Η ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΔΟΜΗ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΛΕΣΒΟΥ

Transcript

1 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΕΥΦΗΜΙΑ Λ. ΘΩΜΑΙΔΟΥ ΓΕΩΛΟΓΟΣ Η ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΔΟΜΗ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΛΕΣΒΟΥ Διδακτορική Διατριβή Θεσσαλονίκη 2009

2 2 Διδακτορική διατριβή

3 Διδακτορική διατριβή 3 Στους γονείς μου & στον καθηγητή μου Στους γονείς μου οφείλω το ζην, στον δάσκαλό μου το ευ ζην.

4 4 Διδακτορική διατριβή

5 Διδακτορική διατριβή 5 ΕΞΕΤΑΣΤΙΚΗ ΕΠΙΤΡΟΠΗ Δημοσθένης Μουντράκης, Καθηγητής Α.Π.Θ. Αδαμάντιος Κίλιας, Καθηγητής Α.Π.Θ. Μιχαήλ Φυτίκας, Ομότιμος Καθηγητής Α.Π.Θ. Σπυρίδων Παυλίδης, Καθηγητής Α.Π.Θ. Νικόλαος Ζούρος, Αναπληρωτής Καθηγητής Πανεπιστημίου Αιγαίου Νικόλαος Σουλακέλλης, Αναπληρωτής Καθηγητής Πανεπιστημίου Αιγαίου Θεοδώρα Ροντογιάννη, Αναπληρώτρια Καθηγήτρια Εθνικού Μετσόβειου Πολυτεχνείου

6 6 Διδακτορική διατριβή

7 Διδακτορική διατριβή 7 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Α. ΕΙΣΑΓΩΓΗ 11 Α1. Το πρόβλημα της γεωτεκτονικής θέσης της Λέσβου 11 Α2. Γενικά για τις Ελληνικές γεωτεκτονικές ζώνες 14 Α2.1. Η Ελληνική Ενδοχώρα. 14 Η Μάζα της Ροδόπης. Η Σερβομακεδονική μάζα. Α2.2. Οι Εσωτερικές Ελληνίδες 22 Α Η Περιροδοπική ζώνη 22 Α Η ζώνη Αξιού 25 Α Η Πελαγονική ζώνη 28 Α Η Υποπελαγονική ζώνη 33 Β. Η ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΔΟΜΗ ΤΗΣ ΛΕΣΒΟΥ 38 Β1. Γεωγραφική θέση-γεωμορφολογία-μορφοτεκτονική 38 Β2. Υπάρχουσες απόψεις για τους γεωλογικούς σχηματισμούς της Λέσβου 41 Β2.1. Γενικά 41 Β2.2. Οι αλπικοί και προαλπικοί σχηματισμοί 42 Β Η αυτόχθονη ενότητα 43 Β Οι αλλόχθονες ενότητες 44 Β2.3. Οι μεταλπικοί σχηματισμοί 46 Β Τα ηφαιστειακά πετρώματα 46 Β Οι Νεογενείς θαλάσσιες και λιμναίες αποθέσεις 48 Β3. Απόψεις που προέκυψαν από την παρούσα μελέτη των γεωλογικών σχηματισμών της Λέσβου 49 Β4. Αναλυτική παρουσίαση της γεωλογικής και τεκτονικής δομής της Λέσβου κατά περιοχές 63 Β4.1. Η περιοχή Χαραμίδας-Αγ. Ερμογένη της Χερσονήσου Αμαλης 65 Β4.2. Η περιοχή Ταξιαρχών-Λουτρών της Χερσονήσου Αμαλης 77 Β4.3. Η περιοχή Κώμης-Πηγής-Θέρμης 90 Β4.4. Η περιοχή Πηγές Τσίγκου-Αγ.Δημήτριος 100 Β4.5. Η περιοχή Ολύμπου-Αγιάσου 105 Β4.6. Η περιοχή Αμπελικού-Ακράσιου 119 Β4.7. Η περιοχή Πλωμαρίου-Δρότας 139 Β4.8. Η περιοχή Περάματος-Φτελιού-Τάρτης 148 Β4.9. Η γεωλογική δομή του Αλπικού και Προ-αλπικού υποβάθρου της Δυτικής Λέσβου 154

8 8 Διδακτορική διατριβή Β Η περιοχή Σιγρίου 155 Β Η περιοχή Γαβαθά-Άντισσας 158 Β Η περιοχή Ερεσσού 159 Β5. Συμπεράσματα για τους γεωλογικούς σχηματισμούς της Λέσβου 160 Β5.1. Το σχετικά αυτόχθονο υπόβαθρο Άνω Παλαιοζωϊκού-Τριαδικού 160 Β5.2. Το τεκτονικό κάλυμμα οφειολίθων-μεταμορφικής σόλας-τεκτονικών μιγμάτων 163 Β6. Συμπεράσματα για την τεκτονική δομή 167 Γ. ΣΥΣΧΕΤΙΣΗ ΜΕ ΤΙΣ ΕΛΛΗΝΙΚΕΣ ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΕΣ ΖΩΝΕΣ ΓΙΑ ΤΗΝ ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΤΟΠΟΘΕΤΗΣΗ ΤΗΣ ΛΕΣΒΟΥ 172 Δ. ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΚΑΙ ΓΕΩΔΥΝΑΜΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΩΝ ΕΛΛΗΝΙΔΩΝ ΜΕ ΤΑ ΝΕΑ ΔΕΔΟΜΕΝΑ ΓΙΑ ΤΗ ΛΕΣΒΟ. 179 Περίληψη 187 Abstract 189 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ 191

9 Διδακτορική διατριβή 9 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Το θέμα της διδακτορική διατριβής μου ανατέθηκε από τον καθηγητή κ. Δημοσθένη Μουντράκη. Στα πλαίσια της εργασία αυτής, έγινε προσπάθεια μελέτης των γεωλογικών ενοτήτων του Αλπικού και προαλπικού υποβάθρου της Νήσου Λέσβου και των σχέσεων που έχουν αυτές μεταξύ τους. Για τον σκοπό αυτό, κατά την υπαίθρια εργασία πραγματοποιήθηκαν τομές σε όλη την έκταση του υποβάθρου της Λέσβου, με παρατήρηση και καταγραφή των πετρωμάτων και των δομών τους. Αισθάνομαι την ανάγκη να ευχαριστήσω θερμά τον επιβλέποντα καθηγητή μου κ. Δημοσθένη Μουντράκη, τόσο για την εμπιστοσύνη που μου έδειξε με την ανάθεση αυτού του θέματος, όσο και για την πολύτιμη καθοδήγηση και συμπαράστσή του κατά την διάρκεια εκπόνησης της διατριβής μου. Κυρίως όμως θα ήθελα να τον ευχαριστήσω για όσα μου δίδαξε κατά την διάρκεια της υπαίθριας εργασίας και θα αποτελούν για μένα πολύτιμα εφόδια για το μέλλον. Επίσης θα ήθελα να ευχαριστήσω τα μέλη της τριμελούς συμβουλευτικής επιτροπής, τον καθηγητή κ. Αδαμάντιο Κίλια και τον ομότιμο καθηγητή κ. Μιχάλη Φυτίκα, καθώς και τον Αναπληρωτή Καθηγητή του Πανεπιστημίου Αιγαίου και διευθυντή του Μουσείου Φυσικής Ιστορίας του Απολιθωμένου Δάσους Λέσβου κ. Νικόλαο Ζούρο, για τις επιστημονικές συμβουλές και την βοήθεια τους. Ευχαριστώ επίσης τα άλλα μέλη της επταμελούς επιτροπής κ.κ. Θεοδώρα Ροντογιάννη και Νικόλαο Σουλακέλλη για τις πολύτιμες επισημάνσεις τους και κυρίως τον καθηγητή κ. Σπύρο Παυλίδη, Πρόεδρο του Τμήματος Γεωλογίας, για την βοήθειά του. Θα ήθελα να ευχαριστήσω την Γενική Γραμματεία Έρευνας και Τεχνολογίας για την παροχή υποτροφίας μέσω προγράμματος ΠΕΝΕΔ και τον καθηγητή κ. Γεώργιο Σούλιο, επιστημονικό υπεύθυνο του αντίστοιχου προγράμματος, για την οικονομική ενίσχυση και την ηθική συμπαράσταση. Ιδιαίτερες ευχαριστίες οφείλω στην Καίτη και τον Κώστα Ζούρο, για την φιλοξενία και την αγάπη που μου έδειξαν όλα αυτά τα χρόνια εργασίας μου στο νησί. Θα ήθελα επίσης να ευχαριστήσω από καρδιάς, τη φίλη και συμφοιτήτριά μου Δρ. Κατερίνα Βασιλειάδου για την φιλοξενία που μου προσέφερε κατά το τελευταίο διάστημα παραμονής μου στη Λέσβο, καθώς και την φίλη και συμφοιτήτριά μου Κατερίνα Χατζοπούλου για την συμπαράστασή της. Ευχαριστώ θερμά την κ. Δήμητρα Χρίστου, μέλος του Εργαστηρίου Γεωλογίας & Παλαιοντολογίας του Τμήματος Γεωλογίας Α.Π.Θ., για την πολύτιμη βοήθειά της κατά τη διάρκεια συγγραφής της διατριβής μου. Ευχαριστίες οφείλω επίσης σε όλα τα μέλη ΔΕΠ, το προσωπικό και τους μεταπτυχιακούς φοιτητές του Εργαστηρίου Γεωλογίας & Παλαιοντολογίας, για την πολύτιμη συμπαράστασή τους αυτά τα χρόνια. Τέλος ευχαριστώ θερμά τους γονείς μου και τους αδερφούς μου, χωρίς την στήριξη των οποίων θα ήταν αδύνατη η εκπόνηση αυτής της εργασίας. Δεκέμβριος 2009

10 10 Διδακτορική διατριβή

11 Διδακτορική διατριβή 11 Α. ΕΙΣΑΓΩΓΗ A1. Το πρόβλημα της γεωτεκτονικής τοποθέτησης της Λέσβου Η Λέσβος βρίσκεται σε μία θέση του Ελληνικού χώρου, που από γεωτεκτονική άποψη προβλημάτισε ιδιαίτερα τους επιστήμονες κατά το παρελθόν. Όπως είναι γνωστό, οι γεωτεκτονικές ζώνες της Ελλάδας διατάσσονται σε μία γενική διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ, η οποία όμως στον χώρο του Αιγαίου στρέφεται σε Α-Δ και στη συνέχεια παρουσιάζει κάμψη προς τα ΒΑ-ΝΔ. Σχ. 1: Γεωτεκτονικό σχήμα των Ελληνίδων ζωνών κατά Mountrakis et al

12 12 Διδακτορική διατριβή Η αλλαγή αυτή της διεύθυνσης, σε συνδυασμό με την παρουσία της θάλασσας του Αιγαίου Πελάγους που αφήνει μικρά περιθώρια για επιφανειακή γεωλογική παρατήρηση, αποτέλεσε τον κυριότερο παράγοντα δυσκολίας για τους ερευνητές, ως προς την κατανόηση της συνέχειας των γεωτεκτονικών ζωνών από τον κύριο κορμό του ελληνικού ορογενούς προς τον χώρο της Μικράς Ασίας και επιπλέον ως προς την ένταξη της Λέσβου σε κάποια από τις Ελληνικές γεωτεκτονικές ζώνες. Ένας άλλος παράγοντας δυσκολίας για το θέμα αυτό είναι επίσης το γεγονός ότι το μεγαλύτερο τμήμα της Λέσβου είναι καλυμμένο με ηφαιστειακά πετρώματα του Νεογενούς, γεγονός που καθιστά ακόμη πιο δύσκολη την επιφανειακή γεωλογική παρατήρηση. Ακόμη το γεγονός ότι στην Λέσβο εμφανίζονται μεγάλες οφειολιθικές μάζες αποτέλεσε ένα σημαντικό πρόβλημα όσον αφορά την ένταξη και σύνδεσή τους με τις οφειολιθικές λωρίδες, τόσο του ελληνικού χώρου (IRO και ERO), όσο και του χώρου της Μικράς Ασίας. Η Λέσβος λοιπόν αποτελεί μία περιοχή με ιδιαίτερο γεωλογικό ενδιαφέρον, καθώς είναι ένα κλειδί που μπορεί να δώσει σημαντικές απαντήσεις στα ερωτηματικά σχετικά με την σύνδεση και συνέχεια των ελληνίδων ζωνών στον χώρο της Μικράς Ασίας. Ωστόσο, παρ όλο που η ένταξη της Λέσβου δεν έχει πλήρως διευκρινιστεί, η γεωλογία της έχει μελετηθεί από διάφορους ερευνητές στο παρελθόν και έχουν εκφραστεί διάφορες απόψεις για τις σχέσεις των γεωλογικών της ενοτήτων, καθώς και για το θέμα της ένταξης της Λέσβου σε μια από τις Ελληνικές γεωτεκτονικές ζώνες. Έτσι από τις παλιές γεωλογικές έρευνες του Ελληνικού χώρου που έδωσαν τα πρώτα σχήματα διαίρεσης του Ελληνικού ορογενούς σε γεωλογικές - γεωτεκτονικές ζώνες, η νήσος Λέσβος εντάχθηκε στη Μάζα της Ροδόπης (Brunn 1961, Μαράτος 1972) κυρίως με το σκεπτικό ότι καλύπτονταν σε μεγάλη έκταση από Τριτογενή ηφαιστειακά πετρώματα, ανάλογα των οποίων παρατηρούνται στη Θράκη. Η παρουσία επίσης στο Νοτιοανατολικό τμήμα της Λέσβου μεταμορφωμένων πετρωμάτων τα οποία θεωρήθηκαν τότε ως ανάλογα του κρυσταλλοσχιστώδους της Ροδόπης, ενίσχυσαν την άποψη αυτή (σχ. 2). Μετέπειτα ως κριτήριο για τη γεωτεκτονική τοποθέτηση της Λέσβου θεωρήθηκαν οι οφειολιθικές της μάζες και εκφράσθηκαν δυο διαφορετικές απόψεις: 1 η ότι οι οφειόλιθοι της Λέσβου είναι συνέχεια της ζώνης Αξιού και τα μεταμορφωμένα πετρώματα που γειτνιάζουν με τους οφειόλιθους είναι της ζώνης Αξιού (Hecht 1992,), 2 η ότι οι οφειόλιθοι της Λέσβου είναι συνέχεια της Υποπελαγονικής και τα μεταμορφωμένα πετρώματά της εντάσσονται στην Πελαγονική (Mountrakis et al. 1983, Katsikatsos et al. 1986).

13 Διδακτορική διατριβή 13 Σχ. 2. Γεωτεκτονικό σχήμα των Ελληνίδων και η σχέση τους με τις γειτονικές περιοχές (κατά Brunn 1961). Ι. Διναρικός κλάδος: Ελληνίδες. 1: ζώνη Παξών, 2: Ιόνιος ζώνη, 3: ζώνη Γαβρόβου, 4: ζώνη Ωλονού-Πίνδου, 5: ζώνη Παρνασσού-Γκιώνας (ΡΚ) και ζώνη του Υψηλού Κάρστ στην Γιουγκοσλαβία (Η), 6: Υποπελαγονική ζώνη (με τελείες συμβολίζεται ή Μεσο-ελληνική αύλακα, με μαύρα οι οφειόλιθοι και με οριζόντιες γραμμές oι Μεσοζωικές εμφανίσεις), 7: Πελαγονική ζώνη, 8: ζώνη Αξιού. II. Μεσαίος κλάδος: 9: ζώνη Ροδόπης. III. Αλπιδικός κλάδος: Βαλκάν. 10: ζώνη Κραιστίδες, 11: ζώνη Stredna Gora, 12: ζώνη Stara Planina, 13: Προβαλκανική ζώνη. Το σκεπτικό των ερευνών και των απόψεων αυτών θα αναλυθεί μετέπειτα αφού πρώτα γίνει μια σύντομη αναφορά στα χαρακτηριστικά των Ελληνικών γεωτεκτονικών ζωνών με τις οποίες επιχειρείται η συσχέτιση της γεωλογικής δομής της Λέσβου.

14 14 Διδακτορική διατριβή A2. Γενικά για τις Ελληνικές γεωτεκτονικές ζώνες Είναι σημαντικό να αναφέρουμε τα κυριότερα χαρακτηριστικά των γεωτεκτονικών ζωνών, από τις οποίες έχουν πιθανή προέλευση τα πετρώματα του υποβάθρου της Λέσβου σύμφωνα με τις επιστημονικές απόψεις που έχουν αναφερθεί, ώστε να είναι εφικτή η σύγκρισή τους με τα στοιχεία της γεωλογικής έρευνας. Α2.1. Ελληνική Ενδοχώρα Η Μάζα Ροδόπης Η Μάζα της Ροδόπης συνιστά ένα παλιό ηπειρωτικό φλοιό ο οποίος μαζί με τον αντίστοιχο της Σερβομακεδονικής Μάζας, θεωρείται ότι αποτελούσαν τμήμα της Ευρασιατικής λιθοσφαιρικής πλάκας, γύρω από την οποία αναπτύχθηκε ο ωκεάνιος χώρος της Τηθύος. Σύμφωνα όμως με νεώτερες απόψεις πιθανολογείται ότι ίσως ήταν και η Ροδόπη ένα ανεξάρτητο ηπειρωτικό τέμαχος ανάλογο με τα Κιμμερικά ηπειρωτικά τεμάχη, που αποσπάστηκε από την Γκοντβάνα, κινήθηκε βορειοανατολικά και ενσωματώθηκε στην Ευρασία (Mountrakis 1994). Η Μάζα της Ροδόπης καταλαμβάνει το ανατολικό τμήμα του ηπειρωτικού κορμού της Ελλάδος, από τον ποταμό Έβρο μέχρι και τον Στρυμόνα, όπου κυριαρχεί ο ορεινός όγκος της Ροδόπης, καταλαμβάνει επίσης τη νήσο Θάσο, ενώ επεκτείνεται βόρεια και στη Βουλγαρία στη μάζα της Ρίλα-Ροδόπης. Η Μάζα της Ροδόπης δομείται από κρυσταλλοσχιστώδη πετρώματα, Παλαιοζωικής ή και παλιότερης ηλικίας μέσα στα οποία διεισδύουν όγκοι πυριγενών πετρωμάτων πλουτωνικών και ηφαιστειακών. Μετά από έρευνες πολλών δεκαετιών η μάζα της Ροδόπης διαιρέθηκε σε δύο τεκτονικές μονάδες: την ανώτερη τεκτονική ενότητα του Σιδηρόνερου στα βόρεια κατά μήκος των ελληνοβουλγαρικών συνόρων και την κατώτερη τεκτονική ενότητα του Παγγαίου στη δυτική Νοτιοδυτική Ροδόπη (Papanikolaou & Panagopoulos 1981). Η ενότητα Σιδηρόνερου αποτελείται κυρίως από ορθογνεύσιους, μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους, αμφιβολίτες, λεπτές ενστρώσεις μαρμάρων και μιγματίτες. Αν και είναι η ανώτερη τεκτονική ενότητα, παρόλα αυτά ηλικιακά αποτελεί την παλαιότερη ενότητα πετρωμάτων. Η ενότητα Παγγαίου συγκροτείται από έναν κατώτερο ορίζοντα με ορθογνεύσιους, σχιστόλιθους και αμφιβολίτες, ένα μεσαίο ορίζοντα μαρμάρων μεγάλου πάχους και έναν ανώτερο ορίζοντα με εναλλαγές σχιστολίθων και μαρμάρων, και θεωρείται η νεώτερη ενότητα πετρωμάτων (σχ. 3 και 4).

15 Διδακτορική διατριβή 15 Σχ. 3. Γεωλογικός χάρτης της Μάζας Ροδόπης που δείχνει επίσης ισοτοπικές χρονολογήσεις των πλουτωνιτών (με βάση χάρτες και στοιχεία από: Papanikolaou & Panagopoulos 1981, Kilias & Mountrakis 1990, Dinter & Royden 1993, τροποποιημένα). Kilias & Mountrakis (1998). Σχ. 4. Σχηματική γεωλογική τομή στην περιοχή Σιδηρόνερου Δράμας στην οποία απεικονίζονται η λιθοστρωματογραφική διαδοχή και η τεκτονική θέση των δύο ενοτήτων Σιδηρόνερου και Παγγαίου. 1: προσχώσεις, 2: γρανίτης, 3: ενστρώσεις μαρμάρων, 4: ορίζοντας μαρμάρου μεγάλου πάχους, 5: μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι, 6: αμφιβολίτες, 7: γνεύσιοι, 8: οφθαλμογνεύσιοι, 9: φαινόμενα διείσδυσης του γρανίτη, 10: πιθανή επώθηση. Α, Β, Γ: οι τρεις ορίζοντες της ενότητας Παγγαίου, κατώτερος, μεσαίος, ανώτερος.?: πιθανή συνέχιση κάτω από τις προσχώσεις του κατώτερου ορίζοντα Α, ο οποίος παρατηρείται επιφανειακά σε νοτιότερες περιοχές (Mountrakis 1985).

