αρχικό προσανατολισµό τους και είναι άτακτα τοποθετηµένα. Η ορυκτολογική σύσταση των αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων που υπάρχουν στον πορφυροειδή γρανίτη είναι:πράσινη κεροστίλβη,κουµµινγκτονίτης,πλαγιόκλαστα ± βιοτίτης ± χαλαζίας ± απατίτης ± µαγνητίτης ± κλινοπυρόξενος ± ορθόκλαστο ± τιτανίτης ± χλωρίτης. Η υφή των εγκλεισµάτων ορίζεται από την εναλλαγή ζωνών πλούσιων σε πράσινη κεροστίλβη και βιοτίτη µε ανοικτόχρωµες ζώνες από πλαγιόκλαστα,και είναι επίπεδη ή πτυχωµένη µε κυµατοειδείς µικροπτυχές (φωτ.3.67,3.68). Η κυρίαρχη υφή των αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων τέµνεται από λευκόχρωµες φλέβες και µικροφλεβίδια που αποτελούνται από χαλαζία ή χαλαζία και πλαγιόκλαστα και είναι τοποθετηµένα τόσο σύµφωνα όσο και ασύµφωνα στην επίπεδη υφή των αµφιβολιτών.

105 106 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο Ο ιστός των αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων είναι λοβοειδής ή πολυγωνικός γρανοβλαστικός και αποτυπώνεται στην κυρίαρχη επίπεδη ή στην πτυχωµένη µε κυµατοειδείς µικροπτυχές υφή τους.στις θέσεις που ο ιστός είναι λοβοειδής γρανοβλαστικός τα πλαγιόκλαστα παρουσιάζουν τάση ιδιοβλαστικής ανάπτυξης (blastesis κατά Menhert1968) έ- ναντι της πράσινης κεροστίλβης. στις θέσεις αυτές υπάρχει επίσης και βιοτίτης. Η πράσινη κεροστίλβη µε πιθανή µαγµατική προέλευση αποτελεί το κύριο ορυκτό των αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων,παρουσιάζει έντονο πλεοχροϊσµό και αντικαθίσταται από υποπράσινη αµφίβολο (ακτινόλιθος),βιοτίτη και επίδοτο. Ο βιοτίτης µε έντονο καστανό χρώµα υπάρχει είτε µε τη µορφή συσσωµατωµάτων που ακολουθούν την επίπεδη ή την πτυχωµένη υφή των αµφιβολιτών,είτε ως φυλλάρια που αντικαθιστούν την κεροστίλβη.παράλληλα µε την παρουσία του βιοτίτη στις θέσεις αυτές συχνά υπάρχει και επίδοτο. Η ανακρυστάλλωσή του βιοτίτη στο εσωτερικό των εγκλεισµάτων είναι εντονότερη σε θέσεις όπου υπάρχουν συγκεντρώσεις ή µικροφλεβίδια από χαλαζία ή χαλαζία και πλαγιόκλαστα,ενώ στις θέσεις αυτές υπάρχουν εκτός των άλλων απατίτης και τιτανίτης. Μία καλά ανεπτυγµένη ζώνη ανακρυσταλλωµένου βιοτίτη έχει σχηµατισθεί στην περιφέρεια των αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων.ορθογώνια συσσωµατώµατα ανοικτόχρω- µων αµφιβόλων (κουµµινγκτονίτη-γκεδρίτη) προήλθαν πιθανώς από αντικατάσταση κρυστάλλων πυροξένων. Μεµονωµένοι κρύσταλλοι κλινοπυροξένου υπάρχουν στα αµφιβολιτικά εγκλείσµατα του πορφυροειδή µεταγρανίτη. Ο κλινοπυρόξενος περιφερειακά µετατρέπεται σε πράσινη κεροστίλβη (ουραλιτίωση) και σχηµατίζει σκελετώδεις συµφύσεις µε τα πλαγιόκλαστα,ενώ κρύσταλλοι µαγνητίτη που υπάρχουν στις θέσεις αυτές εγκλείουν κρυστάλλους αµφιβόλου. Σε χαλαζιοαστριούχα µικροφλεβίδια που τέµνουν την υφή των αµφιβολιτικών ε- γκλεισµάτων υπάρχει πρενίτης Αµφιβολιτικά εγκλείσµατα στα τοναλιτικά και γρανιτοειδή πετρώµατα Στα γρανιτοειδή πετρώµατα της ενότητας Πηγής,δηλαδή στον πυροξενικό τοναλίτη, στοντοναλίτη,στον µονζογρανίτη και στα κορδιεριτικά και καλιοαστριούχα απλιτοειδή, υπάρχουν διάσπαρτα αµφιβολιτικά µικροεγκλείσµατα,µε µεγέθη από µερικά mm έως

106 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 107 αρκετά cm,που σχηµατίζουν στικτολιθικές υφές στα πετρώµατα που εγκλείονται,καθώς και εγλείσµατα που παραπέµπουν σε αφοµοιωµένα τµήµατα πρώην συνεκτικών δολεριτικών φλεβών. Στην ενότητα Πηγής,στο εσωτερικό µερικών αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων υπάρχουν χιλιοστοµετρικής κλίµακας χαλαζιοαστριούχες συγκεντρώσεις ή φλέβες χαλαζία µε ενδοστρωµατωµένη διάταξη (φωτ.3.57).σε αρκετά αµφιβολιτικά εγκλείσµατα οι διάσπαρτες λευκοκρατικές µικροσυγκεντρώσεις σχηµατίζουν «κοσκινοειδείς υφές» (sieved texture).οι τελευταίες αποτελούνται από χαλαζία και πλαγιόκλαστα που εγκλείονται ή σχη- µατίζουν συµφύσεις µε µεγαλύτερους κρυστάλλους πυροξένων ή αδιαφανών ορυκτών Εγκλείσµατα στα τοναλιτικά πετρώµατα Πρόκειται για γωνιώδη,λεπτόκοκκα,τεφρά και µελανότεφρα εγκλείσµατα αµφιβολιτικής σύστασης που υπάρχουν στους πυροξενικούς τοναλίτες και σε µικρότερο ποσοστό στους τοναλίτες. Τα εγκλείσµατα που υπάρχουν στα τοναλιτικά πετρώµατα διακρίνονται σε τροποποιηµένα αµφιβολιτικά,εγκλείσµατα µε σύσταση πυροξενικού τοναλίτη (φωτ.3.61,3.62, 3.63,3.64)καθώς και τµήµατα αναγνωρίσιµων δολεριτικών φλεβών (φωτ.3.65). Πολλά από αυτά έχουν ακανόνιστο σχήµα µε λοβοειδείς επαφές µε το περιβάλλον τοναλιτικό πέτρωµα (φωτ.3.60),άλλα είναι γωνιώδη και άλλα ορθογώνια (φωτ.3.61, 3.62,3.63,3.64).Το µέγεθος των αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων κυµαίνεται από λίγα cm έως και αρκετά dm. Πολλά από τα εγκλείσµατα στα πετρώµατα αυτά δείχνουν περιφερειακά βαθµιαίο ε- µπλουτισµό σε λευκοκρατικά συστατικά (ζώνη αντίδρασης),µε αποτέλεσµα σε ορισµένες θέσεις να παρατηρείται βαθµιαίος αποχρωµατισµός τους (φωτ.3.58,3.59). Η αποδιοργάνωση των αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων που υπάρχουν στα τοναλιτικά πετρώµατα φαίνεται να έχει προχωρήσει σε κάποιες θέσεις µέχρι του βαθµού ε- κείνου που µόνο σκιώδη ίχνη τους διακρίνονται,δηµιουργώντας «σκιαλιθικές» υφές, ενώ η διασπορά τµηµάτων των εγκλεισµάτων στον πυροξενικό τοναλίτη δηµιουργεί στικτολιθικές και νουµπουλιτικές υφές (φωτ.3.64).

107 108 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο Τα τροποποιηµένα αυτά αµφιβολιτικά εγκλείσµατα αποτελούνται από κεροστίλβη και πλαγιόκλαστα, ενώ σπανιότερα απαντάται ορθοπυρόξενος και κλινοπυρόξενος σε σύµφυση είτε µε χαλαζία είτε µε πλαγιόκλαστα και µεταλλικά ορυκτά. Τα µεταλλικά ορυκτά είναι µαγνητίτης ή κρύσταλλοι µαγνητίτη-ιλµενίτη ή µαγνητίτης µε αποµείξεις ιλµενίτη,ή ιλµενίτης,ή ιδιόµορφα συσσωµατώµατα µαγνητίτη ρουτιλίου που περιβάλλονται από ζώνες ιλµενίτη. Ακόµη,ως επουσιώδη ορυκτά συµµετέχουν ακτινόλιθος,κουµµινγκτονίτης,χλωρίτης και περοβσκίτης Αµφιβολίτες Πλατανιάς Στην ενότητα Καραθόδωρου αµφιβολίτες (φωτ.3.56) υπάρχουν στην επαφή µεταξύ των µιγµατιτιωµένων µεταϊζηµάτων και του γρανίτη της Πλατανιάς.Ανάλογα εγκλείσµατα βρέθηκαν στις ενδιάµεσης σύστασης υποηφαιστειακές εµφανίσεις στη θέση Λατόµι. Η επίπεδη υφή των αµφιβολιτών που απαντώνται στην ενότητα Καραθόδωρου διαταράσσεται από νεώτερες ρηξιγενείς δοµές. Πρόκειται για σκουρόχρωµα µικροστρωµατώδη πετρώµατα που αποτελούνται κύρια από κεροστίλβη και βιοτίτη σε εναλλαγές µε ζώνες από πλαγιόκλαστα.έχουν τροποποιηµένο λεπιδοβλαστικό ιστό που ορίζεται από την παράλληλη τοποθέτηση κρυστάλλων αµφιβόλου και βιοτίτη σε εναλλαγές µε µικροστρώσεις πλούσιες σε πλαγιόκλαστα,ενώ κατά θέσεις υπάρχει και κλινοπυρόξενος που φαίνεται να είναι υπολειµµατικός. Χιλιοστοµετρικής κλίµακας χαλαζιοαστριούχες συγκεντρώσεις ή φλέβες χαλαζία µε ενδοστρωµατωµένη διάταξη υπάρχουν και στους αµφιβολίτες της ενότητας Καραθόδωρου (φωτ.3.56).τα λευκοσωµατικά φλεβίδια τοποθετούνται τόσο σύµφωνα όσο και α- σύµφωνα προς την επίπεδη υφή των αµφιβολιτών,ενώ πολλά από τα φλεβίδια αυτά επικοινωνούν µε το περιβάλλον λευκοκρατικό πέτρωµα ΥΠΟ-ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ Στην οµάδα αυτή κατατάσσονται όλα τα διεισδυσιγενή πετρώµατα που µε τη µορφή ακανόνιστων σωµάτων ή φλεβών εµφανίζονται συχνά στις ενότητες Πηγής και Καραθό-

108 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 109 δωρου και τα οποία έχουν οφειτικό,υποφειτικό ή πορφυριτικό ιστό.τα πετρώµατα αυτά είναι κατά το πλείστον απαραµόρφωτα. Μέρος των φλεβικών πετρωµάτων έχει υποστεί εκτεταµένη υδροθερµική εξαλλοίωση και πυριτίωση.στην υδροθερµική εξαλλοίωση αποδίδεται ο σχηµατισµός επιδοτιτών, ιδιαίτερα µέσα στους φλεβόµορφους ηφαιστίτες που υπάρχουν στην επαφή της ενότητας Καραθόδωρου µε το φλεβοσµήνος των Ευζώνων και το γρανίτη της Πλατανιάς. Τα φλεβικά πετρώµατα µε βάση τη γεωχηµεία τους διακρίνονται σε δύο οµάδες:η πρώτη οµάδα περιλαµβάνει τις βασικές φλέβες και η δεύτερη τις ενδιάµεσες και όξινες διεισδύσεις.σύµφωνα µε το διάγραµµα των LeBas etal.(1986)τα βασικά φλεβικά µέλη ταξινοµούνται ως πικροβασάλτες-βασάλτες,τραχειβασάλτες,βασαλτικοί ανδεσίτες και τραχειανδεσίτες,ενώ τα όξινα και ενδιάµεσα µέλη στο ίδιο διάγραµµα προβάλλονται στα πεδία των ανδεσιτών,τραχειανδεσιτών,δακιτών,τραχειδακιτών και ρυολίθων (Σχ.3.5). Με βάση υπαίθριες παρατηρήσεις τα υπο-ηφαιστειακά πετρώµατα διακρίνονται σε τέσσερις οµάδες. Η πρώτη οµάδα περιλαµβάνει τα σκουροπράσινα φλεβικά πετρώµατα που τοποθετούνται σε ρηξιγενείς δοµές µε µεγάλες γωνίες κλίσης ως προς την επίπεδη υφή των µιγµατιτών της ενότητας Πηγής (φωτ.3.71,3.72,3.73).πρόκειται για ολιβινικούς δολερίτες, πικριτικής και βασαλτικής σύστασης.τα πετρώµατα αυτά έχουν υποφειτικό ιστό (φωτ. 3.74).Τα κύρια ορυκτά συστατικά τους είναι ολιβίνης,κλινοπυρόξενος,πλαγιόκλαστα, βιοτίτης και αδιαφανή (µαγνητίτης,ιλµενίτης,χρωµιούχος σπινέλιος). Οι φλέβες της πρώτης οµάδας εµφανίζονται συχνά αναλλοίωτες. εξαίρεση αποτελούν φλέβες στις οποίες οι φαινοκρύσταλλοι ολιβίνη που εγκλείουν χρωµιούχο σπινέλιο έ- χουν αντικατασταθεί από ασβεστίτη,σερπεντίνη και χαλαζία και ο κλινοπυρόξενος από χλωρίτη και µαγνητίτη,ενώ υπάρχουν στην θεµελιώδη µικροκρυσταλλική µάζα των φλεβών αυτών σφαιρόλιθοι που αποτελούνται από ασβεστίτη,χαλαζία και πλαγιόκλαστα.επίσης αλλοιωµένα είναι τα τµήµατα δολεριτικών φλεβών σε επαφή µε το γρανίτη της Πλατανιάς (θέση Μπάγι).Αυτά έχουν µηλοπράσινο χρώµα που οφείλεται στο σχηµατισµό επιδότου και πρενίτη,αποτέλεσµα της υδροθερµικής τους εξαλλοίωσης.τα πετρώ- µατα αυτά παρουσιάζουν επίσης µεγάλη σκληρότητα εξαιτίας της πυριτίωσης που έχουν υποστεί.

109 110 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο Σχ.3.5 Ταξινόµηση των βασικών,ενδιάµεσων και όξινων υπο-ηφαιστειακών διεισδύσεων σύµφωνα µε το διάγραµµα SiO 2 -αλκάλια (Le Bas etal.1986). Η δεύτερη οµάδα περιλαµβάνει επίσης σκουροπράσινα φλεβικά πετρώµατα που αποτελούνται κυρίως από φαινοκρυστάλλους πλαγιοκλάστων και αδιαφανή (µαγνητίτης)και παραπέµπουν σε σιδηροβασάλτες και βασαλτικούς ανδεσίτες.σε µικρότερα ποσοστά σ αυτή την οµάδα των φλεβών υπάρχουν χλωρίτης,επίδοτο,ασβεστίτης και ακτινόλιθος ± πρενίτης. Τα πετρώµατα της οµάδας αυτής ίσως αποτελούν αποµακρυσµένα µέλη του φλεβοσµήνους των Ευζώνων και των µαζωδών δολεριτών της Κάρπης.Μέσα στη θεµελιώδη µικροκρυσταλλική µάζα αυτών των φλεβών υπάρχουν φαινοκρύσταλλοι πλαγιοκλάστων καθώς και χλωρίτης και χαλαζίας σε µικρό ποσοστό,που προέκυψε πιθανά από εξαλλοίωση και ανακρυστάλλωση της αφανιτικής µάζας (φωτ.3.75).σύµφωνα µε τον Ewart (1982) ο σχηµατισµός φαινοκρυστάλλων πλαγιοκλάστων αποδίδεται σε κλασµατική κρυστάλλωση σε χαµηλές πιέσεις.στον πυρήνα των φαινοκρυστάλλων πλαγιοκλάστων υπάρχει συχνά επίδοτο. Τα πλαγιόκλαστα είναι σερικιτιωµένα,ενώ οι αµφίβολοι έχουν αντικατασταθεί από ακτινόλιθο και χλωρίτη.