16 16 Διδακτορική διατριβή Πιο πρόσφατες έρευνες που εξέτασαν με μεγαλύτερη λεπτομέρεια τις δύο ενότητες, διαίρεσαν την ανώτερη τεκτονική ενότητα Σιδηρόνερου σε επιμέρους μικρότερες ενότητες με κριτήρια περισσότερο πετρολογικά μεταμορφικά (Mposkos 1989, Mposkos & Krohe 2000, Krohe & Mposkos 2002). Από τα δυτικά προς τα ανατολικά, οι ενότητες αυτές είναι: - η κυρίως ενότητα Σιδηρόνερου, αποτελούμενη από μιγματίτες, ορθογνεύσιους, παραγνεύσιους, αμφιβολίτες, μεταπελίτες και εκλογίτες, που βρίσκεται στην περιοχή βόρεια της Δράμας και της Ξάνθης - η ενότητα Καρδάμου, αποτελούμενη από αλβιτικούς γνευσίους, πελιτικούς γνευσίους, μεταπελίτες, παραγνεύσιους, μιγματιτικούς γνεύσιους, μεταβασίτες και ενστρώσεις μαρμάρων, που βρίσκεται στην περιοχή βόρεια της Κομοτηνής - η ενότητα Κέχριου, αποτελούμενη από ορθογνεύσιους, πελιτικούς γνεύσιους, μεταπελίτες, μιγματίτες, εκλογίτες - αμφιβολίτες και υπερβασικά σώματα τεκτονικά παρεμβαλλόμενα, που βρίσκεται στην Ανατολική Ροδόπη μέχρι τα Ελληνοβουλγαρικά σύνορα - η ενότητα Κίμης, αποτελούμενη από πολύ υψηλής πίεσης μεταϊζήματα και μεταπυριγενή πετρώματα, αμφιβολιτιωμένους εκλογίτες, γρανιτικούς ορθογνεύσιους και υπερβασικά πετρώματα μανδυακής προέλευσης (περιδοτίτες, πυροξενίτες), που βρίσκεται στο ανατολικό άκρο της Ροδόπης στην περιοχή του Έβρου - Ορεστιάδας, καθώς και σε μια μικρή εμφάνιση στην κεντρική Ροδόπη μεταξύ των ενοτήτων Σιδηρόνερου και Καρδάμου. Στη Μάζα Ροδόπης πολύ σημαντική είναι η παρουσία Τριτογενών πλουτωνικών και ηφαιστειακών πυριγενών πετρωμάτων, που διατρυπούν τα κρυσταλλοσχιστώδη πετρώματά της και δημιουργούν σε πολλές περιπτώσεις σημαντικά φαινόμενα μεταμόρφωσης επαφής, ορισμένα από τα οποία παρουσιάζουν και αξιόλογη μεταλλοφορία. Τα πλουτωνικά πετρώματα είναι κυρίως γρανίτες (μοσχοβιτικοί, βιοτιτικοί και κεροστιλβικοί), γρανοδιορίτες, μονζονίτες, χαλαζιακοί μονζονίτες, τοναλίτες και διορίτες, Τριτογενούς ηλικίας (Ηώκαινο - Μειόκαινο, Ma), όπως έχει προκύψει από τις ραδιοχρονολογήσεις που έχουν γίνει, και συνδέονται με την εφελκυστική τεκτονική που έλαβε χώρα κατά την εξέλιξη της υποβύθισης της Νεοτηθύος κάτω από την Ελληνική Ενδοχώρα (Kilias & Mountrakis 1998, Kilias et al. 1999, Mountrakis 2006). Τα ηφαιστειακά πετρώματα της Μάζας Ροδόπης εντοπίζονται σε δύο κυρίως περιοχές, στην περιοχή Φερρών-Σαππών του Έβρου και στην περιοχή βόρεια της Ξάνθης-Κομοτηνής στα Ελληνοβουλγαρικά σύνορα. Η σύστασή τους κυμαίνεται από βασαλτική έως ρυολιθική (βασάλτες, ανδεσίτες, λατίτες, δακίτες, τραχύτες, ρυόλιθοι) και ανήκουν σε ασβεσταλκαλικές και σονσονιτικές σειρές που σχηματίστηκαν κατά την Τριτογενή εφελκυστική τεκτονική, όπως και τα αντίστοιχα πλουτωνικά, αφού η ηλικία τους με βάση τις ραδιοχρονολογήσεις είναι ανάλογη, κυρίως Ολιγοκαινική (35-29 Ma) και εντάσσονται στο βορειότερο ηφαιστειακό τόξο του Αιγαίου, που ήταν και το παλαιότερο (σχ. 5, Fytikas et al. 1984).

17 Διδακτορική διατριβή 17 Σχ. 5: Χάρτες με απεικόνιση του χώρου εξάπλωσης των ηφαιστειακών φάσεων της μεταλπικής ηφαιστειότητας του ελληνικού χώρου (Fytikas et al. 1984). Τα πετρώματα της Μάζας Ροδόπης συνιστούν μια πολυμεταμορφωμένη μάζα κρυσταλλοσχιστωδών πετρωμάτων που εξελίχτηκε μέσα από διαδοχικές φάσεις μεταμόρφωσης. Οι φάσεις αυτές ήταν κατά σειρά:

18 18 Διδακτορική διατριβή 1 η γενική μεταμόρφωση πιθανόν αμφιβολιτικής φάσης κατά το Παλαιοζωικό που διαμόρφωσε αρχικά αυτή την κρυσταλλοσχιστώδη μάζα. 2 η εκλογιτική μεταμόρφωση κατά το Κρητιδικό (119 Ma), που παρατηρείται με υπολειμματικές παραγενέσεις ορυκτών που δηλώνουν υψηλή έως πολύ υψηλή πίεση και θερμοκρασία, που υπολογίζονται σε P=15-25 kbar και T= o C (Mposkos 1989, 2002, Mposkos 2000, Liati & Seidel 1996, Liati et al. 2002). 3 η αμφιβολιτική μεταμόρφωση στο Ηώκαινο, που εξάλειψε στο μεγαλύτερο μέρος τους τις προηγούμενες μεταμορφικές παραγενέσεις και αποτελεί σήμερα την κύρια μεταμόρφωση που επικρατεί στο κρυσταλλοσχιστώδες και συνοδεύεται από την κύρια σχιστότητα των πετρωμάτων. Οι μεταμορφικές συνθήκες αυτής της φάσης υπολογίστηκαν σε T= o C και P=4-8 kbar. 4 η πρασινοσχιστολιθική μεταμόρφωση στο Ολιγόκαινο, που έλαβε χώρα κατά την εξέλιξη της ανύψωσης του ορογενούς, καθώς τα πετρώματα της Μάζας Ροδόπης βρέθηκαν σε συνθήκες χαμηλότερης θερμοκρασίας και πίεσης και υπέστησαν ανάδρομη μεταμόρφωση ως προς την προηγούμενη κύρια μεταμόρφωση της αμφιβολιτικής φάσης. Οι συνθήκες ήταν ίδιες και για τις δύο τεκτονικές ενότητες και υπολογίστηκαν σε T= o C και P=2-3,5 kbar. Οι τρεις τελευταίες μεταμορφικές φάσεις εξελίχθηκαν κατά την ανύψωση της οροσειράς στην τελική περίοδο της Αλπικής ορογένεσης Κρητιδικού-Τριτογενούς και προκάλεσαν ανάδρομες συνθήκες μεταμόρφωσης. Η τεκτονική δομή της Μάζας Ροδόπης καθορίζεται από μια μεγάλου μήκους τεκτονική γραμμή γενικής διεύθυνσης ΒΔ-ΝΑ (περίπου 110 ο ), κατά μήκος της οποίας η ενότητα Σιδηρόνερου εφιππεύει την ενότητα Παγγαίου με διεύθυνση από Βορρά προς Νότο. Οι πτυχώσεις και τα ανάστροφα ρήγματα που δημιούργησαν τα τεκτονικά καλύμματα και τις λεπιώσεις του Τριτογενούς, σχηματίστηκαν από τη συμπιεστική τεκτονική που προκλήθηκε από την τελική ηπειρωτική σύγκρουση της Απουλίας μικροπλάκας με την Ευρασία. Κατά το Τριτογενές τη συμπίεση διαδέχτηκε η εφελκυστική τεκτονική, που σχημάτισε κανονικά ρήγματα αποκόλλησης (detachments) μικρής γωνίας κλίσης και προκάλεσε την κατάρρευση των συσσωρευμένων καλυμμάτων και λεπίων και την εκταφή και αποκάλυψη της ενότητας Παγγαίου ως μεταμορφικού πυρήνα (core complex) κάτω από τους βαθύτερους μεταμορφικούς ορίζοντες της ενότητας Σιδηρόνερου που κατέρρευσαν προς τα ΝΔ στο Μειόκαινο, με ταυτόχρονη διείσδυση γρανιτικών μαγμάτων (Kilias & Mountrakis 1990, 1998, Kilias et al. 1999, Brun & Sokoutis 2007). Η διαδικασία εκταφής των βαθύτερων οριζόντων έγινε σε διαδοχικά στάδια κατά το Τριτογενές στα 65 Ma, Ma και Ma (Krohe & Mposkos 2002).

19 Διδακτορική διατριβή 19 Η Σερβομακεδονική Μάζα Η Σερβομακεδονική Μάζα εκτείνεται μεταξύ της Μάζας Ροδόπης στα ανατολικά και της Περιροδοπικής ζώνης στα δυτικά. Όπως αναφέρθηκε ήδη, είχε μια κοινή εξέλιξη με την Μάζα Ροδόπης, από την οποία φαίνεται ότι διαχωρίστηκε πολύ πρόσφατα, κατά το Τριτογενές, με την εφελκυστική τεκτονική που δημιούργησε τη Νεογενή λεκάνη του Στρυμόνα, η οποία αποτελεί και το φυσικό τους όριο. Σχ. 6. Τεκτονικό σκαρίφημα της Σερβομακεδονικής μάζας. 1: μεταλπικά ιζήματα της κοιλάδας του Στρυμώνα, 2: σειρά του βερτίσκου, 3: σειρά των Κερδυλλίων, 4: μάζα της Ροδόπης, 5: Περιροδοπική ζώνη, 6: ανατολικό όριο της Σερβομακεδονικής (Γραμμή Στρυμώνα}, 7: δυτικό όριο της Σερβομακεδονικής. Η Σερβομακεδονική αποτελείται αποκλειστικά από κρυσταλλοσχιστώδη και πυριγενή πετρώματα και διαιρείται σε δύο μεγάλες ενότητες: την κατώτερη και παλαιότερη ηλικιακά ενότητα των Κερδυλλίων και την ανώτερη - νεώτερη ενότητα του Βερτίσκου. Η επαφή των δύο ενοτήτων δεν είναι πλήρως διευκρινισμένη. Σύμφωνα με τους ερευνητές που έκαναν την αρχική διαίρεση, η κατώτερη ενότητα βρίσκεται σε συμφωνία και μεταβαίνει ομαλά προς την ανώτερη (Kockel & Walther 1968). Είναι πιθανότερο όμως ότι η επαφή είναι τεκτονική, χωρίς να είναι ακόμη πλήρως γνωστά τα χαρακτηριστικά της (Kockel & Mollat 1977, Chatzidimitriadis et al. 1985). Η ενότητα Κερδυλλίων καταλαμβάνει το ανατολικό τμήμα της Χαλκιδικής και εκτείνεται μέχρι και τον ποταμό Στρυμόνα. Aποτελείται από μιγματιτικούς βιοτιτικούς γνευσίους, γρανατούχους διμαρμαρυγιακούς γνευσίους, αμφιβολίτες, αμφιβολιτιωμένους εκλογίτες και μάρμαρα. Πρόκειται για τους βαθύτερους ορίζοντες της Σερβομακεδονικής Μάζας και ίσως τους βαθύτερους ορίζοντες πετρωμάτων σε όλο τον Ελληνικό χώρο. Τα πετρώματα αυτά διατάσσονται σε αλλεπάλληλους ορίζοντες βιοτιτικών κεροστιλβικών γνευσίων μεγάλου

20 20 Διδακτορική διατριβή πάχους με ορίζοντες μαρμάρων πάχους από 10 έως 300m (Kockel & Walther 1968, Δημητριάδης 1974). Η Ενότητα Βερτίσκου βρίσκεται δυτικά της ενότητας Κερδυλλίων και καταλαμβάνει τον κύριο κορμό της Χαλκιδικής, μέχρι την Περιροδοπική ζώνη στα δυτικά. Αποτελείται από μια ακολουθία μιγματιτικών γνευσίων, οφθαλμοειδών ορθογνευσίων, γνευσίων, μαρμαρυγιακών σχιστολίθων και λεπτών ενστρώσεων μαρμάρων, ενώ παρεμβάλλονται και ορισμένοι όγκοι μεταγάββρων. Επίσης συχνά παρατηρούνται σερπεντινικά σώματα τα οποία παρεμβάλλονται τεκτονικά μέσα στα άλλα πετρώματα της ενότητας. Η Σερβομακεδονική είναι μια πολυμεταμορφωμένη κρυσταλλοσχιστώδης μάζα. Σε μεταβασικά πετρώματά της εντοπίστηκαν (Himercus et al. 2006) υπολείμματα μεταμόρφωσης εκλογιτικής φάσης που επέδρασε σε παλιά βασικά πυριγενή πετρώματα σε συνθήκες υψηλής πίεσης και θερμοκρασίας (T= o, P=13-14 kbar). Όπως και στη Μάζα Ροδόπης, οι εκλογίτες αυτοί επηρεάστηκαν από μια μεταγενέστερη μεταμόρφωση αμφιβολιτικής φάσης και εμφανίζονται ως αμφιβολιτιωμένοι εκλογίτες. Αν και δεν υπάρχουν συγκεκριμένα στοιχεία, η εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωση θεωρείται προ-ερκύνια και τοποθετείται στο Παλαιοζωικό. Η κύρια μεταμόρφωση της Σερβομακεδονικής Μάζας είναι αμφιβολιτικής φάσης (Δημητριάδης 1974) και έλαβε χώρα σε συνθήκες μέσης πίεσης και θερμοκρασίας (T= o, P=3,5-8,5 kbar), ενώ συνοδεύτηκε από παραμόρφωση και ανάπτυξη της κύριας σχιστότητας των πετρωμάτων. Παράλληλα πραγματοποιήθηκε σχηματισμός μιγματιτικών πετρωμάτων από μερική ανάτηξη των υπαρχόντων πετρωμάτων και δημιουργία γρανιτών συν-γενετικών με τους μιγματίτες. Σύμφωνα με κάποιες απόψεις, η αμφιβολιτική μεταμόρφωση συνδέεται με την Ερκύνια ορογένεση και τοποθετείται στο Άνω Παλαιοζωικό, ενώ άλλες απόψεις την τοποθετούν στο Ιουρασικό. Είναι πιθανό όμως να ξεκίνησε στο Άνω Παλαιοζωικό και να διήρκεσε μέχρι το Ιουρασικό, γι αυτό και οι ραδιοχρονολογήσεις που πραγματοποιήθηκαν δίνουν ενδιάμεσες τιμές. Κατά θέσεις στα πετρώματα της Σερβομακεδονικής παρατηρείται επίδραση μιας ανάδρομης πρασινοσχιστολιθικής μεταμόρφωσης. Οι απόψεις και πάλι διαχωρίζονται, καθώς άλλοι ερευνητές την τοποθετούν στο Κρητιδικό, ενώ άλλοι στο Τριτογενές. Οι διάφορες μεταμορφικές φάσεις που επέδρασαν στα πετρώματα της Σερβομακεδονικής Μάζας είναι ανάλογες μ αυτές που επέδρασαν στα πετρώματα της Μάζας Ροδόπης, συνέβησαν όμως σε διαφορετικές χρονικές περιόδους, αν και γι αυτό υπάρχουν ακόμη σημαντικά ερωτηματικά. Χαρακτηριστικοί για τη Σερβομακεδονική Μάζα είναι και οι μεγάλοι όγκοι πυριγενών πετρωμάτων που διεισδύουν μέσα στο κρυσταλλοσχιστώδες και κατατάσσονται συμβατικά στις παρακάτω φάσεις μαγματισμού (Kockel & Mollat 1977): - την πρώτη φάση μαγματισμού βασικής - υπερβασικής σύστασης πιθανόν προαλπικής ηλικίας.

21 Διδακτορική διατριβή 21 - την μαγματική φάση γρανιτικής σύστασης, Άνω Παλαιοζωικής ηλικίας. Αντιπροσωπεύεται από πλαγιοκλαστικούς - μικροκλινικούς γνευσίους. - τη μαγματική φάση του Μεσοζωικού που δημιούργησε τους μεγάλους γρανιτικούς όγκους της Αρνέας, του Μονοπήγαδου, του Λαχανά κ.α. - την τέταρτη μαγματική φάση όξινης σύστασης μετα-ορογενετική, που έλαβε χώρα κατά το Τριτογενές (Ηώκαινο - Ολιγόκαινο). Δημιούργησε τους γρανίτες της Ιερισσού, της Σιθωνίας, του Στρατωνίου, τους χαλαζιακούς διορίτες Μεγάλης Παναγιάς κ.α. - τέλος στο βόρειο χώρο της Σερβομακεδονικής έχουν εντοπιστεί μερικές μικρές εμφανίσεις ρυολίθων και ανδεσιτών που οφείλονται στην ηφαιστειακή δραστηριότητα που εκδηλώθηκε στα τελευταία στάδια (23-28 Ma) της μαγματικής φάσης του Τριτογενούς. Η Σερβομακεδονική Μάζα έχει διαμορφωθεί μέσα από αλλεπάλληλες τεκτονικές δράσεις, οι οποίες συνοψίζονται στα εξής: η 1 η κύρια δράση είναι προ- Άνω Παλαιοζωικής (τουλάχιστο προ- Πέρμιας) ηλικίας, οι ραδιοχρονολογήσεις δείχνουν ότι είναι Ερκύνια (300 Ma), η 2 η ορογενετική περίοδος έγινε ταυτόχρονα με την εξέλιξη της αμφιβολιτικής μεταμόρφωσης και προσδιορίζεται στο Ιουρασικό, η 3 η ορογενετική περίοδος του Τριτογενούς προκλήθηκε εξαιτίας της τελικής ηπειρωτικής σύγκρουσης της Απουλίας με την Ευρασία και δημιούργησε λεπιώσεις και μεγάλες επωθήσεις, καθώς και αναστροφή των στρωμάτων στο δυτικό περιθώριο της ζώνης. Από το Άνω Κρητιδικό ως και το Νεο-Τριτογενές εξελίσσεται μια εκτατική τεκτονική σε συνθήκες πλαστικές (Kilias et al. 1999, Falalakis 2004), η οποία προκάλεσε μια υπο-οριζόντια έκταση του φλοιού σε διεύθυνση ΑΒΑ-ΔΝΔ, με πλαστική υφή των μεταμορφωμένων πετρωμάτων που συνοδεύεται από μια διαμπερή σχιστότητα, καθώς και μια γράμμωση έκτασης στην ίδια διεύθυνση. Η εκτατική τεκτονική συνεχίζεται σε ημι-πλαστικές συνθήκες (semi-ductile) και προκαλεί πυκνές ζώνες διάτμησης μικρής γωνίας κλίσης.

22 22 Διδακτορική διατριβή Α2.2. Οι Εσωτερικές Ελληνίδες Οι Εσωτερικές Ελληνίδες δομούν το κεντρικό τμήμα του κορμού του Ελληνικού χώρου καθώς και το μεγαλύτερο μέρος των νησιών του Αιγαίου, και τοποθετούνται μεταξύ της Ελληνικής Ενδοχώρας και των Εξωτερικών Ελληνίδων. Η διάκρισή τους από τις τελευταίες, βασίζεται στο ότι οι Εσωτερικές Ελληνίδες επηρεάστηκαν από την πρώιμη φάση της Αλπικής ορογένεσης που έλαβε χώρα κατά το Ανώτερο Ιουρασικό - Κάτω Κρητιδικό, καθώς βέβαια και από την τελική φάση της Αλπικής ορογένεσης στο Τριτογενές που ήταν κοινή για όλες τις Ελληνικές ζώνες (Μουντράκης 1985). Α Η Περιροδοπική Ζώνη Η Περιροδοπική ζώνη είναι η πιο εσωτερική ζώνη των Ελληνίδων και καθιερώθηκε ως η ζώνη που περιβάλλει τις παλιές κρυσταλλικές μάζες Ροδόπης - Σερβομακεδονικής (Kauffmann et al. 1976). Η Περιροδοπική ζώνη βρίσκεται ανάμεσα στην Ελληνική Ενδοχώρα που αντιπροσωπεύει παλιό ηπειρωτικό τέμαχος και την ζώνη Αξιού που αντιπροσωπεύει παλιό ωκεάνιο χώρο, γι αυτό και αντιπροσωπεύει τα ιζήματα που αποτέθηκαν πάνω στην κατωφέρεια της Ελληνικής Ενδοχώρας (Chatzidimitriadis & Kilias 1984) μέχρι και τα ιζήματα μετάβασης προς τον ωκεάνιο χώρο του Αξιού. Σχ. 7. Χάρτης της Περιροδοπικής ζώνης με τις τρεις ενότητές της και τις σημαντικότερες οφειολιθικές εμφανίσεις. 1: Ενότητα Ντεβέ Κοράν - Δουμπιά, 2: Ενότητα Μελισσοχωρίου - Χολομώντα, 3: Ενότητα Άσπρης Βύσης - Χορτιάτη, 4: οφειόλιθοι, 5: όριο της ζώνης με την Σερβομακεδονική. (Κατά Kochel et al. 1971, 1977) (Μουντράκης 1985) Παρουσιάζεται με πλάτος km περίπου και διάταξη ΒΔ-ΝΑ από τα Ελληνογιουγκοσλαβικά σύνορα, το δυτικό τμήμα της Χαλκιδικής και στην συνέχεια τον χώρο του Β. Αιγαίου όπου αποκτά διάταξη Α-Δ και αμέσως μετά ΒΑ-ΝΔ προς τη Σαμοθράκη και την περιοχή του Έβρου, περιβάλλοντας την Ελληνική Ενδοχώρα.