110 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 111 Στην τρίτη οµάδα ανήκουν οι πορφυροειδείς τεφροπράσινες και τεφρορόδινες διεισδύσεις µε φαινοκρυστάλλους αστρίων (φωτ.3.76).στους πυρήνες των φαινοκρυστάλλων των πλαγιοκλάστων υπάρχει συχνά επίδοτο. Πρόκειται για απαραµόρφωτα φλεβικά πετρώµατα µε µικροκρυσταλλικό ιστό και µε chilled margins που έχουν πάχος γύρω στο µέτρο και είναι µικρότερου µεγέθους σε σύγκριση µε τις διεισδύσεις της δεύτερης οµάδας. ιεισδύουν στα µιγµατιτιωµένα πετρώ- µατα της ενότητας Πηγής. Τα πετρώµατα της οµάδας αυτής έχουν δακιτική έως τραχειδακιτική σύσταση και περιέχουν πλαγιόκλαστα σε υψηλό ποσοστό.εµφανίζουν µικροκρυσταλλικό-κοκκώδη ι- στό που παραπέµπει σε αργή ψύξη του πετρώµατος ή σε µεταγενέστερη ανακρυστάλλωσή τους.η κύρια ορυκτολογική τους σύσταση είναι πλαγιόκλαστο + χαλαζίας + πράσινη ή/και καστανή κεροστίλβη ± βιοτίτης ± καλιούχος άστριος ± χλωρίτη ± µοσχοβίτης ± ε- πίδοτο ± ζοϊσίτης ± κλινοζοϊσίτης ± αδιαφανή,ενώ βρέθηκε σ αυτά και αδουλαίος,καλιούχος άστριος δηλαδή υδροθερµικής προέλευσης. Στη θεµελιώδη µάζα των δακιτικών φλεβών διακρίνεται κατά θέσεις οφειτικός ι- στός,ενώ υπάρχουν και µεγαλύτεροι κρύσταλλοι ζωνωδών πλαγιοκλάστων.τα πλαγιόκλαστα περιφερειακά έχουν αντικατασταθεί από σερικίτη,ενώ στον πυρήνα τους φέρουν συσσωµατώµατα επιδότου,χαλαζία και ακτινόλιθου ή και ασβεστίτη. Η σερικιτίωση των πλαγιοκλάστων,η ύπαρξη χλωρίτη,καθώς και τιτανίτη σε µικρό ποσοστό,και η αντικατάσταση του πυρήνα των πλαγιοκλάστων από ασβεστίτη,δείχνει µεταµόρφωση των φλεβών της οµάδας αυτής σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Όσον αφορά το επίδοτο,η προέλευσή του είναι διφορούµενη.τα επίδοτα των δακιτικών φλεβών µπορεί είτε να αποτελούν προϊόντα δευτερογενούς εξαλλοίωσης των πλαγιοκλάστων κατά την µεταµόρφωση των φλεβών σε συνθήκες κάτω από τη solidus,είτε να έχουν κρυσταλλωθεί απευθείας από το µάγµα.είναι γνωστό ότι η ύπαρξη µαγµατικού επιδότου συνδέεται µε κρυστάλλωση µάγµατος σε υψηλές πιέσεις,ωστόσο οι Dawes & Evans (1991)αναφερόµενοι σε µαγµατικό επίδοτο (τύπος ΙΙΙ)που υπάρχει σε δακιτικές φλέβες στο FrontRange δέχονται ότι το επίδοτο µπορεί να αποτελέσει σταθερή φάση και σε χαµηλότερες πιέσεις και επικαλούνται τα πειραµατικά δεδοµένα του Liou (1973)που δείχνουν ότι για τιµές του f(o 2 )που πλησιάζουν αυτές του ρυθµιστικού ΗΜ, το επίδοτο µπορεί να αποτελεί µια σταθερή φάση σε πλούσια σε νερό γρανιτοειδή τήγµατα και σε πιέσεις χαµηλότερες από 5 kb.ακόµα,σύµφωνα µε τους παραπάνω η ύ-

111 112 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο παρξη επιδότου στους πυρήνες πλαγιοκλάστων µπορεί να αποδοθεί σε µια αντίδραση που συνδέεται µε µείωση της πίεσης κατά την οποία το επίδοτο καθίσταται µετασταθές σε σχέση µε το πλαγιόκλαστο. Μέσα στην αφανιτική µάζα των τραχειδακιτικών φλεβών υπάρχουν φαινοκρύσταλλοι χαλαζία και πλαγιοκλάστων σε αναλογία 1:4 καθώς και καλιούχος άστριος. Ο βιοτίτης που αποτελεί συστατικό της µικροκρυσταλλικής µάζας σε πολλές θέσεις αντικαθίσταται από χλωρίτη. Ο καλιούχος άστριος έχει περθιτικές διαµείξεις και είναι καολινιωµένος,ενώ τα πλαγιόκλαστα είναι ζωνώδη. Εκτός από τους ευµεγέθεις κρυστάλλους επιδότου που υπάρχουν στις δακιτικές και τραχειδακιτικές φλέβες µε πιθανή µαγµατική προέλευση,µικρότεροι κρύσταλλοι επιδότου σχηµατίστηκαν στο εσωτερικό των πλαγιοκλάστων κατά την αλλοίωσή τους. Ο σχηµατισµός πρενίτη σε κατατµήσεις που υπάρχουν στα φλεβικά αυτά πετρώµατα συνδέεται µε νεώτερες ρηξιγενείς δοµές. Στην τέταρτη οµάδα ανήκουν οι ρυολιθικές φλέβες που εµφανίζονται στην ενότητα Πηγής και τα όξινα ηφαιστειακά στη θέση Λατόµι. Οι ρυόλιθοι είναι σαρκόχρωµα φλεβικά κυρίως πετρώµατα και σπανιότερα ακανόνιστες εµφανίσεις που διεισδύουν στα µιγµατιτιωµένα πετρώµατα της ενότητας Πηγής.Οι φλέβες έχουν πάχος από δεκάδες εκατοστά έως και µερικά µέτρα και τοποθετούνται σε ρηξιγενείς δοµές ΒΒΑ-ΝΝ διεύθυνσης. ίνουν κυλινδρικές αποφύσεις (pipe-like structures)µέσα στις δολεριτικές φλέβες µε τις οποίες συνυπάρχουν κατά θέσεις. Μέσα στην αφανιτική µάζα των ρυολιθικών φλεβών υπάρχουν φαινοκρύσταλλοι χαλαζία και καλιούχων αστρίων,καθώς και σφαιρόλιθοι.υπάρχουν επίσης πλαγιόκλαστα και λίγος µοσχοβίτης ΜΥΛΩΝΙΤΙΩΜΕΝΟΙ ΟΦΕΙΤΑΣΒΕΣΤΙΤΕΣ Πρόκειται για τις µαζώδεις εµφανίσεις που υπάρχουν στην επαφή των οφειολίθων µε τον πορφυροειδή µεταγρανίτη της Πηγής,στο Κοτζά Ντερέ.Ανάλογο πέτρωµα,βρέθηκε στη θέση ογάνης στην επαφή του γρανίτη του Φανού µε τους οφειόλιθους της ανατολικής ενότητας της Γευγελής.

112 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ 113 Είναι πετρώµατα µε σκουροπράσινο χρώµα.το κατά θέσεις πορφυροϊώδες χρώµα τους αποδίδεται στο σχηµατισµό αιµατίτη κατά την εξαλλοίωσή τους. Πρόκειται για έντονα σχιστοποιηµένα πετρώµατα που αποτελούνται από θραύσµατα σερπεντινιωµένων λαβών, πιθανά βασαλτικής σύστασης και χαλαζιοαστριούχα θραύσµατα,πιθανά τµήµατα ανακρυσταλλωµένων όξινων λαβών,συγκολληµένα µε ασβεστιτικό υλικό. Η κύρια µάζα του πετρώµατος διατρέχεται από ασβεστιτικά και χαλαζιτικά φλεβίδια. ε βρέθηκαν σ αυτά µικροαπολιθώµατα ή ίχνη βιογενούς προέλευσης.η απουσία µικροαπολιθωµάτων αναφέρεται και σε ανάλογες παρατηρήσεις που υπάρχουν για µεσοζωικούς οφειτοασβεστίτες των Άλπεων που συνδέονται µε υψηλής θερµοκρασίας θερ- µούς αγωγούς (Frueh-Green etal.1990). Στο µικροσκόπιο τα πετρώµατα αυτά αποτελούνται από σερπεντινικά και σε µικρότερο ποσοστό χαλαζιοαστριούχα θραύσµατα (φωτ.3.69)συγκοληµµένα µε ασβεστιτικό υ- λικό,ενώ περιέχουν και µεταλλικά οξείδια.τα χαλαζιοαστριούχα θραύσµατα αποτελούνται από µικρόκοκκο χαλαζία,χλωρίτη και αδιαφανή.ο χαλαζίας στα θραύσµατα αυτά παρουσιάζει κυµατοειδή κατάσβεση. Ο Fe-χλωρίτης που υπάρχει στα χαλαζιοαστριούχα θραύσµατα είναι πιθανό να προέκυψε από αντικατάσταση στιλπνοµέλανα,ορυκτό που απαντάται σε χαµηλού βαθµού λάβες,ανακρυσταλλωµένα τµήµατα των οποίων µπορεί τα θραύσµατα αυτά να αντιπροσωπεύουν.το φαινόµενο της εξαλλοίωσης λαβών που συνδέεται µε υδροθερµική δράση ονοµάζεται παλαγωνιτοποίηση (palagonitization). Πρόκειται για γωνιώδη θραύσµατα συγκολληµένα µε σπαριτικό ασβεστίτη,σε αντίθεση µε τα ασβεστολιθικά µέρη που εγκλείονται στους οφειτοασβεστίτες και αποτελούνται από µικριτικό ασβεστίτη (φωτ.3.70). Οι Lavoie & Cousineau (1995)αποδίδουν το σχηµατισµό του ασβεστίτη που αποτελεί το συγκολλητικό υλικό των θραυσµάτων των οφειτοασβεστιτών σε κορεσµένα σε Ca 2+ υδροθερµικά διαλύµατα.η ύπαρξη σιδηροπυρίτη στο συγκολλητικό σπαριτικό υλικό και η απουσία του από τα ασβεστολιθικά µέρη που υπάρχουν στους οφειτασβεστίτες ενισχύει τις απόψεις για κυκλοφορία θερµών ρευστών κατά το στάδιο απόθεσης του ασβεστιτικού σπαρίτη. Τρεις γενιές απόθεσης ασβεστιτικού υλικού διακρίνονται στο µικροσκόπιο.η 2η γενιά περιλαµβάνει τον ινόµορφο ασβεστίτη που περιβάλλει µε τη µορφή κορώνας τα σερ-

113 114 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο πεντινικά θραύσµατα,η 3η γενιά περιλαµβάνει το σπαριτικό ασβεστίτη που αποτελεί το κύριο υλικό συγκόλλησης των θραυσµάτων,ενώ στην 1η γενιά κατατάσσονται τα ασβεστιτικά φλεβίδια που διατρέχουν τα σερπεντινικά θραύσµατα και αποτελούνται από λεπτοµερή ασβεστίτη ΑΣΒΕΣΤΟΠΥΡΙΤΙΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ Τα ασβεστοπυριτικά πετρώµατα εµφανίζονται βόρεια από τον γρανίτη της Πλατανιάς µεταξύ µεταπηλιτικών τµηµάτων και κοντά στη δυτική επαφή του φλεβικού συµπλέγµατος της Γευγελής µε τους µεταπηλιτικούς µιγµατίτες του Καραθόδωρου. Πρόκειται για µικρής έκτασης εµφάνιση θερµικά µεταµορφωµένων χαλαζιοµιγών ανθρακικών πετρωµάτων µε υποπράσινο χρώµα. Στην ορυκτολογική τους σύσταση συµµετέχουν: ασβεστίτης, χαλαζίας, γρανάτης, κλινοπυρόξενος (διοψίδιος),επίδοτο,κλινοζοϊσίτης,ζοϊσίτης, τιτανίτης και σκαπόλιθος. Ο γρανάτης εµφανίζει παλίνδροµη ζωνώση, µε κατ εναλλαγήν επιφλοιώσεις γροσσουλάριου και ανδραδίτη. Στις ζώνες ανδραδίτη (Fe 3+ - Ti ούχος γρανάτης) εµφανίζεται διπλοθλαστικός. Ο σχηµατισµός ζωνών ανδραδίτη σε γρανάτες δείχνει παρουσία αλκαλικών διαλυµάτων (D eeretal.1992)κατά το σχηµατισµό του ορυκτού. Στους πυρήνες κάποιων γρανατών υπάρχουν πυρόξενοι ή και επίδοτα. Σε κάποιες θέσεις τα ασβεστοπυριτικά πετρώµατα έχουν επίπεδη υφή,η οποία στο µικροσκόπιο ορίζεται από εναλλαγές µικροστρώσεων µε γρανοβλαστικό ιστό πλούσιες σε ανακρυσταλλωµένο χαλαζία και ασβεστίτη,µε µικροστρώσεις πλούσιες σε ασβεστιούχο (µειωνίτη),ή και νατριούχο σκαπόλιθο (µαριαλίτη). Έγκλεισµα που παραπέµπει σε τµήµα ασβεστοπυριτικού πετρώµατος βρέθηκε και στους τοναλίτες του Κοτζά Ντερέ.Η ορυκτολογική σύσταση του εγκλείσµατος αυτού είναι:γρανάτης,µοσχοβίτης,βιοτίτης,αµφίβολος,πλαγιόκλαστα. Ο γρανάτης έχει έντονο µελί χρώµα λόγω της υψηλής περιεκτικότητας σε Ti(TiO 2 2% )και έχει σύσταση ανδραδίτη. Το έγκλεισµα περιβάλλεται από µελανοκρατική ζώνη που αποτελείται από αµφίβολο, ιλµενίτη,πλαγιόκλαστα και βιοτίτη.

114 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ ΑΝΩ-ΙΟΥΡΑΣΙΚΑ ΙΖΗΜΑΤΑ Πρόκειται για λεπτές παρεµβολές µεταξύ των φλεβικών και των έκχυτων βασικών πετρωµάτων που υπάρχουν βόρεια από τον γρανίτη της Πλατανιάς,στο περιθώριο του φλεβικού συµπλέγµατος των Ευζώνων.Στη θέση αυτή τα ιζήµατα που αποτελούνται α- πό ενστρώσεις κερατολιθικών και αργιλικών στρωµάτων είναι έντονα σχιστοποιηµένα και κατακερµατισµένα,µε την σχιστότητα να είναι σχεδόν κατακόρυφη. Ο σχηµατισµός αποτελείται από αργιλικές και χαλαζιούχες µικροστρώσεις.τα αργιλικά µικροστρώµατα περιέχουν λεπτά φυλλάρια µαρµαρυγιών και είναι πλούσια σε µικροαπολιθώµατα,θραύσµατα χαλαζία και αστρίους.μέσα σ αυτά εµφανίζονται οξύληκτες απόσφηνώσεις µεικτών ζωνών από χαλαζιούχο και αργιλικό υλικό στις οποίες υπάρχουν µαρµαρυγίες ή και οργανική ύλη.οι αργιλικές ζώνες είναι λεπτοµερέστερες και σκουρότερες σε σύγκριση µε την υπόλοιπη µάζα του πετρώµατος.οι χαλαζιούχες µικροστρώσεις εκτός από χαλαζία περιέχουν θραύσµατα καλιούχου αστρίου και µικροαπολιθώµατα. Στην κύρια µάζα διατηρούνται ίχνη από την αρχική πιθανόν στρώση απόθεσης του σχηµατισµού που παραπέµπουν σε ripple marks.ο ελασµατοειδής αποθετικός ιστός των ιζηµάτων αυτών ορίζεται από φυλλόµορφα ορυκτά (µαρµαρυγίες,ορυκτά της αργίλου, χλωρίτη),οργανική ύλη (γραφίτης) και αδιαφανή ορυκτά (οξείδια µαγγανίου)και από µεγαλύτερους κόκκους χαλαζία, αστρίων καθώς και τµήµατα βιογενούς προέλευσης (βιοκλάστες)που αποτέθηκαν µέσα στην κύρια λεπτόκοκκη µάζα (φωτ.3.77).συστατικό του ιζήµατος είναι ακόµη ο µικριτικός ασβεστίτης,κρυπτοκρυσταλλικός δηλαδή ασβεστίτης µε µέγεθος κόκκων µικρότερο από 4µm. Μερικοί µικρίτες µοιάζουν να συνίστανται από ανακρυσταλλωµένα νανοαπολιθώµατα. Ο χαλαζίας εµφανίζεται µε µορφή µικρών αποστρογγυλεµένων ή λίγο µεγαλύτερων γωνιωδών θραυσµάτων.το στοιχείο αυτό δείχνει ότι η απόσταση µεταφοράς και απόθεσης δεν ήταν µεγάλη. Οι µαρµαρυγίες αποτελούν το κύριο ορυκτό στις αργιλικές ζώνες.εµφανίζονται σε µικρούς κρυστάλλους και µετατρέπονται ή συνυπάρχουν µε χλωρίτη. Τα αδιαφανή ορυκτά έχουν σηµαντική συµµετοχή στο πέτρωµα.πρόκειται ίσως για οξείδια του µαγγανίου που προέκυψαν από υποθαλάσσια δραστηριότητα κατά τη δηµιουργία των γειτονικών οφειολίθων και είναι τοποθετηµένα παράλληλα µε την αρχική υφή του πετρώµατος.