23 Διδακτορική διατριβή 23 Η Περιριοδοπική ζώνη διακρίνεται σε 3 επιμέρους ενότητες, οι οποίες από τα ανατολικά προς τα δυτικά είναι: η ενότητα Ντεβέ Κοράν - Δουμπιά, η ενότητα Μελισσοχωρίου - Χολομώντα και η ενότητα Άσπρης Βρύσης - Χορτιάτη, που αναλύονται στη συνέχεια. Σχ. 8. Λιθοστρωματογραφικές στήλες των τριών ενοτήτων της Περιροδοπικής ζώνης. 1: κρυσταλλοσχιστώδες υπόβαθρο της Σερβομακεδονικής, 2: πράσινοι γνεύσιοι της Θεσσαλονίκης, 3: σχιστόλιθοι και φυλλίτες, 4: πυροκλαστικά υλικά, 5: μεταψαμμίτες, χαλαζίτες, 6: μετα-κροκαλοπαγή, 7: ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι, 8: αργιλικοί σχιστόλιθοι και μάργες, 9: κερατόλιθοι, 10: ολισθόλιθοι Τριαδικών μαρμάρων, 11: ανακρυσταλλωμένοι ασβεστόλιθοι, μάρμαρα, 12: μαργαϊκοί ασβεστόλιθοι, 13: ψαμμιτικοί ασβεστόλιθοι, 14: οφειολιθικά πετρώματα, 15: ηφαιστειακά υλικά (σχιστοποιημένοι ρυόλιθοι, πορφυροειδή). φ: τεκτονική επαφή. Εξα.: σχηματισμός Εξαμιλίου, V.S.: ηφαιστειοϊζηματογενής σειρά, Ανθρ.: ανθρακική νηριτική σειρά, Φλυ.: φλύσχης (Μουντράκης 1985). Η ενότητα Ντεβέ Κοράν - Δουμπιά περιλαμβάνει στη βάση της ένα σχηματισμό μετακλαστικών ιζημάτων, που αποτελείται από μετα-ψαμμίτες, χαλαζίτες, χαλαζιακούς σχιστολίθους και μετα-κροκαλοπαγή ηλικίας Περμίου και είναι γνωστός με το όνομα σχηματισμός Εξαμιλίου. Πάνω από το σχηματισμό Εξαμιλίου βρίσκεται μια ηφαιστειοϊζηματογενής σειρά, ηλικίας Περμίου - Κάτω Τριαδικού, που αποτελείται από εναλλασσόμενα ηφαιστειακά και ιζηματογενή υλικά ημιμεταμορφωμένα (χαλαζιακά πορφυροειδή), χαλαζιακούς σχιστόλιθους, χαλαζίτες, ασβεστιτικούς σχιστόλιθους, πυροκλαστικά υλικά και σχιστοποιημένους ρυόλιθους,

24 24 Διδακτορική διατριβή ενώ η ανώτερη στάθμη της σειράς περιλαμβάνει μετακλαστικά ιζήματα, που είναι κυρίως μεταψαμμίτες, μετα-κροκαλοπαγή, μετα-αρκόζες και φυλλίτες. Η ιζηματογένεση συνεχίζεται προς τα πάνω με την απόθεση μιας ανθρακικής νηριτικής σειράς Μέσου Τριαδικού - Μέσου Ιουρασικού, που αποτελείται από ανακρυσταλλωμένους ασβεστολίθους, ψαμμιτικής και μαργαϊκής σύστασης, με φύκη και κοράλλια. Η ενότητα Μελισσοχωρίου - Χολομώντα παρουσιάζει τη μεγαλύτερη έκταση από τις τρεις ενότητες της Περιροδοπικής ζώνης. Ο κατώτερος σχηματισμός της είναι ηλικίας Μέσου - Άνω Τριαδικού και αποτελείται από μάρμαρα και ανακρυσταλλωμένους ασβεστολίθους με συχνές παρεμβολές γραφιτικών φυλλιτών και σερικιτικών σχιστολίθων. Προς τα πάνω ο χαρακτήρας του σχηματισμού γίνεται καθαρά φυλλιτικός με κοινούς φυλλίτες, μαύρους γραφιτικούς φυλλίτες και ψαμμιτικούς φυλλίτες και έχει πάχος 400m. Ο ανώτερος σχηματισμός της ενότητας Μελισσοχωρίου - Χολομώντα είναι ηλικίας Κάτω - Μέσου Ιουρασικού. Πρόκειται για ένα σχηματισμό φλύσχη με τουρβιδιτικές εναλλαγές μεταιζημάτων (ψαμμιτών, μαργών, ασβεστολιθικών ενστρώσεων κ.α.) μέσα στα οποία παρατηρούνται συχνά μεγάλοι ολισθόλιθοι Τριαδικών μαρμάρων. Ο φλύσχης αυτός είναι γνωστός με την ονομασία φλύσχης της Σβούλας και θεωρείται ο σημαντικότερος σχηματισμός όλης της Περιροδοπικής ζώνης, γιατί της προσδίδει τον χαρακτήρα της ως αντιπροσωπεύουσα την ηπειρωτική κατωφέρεια και την αύλακα στην περιφέρεια της ηπείρου. Η ενότητα Άσπρης Βρύσης - Χορτιάτη χαρακτηρίζεται από μια ευγεωσυγκλινική ανάπτυξη κατά τη διάρκεια του Κάτω - Μέσου Ιουρασικού. Τα κατώτερα τμήματά της είναι μετακλαστικά, ηφαιστειοκλαστικά και νηριτικά ανθρακικά ιζήματα, ανάλογα με της ενότητας Ντεβέ Κοράν - Δουμπιά, ηλικίας Περμο-Τριαδικού. Ο ανώτερος ορίζοντας αποτελείται από ιζήματα βαθιάς θάλασσας, όπως μαύροι κερατόλιθοι, κόκκινοι αργιλικοί σχιστόλιθοι, μαύροι γραφιτικοί φυλλίτες, μάργες και χαλαζιακοί σχιστόλιθοι, ενώ μέσα σ αυτά παρεμβάλλονται συχνά οφειολιθικά σώματα βασικής και υπερβασικής σύστασης (γάββροι, σερπεντινίτες, διαβάσες). Μέσα σ αυτόν τον ορίζοντα παρεμβάλλονται και πετρώματα μεταμορφωμένα όξινης μαγματικής προέλευσης, όπως παλιοί διορίτες, γρανοδιορίτες και γρανίτες που μεταμορφώθηκαν στην πρασινοσχιστολιθική φάση και σχημάτισαν τους πράσινους επιγνεύσιους της Θεσσαλονίκης και σαν σύνολο έδωσαν την γνωστή ως Μαγματική σειρά Χορτιάτη, σε εναλλαγές με μετα-ιζήματα, φυλλίτες, σερικιτικούς σχιστολίθους, μάρμαρα, σιπολίνες, χλωριτικούς - επιδοτιτικούς σχιστόλιθους. Αυτός ο ανώτερος ορίζοντας παρουσιάζει συνολικά ποικίλη και τελείως ανομοιογενή σύσταση και αποτελεί ερωτηματικό, αφού πετρώματα με πολύ διαφορετική μεταμόρφωση, ιζήματα και πυριγενή, συνυπάρχουν με αδιευκρίνιστες επαφές. Στη συνέχεια της Περιροδοπικής ζώνης που εμφανίζεται στην περιοχή Αλεξανδρούπολης - Έβρου, παρατηρείται μια παχιά σειρά φυλλιτών με ενστρώσεις μετακροκαλοπαγών και κρυσταλλικών ασβεστολίθων, μέσα στα οποία βρέθηκαν απολιθώματα κυρίως φυκών και τρηματοφόρων, με ηλικίες μεταξύ Τριαδικού και Κάτω Κρητιδικού. Με βάση

25 Διδακτορική διατριβή 25 αυτά τα στοιχεία συμπεραίνεται ότι η ιζηματογένεση στην Περιροδοπική ζώνη συνεχίστηκε ίσως μέχρι το Κάτω Κρητιδικό, αν και στις τρεις κύριες ενότητες που αναφέρθηκαν παραπάνω δεν εμφανίζονται πετρώματα νεώτερα του Μέσου Ιουρασικού. Δεν είναι πλήρως διευκρινισμένο σε ποια από τις ενότητες της Περιροδοπικής ζώνης ανήκει η σειρά αυτή, όμως από τη σύστασή της και κυρίως από την παρουσία οφειολιθικών σωμάτων μέσα στα μεταϊζήματά της (Μαγγανάς 1988), θεωρείται ότι προσομοιάζει με την ενότητα Άσπρης Βρύσης - Χορτιάτη. Τα πετρώματα και των τριών ενοτήτων της Περιροδοπικής ζώνης είναι μεταμορφωμένα σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης, αν και κατά θέσεις παρουσιάζονται αισθητές διαφορές στην ένταση της μεταμόρφωσής τους. Η μεταμόρφωση όλων των Περμο-Τριαδικών και Ιουρασικών πετρωμάτων θεωρείται ότι έγινε κατά το Ανώτερο Ιουρασικό - Κάτω Κρητιδικό. Παρόλα αυτά, μέσα στα πρασινοσχιστολιθικά πετρώματα βρέθηκαν και υπολειμματικές παραγενέσεις (Michard et al. 1994, Ioannides et al. 1999) που αντιπροσωπεύουν συνθήκες γλαυκοφανιτικής μεταμόρφωσης υψηλής πίεσης / χαμηλής θερμοκρασίας (HP/LT, P=6-7kbar σε T=300 o και P=8-9kbar σε T=400 o ). Συγκεκριμένα, οι παραγενέσεις αυτές βρέθηκαν μέσα σε πετρώματα (χαλαζίτες, πρασινίτες και μάρμαρα) της Περμοτριαδικής ηφαιστειοϊζηματογενούς σειράς της ενότητας Άσπρης Βρύσης - Χορτιάτη και αποτελούνται από χαλαζία - φεγγίτη - γλαυκοφανή - επίδοτο - χλωρίτη - αλβίτη - ασβεστίτη. Η γλαυκοφανιτική αυτή μεταμόρφωση χρονολογείται στο Άνω Ιουρασικό πριν το Τιθώνιο και προφανώς πριν τη γενική πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωση που έλαβε χώρα είτε στο Ανώτερο Ιουρασικό - Κάτω Κρητιδικό (115 Ma) (Chatzidimitriadis et al 1985) είτε στο Τριτογενές και έδρασε ανάδρομα. Σχετικά με την τεκτονική παραμόρφωση, στα πετρώματα της Περιροδοπικής ζώνης έχουν αναγνωριστεί δύο φάσεις πτυχώσεων κατά τις περιόδους Άνω Ιουρασικό - Κάτω Κρητιδικό και Τριτογενές. Εκτός από τις πτυχώσεις, η Περιροδοπική ζώνη υπέστη μια ισχυρή παραμόρφωση στο Άνω Ολιγόκαινο - Κάτω Μειόκαινο (Tranos et al. 1999), η οποία χαρακτηρίστηκε ως τεκτονική μεταφορά μιας συμπίεσης (transpressional) που ασκήθηκε κατά διεύθυνση Β-Ν και η οποία προκάλεσε αλλεπάλληλα ανάστροφα ρήγματα διεύθυνσης ΒΔ-ΝΑ με φορά προς τα ΝΔ, καθώς και ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης δεξιόστροφα διεύθυνσης ΒΒΑ-ΝΝΔ και αριστερόστροφα διεύθυνσης ΔΝΔ-ΑΒΑ. Α Η ζώνη Αξιού Η ζώνη Αξιού παρουσιάζει πλάτος km και με διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ περνά από την πρώην Γιουγκοσλαβία στον χώρο της κεντρικής Μακεδονίας και στη συνέχεια βυθίζεται στο χώρο του Θερμαϊκού κόλπου, περιλαμβάνει κάποια από τα νησιά των Βόρειων Σποράδων και συνεχίζεται σε διεύθυνση Α-Δ έως ΒΑ-ΝΔ προς τον χώρο της Μικράς Ασίας. Η ζώνη Αξιού έχει ιδιαίτερη σημασία για την γεωτεκτονική εξέλιξη της Ελλάδος, καθώς αντιπροσωπεύει τον παλιό ωκεάνιο χώρο της Παλαιοτηθύος, που διανοίχθηκε μεταξύ της

26 26 Διδακτορική διατριβή Ελληνικής Ενδοχώρας και του ηπειρωτικού τεμάχους της Πελαγονικής. Το κυρίαρχο χαρακτηριστικό της ζώνης είναι η μεγάλη παρουσία οφειολίθων, καθώς αποτελεί την εσωτερική οφειολιθική συρραφή του ελληνικού χώρου (IRO) που προέκυψε από το κλείσιμο - καταστροφή του ωκεανού. Γενικά η ζώνη Αξιού παρουσιάζει ετερογένεια στη λιθολογική της σύσταση, γεγονός που οδήγησε στον διαχωρισμό της σε τρεις επιμέρους ζώνες από τον Mercier (1966), ο οποίος με βάση τους παλιογεωγραφικούς τους χαρακτήρες τις ονόμασε Αύλακα Παιονίας, Ύβωμα Πάικου και Αύλακα Αλμωπίας. Το βασικό κριτήριο στο οποίο στηρίχτηκε η διαίρεση είναι ότι στη ζώνη Πάικου παρατηρείται μια νηριτική ασβεστολιθική σειρά ηλικίας Ιουρασικού η οποία δηλώνει ότι η περιοχή του Πάικου ήταν υποθαλάσσια ράχη (ύβωμα) με ρηχή θάλασσα, ενώ στις ζώνες Παιονίας και Αλμωπίας τα αντίστοιχα ιζήματα είναι βαθιάς θάλασσας αργιλικά και κερατολιθικά. Σήμερα τα τρία επιμέρους τμήματα της ζώνης Αξιού θεωρούνται ως υποζώνες. Βασικό χαρακτηριστικό της υποζώνης Παιονίας είναι η λεπιοειδής τεκτονική, αποτέλεσμα της συμπίεσης του Τριτογενούς. Τα μεγα-λέπια που δημιουργήθηκαν διακρίνονται σαν ξεχωριστές ενότητες με κλίσεις προς τα ΒΑ και συνεχείς εφιππεύσεις προς τα Δ. Οι σχηματισμοί που δομούν την Υποζώνη Παιονίας, από τους κατώτερους προς τους ανώτερους είναι οι παρακάτω (Mercier 1966, Stais 1994): - ανακρυσταλλωμένοι ασβεστόλιθοι Τριαδικού - μια ηφαιστειοϊζηματογενής σειρά αποτελούμενη από σερικιτιωμένους πορφυροειδείς ρυόλιθους, τοφφίτες, πυροκλαστικούς ψαμμίτες, φακούς και ενστρώσεις πλακωδών ασβεστολίθων, και κλαστικά ιζήματα ηλικίας Τριαδικού - Ιουρασικού - ασβεστόλιθους και σχιστόλιθους σερικιτικούς, ασβεστιτικούς ηλικίας Ιουρασικού - οφειόλιθοι τοποθετημένοι πάνω στα στρώματα του Ιουρασικού. Πρόκειται για μεγάλη οφειολιθική ακολουθία αποτελούμενη από γάββρους, δολερίτες, pillow lavas, μικρολιθικά βασικά ηφαιστειακά. Συμπτυχωμένα μέσα στους οφειόλιθους εμφανίζονται ωκεάνια ραδιολαριτικά-κερατολιθικά ιζήματα. - ένας μεγάλος γρανιτικός όγκος που διεισδύει μέσα στα οφειολιθικά πετρώματα μετά την τοποθέτησή τους και είναι ηλικίας Άνω Ιουρασικού. - ασβεστόλιθοι, ψαμμίτες και μικροκροκαλοπαγή ηλικίας Ανώτερου Ιουρασικού - Βασικού Κρητιδικού, βρίσκονται πάνω από τους οφειόλιθους και χρονολογούν την τεκτονική τοποθέτηση (obduction) των οφειολίθων πριν το Ανώτερο Ιουρασικό. Όλοι οι σχηματισμοί της υποζώνης Παιονίας εμφανίζονται ασθενικά μεταμορφωμένοι στην πρασινοσχιστολιθική φάση που έλαβε χώρα κατά την πρώιμη ορογενετική περίοδο Άνω Ιουρασικού - Κάτω Κρητιδικού.

27 Διδακτορική διατριβή 27 Η Υποζώνη του Πάικου με τις σημερινές γεωτεκτονικές αντιλήψεις ήταν κατά τη διάρκεια του Ιουρασικού νησιωτικό τόξο με έντονη ηφαιστειακή δράση, μέσα στην ευρύτερη ωκεάνια ζώνη του Αξιού. Οι σχηματισμοί της από τους παλαιότερους προς τους νεώτερους είναι οι εξής (Mercier 1966): - μεταμορφωμένη σειρά που αποτελείται από γνεύσιους μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους, σιπολίνες και χλωριτικούς σχιστόλιθους σε εναλασσόμενα στρώματα. Η ηλικία της θεωρείται Παλαιοζωική. Εμφανίζεται στην περιοχή της Τζένας, ενώ δεν συναντάται στη μάζα του όρους Πάικου. - επίσης μεταμορφωμένη, ανθρακική κυρίως, ιζηματογενής σειρά που συνίσταται από μάρμαρα, σιπολίνες, κρυσταλλικούς ασβεστόλιθους, ασβεστιτικούς σχιστόλιθους, χλωριτικούς - επιδοτιτικούς σχιστόλιθους. Η ηλικία απόθεσης της θεωρείται Τριαδική έως Ιουρασική. - ηφαιστειοϊζηματογενής σειρά που αποτελείται από ημιμεταμορφωμένα ιζήματα, χλωριτικούς σχιστόλιθους, κρυσταλλικούς ασβεστόλιθους, ψαμμίτες, χαλαζιακούς σχιστόλιθους και ηφαιστειακά υλικά όπως μετά-ρυόλιθους, πορφυροειδή σερικιτιωμενα, πρασινίτες, μεταβασίτες, τοφφίτες, ηλικίας Μέσου-Άνω Ιουρασικού. - ανθρακική σειρά από μαρμαροειδείς ασβεστόλιθους και σιπο-λίνες με απολιθώματα ηλικίας Ιουρασικού. - ορίζοντας πρασίνων σχιστολίθων με αραιές παρεμβολές ασβεστόλιθων που υπόκειται των σπηλιτών - κερατοφύρων. - ακολουθία σπηλιτών - κερατοφύρων που συνίσταται από υποθαλάσσια ηφαιστειακά πετρώματα (σπηλίτες, κερατοφύρες, διαβάσες) και συνοδεύεται από ηφαιστειοκλαστικά ιζήματα (κροκαλοπαγή με συνδετική ύλη ηφαιστειακή, κροκαλοπαγή χαλαζιακά, σερικιτιωμένους τοφφίτες, πυρο-κλαστικά λατυποπαγή) καθώς και άλλα θαλάσσια ιζήματα (ψαμμιτικούς, ασβεστόλιθους, μικροκροκαλοπαγή). Το σύνολο των πετρωμάτων αυτών συνιστά μια δεύτερη ηφαιστεοϊζηματογενή σειρά η ηλικία της οποίας τοποθετείται στο Άνω Ιουρασικό. - με στρωματογραφική ασυμφωνία πάνω στην ηφαιστειοϊζηματογενή σειρά βρίσκεται ένας ασβεστολιθικός ορίζοντας ηλικίας Κιμμερίδιου. - τέλος ακολουθεί ένας τυπικός σχηματισμός μετα-φλύσχη αποτελούμενος από μεταψαμμίτες, μετα-κροκαλοπαγή, μετα-πηλίτες και ασβεστόλιθους ηλικίας Κάτω Κρητιδικού. Τα κλαστικά υλικά του φλύσχη αυτού είναι εν μέρει ηφαιστειακής προέλευσης. Ο μετα-φλύσχης καλύπτεται επικλυσιγενώς από τα Μέσο- Άνω Κρητιδικά ιζήματα.