115 116 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3ο Οι καλιούχοι άστριοι είναι µεγαλύτεροι σε µέγεθος σε σχέση µε τα υπόλοιπα ορυκτά συστατικά και δεν παρουσιάζουν διδυµίες και αλλοιώσεις. 'Οσον αφορά τα µικροαπολιθώµατα πρόκειται για ακτινόζωα (ραδιολάρια)που είτε αποτελούνται από ασβεστίτη και περιβάλλονται από περιφερειακή ζώνη χαλαζία,είτε α- ποτελούνται καθ ολοκληρία από πολύκοκκο χαλαζία ο οποίος παρουσιάζει κυµατοειδή κατάσβεση,ένδειξη δυναµικής ανακρυστάλλωσης (φωτ.3.78)και λοβοειδείς συρραφές µεταξύ των κόκκων του.κατά θέσεις τα µικροαπολιθώµατα έχουν αποπλυθεί. Στο µικροσκόπιο διακρίνονται διάφορα τµήµατα από τα κελύφη των ακτινόζωων,αλλά κυρίως κυκλικές τοµές µε µικρές αποφύσεις στην περιφέρεια.άλλες φορές στο εσωτερικό τους έχουν ένα πυρήνα από οξείδια του µαγγανίου.στο σύνολό τους τα ακτινόζωα διατηρούν το κυκλικό τους σχήµα και µόνο µερικά από αυτά έχουν υποστεί µικρή πλάτυνση παράλληλα στη γενική διεύθυνση που ορίζεται από την στρωµάτωση απόθεσης και αποσφήνωσης των αργιλικών παρεµβολών (χρονολόγηση:οξφόρδιο,danelian etal.1996). Εκτός από ακτινόζωα υπάρχουν επίσης τρηµατοφόρα (βενθικά) και άκανθες από σπόγγους. Το σύνολο των χαρακτηριστικών του πετρώµατος δείχνει ότι πρόκειται για τουρβιδιτική ακολουθία µικρού πάχους που αποτέθηκε από ρεύµατα µεταφοράς,η διεύθυνση ροής των οποίων δηλώνεται πιθανώς από τη διεύθυνση αποσφήνωσης των πλούσιων σε αργιλικά ορυκτά στρώσεων. Η παρουσία των καστανών ελασµατοειδών συστατικών (οργανικά συστατικά)δείχνει ότι ο σχηµατισµός εµπλουτίστηκε σε οργανική ύλη. Η παρουσία ασβεστιτικού µικρίτη δείχνει ότι ο σχηµατισµός αποτέθηκε πάνω από το βάθος ανθρακικής ισοστάθµισης (κορεσµού) (CCD -carbonate com pensation depth).το βάθος του νερού µέχρι το επίπεδο ανθρακικής ισοστάθµισης (C.C.D.)µπορεί να φθάνει τα 4000 µέτρα.σε µεγαλύτερα βάθη αποτίθενται µόνο πυριτικά κελύφη (Blatt& Tracy 1995). Η ύπαρξη ασβεστιτικών κελυφών που περιβάλλονται από πυριτική ζώνη δείχνει πιθανή αλλαγή στο αποθετικό περιβάλλον και µετάβαση σε µεγαλύτερα βάθη. Τα χαρακτηριστικά του σχηµατισµού δείχνουν ότι αποτελεί ηµιπελαγικό σχηµατισµό που αποτέθηκε σε βάθη µέτρα, σε θέση µε έντονη κυκλοφορία επιφανειακού νερού (upw elling, G.Pe-Piper - L.F.Jansa,προσωπ.συζήτηση).Μια τέτοια θέση απόθεσης είναι κοντά σε ηπειρωτική κατωφέρεια.

116 3.1 ΜΙΓΜΑΤΙΤΙΩΜΕΝΑ ΜΕΤΑΪΖΗΜΑΤΑ M M L L Φωτ.3.1 Eγκλείσµατα µεταπηλιτών (M)µέσα στα κορδιεριτικά λευκοσώµατα (L). Κατά θέσεις το αρχικό µεσόσωµα φαίνεται να έχει αντικατασταθεί πλήρως από κορδιερίτη και χαλαζοαστριούχα ορυκτά (Ενότητα Πηγής). Φωτ.3.2 Στα δυτικά πρανή του δρόµου Θεσσαλονίκης -Ευζώνων διακρίνονται οι µαζώδεις εµφανίσεις των µεταϊζηµάτων του Καραθόδωρου.Απλιτικά σώµατα διεισδύουν στους µεταπηλίτες είτε µε τη µορφή φλεβών, είτε ως µεγαλύτερου µεγέθους ακανόνιστα σώµατα.

117

118 L 1 α β Φωτ.3.3 Πτυχωµένες υφές στους µεταπηλιτικούς µιγµατίτες της Πηγής.α) Η αρχικά επίπεδη υφή των µεταϊζηµάτων κάµπτεται από ασύµµετρες πτυχές. Τα χαλαζιοαστριούχα µικροστρώµατα αντιπροσωπεύουν είτε υλικά που προϋπήρχαν ή σχηµατίσθηκαν σε συνθήκες κάτω από τη solidus του πετρώµατος είτε λευκοσώµατα (L) 1 παλαιότερα των κορδιεριτικών απλιτοειδών. β) Τα χαλαζιοαστριούχα µικροστρώµατα εµφανίζονται εδώ πτυχωµένα. Φωτ.3.4 Αποκοµµένες πτυχές µεταϊζηµάτων µέσα στα κορδιεριτικά λευκοσώµατα του Κοτζά Ντερέ (ενότητα Πηγής). Φωτ.3.5 Αποκοµµένα κορυφαία τµήµατα πτυχών στην ενότητα Πηγής. Η συνέχεια των πτυχών αυτών διακόπτεται από «κινητοποιηµένα» λευκοσώµατα. Φαινόµενα επαναπτύχωσης παρουσιάζονται σε µεταπηλιτικές ζώνες µικρότερου πάχους, στο εσωτερικό της πτυχής.

119

120 Φωτ.3.6 Ασύµµετρη πτύχωση µιας αρχικά επίπεδης υφής που χαρακτηρίζεται από εναλλαγές χαλαζιοαστριούχων ζωνών µε ζώνες πλούσιες σε βιοτίτη στα µεταϊζήµατα του Καραθόδωρου. Παράλληλα Nicols. Η µεγάλη διάσταση της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm. α β Φωτ.3.7 Στρωµατώδεις υφές στους µεταπηλιτικούς µιγµατίτες της Πηγής.α)Τα λευκοσώµατα τοποθετούνται παράλληλα στην επίπεδη υφή.οι ασυνέχειες (στικτές γραµµές) στα µεσοσώµατα δε συνεχίζονται στα λευκοσώµατα που εν µέρει µόνο επηρεάζονται από την πλαστική παραµόρφωση.β)λεπτοµέρεια της (α). Φωτ.3.8 Εκτατικές αποκοπές (βέλος) της στρωµατώδους υφής (στικτές γραµµές) των µεταπηλιτικών µιγµατιτών της Πηγής.

121

122 cd L 2 L 2 M Φωτ.3.9 Η επίπεδη υφή στα στρωµατώδη µεσοσώµατα (Μ) διακόπτεται από δοµές πλαστικής παραµόρφωσης.κρύσταλλοι κορδιερίτη (cd) υπάρχουν διάσπαρτοι στα µεσοσώµατα και στα λευκοσώµατα ( L2).Τα κορδιεριτικά λευκοσώµατα γεµίζουν τα εκτατικά ανοίγµατα (στικτές γραµµές) φανερώνοντας την πλαστικότερή τους τους κατάσταση έναντι των µεσοσωµάτων (ενότητα Πηγής). L 2 L 2 M L 2 Φωτ.3.10 Τα µεσοσώµατα των µεταπηλιτών ελάχιστα έχουν µετακινηθεί από την αρχική τους θέση εκεί όπου η αναλογία λευκοσώµατος (L2)-µεσοσώµατος (M ) είναι µικρή (ενότητα Πηγής). Φωτ.3.11 Σκιαλιθικά τµήµατα µεσοσωµάτων διατηρούνται µέσα στα λευκοσώµατα χωρίς να χάνουν τον αρχικό προσανατολισµό τους (ενότητα Πηγής).

123

124 M L 2 L 2 Φωτ.3.12 Εκτατικές αποκοπές των µιγµατιτικών µ εσοσωµ άτων (raft texture). Κορδιεριτικά απλιτοειδή (L 2) µε πλήθος τυχαία διαταγµ ένων µεταπηλιτικών εγκλεισµάτων κρυσταλλώθηκαν στους χώρους που δηµιουργήθηκαν από την εκτατική αποκοπή της αρχικής στρωµατώδους υφής. cd Φωτ.3.13 Συγκεντρώσεις κορδιερίτη (cd) σχηµατίζουν στικτολιθικές υφές στα µιγµατιτιωµένα µεταϊζήµατα της Πηγής. Το πέτρωµα γύρω από τις σκουρόχρωµες συγκεντρώσεις είναι πιο λευκοκρατικό σε σύγκριση µε το υπόλοιπο πέτρωµα. α β Φωτ.3.14 Αποτύπωση θερµικού ιστού στην κύρια επίπεδη υφή των µεταπηλιτών της ενότητας Πηγής.Αξιοπρόσεκτη είναι η ανακρυστάλλωση του χαλαζία και των αστρίων έναντι του βιοτίτη (α),καθώς και η διαµόρφωση πολυγωνικών επαφών µεταξύ κρυστάλλων του χαλαζία και των πλαγιοκλάστων (β). Παράλληλα Nicols.H µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm.

125

126 cd gt sil bio Φωτ.3.15 Κορώνα κορδιερίτη (cd) γύρω από γρανάτη (gt) στα µεσοσώµατα των µεταϊζηµάτων. Η επίπεδη υφή που ορίζεται από ινώδη σιλλιµανίτη (sil)και βιοτίτη (bio)κάµπτεται γύρω από τον κρύσταλλο του γρανάτη.παράλληλα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm. gt sil cd bio Φωτ.3.16 Σχηµατισµός κορδιερίτη (cd) στην επαφή γρανάτη (gt)-βιοτίτη (bio).ο κορδιερίτης σχηµατίζεται εγκλείοντας κοµµάτια γρανάτη.στις θέσεις αυτές είναι χαρακτηριστική η παρουσία ινώδους σιλλιµανίτη (sil).παράλληλα Nicols. H µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm. cd bio bio sil sil cd Φωτ.3.17 Κορδιερίτης (cd)εγκλείει ινώδη σιλλιµανίτη (sil).οι κρύσταλλοι του κορδιερίτη περιβάλλονται από βιοτίτη (bio).η συνύπαρξη των τριών ορυκτών αποτελεί ένδειξη σχηµατισµού του κορδιερίτη κατά την αντίδραση του βιοτίτη µε το σιλλιµανίτη. ιασταυρωµένα Nicols.Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm.

127

128 qz qz cd bio sil Φωτ.3.18 Σχηµατισµός υπιδιόµορφων κρυστάλλων κορδιερίτη (cd) στους µεταπηλιτικούς µιγµατίτες του Καραθόδωρου.Ο κορδιερίτης συνυπάρχει µε χαλαζία (qz),βιοτίτη (bio) και ινώδη σιλλιµανίτη (sil). Στην κάτω πλευρά του κρυστάλλου υπάρχουν πινιτιωµένες "πτεροειδείς διακλάσεις" (βέλος). ιασταυρωµένα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 0,83 mm. sil sil sil sil Φωτ.3.19 Αποκοµµένες πτυχές από ινώδη σιλλιµανίτη (sil) στα µεσοσώµατα των µεταπηλιτών του Καραθόδωρου. Παράλληλα Nicols.Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm. sil sil Φωτ.3.20 Πρισµατικοί κρύσταλλοι σιλλιµανίτη (sil) τοποθετηµένοι παράλληλα στην επίπεδη υφή των µεταπηλιτικών πετρωµάτων του Καραθόδωρου. ιασταυρωµένα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30m m.

129

130 kfs sil sil qz Φωτ.3.21 Ινώδης σιλλιµανίτης ( sil) εγκλείεται σε καλιούχους αστρίους ( kfs) και χαλαζία ( qz) στα µ εσοσώµ ατα των µεταϊζηµάτων. ιασταυρωµένα Ν icols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 0,83 mm. qz gt gt á â Φωτ.3.22 α)σκελετώδεις κρύσταλλοι γρανάτη ( gt).παράλληλα Νicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 0,83 mm. β) Χιονόµπαλα χαλαζία ( qz) και γρανάτη (gt).παράλληλα Νicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm. gt cd Φωτ.3.23 Γρανάτες (gt) σε συνύπαρξη µε κορδιερίτη (cd). Oι γρανάτες αυτοί είναι µικροί σε µέγεθος και δεν περιέχουν εγκλείσµατα. Παράλληλα Nicols. H µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 0,83 mm.

131

132 gt gt cd cd Φωτ.3.24 «ιαβρωµένοι» γρανάτες (gt) περιβάλλονται από κορδιερίτη ( cd).παράλ- ληλα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm. gt Φωτ.3.25 Γρανάτης (gt) µε ιδιοβλαστική περιφέρεια στα ηµιπηλιτικά µεσοσώµατα (ενότητα Πηγής). ιασταυρωµένα Nicols.Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30m m. Φωτ.3.26 Αντιπερθιτικά πλαγιόκλαστα εγκλείουν κρυστάλλους γρανατών,βιοτιτών και ινώδους σιλλιµανίτη στα µεσοσώµατα την µεταπηλιτών της Πηγής. Παράλληλα Nicols.Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 0,83 mm.

133

134 hc hc cd gt gt cd Φωτ.3.27 Συσσωµατώµατα ερκυνίτη (hc) αναπτύσσονται µέσα σε ευµεγέθεις κρυστάλλους πινιτιωµένου κορδιερίτη (cd).επίσης ο κορδιερίτης σχηµατίζει κορώνες γύρω από γρανάτες (gt). Παράλληλα Nicols.Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm. mt cd Φωτ.3.28 Συσσωµατώµατα µαγνητίτη (mt)µέσα σε εξαλλοιωµένους κρυστάλλους κορδιερίτη (cd). Στις θέσεις αυτές υπάρχει επίσης χαλαζίας και πλαγιόκλαστα. Παράλληλα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm. Ilm Ru Ilm Φωτ.3.28α Ιλµενίτης,σε ρεστιτικές παραγενέσεις. ιακρίνονται σκούρες περιοχές που αντιστοιχούν σε ρουτίλιο. Εικόνα οπισθοανακλώµ ενων ηλεκτρονίων (SEM ).