28 28 Διδακτορική διατριβή Όλοι οι σχηματισμοί της Υποζώνης Πάικου προ της Μεσο Κρητιδικής επίκλυσης είναι μεταμορφωμένοι στην πρασινοσχιστολιθική φάση ενώ οι επικλυσιγενείς σχηματισμοί Μέσου- Άνω Κρητιδικού είναι αμεταμόρφωτοι. Η υποζώνη Αλμωπίας αποτελεί το δυτικό τμήμα της ζώνης Αξιού και με τη σημερινή αντίληψη της γεωλογίας της Ελλάδας η Αλμωπία θεωρείται ότι αντιπροσωπεύει το πιο δυτικό (εξωτερικό) τμήμα της παλιάς ωκεάνιας περιοχής της Τηθύος, νοούμενης με την ευρύτερη έννοια της ζώνης Αξιού. Επίσης θεωρείται και ως το ανατολικό ηπειρωτικό περιθώριο του ηπειρωτικού τεμάχους της Πελαγονικής (βλέπε επόμενο κεφάλαιο) πάνω στο οποίο επωθήθηκαν από τα Ανατολικά οι οφειόλιθοι και τα ιζήματα βαθιάς θάλασσας του ωκεανού της Τηθύος (Μουντράκης 1983, 1985). Η Αλμωπία χαρακτηρίζεται κυρίως από οφειόλιθους και τα συνοδά ιζήματα βαθιάς θάλασσας, τα οφειολιθικά μίγματα από την επώθηση των οφειολίθων, καθώς επίσης και από τα Άνωκρητιδικά επικλυσιγενή ιζήματα. Υπάρχουν επίσης μεταμορφωμένα πετρώματα προοφειολιθικά όπως μαρμαρυγιακοί, χλωριτικοί, επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι, φυλλίτες και μάρμαρα που αποτελούσαν πετρώματα του Πελαγονικού ηπειρωτικού περιθωρίου (Mercier 1966, Μουντράκης 1985). Όλοι οι παραπάνω σχηματισμοί της ζώνης βρίσκονται υπό μορφή τεκτονικών λεπιών τα οποία από τα Ανατολικά προς τα Δυτικά εφιππεύουν ή επωθούνται το ένα πάνω στο άλλο και στο σύνολο τους επωθούνται προς Δυσμάς πάνω στην Πελαγονική ζώνη. Όλοι οι Αλπικοί σχηματισμοί της Αλμωπίας μέχρι την Μέσο-Άνω Κρητιδική επίκλυση είναι μεταμορφωμένοι σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Η μεταμόρφωση τοποθετείται στην περίοδο Άνω Ιουρασικού - Κάτω Κρητιδικού. Βασικό τεκτονικό στοιχείο της Αλμωπίας είναι η τεκτονική τοποθέτηση (obduction) των οφειολίθων και των συνοδών ιζημάτων του ωκεανού της Τηθύος πάνω στο ανατολικό ηπειρωτικό περιθώριο του Πελαγονικού ηπειρωτικού περιθωρίου που έγινε το Άνω Ιουρασικό. Το τεκτονικό αυτό κάλυμμα (Ηωελληνικό κάλυμμα) που επωθήθηκε πάνω στην Πελαγονική ζώνη προκάλεσε το σχηματισμό των οφειολιθικών μιγμάτων στο πέλμα των επωθημένων οφειολιθικών μαζών (Μουντράκης 1985). Έτσι η Αλμωπία θεωρείται η δυτική περιοχή της ωκεάνιας λεκάνης Αξιού και ταυτόχρονα ο χώρος της επώθησης των οφειολίθων στο ηπειρωτικό περιθώριο. Α Η Πελαγονική Ζώνη Η Πελαγονική ζώνη αποτελεί ένα ηπειρωτικό τέμαχος τμήμα της Κιμμερικής ηπείρου που αποσπάστηκε κατά το Περμο-Τριαδικό από την ήπειρο της Γκοντβάνα και κινήθηκε μέσα στον ωκεάνιο χώρο της Τηθύος προς την Ευρασιατική πλάκα. Ο ρόλος που έπαιξε το Κιμμερικό τέμαχος στην εξέλιξη του Αλπικού ορογενετικού συστήματος ήταν καθοριστικός, καθώς κατά

29 Διδακτορική διατριβή 29 την κίνησή του προς την Ευρασιατική ήπειρο δρομολόγησε την καταστροφή της ωκεάνιας λεκάνης της ζώνης Αξιού, ενώ ταυτόχρονα με την απόσπασή του από την ήπειρο της Γκοντβάνα άνοιξε πίσω του τον κλάδο της Νεοτηθύος, που βρίσκεται στις ζώνες Υποπελαγονική και Πίνδου Δυτικά της Πελαγονικής. Έπαιξε επομένως βασικό ρόλο στη γεωτεκτονική εξέλιξη του ελληνικού χώρου, η Πελαγονική καθότι αποτέλεσε το ηπειρωτικό τέμαχος που βρίσκονταν μεταξύ των δύο ωκεάνιων χώρων της ζώνης του Αξιού και των ζωνών Υποπελαγονικής-Πίνδου. Η Πελαγονική ζώνη ακολουθώντας τη γενική ΒΒΔ-ΝΝΑ διεύθυνση των ελληνίδων γεωτεκτονικών ζωνών, εκτείνεται από τη πρώην Γιουγκοσλαβία προς την Ελλάδα, σε μια σειρά από σημαντικούς ορεινούς όγκους, όπως αυτός του Βόρα, του Βέρνου (Βίτσι), του Βέρμιου, των Πιερίων, του Ολύμπου, του Πηλίου και της Βόρειας Εύβοιας, καθώς και σε ένα σύνολο νησιών του κεντρικού τμήματος του Αιγαίου όπως η Σκιάθος, η Σκόπελος και η Σκύρος. Στη συνέχεια προς τα Ανατολικά προς τη Μικρά Ασία η συνέχειά της δεν είναι ξεκάθαρη. Συνεχίζεται μάλλον στην περιοχή Σακάρυα της Μικράς Ασίας και πιθανότατα στις νήσους Οινούσες του Ανατολικού Αιγαίου (Mountrakis et al. 1983). Η συνέχεια αυτή προς τα Βόρεια Κεντρικά παράλια της Μικράς Ασίας οφείλεται στην κάμψη των γεωτεκτονικών ζωνών από διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ σε διεύθυνση Α-Δ ή και ΝΔ-ΒΑ. Σημαντικά ερωτήματα βέβαια εξακολουθούν να υπάρχουν σχετικά με την προέκταση της Πελαγονικής ζώνης στον χώρο του Αιγαίου και την πιθανή συνέχειά της στον χώρο της Μικράς Ασίας, καθ' όσον μάλιστα στοιχεία της Πελαγονικής ζώνης, όπως οι γνευσιωμένοι γρανίτες 300 Ma, παρεμβάλλονται στην Αττικοκυκλαδική ζώνη, γεγονός που δεν υπακούει στην κάμψη της Πελαγονικής προς τα Ανατολικά. Η Πελαγονική ζώνη δομείται από ένα Παλαιοζωικό κρυσταλλοσχιστώδες υπόβαθρο μέσα στο οποίο διείσδυσαν γρανιτικοί όγκοι ηλικίας Άνω Λιθανθρακοφόρου, ενώ κατά την διάρκεια των Αλπικών χρόνων δέχτηκε μία σημαντική νηριτική ιζηματογένεση, που οδήγησε στην δημιουργία των γνωστών ανθρακικών καλυμμάτων στα δύο Περιθώρια, Ανατολικό και Δυτικό, του Πελαγονικού ηπειρωτικού τεμάχους. (σχ. 9) Πιο αναλυτικά το κρυσταλλοσχιστώδες υπόβαθρο της Πελαγονικής ζώνης αποτελεί το κύριο δομικό στοιχείο της και δηλώνει τον ηπειρωτικό της χαρακτήρα. Παρουσιάζει μεγάλη εξάπλωση και αποτελείται από πολλές ενότητες πετρωμάτων που συνιστούν αλλεπάλληλα τεκτονικά λέπια. Ωστόσο οι ενότητες αυτές θεωρούνται παράλληλες κρυσταλλοσχιστώδεις ακολουθίες ενός κοινού υποβάθρου, με παρόμοια λιθολογική ανάπτυξη, οι οποίες κρυσταλλώθηκαν σε όμοιες συνθήκες στο Παλαιοζωικό (Μουντράκης 1983, 1985). Τα πετρώματα από τα οποία συγκροτείται το κρυσταλλοσχιστώδες της Πελαγονικής είναι: βιοτιτικοί οφθαλμοειδείς γνεύσιοι ορθο-προέλευσης, μοσχοβιτικοί ταινιωτοί γνεύσιοι παραπροέλευσης, αμφιβολίτες και αμφιβολιτικοί - βιοτιτικοί σχιστόλιθοι, γρανατούχοι διμαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι, εναλλαγές αμφιβολιτικών, μαρμαρυγιακών και επιδοτιτικών

30 30 Διδακτορική διατριβή σχιστολίθων με παρεμβολές απλιτογνευσίων (Μουντράκης 1982, 1983, 1984, 1986, Kilias & Mountrakis 1989). Σχ. 9. Συνοπτική λιθοστρωματογραφική - τεκτονική στήλη της Πελαγονικής ζώνης. 1-5: επικλυσιγενή ιζήματα Μέσου-Άνω Κρητιδικού. 1: φλύσχης Άνω Μαιστριχτίου-Κάτω Παλαιοκαίνου, 2: ασβεστόλιθος Μαιστριχτίου, 3: μικρολατυποπαγείς ασβεστόλιθοι, 4: μαργαϊκοί ασβεστόλιθοι, 5: κροκαλολατυποπαγή της βάσης, 6: οφειόλιθοι και συνοδά πελαγικά ιζήματα, 7-9: πετρώματα των δύο ανθρακικών καλυμμάτων Τριαδικού-Ιουρασικού, 7: κρυσταλλικοί ασβεστόλιθοι και μάρμαρα, 8: δολομίτες, 9: σιπολίνες, 10-14: πετρώματα της μετακλαστικής σειράς Περμίου- Κάτω Τριαδικού, 10: μετα-πελίτες, φυλλίτες, 11: χαλαζιακά μετα-κροκαλοπαγή, 12: μεταψαμμίτες, μετα-αρκόζες, 13: φακοί ασβεστολίθων, 14: μετα-ρυόλιθοι, μετα-τόφφοι, 15: γνευσιωμένοι γρανίτες Άνω Λιθανθρακοφόρου, 16-20: πετρώματα του κρυσταλλοσχιστώδους υποβάθρου Παλαιοζωικής ή και προ-κάμβριας ηλικίας, 16: σχιστόλιθοι (χλωριτικοί, μαρμαρυγιακοί, αμφιβολιτικοί, επιδοτιτικοί), 17: διμαρμαρυγιακοί-γρανατούχοι σχιστόλιθοι, 18: αμφιβολίτες, 19: γνεύσιοι, 20: οφθαλμογνεύσιοι (Μουντράκης 1985). Η μεταμόρφωση του κρυσταλλοσχιστώδους υποβάθρου έγινε σε συνθήκες βαθύτερες πρασινοσχιστολιθικής έως ανώτερες αμφιβολιτικής φάσης και έλαβε χώρα κατά το Παλαιοζωικό πριν από το Άνω Λιθανθρακοφόρο.

31 Διδακτορική διατριβή 31 Μέσα στα κρυσταλλοσχιστώζη πετρώματα του υποβάθρου σε όλη την έκταση της Πελαγονικής παρεμβάλλονται μεγάλοι πλουτωνικοί όγκοι. Πρόκειται για παρόμοιας σύστασης παλιούς γρανίτες, όπως π.χ. ο γρανίτης της Φλώρινας, του Βαρνούντα, της Καστοριάς, των Πιερίων, της Βερδικούσας κ.ά. (Μουντράκης 1983, 1984, Kilias & Mountrakis 1989). Η ηλικία τους με ραδιοχρονολογήσεις καθορίσθηκε γενικά ως Άνω Λιθανθρακοφόρος (300 εκατ. έτη) (Mountrakis 1985). Στη μεγαλύτερη μάζα τους οι γρανίτες εμφανίζονται γνευσιωμένοι διότι υποστήκαν την αλπική μεταμόρφωση, στο Άνω Ιουρασικό - Κάτω Κρητιδικό, σε συνθήκες χαμηλής πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Ένα άλλο σημαντικό φαινόμενο που παρατηρείται στην Πελαγονική ζώνη είναι οι αλλεπάλληλες ζώνες μυλονιτίωσης (Μουντράκης 1983, Kilias & Mountrakis 1989). Συγκεκριμένα μεγάλα τμήματα των γνευσιωμένων γρανιτών και ορισμένοι από τους οφθαλμοειδείς γνευσίους του κρυσταλλοσχιστώδους υποβάθρου είναι έντονα μυλονιτιωμένοι και προέρχονται από αρχικά γρανιτικά πετρώματα που μετατράπηκαν κατά διαδοχικά στάδια σε πρωτομυλονίτες (οφθαλμογνεύσιους), μυλονίτες (σχιστώδεις γνευσίους) και υπερμυλονίτες (φυλλονίτες). Τα έντονα αυτά μυλονιτικά φαινόμενα συνδέονταν πιθανόν με μεγάλες τεκτονικές κινήσεις της Πελαγονικής ζώνης που δεν έχουν με βεβαιότητα προσδιορισθεί πιθανόν συνδέονται με τη βύθιση του ωκεάνιου φλοιού της δυτικής λεκάνης και την επώθηση των οφειόλιθων της Υποπελαγονικής ζώνης πάνω στο ηπειρωτικό περιθώριο της Πελαγονικής. Πάνω στο κρυσταλλοσχιστώδες υπόβαθρο και τους γρανιτικούς όγκους του Άνω Λιθανθρακοφόρου αποτέθηκε μια μετα-κλαστική ιζηματογενής σειρά μέσα στην οποία παρεμβάλλονται ορισμένα ηφαιστειακά υλικά, όξινες και βασικές λάβες και τόφφοι. Με την έννοια αυτή η ακολουθία μπορεί να ονομαστεί ως μετα-ηφαιστειοϊζηματογενής σειρά αφού αποτελείται από παλιά ιζήματα, κυρίως κλαστικά, καθώς και ηφαιστειακά πετρώματα που αργότερα μεταμορφώθηκαν. Τα ιζήματα αυτά αποτέθηκαν στο Πέρμιο και Κάτω Τριαδικό και στη συνέχεια μαζί με τα ηφαιστειακά υλικά μεταμορφώθηκαν στη διάρκεια Ανωτέρου Ιουρασικού - Κάτω Κρητιδικού σε συνθήκες χαμηλής πρασινοσχιστολιθικής μεταμόρφωσης (Μουντράκης 1983, 1985). Τα πετρώματα που συνιστούν τις Περμοτριαδικές ακολουθίες είναι φυλλίτες, μετά - πελίτες, μετά - αρκόζες, χλωριτικοί και σερικιτικοί σχιστόλιθοι, μετά - ψαμμίτες, χαλαζιακά μετά - κροκαλοπαγή, αλλεπάλληλες παρεμβολές φακών ερυθρωπών και τεφρών ανακρυσταλλωμένων ασβεστόλιθων και λατυποπαγών ασβεστόλιθων, ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι, μετά - ρυό-λιθοι, μετα - βασάλτες και μετά - τόφφοι. Οι μετακλαστικές ακολουθίες του Περμοτριαδικού εμφανίζονται κατά μήκος του δυτικού περιθωρίου της Πελαγονικής ζώνης και αντιπροσωπεύουν την παλιά ιζηματογένεση ηπειρωτικής κατωφέρειας, που αναπτύχθηκε την περίοδο εκείνη στο δυτικό περιθώριο της Πελαγονικής κατά τη διάρκεια της αρχικής ηπειρωτικής διάρρηξης, που οδήγησε στην

32 32 Διδακτορική διατριβή ανάπτυξη της ωκεάνιας περιοχής Δυτικά της Πελαγονικής (Μουντράκης 1983, Mountrakis et al. 1983). Η κύρια Αλπική ιζηματογένεση της Πελαγονικής ζώνης είναι νηριτική, ανθρακική στη διάρκεια Τριαδικού - Ιουρασικού και τα πετρώματα της είναι ασβεστόλιθοι ανακρυσταλλωμένοι, μάρμαρα και δολομίτες.. Το σύνολο των ανθρακικών αυτών πετρωμάτων συνηθίστηκε να ονομάζεται «Μεσοζωικό ανθρακικό κάλυμμα της Πελαγονικής» με την έννοια ότι αντιπροσωπεύει την ιζηματογένεση της ηπειρωτικής πλατφόρμας. Πρόκειται όμως για δύο χωριστά ανθρακικά καλύμματα που αποτέθηκαν στα δύο περιθώρια, ανατολικό και δυτικό, της Πελαγονικής ζώνης στη διάρκεια Τριαδικού - Ιουρασικού. Το δυτικό κάλυμμα είναι αυτόχθονο, αποτέθηκε από το Μέσο Τριαδικό μέχρι το Άνω Ιουρασικό πάνω στα μετακλαστικά ιζήματα Περμϊου - Κάτω Τριαδικού. Αποτελείται από ανακρυσταλλωμένους ασβεστόλιθους λευκούς, τεφρούς, μαύρους, λατυποπαγείς, ταινιωτούς, πλακώδεις, λεπτοπλακώδεις, καθώς και ελάχιστες λεπτές παρεμβολές πηλιτικών ενστρώσεων. Το συνολικό πάχος του καλύμματος υπολογίζεται στα m. Το ανατολικό ανθρακικό κάλυμμα είναι πάρα - αυτόχθονο, αποτέθηκε δηλαδή στο ανατολικό περιθώριο της Πελαγονικής προς τη ζώνη Αλμωπίας και στη συνέχεια επωθήθηκε προς Δυσμάς πάνω στο κρυσταλλοσχιστώδες υπόβαθρο της Πελαγονικής, στο οποίο βρίσκεται σήμερα, χωρίς τη μεσολάβηση κλαστικών ιζημάτων. Συνίσταται από ανακρυσταλλωμένους ασβεστόλιθους, μάρμαρα, σιπολίνες και δολομίτες. Και τα δυο ανθρακικά καλύμματα, ανατολικό και δυτικό, εμφανίζουν αισθητή μεταμόρφωση που έλαβε χώρα στην περίοδο Ανωτέρου Ιουρασικού - Κάτω Κρητιδικού σε συνθήκες χαμηλής πρασινοσχιστολιθικής φάσης, ανάλογη με τη μεταμόρφωση των Περμοτριαδικών μετακλαστικών ιζημάτων. Πάνω στα ανθρακικά πετρώματα των δύο Πελαγονικών περιθωρίων επωθήθηκαν οφειολιθικές μάζες προερχόμενες από τις δύο εκατέρωθεν της Πελαγονικής ωκεάνιες λεκάνες, της ζώνης Αξιού και της Υποπελαγονικής Πίνδου (Μουντράκης 1983, 1985). Τα οφειολιθικά πετρώματα βρίσκονται συμπτυχωμένα με ωκεάνια ιζήματα από τις δύο λεκάνες. Οι παραπάνω οφειολιθικές μάζες (ιδίως η μεγάλη εμφάνιση του Βουρίνου) αποτελούνται από όλα τα πετρώματα της οφειολιθικής ακολουθίας, δηλαδή από σερπεντινιωμένους δουνίτες, χαρτσβουργίτες και άλλα υπερβασικά, γάβρους, νορίτες και άλλα βασικά πετρώματα, pillow lavas, διάβασες και άλλα βασικά ηφαιστειακά και τόφφους. Τα συνοδά ιζήματα είναι ραδιολαριτικοί κερατόλιθοι, αργιλικοί σχι-στόλιθοι, ασβεστιτικοί πυριτιόλιθοι, πελαγικοί ασβεστόλιθοι και κλαστικά ιζήματα με υλικά προερχόμενα από βασικά μαγματικά πετρώματα. Κατά την επώθηση των οφειολίθων πάνω στα Τριαδικοϊουρασικά ανθρακικά καλύμματα των δύο Πελαγονικών περιθωρίων σχηματίσθηκαν χαρακτηριστικά τεκτονικά οφειολιθικά μίγματα (mélanges). Μικρά και μεγάλα τεμάχια (μπλοκ) αποσπάσθηκαν από τα υποκείμενα