135

136 Mnz Φωτ.3.28β Κρύσταλλος µοναζίτη σε ρεστιτικό έγκλεισµα µεταπηλιτών της Πηγής. Εικόνα οπισθοανακλώµ ενων ηλεκτρονίων (SEM ). Ilm Ilm Mnz Mnz Φωτ.3.28γ Κρύσταλλοι µοναζίτη σε σύµφυση µε κρυστάλλους ιλµενίτη (γκρίζο). Οι σκούρες περιοχές στον κρύσταλλο του µοναζίτη αντιστοιχούν σε θέσεις φτωχότερες σε Th. Εικόνα οπισθοανακλώµ ενων ηλεκτρονίων (SEM ). 3.2 ΠΟΡΦΥΡΟΕΙ ΗΣ ΓΡΑΝΙΤΗΣ Φωτ.3.29 Ο πορφυροειδής µεταγρανίτης της Πηγής µε οφθαλµούς καλιούχου αστρίου.το πέτρωµα διατρέχεται από ζώνες διατµητικής σχιστότητας.

137

138 Φωτ.3.30 Πορφυροειδής µεταγρανίτης (Κοτζά Ντερέ).Το πέτρωµα εδώ εµφανίζεται έντονα παραµορφωµένο. Φωτ.3.31 Αµφιβολιτικό έγκλεισµα στον πορφυροειδή µεταγρανίτη της Πηγής. 3.3 ΛΕΥΚΟΣΩΜΑΤΙΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ Φωτ.3.32 Εµφάνιση στο Λυκόρεµα (θέση:γεφ.σπηλιάδη).στη θέση αυτή υπάρχουν µεταπηλιτικά πετρώµατα (κάτω) σε συµφωνία µε κορδιεριτικά λευκοσώµατα (πάνω). ιακρίνεται η επίπεδη schlieren υφή (βέλη)που ορίζεται από τη διάταξη κρυστάλλων κορδιερίτη και σκιωδών µεταπηλιτικών µικροεγκλεισµάτων.

139

140 L 2 cd L 2 Φωτ.3.33 Η επίπεδη υφή στα κορδιεριτικά λευκοσώµατα (L 2) ορίζεται από την παράλληλη τοποθέτηση πρισµατικών κρυστάλλων κορδιερίτη (cd), µικρών φυλλαρίων βιοτίτη και αστρίων. cd qz Φωτ.3.34 Τεκτονική καταπόνηση σε κρυστάλ- λους χαλαζία (qz) και κορδιερίτη (cd) στα κορδιεριτικά λευκοσώµατα. Ο χαλαζίας παρουσιάζει κυµατοειδή κατάσβεση και ο κορδιερίτης " πτερο- ειδείς διακλάσεις " ιασταυρωµένα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτο- γραφίας αντιστοιχεί σε 0,83m m. cd qz Φωτ.3.35 Κρύσταλλοι κορδιερίτη (cd) σε σύµφυση µε χαλαζία (qz) στα κορδιεριτικά απλιτοειδή. Ο κορδιε- ρίτης περιφερειακά είναι εν µέρει πινιτιωµένος. ιασταυρωµένα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm.

141

142 cd qz Φωτ.3.36 Ιδιοβλαστικοί κρύσταλλοι χαλαζία (qz) σε κορδιερίτη (cd) (ευτηκτοειδές;).ο κορδιερίτης έχει αντικατασταθεί από συσσωµάτωµα λευκού µαρµαρυγία και χλωρίτη. ιασταυρωµένα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 0,83m m. sil bio cd qz cd qz sil cd Φωτ.3.37 Ξενοκρύσταλλοι κορδιερίτη (cd)υπάρχουν σε λευκοσώµατα πλούσια σε χαλαζία (qz).εδώ ο κορδιερίτης εγκλείει ινώδη σιλλιµανίτη (sil)και βιοτίτη (bio).παράλληλα Nicols.Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30m m. M L 2 cd gt bio Φωτ.3.38 Λευκοσωµατική συγκέντρωση (L 2)σε επαφή µε ρεστιτικό µεσόσωµα (Μ).Στο λευκόσωµα διακρίνονται ξενοκρύσταλλοι κορδιερίτη (cd), βιοτίτη (bio) και γρανάτη (gt). Παράλληλα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm.

143

144 Φωτ.3.39 Καλιοαστριούχα απλιτοειδή διεισδύουν τόσο παράλληλα όσο και κάθετα στην επίπεδη υφή των αµφιβολιτών. Φωτ.3.40 Αµφιβολιτικά και µεταπηλιτικά εγκλείσµατα στα καλιοαστριούχα απλιτοειδή, (Κοτζά Ντερέ). Τα εγκλείσµατα συχνά περιβάλλονται ή διατρέχονται από συγκεντρώσεις χαλαζία.

145

146 3.4 ΓΡΑΝΙΤΗΣ ΤΗΣ ΠΛΑΤΑΝΙΑΣ cd Φωτ.3.41 Ο γρανίτης της Πλατανιάς περιέχει κορδιερίτη (cd), οι κρύσταλλοι του οποίου έχουν αντικατασταθεί από λευκό µαρµαρυγία και χλωρίτη. ιασταυρωµένα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 0,83 mm. and Φωτ.3.42 Κρύσταλλοι ανδαλουσίτη ( and ) στο γ ρανίτη της Πλατανιάς. Ο ανδαλουσίτης αντι-καθίσταται από λευκό µαρµαρυγία. ιασταυρωµένα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 0,83 mm. 3.5 ΓΡΑΝΙΤΟΕΙ ΕΙΣ ΜΙΚΡΟΣΥΓΚΕΝΤΡΩΣΕΙΣ Φωτ.3.43 Γρανιτοειδείς µικροσυγκεντρώσεις στα καλιοαστριούχα απλιτοειδή.

147

148 kfs kfs qz Φωτ.3.44 Αλλοτριόµορφος κρύσταλλος καλιού- χου αστρίου (kfs) εγκλείει κρυστάλλους χαλαζία (qz) σε γρανιτοειδείς µικροσυγκεντρώσεις των µεταπηλιτικών µιγµατιτών του Καραθόδωρου. ιασταυρωµένα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 0,83m m. 3.6 ΠΗΓΜΑΤΟΕΙ Η Φωτ.3.45 Yλικά πλούσια σε καλιούχο άστριο τοποθετούνται τελευταία σε λιγότερο πλαστικά ανοίγµατα κάθετα στην επίπεδη υφή των τοναλιτών. ep Φωτ.3.46 Πηγµατοειδείς καλιοαστριούχες συγκεντρώσεις υπάρχουν σε εκτατικά ανοίγµατα στους αµφιβολίτες της Πηγής. Στον πυρήνα αυτών των συγκεντρώσεων υπάρχει συχνά επίδοτο ( ep).

149

150 3.7 ΤΟΝΑΛΙΤΕΣ,ΜΕΤΑΤΟΝΑΛΙΤΕΣ,ΜΟΝΖΟΓΡΑΝΙΤΕΣ Φωτ.3.47 Αφοµοίωση αµφιβολιτικών βασι-κών εγκλεισµάτων στους πυροξε-νικούς τοναλίτες. Μικρότερα τµήµατα αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων υπάρχουν διάσπαρτα στα πετρώµατα αυτά. Φωτ.3.48 Στικτολιθική υφή στους πυροξενικούς τοναλίτες. Σ αυτή την εµφάνιση υπάρχουν στο πέτρωµα διάσπαρτα αµφιβολιτικά εγκλείσµατα. Am Φωτ.3.49 Ευµεγέθες έγκλεισµα αµφιβολίτη (Am) στους πυροξενικούς τοναλίτες.

151

152 L 2 Φωτ.3.50 Εκτατικές αποκοπές σε αµφιβολιτικό έγκλεισµα στους πυροξενικούς τοναλίτες. Στα εκτατικά ανοίγµατα υπάρχουν λευκοσωµατικά υλικά ( L2) µε αυξηµένη παρουσία χαλαζία. opx cum Φωτ.3.51 Ορθοπυρόξενος (opx) στους πυροξενικούς τοναλίτες.ο κρύσταλλος έχει εν µέρει αντικατασταθεί από κουµ- µινγκτονίτη (cum ). ιασταυρωµένα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 0,83 mm. hbl pl Φωτ.3.52 Χαρακτηριστικές συµφύσεις (pearl fabric)µεταξύ των αµφιβόλων και των πλαγιοκλάστων και µεµβρανώδης ανάπτυξη υποπράσινης αµφιβόλου (βέλος)στα τοναλιτικά πετρώµατα της Πηγής.Παράλληλα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 0,83 mm.

153

154 cpx cpx Φωτ.3.53 Κρύσταλλοι κλινοπυροξένων στους πυροξενικούς τοναλίτες της Πηγής.Ο ιστός του πετρώµατος στις θέσεις αυτές είναι τροποποιηµένος λοβοειδής γρανοβλαστικός. ιασταυρωµένα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 0,83 mm. Ap Ton Φωτ.3.54 Υφές ανάµειξης των µονζογρανιτών (Ap)µε τους τοναλίτες (Ton)στο Κοτζά Ντερέ. Φωτ.3.55 Ξενοβλαστικοί καλιούχοι άστριοι φιλοξενούν αποστρογγυλλωµένους κρυστάλλους πλαγιοκλάστων (mosaic texture) και µεγαλύτερα ιδιόµορφα πλαγιόκλαστα. ιασταυρωµένα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm.

155

156 3.8 ΑΜΦΙΒΟΛΙΤΙΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ Am Am Φωτ.3.56 Συµπαγή σώµατα αµφιβολιτών (Am) στην ενότητα Καραθόδωρου. Απλιτοειδή υλικά τοποθετούνται τόσο σύµφωνα όσο και ασύµφωνα στην επίπεδη υφή τους. Φωτ.3.57 Αµφιβολιτικά εγκλείσµατα στους λευκοτοναλίτες της Πηγής. Εδώ, το έγκλεισµα έχει ασαφή όρια µε τον τοναλίτη,ενώ διατρέχεται από φλέβες χαλαζία. Στο εσωτερικό του εγκλείσµατος διακρίνεται επίπεδη-πτυχω- µένη υφή (βέλος). Φωτ.3.58 Σκουρόχρωµα εγκλείσµατα στα γκρίζα απλιτοειδή της Πηγής.Τα εγκλείσµατα παρουσιάζουν βαθµιαίο αποχρω- µατισµό από το κέντρο προς την περιφέρεια. Λεπτή ζώνη πλούσια σε φεµικά ορυκτά υπάρχει στην περιφέρεια αυτών των εγκλεισµάτων (βέλη).

157

158 Am Φωτ.3.59 Αποχρωµατισµένα σκουρόχρωµα εγκλείσµατα (Am)στα απλιτοειδή της Πηγής. Am Am Φωτ.3.60 Πλήθος σκουρόχρωµων εγκλεισµάτων (Am)στο βιοτικό µικρογρανίτη της ενότητας Πηγής.Τα εγκλείσµατα έχουν λοβοειδή περιθώρια. Am Φωτ.3.61 Τεµάχη αµφιβολιτών (Am)µέσα στους τοναλίτες της ενότητας Πηγής. Τα τµήµατα αυτά διατηρούν στο εσωτερικό τους διαπεραστική επίπεδη υφή.

159

160 Am Am Φωτ.3.62 Πλήθος γωνιωδών αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων (Am) µέσα στους τοναλίτες της Πηγής. Άλλα από αυτά διατηρούν στο εσωτερικό τους επίπεδη υφή ή διατρέχονται από φλέβες χαλαζία (βέλος 1)και άλλα αφοµοιώνονται από το περιβάλλον πέτρωµα (βέλος 2). Am Ton Am Φωτ.3.63 Πλήθος εγκλεισµ άτων στο λευκοτοναλίτη της ενότητας Πηγής. ιακρίνονται δύο τύποι εγκλεισµάτων: τα σκουρόχρωµα αµφιβολιτικά (Am) και τα γνευσιωµένα τοναλιτικά (Ton). Στην περιφέρεια των αµφιβολιτικών εγκλεισµάτων σχηµατίζεται µελανοκρατική ζώνη από ευµεγέθη φυλλάρια βιοτίτη (βέλος). Am Φωτ.3.64 Αµφιβολιτικά εγκλείσµατα (Am)στους πυροξενικούς τοναλίτες.

161

162 M Φωτ.3.65 Αµφιβολιτιωµένες βασικές φλέβες διεισδύουν στους µεταπηλίτες (M )της ενότητας Πηγής. L cd cd Φωτ.3.66 Αµφιβολιτικά εγκλείσµατα στα κορδιεριτικά λευκοσώµατα (L ). ιακρίνονται οι συγκεντρώσεις κορδιερίτη (cd). Φωτ.3.67 Επίπεδη υφή στους αµφιβολίτες. Παράλληλα Nicols.Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm.

163

164 3.9 ΦΛΕΒΙΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ Φωτ.3.71 Αγµατίτες βασικών φλεβών στο Κοτζά Ντερέ (θέση: Τρεις Γέφυρες). Τα βασικά έχουν εν µέρη µετατραπεί σε αµφιβολίτες. D Φωτ.3.72 Βασικές φλέβες (D) διεισδύουν µε µ εγάλες γωνίες κλίσης στα κορδιεριτικά λευκοσώµατα. D Φωτ.3.73 Chilled m argins (βέλος και ένθετη εικόνα) στις βασικές φλέβες (D)που διεισδύουν στους οφειτοασβεστίτες του Κοτζά Ντερέ. Η παρουσία τους δείχνει µια υψηλότερη θερµοκρασία των φλεβών σε σχέση µε το περιβάλλον πέτρωµα.

165

166 ol pl cpx Φωτ.3.74 Υποφειτικός ιστός σε ολιβινικούς δολερίτες στην ενότητα Πηγής. Ολιβίνης (ol), κλινοπυρόξενος (cpx), πλαγιόκλαστο ( pl). ιασταυρωµένα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm. Φωτ.3.75 Μικροκρυσταλλικός ιστός στις ανδεσιτικής σύστασης φλέβες της Πηγής. ιασταυρωµένα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm. Φωτ.3.76 Ρυοδακιτικές φλέβες µε πορφυροβλάστες πλαγιοκλάστων (ένθετη εικόνα) διεισδύουν στην ενότητα Πηγής.

167

168 Φωτ.3.68 Η υφή των αµφιβολιτών πτυχώνεται από κυµατοειδείς µικροπτυχές. ιασταυρωµένα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm ΟΦΕΙΤΟΑΣΒΕΣΤΙΤΕΣ Φωτ.3.69 Χαλαζιοαστριούχο θραύσµα (αριστερά)στους οφειτοασβεστίτες του Κοτζά Ντερέ. ιασταυρωµένα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm. Cc Φωτ.3.70 Ασβεστιτικό θραύσµα (C c) στους οφειτοασβεστίτες του Κοτζά Ντερέ. ιακρίνεται το ασβεστιτικό συγκολλητικό υλικό (βέλος). ιασταυρωµένα Nicols. Η µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 2,30 mm.

169

170 3.11 ΑΝΩ-ΙΟΥΡΑΣΙΚΑ ΙΖΗΜΑΤΑ qz Φωτ.3.77 Κυκλικές διατοµές από ακτινόζωα σε ένα πλούσιο σε αργιλικό συστατικό ίζηµα.τα ακτινόζωα αποτελούνται από χαλαζία.στη θέση αυτή διακρίνονται επίσης άκανθες από σπόγγους (βέλη) και γωνιώδη θραύσµατα χαλαζία ( qz). ιασταυρωµένα Nicols.H µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 4 mm. Φωτ Αντινόζωα σε ασβεστοµιγείς αργίλους που παρεµβάλλονται σε βασικούς σχηµατισµούς βόρεια του γρανίτη της Πλατανιάς. ιασταυρωµένα Nicols.H µεγάλη πλευρά της φωτογραφίας αντιστοιχεί σε 4 mm.