33 Διδακτορική διατριβή 33 ανθρακικά πετρώματα και σφηνώθηκαν μέσα στη βάση (πέλμα) του οφειολιθικού τεκτονικού καλύμματος προκαλώντας ταυτόχρονα και μια τεκτονική ανάμειξη οφειολίθων - ιζημάτων βαθιάς θάλασσας με αποτέλεσμα τον σχηματισμό των πολύχρωμων τεκτονικών μιγμάτων. Παρόμοια εικόνα παρατηρείται και στην υποζώνη Αλμωπίας, η οποία όπως αναφέρθηκε στην αντίστοιχη παράγραφο, θεωρείται ως θέση της επώθησης των οφειολίθων πάνω στο ηπειρωτικό περιθώριο και παρατηρούνται έτσι τα ίδια οφειολιθικά μίγματα. Μετά την ανάδυση των εσωτερικών ζωνών στην Ανωϊουρασική - Κα-τωκρητιδική ορογένεση ακολούθησε επίκλυση της θάλασσας στο Μέσο- Άνω Κρητιδικό. Τα ιζήματα της επίκλυσης τοποθετούνται με ασυμφωνία πάνω στα προϋπάρχοντα ανθρακικά πετρώματα (μάρμαρα, ανακρυσταλλωμένοι ασβεστόλιθοι, δολομίτες κλπ) των Τριαδικοϊουρασικών καλυμμάτων καθώς επίσης και πάνω στους οφειόλιθους. Τα επικλυσιγενή ιζήματα του Μέσου Άνω Κρητιδικού είναι κροκαλοπαγές βάσης και ασβεστόλιθοι και η ιζηματογένεση τερματίζει με το φλύσχη του Παλαιοκαίνου. Στα πετρώματα της Πελαγονικής ζώνης επέδρασαν δυο μεταμορφώσεις. Η πρώτη έλαβε χώρα το Παλαιοζωικό, πριν το Άνω Λιθανθρακοφόρο και μεταμόρφωσε το κρυσταλλοσχιστώδες υπόβαθρο σε συνθήκες κάτω πρασινοσχιστολιθικής φάσης, μέχρι και της άνω αμφιβολιτικής φάσης. Η δεύτερη, αλπική μεταμόρφωση, έλαβε χώρα το Ανώτερο Ιουρασικό - Κάτω Κρητιδικό και μεταμόρφωσε μαζί τους γρανίτες του Άνω Λιθανθρακοφόρου, τις μετακλαστικές σειρές Περμίου-Κάτω Τριαδικού και τα Τριαδικοϊουρασικά ανθρακικά καλύμματα σε συνθήκες χαμηλής (άνω) πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Η αλπική μεταμόρφωση επηρέασε βέβαια και το ήδη μεταμορφωμένο Παλαιοζωικό υπόβαθρο στο οποίο επέδρασε ως ανάδρομη μεταμόρφωση. Η επίδραση αυτή διαπιστώνεται και με ραδιοχρονολογήσεις του κρυσταλλο-σχιστώδους υποβάθρου οι οποίες δίνουν ηλικίες μεταμόρφωσης Μa, (Mercier 1966) που αφορούν τη 2η αλπική μεταμόρφωση Ανωτέρου Ιουρασικού - Κάτω Κρητιδικού. Α Η Υποπελαγονική Ζώνη Η Υποπελαγονική ζώνη εκτείνεται με διεύθυνση τη γενική των Ελληνίδων ΒΔ - ΝΑ από την Αλβανία, κατά μήκος του μέσου περίπου του κορμού της Ελλάδας, προς την Θεσσαλία και την Ανατολική Στερεά Ελλάδα, από εκεί στα νησιά Σαλαμίνα, Υδρα και την Ανατολική Πελοπόνησο και συνεχίζεται πιθανόν στη νήσο Κω και την Μ. Ασία. Όμως η Υποπελαγονική ζώνη καλύπτει και την Κεντρική Εύβοια (περιοχή που ονομαζόταν δίαυλος) και από εκεί συνεχίζεται στο νησί της Χίου, έχοντας έτσι ένα σύνθετο σχήμα γύρω από την Αττικοκυκλαδική ζώνη.

34 34 Διδακτορική διατριβή Κύριο χαρακτηριστικό γνώρισμα της Υποπελαγονικής ζώνης είναι οι μεγάλες οφειολιθικές μάζες και η συνοδεύουσα αυτές σχιστοκερατολιθική διάπλαση που έχει μεγάλη εξάπλωση (Aubouin 1959, Μαρίνος 1974, Ferriere 1982). Σύμφωνα με τις σημερινές γεωτεκτονικές αντιλήψεις οι οφειόλιθοι της Υποπελαγονικής χαρακτηρίζονται σαν η εξωτερική (δυτική) οφειολιθική λωρίδα της Ελλάδας γνωστή με το χαρακτηρισμό ERO. Θεωρείται έτσι η Υποπελαγονική ότι αντιπροσωπεύει την οφειολιθική συρραφή (suture) της ωκεάνιας περιοχής που βρισκόταν Δυτικά του Πελαγονικού ηπειρωτικού τεμάχους. Με την έννοια αυτή η Υποπελαγονική μαζί με τη ζώνη Πίνδου αντιστοιχούν σε ένα ενιαίο ωκεάνιο χώρο (Hynes et al. 1972, Smith et al. 1979, Mountrakis 1982b, 1983, 1985, Rassios 1991, Robertson 2002, Rassios & Moores 2006). Εντούτοις θα πρέπει να τονισθεί ότι οι οφειόλιθοι και η σχιστοκερατο-λιθική διάπλαση βρίσκονται συχνά τοποθετημένοι με τεκτονική επαφή (παλαιό - επώθηση) πάνω σε νηριτικά ανθρακικά πετρώματα του δυτικού ηπειρωτικού περιθωρίου της Πελαγονικής (σχ. 10). Ετσι λοιπόν η Υποπελαγονική ζώνη φαίνεται να έχει αντίστοιχη γεωτεκτονική θέση με αυτή που έχει η ζώνη Αλμωπίας από την ανατολική πλευρά της Πελαγονικής, όπου επίσης παρατηρούνται οφειολιθικές μάζες τοποθετημένες τεκτονικά πάνω σε ανθρακικά πετρώματα ηπειρωτικού περιθωρίου (Μουντράκης 1985). Η τοποθέτηση των οφειόλιθων της Υποπελαγονικής άλλοτε πάνω σε νηριτικά και άλλοτε πάνω σε πελαγικά ιζήματα ήταν και ο λόγος για τον οποίο η ζώνη θεωρήθηκε κατωφέρεια της Πελαγονικής, χαρακτηρισμός ο οποίος δεν απέχει πολύ από την σημερινή γεωτεκτονική αντίληψη, στην οποία όμως βαρύνουσα σημασία έχει η έννοια της οφειολιθικής συρραφής και τα ωκεάνια ιζήματα της Υποπελαγονικής. Για τον παραπάνω λόγο ορισμένες ερευνητικές εργασίες τείνουν να καταργήσουν την Υποπελαγονική σαν ζώνη και να την ενσωματώσουν (Jacobshagen et al. 1978, ΙΓΜΕ 1983) στην Πελαγονική θεωρώντας ότι ουσιαστικά αυτό που ονομάζεται Υποπελαγονική δεν είναι τίποτε άλλο από την περιοχή του δυτικού Πελαγονικού περιθωρίου πάνω στο οποίο επωθήθηκαν οι οφειόλιθοι. Παρ' όλα αυτά μια τέτοια κατάργηση της Υποπελαγονικής θα άφηνε ένα κενό στη γεωτεκτονική αναπαράσταση των Ελληνίδων για το ποια ζώνη αντιπροσωπεύει τη δυτική οφειολιθική συρραφή, ρόλο τον οποίο δεν μπορούμε να αποδώσουμε στη ζώνη Πίνδου (Μουντράκης 1985). Οι σαφείς ωκεάνιοι χαρακτήρες της μεγάλης περιοχής της Όθρυς δεν αφήνουν αμφιβολία ότι η ζώνη ήταν τμήμα ενός ωκεάνιου χώρου, ενιαίου με τη ζώνη Πίνδου. Εξ' άλλου πρόσφατα ο Τσελεπίδης (2006) με λεπτομερειακή παλαιοντολογική και ιζηματολογική μελέτη πιστοποίησε τη διαφορά των ζωνών Υποπελαγονικής-Πελαγονικής ως προς τα στρώματα του Τριαδικού διαχωρίζοντας με σαφήνεια τις δύο ζώνες. Κύριο χαρακτηριστικό της διάκρισης αποτέλεσαν οι ασβεστόλιθοι Hallstatt οι οποίοι αντιπροσωπεύουν ιζηματογένεση βαθειάς θάλασσας μακρυά από ηπειρωτική κατωφέρεια χωρίς ηπειρωτική επιρροή. Οι ασβεστόλιθοι αυτοί βρίσκονται μόνο στην Υποπελαγονική ζώνη

35 Διδακτορική διατριβή 35 και όχι στην Πελαγονική, αντίθετα παρουσιάζουν σαφή ομοιότητα με τους τριαδικούς ασβεστολίθους της ζώνης Πίνδου. Σε όσες θέσεις του χώρου της Υποπελαγονικής συναντώνται πετρώματα του υποβάθρου, πρόκειται ουσιαστικά για το ίδιο Παλαιοζωικό υπόβαθρο με της Πελαγονικής, που αποτελείται από γνευσίους, μαρμαρυγιακούς σχιστολίθους, αμφιβολίτες και παρεμβολές μαρμάρων, αφού είναι ουσιαστικά πετρώματα του δυτικού Πελαγονικού περιθωρίου, πάνω στα οποία αποτέθηκαν τα Τριαδικοϊουρασικά ανθρακικά πετρώματα. Εκτός όμως από τα μεταμορφωμένα πετρώματα διαπιστώθηκαν σε πολλές περιοχές της ζώνης και ιζηματογενή ή ημιμεταμορφωμένα στρώματα του Παλαιοζωικού εξακριβωμένα με χαρακτηριστικά απολιθώματα. Στο νησί της Χίου, που επίσης αποτελεί προέκταση προς Ανατολάς της Υποπελαγονικής ζώνης, υπάρχει μια πολύ αξιόλογη σειρά προαλπικών ιζημάτων, από τη μελέτη της οποίας διαπιστώθηκε μια αρκετά λεπτομερής Παλαιοζωική στρωματογραφία. Άνω Παλαιοζωικά στρώματα διαπιστώθηκαν επίσης στη Λοκρίδα της Στερεάς Ελλάδας (όρη Κνημίς και Χλωμόν), στον Κιθαιρώνα, την Πάρνηθα, την Οθρυ, την Ύδρα και την Σαλαμίνα. Είναι κυρίως στρώματα ασβεστόλιθων, ψαμμιτών, γραφιτικών σχιστολίθων και γραουβάκων η ηλικία των οποίων προσδιορίστηκε Λιθανθρακοφόρος Πέρμιος (Marinos & Reichel 1958). Η Αλπική ιζηματογένεση στην Υποπελαγονική αρχίζει στο Βερφένιο (πρώτη βαθμίδα του Τριαδικού) με κροκαλοπαγή, ψαμμίτες, ασβεστόλιθους και παρεμβολές τοφφικών υλικών. Ακολουθούν ασβεστόλιθοι Κάτω - Μέσου Τριαδικού οι οποίοι είναι είτε πελαγικοί με κονδύλους πυριτικούς είτε νηριτικοί με φύκη, ανάλογα αν η θέση αυτή ήταν κοντά στον ωκεάνιο χώρο ή κοντά στο ηπειρωτικό περιθώριο. Χαρακτηριστικοί είναι οι κόκκινοι, αμμωνιτοφόροι, πελαγικοί ασβεστόλιθοι της φάσης του Hallsiatt που αντιπροσωπεύουν το Μέσο - Άνω Τριαδικό σε ορισμένες περιοχές της ζώνης (Όθρυ, Επίδαυρο κλπ). Στη Χίο που πιθανολογείται η προέκταση της Υποπελαγονικής η ηφαιστειότητα διακόπτει την ιζηματογένεση της φάσης Hallstatt στο Άνω Ανίσιο του Τριαδικού και δημιουργεί κερατοφυρικούς τόφφους που περιέχει φακούς ασβεστολίθων Hallstatt, εναλλαγές μαργών, ψαμμιτών και κροκαλοπαγών και σχηματίζει έτσι μια «Πολύχρωμη σειρά» που παρατηρείται και στην περιοχή Karabouroun απέναντι στη Μικρά Ασία (Τσελεπίδης 2007). Συνήθως οι οφειόλιθοι βρίσκονται τεκτονικά τοποθετημένοι πάνω σε ανθρακικά πετρώματα του Ιουρασικού που αποτελούν συνέχεια των αντίστοιχων Τριαδικών. Πρόκειται για ασβεστόλιθους πελαγικούς ή νηριτικούς τυπικούς ηπειρωτικού περιθωρίου. Συγκεκριμένα πρόκειται για ασβεστόλιθους Λιασίου (Κάτω Ιουρασικού) μαύρους, τεφρούς περισσότερο νηριτικούς, επίσης ασβεστόλιθους πλακώδεις, τεφρούς, συχνά ωολιθικούς ηλικίας Δογγερίου - Μαλμίου (Μέσου - Ανω Ιουρασικού), οι οποίοι εναλλάσσονται με αλλεπάλληλες ενστρώσεις κερατολίθων, πηλιτών και πυριτικών μάργων, στοιχεία που δείχνουν τον πελαγικό χαρακτήρα της όλης σειράς.

36 36 Διδακτορική διατριβή Ο πιο βασικός σχηματισμός της Υποπελαγονικής ζώνης είναι η λεγόμενη «σχιστοκερατολιθική διάπλαση», η απόθεση της οποίας καλύπτει μεγάλη περίοδο του Ιουρασικού και στις περιοχές που δεν παρατηρείται η ασβεστολιθική σειρά του Άνω Τριαδικού η απόθεση της σχιστοκερατολιθικής διάπλασης άρχισε από το Άνω Τριαδικό. Η σχιστοκερατολιθική διάπλαση συνίσταται από λεπτόκοκκα ιζήματα δηλαδή κόκκινους, πράσινους, μαύρους αργιλικούς σχιστόλιθους, ραδιολαριτικούς κερατόλιθους, μάργες, λεπτόκοκκους ψαμμίτες, πηλίτες, αργιλοπηλίτες, παρεμβολές λεπτόκοκκων πελαγικών ασβεστόλιθων. Τα ιζήματα αυτά βρίσκονται σε συνεχείς εναλλαγές και συγκροτούν μια σειρά αρκετού πάχους που αντιπροσωπεύει ιζηματογένεση πελαγική - ωκεάνια. Μέσα στη σχιστοκερατολιθική διάπλαση βρίσκονται συχνά παρεμβαλλόμενα - συμπτυχωμένα μικρά και μεγάλα, οφειολιθικά σώματα. Συχνές επίσης είναι οι διεισδύσεις μέσα στα ιζήματα της διάπλασης βασικών ηφαιστιτών (διάβασες, δολερίτες κλπ) καθώς και βασικών τόφφων έτσι ώστε η διάπλαση να αποκτά χαρακτήρα ηφαιστειοϊζηματογενούς σειράς. Μέρος των ωκεάνιων αυτών πετρωμάτων (οφειολίθων και ιζημάτων) έχει μεταμορφωθεί κατά τη διαδικασία της ενδοωκεάνιας υποβύθισης και αποτελεί τη μεταμορφική σόλα (Jones & Robertson 1991), και βρίσκονται συνήθως ως υποκείμενα των οφειολιθικών πετρωμάτων. Έτσι, κάτω από την κύρια οφειολιθική μάζα της Υποπελαγονικής παρατηρούνται πετρώματα της μεταμορφικής σόλας καθώς και χαρακτηριστικός τεκτονικός σχηματισμός των οφειολιθικών μιγμάτων (mélanges ophiolitiques) που σχηματίσθηκαν κατά την τεκτονική τοποθέτηση των οφειολίθων. Με την υποβύθιση της ωκεάνιας πλάκας της Νεοτηθύος που έλαβε χώρα την περίοδο Ανώτερου Ιουρασικού-Κάτω Κρητιδικού, μέρος των οφειολιθικών μαζών διέφυγε την υποβύθιση και επωθήθηκε (obduction) πάνω στα ανθρακικά πετρώματα του δυτικού Πελαγονικού περιθωρίου που αποτελούν σήμερα την οφειολιθική συρραφή της Υποπελαγονικής (Smith et al. 1979, Mountrakis 1982, Vergely 1984). Η τεκτοορογενετική αυτή διαδικασία, η οποία αναφέρεται ως η «πρώιμη ορογένεση» των Εσωτερικών Ελληνίδων, προκάλεσε και την προσωρινή ανάδυση των Εσωτερικών ζωνών και φυσικά της Υποπελαγονικής, Ακολούθησε περίοδος χέρσευσης των οφειολιθικών μαζών στο Κάτω Κρητιδικό και τo Μέσο Κρητιδικό η επίκλυση της θάλασσας απέθεσε τα Μέσο Άνω Κρητιδικά ιζήματα

37 Διδακτορική διατριβή 37 (κροκαλοπαγές βάσης, ασβεστόλιθους) καθώς και τον Τριτογενή φλύσχη στο τέλος της Αλπικής ιζηματογένεσης. Σχ. 10. Σκαρίφημα που δείχνει τις παλαιογεωγραφικές συνθήκες της Μέσο-Άνω Κρητιδικής επίκλυσης στο χώρο της Υποπελαγονικής. 1: φλύσχης Άνω Μαιστριχτίου-Ηωκαίνου, 2: ασβεστόλιθοι μαργαϊκοί Άνω Κρητιδικού, 3: ασβεστόλιθοι με ρουδιστές, 4: επικλυσιγενές κροκαλοπαγές βάσης του Κενομανίου, 5: ψαμμίτες, 6: αργιλικοί σχιστόλιθοι μάργες, 7: ασβεστόλιθοι λατυποπαγείς Μέσου-Άνω Ιουρασικού, 8: πλακώδεις ασβεστόλιθοι, 9: κερατολιθικές ενστρώσεις, 10: ασβεστόλιθοι bird eye Λιασίου, 11: ασβεστόλιθοι με φύκη, 12: ωολιθικοί ασβεστόλιθοι, 13: ασβεστόλιθοι Ammonitico Rosso Μέσου-Άνω Τριαδικού, 14: κρυσταλλικοί ασβεστόλιθοι, 15: οφειόλιθοι και συνοδά ιζήματα, 16: λατεριτικά σιδηρονικελιούχα κοιτάσματα, 17: τεκτονική τοποθέτηση των οφειολίθων και των συνοδών ιζημάτων πριν την επίκλυση (Μουντράκης 1985).

38 38 Διδακτορική διατριβή Β. ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΔΟΜΗ ΤΗΣ ΛΕΣΒΟΥ Β1. Γεωγραφική θέση Γεωμορφολογία Μορφοτεκτονική Η Λέσβος αποτελεί το τρίτο μεγαλύτερο νησί της Ελλάδας με έκταση 1630km 2 και βρίσκεται στο ΒΑ τμήμα του Αιγαίου, πολύ κοντά στις Μικρασιατικές ακτές. Συγκεκριμένα βρίσκεται στα ΝΔ του κόλπου του Αδραμυτίου, απέναντι από το Αϊβαλί, σε μία σημαντική εσοχή που παρουσιάζει η Μικρασιατική ακτογραμμή, η οποία οριοθετείται στο βόρειο τμήμα της από το ρήγμα του Αδραμυτίου. Το ρήγμα αυτό αποτελεί σημαντικό τεκτονικό στοιχείο της ευρύτερης περιοχής. Πρόκειται για ένα δεξιόστροφο ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης με διεύθυνση ΑΒΑ-ΔΝΑ, το οποίο εντάσσεται στα ρήγματα παράλληλα του μεγάλου ρήγματος της Βόρειας Ανατολίας και της κατάληξής του στο χώρο του Αιγαίου. Το ρήγμα του Αδραμυτίου οριοθετεί το βόρειο τμήμα του κόλπου του Αδραμυτίου και γενικότερα διαμορφώνει τη σημαντική εσοχή που παρουσιάζει στο τμήμα αυτό η Μικρασιατική ακτογραμμή. Δορυφορική εικόνα (Google-Earth) από την ευρύτερη περιοχή της Λέσβου. Στη γεωμορφολογία της Λέσβου δεσπόζουν οι δύο μεγάλοι κλειστοί κόλποι στο νότιο τμήμα της, ο κόλπος της Καλλονής και ο κόλπος της Γέρας, οι οποίοι προφανώς σχετίζονται με την τεκτονική εξέλιξη του ευρύτερου χώρου του Βορείου Αιγαίου και ιδιαίτερα με τη νεοτεκτονική δράση που είχε ως αποτέλεσμα τη βύθιση της Αιγηίδας.

39 Διδακτορική διατριβή 39 Δύο μεγάλοι ορεινοί όγκοι, του όρους Λεπέτυμνος (Βίγλα - 968m) στο βόρειο τμήμα και του όρους Όλυμπος (Προφήτης Ηλίας - 967m) στο νότιο τμήμα της Λέσβου μεταξύ των δύο κόλπων δεσπόζουν στο συνολικά ορεινό νησί της Λέσβου. Γενικά το ανάγλυφο της Λέσβου ποικίλει, καθώς παρουσιάζει απότομες αλλαγές και είναι αρκετά έντονο και στις υπόλοιπες περιοχές, όπως στην χερσόνησο Αμαλής (Κουρτερή - 527m) και κυρίως στο δυτικό τμήμα, όπου κυριαρχεί το όρος Όρδυμνος (Βίγλα - 589m) και παρατηρείται ένα πολύ εντυπωσιακό τοπίο με απότομες μεταπτώσεις προς τη δυτική ακτή του νησιού. Προφανώς η γεωλογική δομή και σύσταση της Λέσβου έπαιξε βασικό ρόλο στη γεωμορφολογία της Νήσου. Όπως θα αναφερθεί αναλυτικά στη συνέχεια, το δυτικό και το βόρειο τμήμα είναι ως επί το πλείστον καλυμμένα από ηφαιστειακά πετρώματα και σ αυτά υπάρχουν τα σημαντικά ηφαιστειακά κέντρα του νησιού. Αυτό είναι ένα ακόμη στοιχείο που συμβάλλει στη διαμόρφωση της μορφολογίας, με την ύπαρξη μεγάλων καλδερών (π.χ. καλδέρα Βατούσσας), αλλά και την παρουσία σημαντικών δόμων (π.χ. δόμος του Υψηλού) που ανυψώνουν χαρακτηριστικά τη μορφολογία της Νήσου, δημιουργώντας μεγάλες υψομετρικές διαφορές με αποστρογγυλωμένους ορεινούς όγκους χωρίς βλάστηση. Αντιθέτως, το νοτιοανατολικό τμήμα της Λέσβου, δηλαδή οι περιοχές του όρους Όλυμπος, της κωμόπολης Αγιάσου μέχρι την κωμόπολη Πλωμαρίου, καθώς και η περιοχή γύρω από τον κόλπο της Γέρας και η χερσόνησος της Αμαλής εμφανίζουν ορεινό μεν τοπίο αλλά εξομαλυσμένο από τη διάβρωση και με σημαντική φυτοκάλυψη. Όμως κυρίως η νεοτεκτονική δραστηριότητα έχει παίξει καθοριστικό ρόλο στη διαμόρφωση της μορφολογίας της Λέσβου, καθώς είναι υπεύθυνη για τα μεγάλα βυθίσματα και τις έντονες μεταπτώσεις που παρουσιάζονται. Είναι γνωστό ότι η Λέσβος παρουσιάζει έντονη νεοτεκτονική δράση διότι βρίσκεται από γεωτεκτονική άποψη σε μια θέση με έντονη σύγχρονη κινητικότητα (Mercier et al 1989, Παπαζάχος 2001), καθώς η μικροπλάκα της Τουρκίας κινείται προς τα ΝΔ και ωθεί το χώρο του Αιγαίου, αναγκάζοντάς το να κάνει μια επέκταση προς την ίδια κατεύθυνση. Το ευρύτερο τεκτονικό πεδίο στην περιοχή του ΒΑ Αιγαίου κυριαρχείται από τη δράση μεγάλων δεξιόστροφων ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης, πάνω στα οποία γίνεται κυρίως η κίνηση της περιοχής και τα οποία διαμορφώνουν, μαζί με κανονικής κίνησης ρηξιγενείς επιφάνειες, τη δαντελωτής εμφάνισης Μικρασιατική ακτογραμμή (Mercier et al 1989, Pavlides et al 1990, Παπαζάχος 2001, Τρανός 2009 κ.ά.). Αυτή η τεκτονική επέδρασε και στη Λέσβο, διαμόρφωσε το ακτογραφικό της περίγραμμα, τον κόλπο της Καλλονής και τα άλλα βυθίσματά της.

40 40 Διδακτορική διατριβή Σχ. 11. Χάρτης ενεργού γεωδυναμικής της Ανατολικής Μεσογείου (Παπαζάχος & Παπαζάχου 2003) Σχ. 12. Σχηματική απεικόνιση της ενεργού τεκτονικής κατάστασης στην Ανατολική Μεσόγειο (Ροντογιάννη 1983).

41 Διδακτορική διατριβή 41 Β2. Υπάρχουσες απόψεις για τους γεωλογικούς σχηματισμούς της Λέσβου Β2.1.Γενικά Η Λέσβος αποτελείται από μία ενότητα προαλπικών και αλπικών πετρωμάτων, η οποία καταλαμβάνει ολόκληρο το Νοτιοανατολικό τμήμα του Νησιού, δηλαδή την περιοχή της Μυτιλήνης και της χερσονήσου της Αμαλής, την περιοχή γύρω από τον κόλπο της Γέρας, το συνολικό ορεινό όγκο του Ολύμπου και των γύρω υψωμάτων μέχρι το Πλωμάρι και όλη τη νότια παραλία της Λέσβου. Στην υπόλοιπη Λέσβο βρίσκονται μικρές μόνο εμφανίσεις των προαλπικών και αλπικών πετρωμάτων στο Βορειοδυτικό άκρο του νησιού και οι οποίες στο μεγαλύτερο τμήμα τους καλύπτονται από μεταλπικούς σχηματισμούς με κυριότερους τα ηφαιστειακά πετρώματα Νεογενούς ηλικίας. Σχ. 13: Γεωλογικός χάρτης της Λέσβου που δείχνει κυρίως τις ενότητες του υποβάθρου και γεωλογικές τομές του ΝΑ τμήματος του νησιού (Katsikatsos et al. 1986). Όλη η υπόλοιπη Λέσβος, δηλαδή το Βόρειο, το Δυτικό και το κεντρικό τμήμα της νήσου γύρω από τον κόλπο της Καλλονής, καταλαμβάνονται από τους νεογενείς ηφαιστειακούς σχηματισμούς και άλλα μεταλπικά ιζήματα που καλύπτουν τα προαλπικά και αλπικά πετρώματα καθολικά. Εξαίρεση αποτελούν οι μικρές εμφανίσεις αλπικών και προαλπικών πετρωμάτων στο Βορειοδυτικό άκρο της Λέσβου στις περιοχές Σιγρίου και Γαβαθά καθώς και ορισμένες απομονωμένες μικροεμφανίσεις των ίδιων πετρωμάτων στην περιοχή της Ερεσσού. Οι μικρές

42 42 Διδακτορική διατριβή αυτές εμφανίσεις αποκαλύπτονται κάτω από τους νεογενείς ηφαιστειακούς σχηματισμούς που τους περιβάλλουν υπό μορφή νησίδων. Η γεωλογική χαρτογράφηση και η μελέτη των σχηματισμών της Λέσβου έγινε από δύο διαφορετικές χρονικά γεωλογικές έρευνες. Η πρώτη ήταν η επίσημη γεωλογική χαρτογράφηση του ΙΓΕΥ (παλιό όνομα του σημερινού ΙΓΜΕ) σε κλίμακα 1: και έγινε από τον Hecht (1972, φύλλα Πλωμαρίου Μυτιλήνη, Ερεσσός, Πολύχνιτος ). Η δεύτερη έγινε από τους Κατσικάτσο et al. (1982) στα πλαίσια μιας μελέτης του ΙΓΜΕ για λογαριασμό της ΔΕΗ και περιλάμβανε τη γεωλογική χαρτογράφηση σε κλίμακα 1: του Νοτιοανατολικού Τμήματος της Λέσβου με τα Αλπικά και προαλπικά πετρώματα καθώς και τμήμα της Δυτικής Λέσβου όπου εμφανίζονταν επίσης τα ανάλογα πετρώματα. Η γεωλογική χαρτογράφηση των Κατσικάτσου et al. (1982) συνοδευόταν από έκθεση προς τη ΔΕΗ. Γεωλογικοί χάρτες και έκθεση παρέμειναν αδημοσίευτα, δημοσιεύτηκαν όμως τα συμπεράσματα της μελέτης περιληπτικά (Katsikatsos et al. 1986). Οι δύο παραπάνω κύριες μελέτες και χαρτογραφήσεις της Λέσβου έχουν πολύ βασικές διαφορές κυρίως ως προς την αξιολόγηση των σχηματισμών και την ερμηνεία της δομής. Για το λόγο αυτό η παρουσίαση των απόψεών τους στην παρούσα διατριβή δεν θα γίνει ξεχωριστά για τις δύο μελέτες, αλλά συγκριτικά κατά σχηματισμό και ενότητα, για να γίνουν κατανοητές οι διαφορές και να ακολουθήσει η δική μας άποψη. Επειδή η εργασία των Κατσικάτσου et al. (1982) είναι νεώτερη, γι' αυτό θα ακολουθήσουμε στην παρουσίαση τη διαίρεση αυτών και θα παραθέτουμε κατά σχηματισμό τις αντίστοιχες απόψεις του Hecht (1972). Εκτός από τις δύο παραπάνω βασικές μελέτες της Λέσβου, υπάρχουν και άλλες εργασίες με απόψεις για τους σχηματισμούς και τη δομή της νήσου, τις οποίες θα παρεμβάλλουμε κατάλληλα στους αντίστοιχους σχηματισμούς. Β2.2. Οι Αλπικοί και προαλπικοί σχηματισμοί Και οι δύο βασικές μελέτες της Λέσβου που αναφέρθηκαν παραπάνω συμφωνούν ότι οι προαλπικοί και αλπικοί σχηματισμοί περιλαμβάνουν αρχικά μία ενότητα νεοπαλαιοζωϊκών και τριαδικών πετρωμάτων, τα οποία σύμφωνα με τους Κατσικάτσος et al. (1982) αποτελούν το αυτόχθονο υπόβαθρο της Λέσβου πάνω στο οποίο τοποθετούνται δύο τεκτονικά καλύμματα, των οφειολίθων και μίας ηφαιστειοϊζηματογενούς ενότητας (σχ. 14). Αντίθετα ο Hecht (1972) εντάσσει και την ονομαζόμενη ηφαιστειοϊζηματογενή ενότητα στους Νεοπαλαιοζωϊκούς-Τριαδικούς σχηματισμούς και διακρίνει μόνο τους οφειόλιθους.

43 Διδακτορική διατριβή 43 Β2.2.1 Η Αυτόχθονη ενότητα Η αυτόχθονη ενότητα του υποβάθρου της Λέσβου συνίσταται σύμφωνα με τους Κατσικάτσο et al. (1982) από δύο επιμέρους σχηματισμούς: τους νεοπαλαιοζωικούς και τους τριαδικούς σχηματισμούς. Πρόκειται για μία συνεχή σειρά πετρωμάτων, χωρίς στρωματογραφικές ή τεκτονικές ασυμφωνίες, η οποία μεταβαίνει κανονικά προς τα πάνω από τους νεοπαλαιοζωικούς στους τριαδικούς σχηματισμούς. Οι νεοπαλαιοζωικοί σχηματισμοί του νοτιοανατολικού τμήματος της Λέσβου αποτελούνται από σχιστόλιθους κυρίως μοσχοβιτικούς, χαλαζιακούς και ασβεστιτικούς, με παρεμβολές μεταψαμμιτών. Στο βορειοδυτικό τμήμα αποτελούνται από μεταψαμμίτες, σερικιτικούς-ψαμμιτικούς σχιστόλιθους, χαλαζιακούς σχιστόλιθους, χαλαζιακά λατυποπαγή και κατά θέσεις φυλλίτες που εναλλάσσονται μεταξύ τους. Στους παραπάνω σχηματισμούς και κυρίως στα ανώτερα μέλη συναντώνται ενστρώσεις ανθρακικών πετρωμάτων που συχνά ξεπερνούν σε πάχος τα 400m. Σύμφωνα με τον Hecht (1972) οι νεοπαλαιοζωικοί σχηματισμοί διακρίνονται σε δύο ενότητες: α. μία ενότητα ηλικίας Περμίου-Λιθανθρακοφόρου, η οποία δομείται από φυλλίτες και σχιστόλιθους που έχουν μεταμορφωθεί κυρίως στην πρασινοσχιστολιθική φάση και στους οποίους παρεμβάλλονται φακοί και ενστρώσεις μαρμάρων. Στην ενότητα αυτή προσδιορίστηκε πανίδα Τρηματοφόρων και Βραχιονοπόδων, κυρίως Περμίου ηλικίας. β. μία ενότητα ηλικίας Λιθανθρακοφόρου, τεκτονικά τοποθετημένη επάνω στην προηγούμενη ενότητα, η οποία αποτελείται από σχιστόλιθους, φυλλίτες, μεταψαμμίτες, μεταρκόζες, μετακροκαλοπαγή, αργιλικούς σχιστόλιθους, με φακούς ή ενστρώσεις μαρμάρων, και η οποία είναι σε κάποιες θέσεις μεταμορφωμένη σε πρασινοσχιστολιθική φάση και σε κάποιες άλλες ημιμεταμορφωμένη. Οι κύριες διαφορές μεταξύ των δύο απόψεων είναι: α. ο Hecht (1972) αναφέρει παρουσία μεταβασικών πετρωμάτων στο Άνω Παλαιοζωικό, ενώ αντίθετα οι Κατσικάτσος et al. (1982) υποστηρίζουν ότι από τους νεοπαλαιοζωικούς σχηματισμούς απουσιάζουν τελείως οι μεταβασίτες, β. ο Hecht (1972) παρουσιάζει τους σχηματισμούς αυτούς διαιρεμένους σε δύο επιμέρους ενότητες που βρίσκονται μεταξύ τους σε τεκτονική επαφή, ενώ οι Κατσικάτσος et al. (1982) αναφέρουν ότι πρόκειται για μία συνεχή σειρά σχηματισμών, χωρίς στρωματογραφικές ή τεκτονικές ασυμφωνίες. Σύμφωνα με τον Papanikolaou (1999), η σχετικά αυτόχθονη ενότητα του υποβάθρου της Λέσβου αντιστοιχεί στην αλλόχθονη ενότητα του υποβάθρου της Χίου. Αντιπροσωπεύει μία παθητικού ηπειρωτικού περιθωρίου ακολουθία από μάρμαρα και φυλλίτες με απολιθοματοφόρους σχηματισμούς, που κυμαίνονται χρονικά από το Λιθανθρακοφόρο (Productus και τρηματοφόρα) μέχρι το Ανώτερο Τριαδικό (Megalodon).

44 44 Διδακτορική διατριβή Οι τριαδικοί σχηματισμοί εντοπίζονται σύμφωνα με τις δύο βασικές μελέτες Hecht (1972) και Κατσικάτσος et al. (1982) μόνο στο νοτιοανατολικό τμήμα της Λέσβου, όπου και καταλαμβάνουν μεγάλο τμήμα της περιοχής μεταξύ των χωριών Μόρια και Λουτρά. Σύμφωνα με τον Hecht (1972) οι τριαδικοί σχηματισμοί της Λέσβου αποτελούνται από λεπτοστρωματώδη έως συμπαγή αδρομερή μάρμαρα, κυανού έως τεφρού χρώματος, μέσα στα οποία παρεμβάλλονται φυλλίτες. Ενώ, όπως έχει ήδη αναφερθεί, οι Κατσικάτσος et al. (1982) θεωρούν ότι οι τριαδικοί σχηματισμοί αποτελούν κανονική προς τα πάνω μετάβαση των νεοπαλαιοζωικών σχηματισμών και συνίστανται από σχιστολιθικά πετρώματα (μοσχοβιτικούς, σερικιτικούς, χλωριτικούς, χαλαζιακούς και ασβεστιτικούς σχιστόλιθους), φυλλίτες και αρκόζες, με παρεμβολές λατυποπαγών, σε μεγαλύτερο ποσοστό ανθρακικής σύστασης. Μέσα στους σχηματισμούς αυτούς υπάρχουν ενστρώσεις κρυσταλλικών ανθρακικών πετρωμάτων, συνήθως μεγάλου πάχους, που συχνά φτάνει μέχρι και τα 600m. Σε τέτοια ένστρωση βρέθηκε μεγάλος αριθμός από μεγάλα Megalodon, με βάση τα οποία προσδιορίστηκε και η Τριαδική ηλικία των σχηματισμών. Σχ. 14: Συσχετισμός των κύριων γεωλογικών ενοτήτων της Λέσβου (Katsikatsos et al. 1986). Β Οι Αλλόχθονες ενότητες Σύμφωνα με τους Κατσικάτσο et al. (1982) οι αλλόχθονοι σχηματισμοί της Λέσβου διακρίνονται σε δύο τεκτονικές ενότητες: την ενότητα του τεκτονικού καλύμματος

45 Διδακτορική διατριβή 45 ηφαιστειοϊζηματογενών σχηματισμών και την ενότητα του τεκτονικού καλύμματος οφειολιθικών πετρωμάτων. Οι αλλόχθονες ενότητες βρίσκονται επωθημένες πάνω στην αυτόχθονη ενότητα του υποβάθρου της Λέσβου και εντοπίζονται στο νοτιοανατολικό τμήμα του νησιού, ενώ μία μικρή εμφάνιση του τεκτονικού καλύμματος των ηφαιστειοϊζηματογενών σχηματισμών παρατηρείται στο βορειοδυτικό τμήμα, στην ευρύτερη περιοχή Σιγρίου. Ο Hecht (1972) στη χαρτογράφησή του δεν διακρίνει το κάλυμμα των ηφαιστειοϊζηματογενών σχηματισμών, αλλά τα πετρώματά του τα εντάσσει στο ενιαίο σύνολο Νεοπαλαιοζωικών-Τριαδικών σχηματισμών, ενώ ένα μέρος τους κατά βάση αμφιβολιτικό, το συμπεριλαμβάνει στην οφειολιθική μάζα. Σύμφωνα με τους Κατσικάτσο et al. (1982), πρόκειται για ένα τριαδικής ηλικίας κάλυμμα που βρίσκεται τεκτονικά τοποθετημένο πάνω στην αυτόχθονη ενότητα του υποβάθρου και αποτελείται από διάφορους τύπους μεταμορφωμένων βασικών εκρηξιγενών (μεταβασιτών) και ιζηματογενών πετρωμάτων τριαδικής ηλικίας. Τα πετρώματα αυτά βρίσκονται σε εναλλαγές τόσο κατά την κατακόρυφη, όσο και κατά την οριζόντια ανάπτυξή τους, δημιουργώντας κατ αυτόν τον τρόπο διαφορετική λιθολογική επαλληλία στις διάφορες περιοχές εμφάνισής τους. Στο τεκτονικό κάλυμμα των ηφαιστειοϊζηματογενών σχηματισμών τα μεταϊζήματα αντιπροσωπεύονται κατά βάση από κρυσταλλικούς ασβεστόλιθους και από σχιστόλιθους, ενώ στα ανώτερα μέλη του κυριαρχούν οι μεταβασίτες, κυρίως πρασινίτες και πρασινόλιθοι που έχουν προέλθει από μεταμόρφωση βασικών υποηφαιστειακών και ηφαιστειακών εκρηξιγενών πετρωμάτων κυμαινόμενης βασικότητας. Αναλυτικότερα το κάλυμμα αυτό αποτελεί μία τριαδική ενότητα σχηματισμών, που αποτελείται από σχιστόλιθους κυρίως μαμαρυγιακούς, χλωριτικούς και κατά θέσεις αμφιβολιτικούς και ψαμμιτικούς, που εναλλάσσονται με μεταβασίτες, κυρίως πρασινίτες και πρασινόλιθους με φακούς και ενστρώσεις και συχνά ολισθόλιθους κρυσταλλικών ασβεστολίθων και δολομιτών, πάχους από μερικά έως 400m. Επίσης παρατηρούνται μεταπηλίτες ως ασβεστιτικοί φυλλίτες και λεπτωπλακώδεις ανακρυσταλλωμένοι ασβεστόλιθοι έως ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι. Κατά θέσεις μέσα στην ενότητα αυτή συναντώνται μικρών διαστάσεων σώματα σερπεντινιτών. Το πάχος της ενότητας υπολογίζεται ότι είναι μεγαλύτερο από 1200m. Σύμφωνα με τον Παπανικολάου (1999, 2009), τα πετρώματα αυτά ανήκουν στην αλλόχθονη ενότητα της Λέσβου και αποτελούν τα πελαγικά ιζήματα που συνοδεύουν την οφειολιθική ακολουθία. Με βάση τα κωνόδοντα που βρέθηκαν, η ηλικία τους έχει προσδιοριστεί σε τριαδική. Όπως και η αυτόχθονη ενότητα, η αλλόχθονη ενότητα είναι ελαφρά μεταμορφωμένη και έντονα παραμορφωμένη. Ο Παπανικολάου (1999) θεωρεί ότι η αλλόχθονη ενότητα βρίσκεται γενικά ανεστραμμένη.

46 46 Διδακτορική διατριβή Β2.3. Οι Μεταλπικοί σχηματισμοί της Λέσβου Οι μεταλπικοί σχηματισμοί της Λέσβου αποτελούνται κυρίως από ηφαιστειακά πετρώματα ηλικίας Άνω Ολιγοκαίνου Κάτω Μειοκαίνου, που ακολουθούνται από θαλάσσιες και λιμναίες αποθέσεις Πλειοκαίνου και Τεταρτογενούς. Β Τα Ηφαιστειακά πετρώματα Όπως έχει ήδη αναφερθεί, το κεντρικό και δυτικό τμήμα της Λέσβου είναι σχεδόν εξολοκλήρου καλυμμένο από ηφαιστειακά πετρώματα ηλικίας Νεογενούς. Τα πετρώματα αυτά αποτελούν προϊόντα μιας ηφαιστειακής δραστηριότητας που έλαβε χώρα στο βόρειο και κεντρικό Αιγαίο κατά την περίοδο Άνω Ολιγοκαίνου Μέσου Μειοκαίνου. Πρόκειται για ένα ηφαιστειακό τόξο που αποτέλεσμα της δραστηριότητας του ήταν η δημιουργία μιας ζώνης ηφαιστειακών πετρωμάτων ασβεσταλκαλικής έως σωσονιτικής σύστασης, που εκτείνεται στην περιοχή του βορειο-κεντρικού Αιγαίου και φτάνει μέχρι τη Δυτική Ανατολία (Fytikas et al. 1984). Στο κεντρικό τμήμα της Λέσβου παρατηρείται μια σειρά από στρωματόμορφα ηφαιστειακά πετρώματα βασάλτη, ανδεσίτη, δακίτη και ρυόλιθου, τα οποία σχηματίζουν μία αλυσίδα ηφαιστειακών κέντρων, που εκτείνεται σε ΝΔ-ΒΑ διεύθυνση και περιλαμβάνει μία πιθανή καλδέρα στην περιοχή της Βατούσας (Pe-Piper 1978, 1980). Τα ηφαιστειακά πετρώματα της Λέσβου είναι κυρίως σωνσονιτικής σύστασης, με πολύ λίγους ασβεσταλκαλικούς ανδεσίτες που οφείλονται κατά κύριο λόγο σε μικρότερες προγενέστερες (21.5Μa) και μεταγενέστερες (16.5Μa) ασβεσταλκαλικής σύστασης ηφαιστειακές δραστηριότητες.

47 Διδακτορική διατριβή 47 Σχ. 15: Ηφαιστειακά πετρώματα της Λέσβου. Τα όρια των γεωλογικών ενοτήτων βασίζονται στην χαρτογράφηση του Hecht (1972,1974) και ο καθορισμός των ηφαιστειακών σχηματισμών σε στοιχεία των Pe-Piper & Piper (2002). Οι βασικοί ηφαιστειακοί σχηματισμοί που διακρίνονται στο νησί είναι οι εξής: σχηματισμός Ερεσού: είναι ο παλαιότερος πυριγενής σχηματισμός, αποτελείται από πορφυριτικούς ανδεσίτες με ενδιαστρώσεις σωριτικών και ηφαιστειοκλαστικών πετρωμάτων. Η ηλικία του έχει προσδιοριστεί στα 21.5 Μa από τους Pe-Piper & Piper (2002). Οι λάβες αυτού του σχηματισμού είναι 3 ως 4 Ma παλαιότερες από την κύρια ηφαιστειακή ακολουθία του νησιού. σχηματισμός Σκουτάρου: πρόκειται για μία κανονικής μαγνήτισης ακολουθία ροών ανδεσίτη και βασάλτη, περίπου σύγχρονη των πυροκλαστικών του Σιγρίου και του ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου. Στο ανώτερο τμήμα του σχηματισμού πυροξενικές ανδεσιτικές λάβες εναλλάσσονται με κεροστιλβικές-βιοτιτικές δακιτικές λάβες και πυρικλαστικά πετρώματα του σχηματισμού Σιγρίου. πυροκλαστικά Σιγρίου: παρουσιάζουν μεγαλύτερο πάχος στα δυτικά του νησιού, συνδέονται με την δημιουργία του Απολιθωμένου Δάσους και καλύπτονται από τον ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου. Η ηλικία τους είναι περίπου 17.0 Ma. ιγκνιμβρίτης Πολυχνίτου: εμφανίζεται σε ενότητες πάχους 5-30m.

48 48 Διδακτορική διατριβή σχηματισμός Σκαλοχωρίου: βρίσκεται μεταξύ του κατώτερου σχηματισμού Σκουτάρου και των ανώτερων λαβών της Συκαμινιάς, και αποτελείται από ανάστροφης μαγνήτισης ενδιάμεσες λάβες. σχηματισμός Συκαμινιάς: κυριαρχεί στην κεντρική Λέσβο και αποτελείται από μία ανάστροφης μαγνήτισης στρωματοηφαιστειακή ακολουθία ανδεσιτών, δακιτών και αραιών ρυολιθικών πυροκλαστικών, με ηλικία 17.3Ma (Pe-Piper 1980). σχηματισμός Μυτιλήνης: προσδιορίστηκε από την Pe-Piper (1978, 1980) ως τοπικές βασαλτικές ροές, που ο Prager (1966) υποστηρίζει ότι υπέρκεινται μαργών Ποντίου ηλικίας. Αποτελεί τμήμα της κύριας ηφαιστειακής ακολουθίας του νησιού και η ηλικία του προσδιορίστηκε στα 16.8Ma (Pe-Piper & Piper 2002). ηφαιστειακές φλέβες τροφοδοσίας (dykes) Μεσοτόπου: βρίσκονται διάσπαρτες στο δυτικό τμήμα του νησιού και έχουν χρονολογηθεί στα 16.2Ma (Pe-Piper 1978). Ως υπολείμματα της ηφαιστειακής δραστηριότητας, η Λέσβος παρουσιάζει μέχρι σήμερα σημαντικές επιφανειακές υδροθερμικές εξαλλοιώσεις, θερμές πηγές και γεωθερμικά πεδία, η παρουσία των οποίων όμως θεωρείται ότι συνδέεται κυρίως με τη σύγχρονη ενεργό τεκτονική δραστηριότητα. Β Οι Νεογενείς θαλάσσιες και λιμναίες αποθέσεις Μετά την ηφαιστειακή δραστηριότητα στη Λέσβο, ακολούθησε μία περίοδος με αποθέσεις Πλειοκαινικών θαλάσσιων και λιμναίων ιζημάτων. Οι Πλειοκαινικές αποθέσεις αποτελούνται από λευκούς μαργαϊκούς ασβεστολίθους, με ενστρώσεις ψαμμιτών, κροκαλοπαγή, υπόλευκες μάργες και αργίλλους που περιέχουν αρκετά απολιθωματοφόρα στρώματα με ασπόνδυλους οργανισμούς. Το συνολικό πάχος αυτών των ιζημάτων ξεπερνά τα 60m. Ακολουθούνται από κυρίως χερσαίες αποθέσεις Πλειστοκαινικής και Ολοκαινικής ηλικίας.

49 Διδακτορική διατριβή 49 Β3. Απόψεις που προέκυψαν από την παρούσα μελέτη των γεωλογικών σχηματισμών της Λέσβου Τα πραγματικά χαρακτηριστικά και η σημασία των γεωλογικών σχηματισμών της Λέσβου επανεξετάσθηκαν στην παρούσα διατριβή σύμφωνα με τις νέες επιστημονικές αντιλήψεις που θεμελιώθηκαν τα τελευταία είκοσι περίπου χρόνια που μεσολάβησαν μετά τις βασικές γεωλογικές χαρτογραφήσεις που έγιναν στη Λέσβο (Hecht 1972, Κατσικάτσος et al 1982). Οι νέες απόψεις που προέκυψαν από την παρούσα μελέτη για τους γεωλογικούς σχηματισμούς θα εκτεθούν στη συνέχεια παρακάτω και η αναλυτική περιγραφή των χαρακτηριστικών τους θα γίνει στο αμέσως επόμενο κεφάλαιο. Κατ αρχήν η παρούσα μελέτη επιβεβαιώνει την άποψη των Κατσικάτσος et al (1982) και Papanikolaou (1999) ότι οι Άνω Παλαιοζωϊκοί και Τριαδικοί σχηματισμοί αποτελούν μια συνεχή σειρά, χωρίς στρωματογραφικές ή τεκτονικές ασυμφωνίες η οποία μεταβαίνει κανονικά από τους Άνω Παλαιοζωϊκούς στους Τριαδικούς σχηματισμός και αποτελεί την αυτόχθονη ενότητα του υποβάθρου της Λέσβου. Δεν πρόκειται επομένως για δύο χωριστές ενότητες με τεκτονική επαφή μεταξύ τους όπως περιέγραφε η προηγούμενη χαρτογράφηση. Το γεγονός αυτό στηρίζεται στη διαπίστωση ότι υπάρχει πάντοτε μια κανονική μετάβαση των Άνω Παλαιοζωϊκών σχηματισμών και συγκεκριμένα των μετακλαστικών ιζημάτων ηλικίας Περμίου- Κάτω Τριαδικού προς τα μεγάλου πάχους ανθρακικά πετρώματα Μέσου-Άνω Τριαδικού με λεπτές ενστρώσεις και φακούς ανακρυσταλλωμένων ασβεστόλιθων μέσα στις ανώτερες στάθμες των μετακλαστικών ιζημάτων. Από την άλλη πλευρά πιστεύουμε ότι είναι σωστή η άποψη του Hecht (1972) ότι υπάρχει ένας ξεκάθαρος ορίζοντας ανθρακικών πετρωμάτων, Μέσου-Άνω Τριαδικού μεγάλου πάχους, με λεπτές μόνο παρεμβολές φυλλιτών και σχιστολίθων και ο ορίζοντας αυτός είναι σαφώς διακριτός από τα υποκείμενα μετακλαστικά-σχιστολιθικά πετρώματα Άνω Παλαιοζωϊκού-Κάτω Τριαδικού. Δεδομένου λοιπόν ότι υπάρχει σταδιακή συνεχής μετάβαση των Άνω Παλαιοζωϊκών σχηματισμών προς τα Τριαδικά ανθρακικά δε νομίζουμε ότι υπάρχει λόγος διάκρισης του υποβάθρου σε δύο σειρές αυτή του Νεοπαλαιοζωϊκού και αυτή του Τριαδικού (Κατσικάτσος et al 1982) που αποτελούνται από τα ίδια πετρώματα δηλαδή σχιστόλιθους μοσχοβιτικούς, σερικιτικούς, χλωριτικούς, χαλαζιακούς, φυλλίτες, αρκόζες, μεταψαμμίτες και μάρμαρα, διότι αυτό υποβαθμίζει τη σημασία του συγκεκριμένου ανώτερου ορίζοντα ανθρακικών πετρωμάτων που αποτελεί το τυπικό ανθρακικό ηπειρωτικό περιθώριο. Επομένως πιστεύουμε ότι υπάρχει το «σχετικά αυτόχθονο υπόβαθρο» της Λέσβο ηλικίας Άνω Παλαιοζωϊκού-Τριαδικού που αντιπροσωπεύει παλιό ηπειρωτικό περιθώριο και το οποίο αποτελείται από τα μετακλαστικά-σχιστολιθικά ιζήματα ηλικίας Άνω Παλαιοζωϊκού-Κάτω Τριαδικού που αντιπροσωπεύει παλιό ηπειρωτικό περιθώριο και το οποίο αποτελείται από τα

50 50 Διδακτορική διατριβή μετακλαστικά σχιστολιθικά ιζήματα ηλικίας Άνω Παλαιοζωϊκού-Κάτω Τριαδικού και τα υπερκείμενα ανθρακικά πετρώματα (μάρμαρα και ανακρυσταλλωμένοι ασβεστόλιθοι) μεγάλου πάχους με λίγες ενστρώσεις φυλλιτών ηλικίας Μέσου-Άνω Τριαδικού και ίσως και Ιουρασικού χωρίς να έχουμε κάποια παλαιοντολογική απόδειξη. Η άλλη μεγάλη ομάδα αλπικών σχηματισμών της Λέσβου είναι οι «αλλόχθονες ενότητες» που βρίσκονται επωθημένες πάνω στο «αυτόχθονο υποβάθρο», και αποτελούνται από δυο καλύμματα, το υπερκείμενο των οφειολίθων και το υποκείμενο των ηφαιστειοϊζηματογενών σχηματισμών (Katsikatsos et al 1982, 1986). Τη διάκριση αυτή δεν τη είχε ο Hecht (1972) ο οποίος όπως προαναφέρθηκε τα αντίστοιχα πετρώματα του υποκείμενου καλύμματος τα είχε ενσωματωμένα στο υπόβαθρο. Σύμφωνα με την παρούσα μελέτη η διάκριση των σχηματισμών του υποκείμενου τεκτονικού καλύμματος από το υπόβαθρο που προτείνουν οι Κατσικάτσος et al (1982) είναι σαφής. Εκφράζουμε όμως μια διαφορετική ερμηνεία για τους σχηματισμούς αυτούς και τη γεωτεκτονική τους σημασία στηριζόμενη στις νέες απόψεις που έχουν εν τω μεταξύ δημοσιευθεί μετά την τελευταία χαρτογράφηση και βέβαια στη λεπτομερή επανεξέταση των τεκτονικών δομών στο ύπαιθρο. Την ερμηνεία αυτή και το σκεπτικό την αναλύουμε στη συνέχεια. Όπως αναφέρθηκε παραπάνω, μια ενότητα πετρωμάτων είχε χαρακτηριστεί ως ηφαιστειοϊζηματογενής σειρά που μεσολαβούσε με τη μορφή τεκτονικού καλύμματος, μεταξύ του οφειολιθικού καλύμματος που υπέρκειται τεκτονικά και του Άνω Παλαιοζωϊκού-Τριαδικού υποβάθρου (Κατσικάτσος et al. 1982, Katsikatsos et al. 1986). Στη σειρά αυτή δεν είχε δοθεί κάποια συγκεκριμένη ερμηνεία σχετικά με το πώς δημιουργήθηκε, τι αντιπροσώπευε και πώς βρέθηκε τεκτονικά τοποθετημένη μεταξύ των δύο παραπάνω ενοτήτων. Στη συνέχεια όπως αναφέρθηκε κι άλλοι ερευνητές προσπάθησαν με σύγκριση με τις γεωτεκτονικές ζώνες του ηπειρωτικού Ελληνικού χώρου να εξηγήσουν πού ανήκουν αυτοί οι σχηματισμοί. Όσον αφορά τις εμφανίσεις αμφιβολιτών που παρατηρούνται κατά θέσεις στη βάση της οφειολιθικής μάζας, ενώ είχαν χαρακτηριστεί αρχικά ως κατώτερη ομάδα του οφειολιθικού καλύμματος (Κατσικάτσος et al. 1982, Katsikatsos et al. 1986), στην συνέχεια έγιναν νεώτερες εργασίες που με βάση τα νέα μοντέλα γεωτεκτονικής εξέλιξης, ερμήνευσαν τις εμφανίσεις αυτές ως μεταμορφική σόλα των οφειολιθικών πετρωμάτων (Gartzos et al. 1992, 2009, Σερέλης & Γκάρτζος 1994, Hatzipanagiotou & Pe-Piper 1995, Mountrakis et al 2001, Pe-Piper et al 2001, Koglin et al. 2009). Στο σημείο αυτό πρέπει πριν εκφράσουμε την άποψή μας για το σχηματισμό αυτό να διευκρινίσουμε τις έννοιες της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων σύμφωνα με τη διεθνή βιβλιογραφία (Thuizat et al 1981, Robertson & Woodcock 1983, Jones & Robertson 1991, Pollat et al 1996, Dilek & Whitney 1997, Hacker & Gnos 1997, Al-Riyami et al 2002, Elitok & Drüppel 2008).

51 Διδακτορική διατριβή 51 Ως «μεταμορφική σόλα» χαρακτηρίζεται διεθνώς μια ενότητα πετρωμάτων που βρίσκεται μερικές φορές στη βάση οφειολιθικών μαζών και αποτελείται από από αμφιβιλιτικά πετρώματα και από ένα σύνολο μετα-ιζημάτων ωκεάνιας προέλευσης. Η μεταμορφική σόλα δημιουργείται σε ένα περιβάλλον νέας ενδο-ωκεάνιας υποβύθισης, καθώς ένα παλιότερης ηλικίας τμήμα ωκεάνιας λιθόσφαιρας, βυθίζεται κάτω από μια νέα λιθόσφαιρα που είναι ακόμη πολύ ζεστή. Έτσι με την υψηλή θερμοκρασία που υπάρχει στη νέα ζεστή ωκεάνια λιθόσφαιρα που είναι η ανώτερη, δημιουργείται η μεταμόρφωση τμήματος στη βάση της ανώτερης λιθόσφαιρας, καθώς και στα ιζήματα που βρίσκονται πάνω στην κατώτερη κρύα λιθόσφαιρα που κι αυτά εισέρχονται μέσα στην ζώνη υποβύθισης συμπαρασυρόμενα, καθώς η κρύα λιθόσφαιρα βυθίζεται. Τα ιζήματα αυτά καθώς μεταμορφώνονται μέσα στην ζώνη υποβύθισης, προσκολλώνται στην ανώτερη λιθόσφαιρα μαζί με τους αμφιβολίτες και αργότερα όταν αυτό το τμήμα οφειολίθων τοποθετηθεί πάνω σε ένα ηπειρωτικό περιθώριο, τοποθετούνται και αυτά μαζί του σαν πέλμα - σόλα στη βάση της οφειολιθικής μάζας. Η πίεση σε αυτό το περιβάλλον της ενδοωκεάνιας υποβύθισης που λαμβάνει χώρα η μεταμόρφωση δεν είναι πολύ υψηλή και γι αυτό η μεταμόρφωση λαμβάνει χώρα σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής έως αμφιβολιτικής φάσης. Πολλές φορές όμως παρατηρείται γλαυκοφανιτική μεταμόρφωση κατά θέσεις στα πετρώματα όχι της μεταμορφικής σόλας αλλά του ηπειρωτικού περιθωρίου, πάνω στο οποίο γίνεται αργότερα η τεκτονική τοποθέτηση (obduction) της οφειολιθικής μάζας και η οποία προκαλείται από τις ισχυρές πιέσεις της επώθησης.

52 52 Διδακτορική διατριβή Σχ Αναπαράσταση της γεωδυναμικής διαδικασίας σχηματισμού της μεταμορφικής σόλας ( Edinburgh University) Έτσι τα πετρώματα του ηπειρωτικού περιθωρίου καταγράφουν μεταμόρφωση με υψηλές πιέσεις, και η οφειολιθική σόλα δείχνει υψηλές θερμοκρασίες, ως αποτέλεσμα τοποθέτησης πολύ «φρέσκιας» (νέας) λιθόσφαιρας που είχε δημιουργηθεί τότε ο πολύ πριν 2 My. Το ηπειρωτικό περιθώριο υπόκειται σε βαθιά ενταφίαση και μικρή θέρμανση ακολουθούμενη από ψύξη και αποσυμπίεση, ενώ η μεταμορφική σόλα υφίσταται σημαντική θέρμανση και μικρή πίεση και μετά ψύξη και αποσυμπίεση. Η μεταμόρφωση φαίνεται να έχει μια ανεστραμμένη διάταξη, καθώς τα ανώτερα τμήματα της σόλας που βρίσκονται πιο κοντά στη βάση της οφειολιθικής μάζας έχουν υποστεί αμφιβολιτική μεταμόρφωση, ενώ τα κατώτερα πρασινοσχιστολιθική. Αυτό συμβαίνει γιατί ο ρυθμός της τοποθέτησης είναι ταχύτατος σε σύγκριση με την ρυθμό που αποβάλλεται η υπερβολική θερμότητα, και κατά την μεταμόρφωσή τους, τα ανώτερα τμήματα της σόλας βρίσκονται πιο κοντά στην ζεστή ωκεάνια λιθόσφαιρα στο κάτω μέρος της οποίας ακουμπούν κατά της είσοδό τους μέσα στην ζώνη υποβύθισης και άρα σε μεγαλύτερες θερμοκρασίες από ότι τα κατώτερα τμήματα της σόλας που βρίσκονται πιο μακριά από αυτήν. Σε σχέση με το περιβάλλον δημιουργίας μιας τέτοιας ενδοωκεάνιας υποβύθισης (supraoceanic-subduction), θα πρέπει να αναφερθεί ότι τέτοιες συνθήκες για να έρθει δίπλαδίπλα ένα τμήμα παλιάς (κρύας) ωκεάνιας λιθόσφαιρας και ένα τμήμα νέας (ζεστής) ωκεάνιας λιθόσφαιρας και να ξεκινήσει μια ενδο-ωκεάνια υποβύθιση, δημιουργούνται κυρίως στις θέσεις που υπάρχουν ρήγματα μετασχηματισμού, τα οποία προωθούν πλευρικά νέα τμήματα του ωκεανού πλάι σε παλιότερα (κοντά στις μεσοωκεάνιες ράχεις όπου η νέα λιθόσφαιρα είναι

53 Διδακτορική διατριβή 53 ακόμη ζεστή), όπως αναφέρεται για το μοντέλο δημιουργίας των οφειολίθων του Samail στο Ομάν (βιβλιογραφία), που αποτελούν και το τυπικό παράδειγμα δημιουργίας μεταμορφικής σόλας για τους οφειόλιθους του συστήματος της Τηθύος. Καθώς το σύστημα υποβύθισης ωριμάζει, η διαδικασία της ενδο-ωκεάνιας υποβύθισης μπορεί να διακοπεί και η υποβύθιση μεταφέρεται πιο κοντά στο ηπειρωτικό περιθώριο. Κατά την τοποθέτηση πάνω στο ηπειρωτικό περιθώριο της οφειολιθικής μάζας και της σόλας που βρίσκεται στη βάση της, δημιουργούνται συχνά τεκτονικά μίγματα (mélange), από την τεκτονική ανάμειξη των υλικών της μεταμορφικής σόλας με πετρώματα του ηπειρωτικού περιθωρίου, πάνω στα οποία γίνεται η τοποθέτηση. Μεταμορφικές σόλες παρατηρούνται τόσο σε κάποιες θέσεις του Ελληνικού χώρου, όσο και στον χώρο της γειτονικής Τουρκίας. Συγκεκριμένα αναφέρονται στον χώρο της Πίνδου (σχ. 18 και 19), όπου παρατηρείται και μία σημαντική εμφάνιση τεκτονικών μιγμάτων, που είναι γνωστό στην βιβλιογραφία ως το mélange της Αβδέλλας από το ομώνυμο χωριό των Γρεβενών (Jones & Robertson 1991). Είναι χαρακτηριστικό ότι μεταξύ της μεταμορφικής σόλας και του mélange που βρίσκεται στη βάση της, δεν είναι πάντα διακριτή μια τεκτονική επαφή και είναι δύσκολο να θέσει κάποιος το ακριβές όριο μεταξύ τους σε όλες τις θέσεις, αφού όπως αναφέρθηκε, το mélange αποτελείται από τα ίδια υλικά της σόλας ανακατεμμένα, μέσα στα οποία παρεμβάλλονται τεκτονικά τμήματα του υποβάθρου. Με βάση τις περιγραφές των Jones & Robertson (1991), h μεταμορφική σόλα των οφειολίθων της Πίνδου, γνωστή ως ενότητα Λουμνίτσας, αποτελείται από αμφιβολιτικής ως πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταβασικά και μεταϊζηματογενή πετρώματα. Τα πετρώματα αυτά εμφανίζονται γενικά κάτω από τους περιδοτίτες του οφειολιθικού συμπλέγματος και συχνά βρίσκονται σαν αποκολλημένα τεμάχη μήκους μέχρι και 1 km, μέσα στα τεκτονικά μίγματα της Αβδέλλας. Μέσα στη μεταμορφική σόλα, τεκτονικά προς τα κάτω, παρουσιάζεται μια μεταμορφική βαθμιαία μεταβολή από αμφιβολιτική φάση σε πρασινοσχιστολιθική φάση και μετά σε αμεταμόρφωτα ιζήματα. Σε αρκετές θέσεις, τα υποκείμενα ιζήματα των τεκτονικών μιγμάτων ήταν προφανώς πρωτόλιθοι της γειτονικής σόλας. Έτσι, δεν υπάρχει πάντα μια σημαντική επώθηση μεταξύ της πρασινοσχιστολιθικής φάσης της σόλας και των ενοτήτων των μιγμάτων που βρίσκονται από κάτω, σε αντίθεση με τους οφειόλιθους του Ομάν όπως αναφέρεται από τους Searle & Malpas (1980).

54 54 Διδακτορική διατριβή Σχ. 18. Σχηματική αναπαράσταση των τεκτονικών ενοτήτων των οφειολίθων, της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων της μεγάλης οφειολιθικής μάζας της Πίνδου (Jones & Robertson 1991). Κρύσταλλοι κεροστίλβης από τα πετρώματα αμφιβολιτικής φάσης της ενότητας Λουμνίτσας, xρονολογήθηκαν με τη μέθοδο K-Ar (Thuizat et al. 1981) ως 172 ± 5 Ma (Μέσο Ιουρασικό). Χρονολόγηση με 40 Ar- 39 Ar αντίστοιχων πετρωμάτων (Roddick et al. 1979; Spray & Roddick 1980) έδωσε ηλικίες 173 ± 3 και 172 ± 3 Ma (διορθωμένες σε 165 ± 3 Ma; Spray et al. 1984). Οι αμφιβολίτες είναι συνήθως, αλλά όχι αποκλειστικά, μετα-βασαλτικής προέλευσης και παρουσιάζουν συχνά ταινιωτή περιεκτικότητα αμφιβόλου - αστρίου. Τα αμφιβολιτικής φάσης πετρώματα από μεταϊζηματογενή προέλευση, περιλαμβάνουν γρανατούχους-μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους, ταινιωτούς χαλαζο-αστριούχους γνεύσιους, μάρμαρα και μετα-κερατόλιθους. Οι μεταβασίτες της ανώτερης πρασινοσχιστολιθικής φάσης (π.χ. επιδοτιτικοί-αμφιβολίτες και σχιστόλιθοι) συνήθως περιέχουν υπολειμματικές πυριγενείς υφές, συμπεριλαμβανομένων αναγνωρίσιμων μαξιλαροειδών λαβών και φλεβών (dykes) μέσα στα τμήματα χαμηλότερου βαθμού. Άλλα πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταϊζήματα είναι φυλλίτες, γραφιτικοί σχιστόλιθοι, μετα-ανθρακικά και μετα-κερατόλιθοι. Όπου απουσιάζει μία ολοκληρωμένη ακολουθία της μεταμορφικής σόλας, παρατηρούνται τεμάχη κλίμακας-μέτρου μεταϊζηματογενούς λιθολογίας, που περιλαμβάνουν μετα-κερατόλιθους και μάρμαρα, να έχουν ανακρυσταλλωθεί και ενσωματωθεί μέσα στους σερπεντινίτες της βάσης. Τα μεταμορφωμένα πετρώματα μέσα στο mélange της Αβδέλλας είναι της ίδιας προέλευσης με τα μεταμορφωμένα πετρώματα της ενότητας Λουμνίτσας, που σχηματίζουν την άθικτη σόλα. Τα υψηλότερου βαθμού μεταμόρφωσης πετρώματα της σόλας, χαμηλής αμφιβολιτικής μεταμορφικής φάσης (Spray & Roddick 1980), περιέχουν κεροστίλβη, πλαγιόκλαστο, επίδοτο, ζωϊσίτη/κλινοζωϊσίτης και τιτανίτη.

55 Διδακτορική διατριβή 55 Σχ. 19. Γεωδυναμικά μοντέλα εξέλιξης των οφειολιθικών μαζών Πίνδου-Βούρινου και των συνοδών τεκτονικών ενοτήτων (Jonew & Robertson 1991).

56 56 Διδακτορική διατριβή Τα πετρώματα πρασινοσχιστολιθικής φάσης είναι μεταβασίτες και μεταϊζήματα. Τα μεταβασικά πετρώματα περιέχουν παραγενέσεις από ακτινόλιθο, χλωρίτη, επίδοτο, αλβίτη και χαλαζία, ενώ τα μεταϊζήματα παραγενέσεις χαλαζία-μοσχοβίτη-βιοτίτη-γρανάτη. Τα μίγματα της Αβδέλλας αποτελούν μέρος μιας εκτεταμένης ζώνης μιγμάτων που βρίσκεται στην Ελλάδα, στην Αλβανία και την Γιουγκοσλαβία. Τα μίγματα της Αβδέλλας κυρίως συντίθεται από οφειολίθους και ιζήματα, με μεταμορφωμένα τεμάχη, αποκολλημένα από την τεκτονικά υπερκείμενη ενότητα της μεταμορφικής σόλας της Λουμνίτσας. Τα μίγματα ποικίλουν σε τεκτονικό πάχος μέχρι και πάνω από 1000m, σε κάποιες θέσεις βόρεια της Αβδέλλας. Πιο αναλυτικά τα τεκτονικά μίγματα της Αβδέλας περιέχουν μπλοκ από οφειόλιθους (σερπεντινίτες, γάββρους, βασάλτες, δολερίτες, pillow lavas κ.ά.) και μεταϊζήματα της σόλας, όπως μεταψαμμίτες χαλαζιακούς και ασβεστιτικούς, μετακερατόλιθους, μικριτικούς ασβεστόλιθους ανακρυσταλλωμένους και κόκκινους μετα-πελίτες. Στο σύνολο περιέχονται και μπλοκ νηριτικών ανακρυσταλλωμένων ασβεστόλιθων. Έτσι, με το σκεπτικό των νέων γεωτεκτονικών απόψεων και με βάση τις παραπάνω περιγραφές για μεταμορφικές σόλες που συνοδεύουν οφειολιθικές μάζες στον ευρύτερο χώρο του συστήματος της Τηθύος (σχ. 20, 21, 22, 23), έγινε στην παρούσα διατριβή μια επανεξέταση των συγκεκριμένων ενοτήτων, που είχαν ήδη περιγραφεί και από τους προηγούμενους ερευνητές. Πραγματοποιήθηκαν λεπτομερειακές τομές κάθετες στη γενική διάταξη των σχηματισμών με καταγραφή και δειγματοληψεία, κατασκευή λεπτών τομών και μελέτη των παραγενέσεων, αλλά και παρατηρήσεις στα ευρύτερα τμήματα των διαφόρων ενοτήτων, με σκοπό την σύγκριση με αντίστοιχες ενότητες και την κατασκευή ενός μοντέλου για την προέλευση και εξέλιξή τους.

57 Διδακτορική διατριβή 57 Σχ. 20. Τεκτονοστρωματογραφική τομή υπό κλίμακα της δυναμοθερμικής μεταμορφικής σόλας κάτω από τους οφειόλιθους του Pozanti-Karsanti (Polat & Casey 1995).

58 58 Διδακτορική διατριβή Σχ. 21. Σχηματική αναπαράσταση της γεωλογικής ιστορίας των οφειολίθων του Pozanti-Karsanti και της συνδεόμενης μεταμορφικής σόλας και του Aladag mélange κατά το Κάτω - Άνω Κρητιδικό. (Α) Σχηματισμός των οφειολίθων του Pozanti-Karsanti στην Νεο-Τηθύ, (B) έναρξη ενδοωκεάνιας υποβύθισης και μεταφορά των οφειολίθων του Pozanti-Karsanti, και επαύξηση των αμφιβολιτικής και πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμορφωμένων πετρωμάτων στη βάση των οφειολίθων, (C) υποβύθιση ράχης και διείσδυση σμήνους ενδιάμεσων ως μαφικών φλεβών (d yk es ) και (D) σχηματισμός του mélange και τοποθέτηση των οφειολίθων πάνω στο τέμαχος Menderes-Taurus, (E) Χάρτης συρραφών της Νεο-Τηθύος της Τουρκίας και θέση των οφειολίθων του Pozanti-Karsanti (PKO). Τα ένθετα B, C και D είναι μεγεθύνσεις των γεωλογικών γεγονότων που δείχνονται επάνω (Polat et al. 1996).

59 Διδακτορική διατριβή 59 Σχ. 22. Τεκτονικό σχέδιο που αναπαριστά την ενδο-ωκεάνια υποβύθιση στην θαλάσσια δίοδο των εσωτερικών Ταυρίδων, την εξέλιξη των πετρωμάτων της μεταμορφικής σόλας και την τεκτονική τοποθέτηση των καλυμμάτων Beyșehir-Hoyran (Elitok & Drűppel 2008).

60 60 Διδακτορική διατριβή Σχ. 23. Περίληψη της τεκτονικής εξέλιξης των οφειολίθων του Baer-Bassit (Συρία) και των σχετιζόμενων ενοτήτων (Al-Riyami et al. 2002). Κατά την μελέτη της ενότητας που περιγράφηκε από τους Katsikatsos et al. (1982, 1986) ως κάλυμμα ηφαιστειοϊζηματογενών σχηματισμών, διαπιστώσαμε ότι η ενότητα αυτή αποτελείται κατά ένα μέρος, κάτω από την οφειολιθική μάζα, από μετα-ιζήματα ωκεάνιας προέλευσης, με έντονη παρουσία μετα-βασικών ηφαιστειακών υλικών κυρίως υπό μορφή ηφαιστειακών φλεβών (dykes) μέσα στα μεταϊζήματα, αντίστοιχα με αυτά που περιγράφονται

61 Διδακτορική διατριβή 61 στις θέσεις που παρατηρούνται μεταμορφικές σόλες (Polat & Casey 1995, Polat et al 1996, Elitok & Drüppel 2008). Επίσης μέσα σ αυτή την ενότητα παρατηρούνται ανακρυσταλλωμένοι νηριτικοί ασβεστόλιθοι, οι οποίοι με βάση τις παρατηρήσεις μας, δεν διαφέρουν από αυτούς του Άνω Παλαιοζωϊκού-Τριαδικού υποβάθρου. Είναι χαρακτηριστικό επίσης ότι οι ανθρακικές εμφανίσεις παρουσιάζονται πιο κοντά στην ενότητα του υποβάθρου, ενώ ακριβώς πριν από αυτό, παίρνουν τη μορφή μεγάλων μαζών. Επίσης τα καθαρά ωκεάνιας προέλευσης ιζήματα, όπως οι χαρακτηριστικοί βυσινί μεταπελίτες, χαλαζίτες και σχιστόλιθοι καθώς και οι μετακερατόλιθοι εμφανίζονται στο τμήμα της ενότητας αυτής, που βρίσκεται κοντά στην οφειολιθική μάζα. Θα πρέπει να αναφερθεί ότι και από τον Papanikolaou (1999) είχε επισημανθεί ότι τα πετρώματα αυτά είναι πελαγικά ιζήματα που συνοδεύουν τους οφειόλιθους. Καταλήξαμε λοιπόν στην άποψη ότι ένα τμήμα του ηφαιστειοϊζηματογενούς καλύμματος που περιγράφεται από τους Katsikatsos et al. (1982, 1986), αποτελεί μαζί με τους αμφιβολίτες την μεταμορφική σόλα και αυτό γιατί προσομοιάζουν όπως θα φανεί και στις αναλυτικές περιγραφές που ακολουθούν, με τις περιγραφές που έχουν δοθεί στη βιβλιογραφία για τις μεταμορφικές σόλες, με αντίστοιχα μετα-ιζήματα ωκεάνιου χαρακτήρα, και με αντίστοιχη μεταμόρφωση και παραγενέσεις όπως αναφέρθηκαν παραπάνω. Πολύ σημαντική κατά την υπαίθρια εργασία ήταν η παρατήρηση ότι κάτω από αυτά τα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας, βρίσκονταν τα ίδια υλικά με συχνές εναλλαγές τις λιθολογίας, αλλά ανακατεμένα και τεκτονισμένα, περιλαμβάνοντας και τεκτονικά εγκλωβισμένα τεμάχη τόσο οφειολιθικά, όσο και ανθρακικά. Αυτή η παρατήρηση μας οδήγησε σε περαιτέρω έρευνα που κατέληξε στη διαπίστωση της ύπαρξης εκτεταμένων τεκτονικών μιγμάτων (mélange) υποκειμένων της μεταμορφικής σόλας. Τα τεκτονικά αυτά μίγματα σε πολλές περιοχές της Λέσβου δίνουν πολύ εντυπωσιακές εικόνες και πολύ ενδιαφέρουσα σύσταση όπως θα δείξουμε στις περιγραφές του επόμενου κεφαλαίου. Έτσι μετά από λεπτομερή έρευνα πιστεύουμε ότι τα μίγματα αυτά δημιουργήθηκαν κατά την τοποθέτηση των οφειολίθων και της μεταμορφικής τους σόλας πάνω στο σχετικά αυτόχθονο υπόβαθρο, τεκτονική κίνηση που είχε ως αποτέλεσμα να έχουν μέσα τους ενσωματωθεί τεκτονικά, μπλοκ ανακρυσταλλωμένων ασβεστολίθων του υποκείμενου υποβάθρου. Σε πολλές θέσεις, όπως και στις αντίστοιχες περιγραφές από την Πίνδο, δεν είναι εύκολο να διακριθεί ένα σαφές όριο μεταξύ υπερκείμενης μεταμορφικής σόλας και υποκείμενων τεκτονικών μιγμάτων αφού τα υλικά είναι τα ίδια και μόνο το έντονο τεκτονικό ανακάτεμα και ο τεκτονικός εγκλωβισμός τμημάτων του υποβάθρου που παρατηρούνται μέσα στα μίγματα, είναι που βοηθούν στη διάκρισή τους. Μέσα στην ίδια ενότητα που από τους Katsikatsos et al. (1982, 1986) αναφέρεται ως «ηφαιστειοϊζηματογενής σειρά» όπως αναφέρθηκε συμπεριλαμβάνονται μεγάλες μάζες ανθρακικών πετρωμάτων, πολύ κοντά στο όριο της ενότητας αυτής με το υποκείμενο

62 62 Διδακτορική διατριβή υπόβαθρο, το οποίο επίσης περιλαμβάνει μεγάλες μάζες ανθρακικών πετρωμάτων. Κατά την υπαίθρια εργασία, παρατηρήσαμε ότι τα ανθρακικά αυτά δεν διέφεραν από αυτά του υποβάθρου, και επομένως θεωρούμε ότι ένα τμήμα αυτής της σειράς που περιέχει τα ανθρακικά μεγάλου πάχους είναι ενιαίο με το υπόβαθρο. Θα πρέπει επίσης να επισημανθεί ότι αναφέρεται από τους Katsikatsos et al. (1982, 1986), η ύπαρξη γαλυκοφανή (ορυκτού δηλαδή χαρακτηριστικού μεταμόρφωσης HP/LT (που δεν συμβαδίζει με την γενικά χαμηλής πίεσης μεταμόρφωση των υπολοίπων πετρωμάτων) σε κάποια από τα κατώτερα τμήματα της ηφαιστειοϊζηματογενούς ενότητας, τα οποία όμως εμείς θεωρούμε ότι ανήκουν στο υπόβαθρο και όχι στο υπερκείμενο τεκτονικό κάλυμμα. Αν και παρ όλες τις έρευνές μας πουθενά δε συναντήσαμε γλαυκοφανή εντούτοις από τις περιγραφές σχηματισμού μεταμορφικής σόλας στη διεθνή βιβλιογραφία προκύπτει ότι κάποια πετρώματα του ηπειρωτικού περιθωρίου πάνω στο οποίο γίνεται η τοποθέτηση της οφειολιθικής μάζας με ην μεταμορφική σόλα, αναπτύσσουν κατά τη διαδικασία αυτή στοιχεία μεταμόρφωσης υψηλής πίεσης. Θα ήταν επομένως συμβατή η παρουσία του γλαυκοφανή μέσα στα πετρώματα του υποβάθρου κάτω από το κάλυμμα. Αξίζει να σημειώσουμε επίσης ότι οι εμφανίσεις της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών mélange αποκτούν κατά θέσεις μεγάλη έκταση, εξαιτίας της επανάληψης που δημιουργείται από πτύχωση και κυρίως από τις εσωτερικές λεπιώσεις τους.

63 Διδακτορική διατριβή 63 B4. Αναλυτική παρουσίαση της γεωλογικής και τεκτονικής δομής της Λέσβου κατά περιοχές Σχ. 24. Γεωλογικός χάρτης της Λέσβου (Katsikatsos et al. 1986). Με κόκκινο σημειώνονται οι γεωλογικές τομές της παρούσας μελέτης, που περιγράφονται στη συνέχεια. 1: Χαραμίδα - Αγ. Ερμογένης 2: Ταξιάρχες - Λουτρά 3: Κώμη - Πηγή - Θερμή 4: Πηγές Τσίγκου - Αγ. Δημήτριος 5: Όλυμπος - Αγιάσος 6: Αμπελικό - Ακράσι 7: Πλωμάρι - Δρότα 8: Πέραμα - Φτελί - Τάρτη 9: Σίγρι

64 64 Διδακτορική διατριβή Υπόμνημα γεωλογικών τομών

65 Διδακτορική διατριβή 65 Β4.1. Η περιοχή Χαραμίδας-Αγ. Ερμογένη της Χερσονήσου Αμαλής Σχ. 25: Γεωλογική τομή της περιοχής Χαραμίδας - Αγ. Ερμογένη. Στην γεωλογική τομή που πραγματοποιήθηκε στην περιοχή Χαραμίδας - Αγ. Ερμογένη στο νότιο άκρο της χερσονήσου της Αμαλής, παρατηρείται η διαδοχή με την σημαντκή οφειολιθική εμφάνιση της Αμαλής που αποτελεί το ανατολικό τμήμα της οφειολιθικής μάζας της Λέσβου, να βρίσκεται τοποθετημένη πάνω στην μεταμορφική σόλα, στα τεκτονικά μίγματα και στην συνέχεια όλα μαζί πάνω στο σχετικά αυτόχθονο υπόβαθρο. Η σημερινή θέση είναι αποτέλεσμα της εφελκυστικής κατάρρευσης των αρχικών καλυμμάτων, που πραγματοποιήθηκε με εφελκυστικά ρήγματα μικρής γωνίας κλίσης (detachment), τα οποία παρατηρούνται μέσα στα πετρώματα της περιοχής και έχουν επικαλύψει κατά το μεγαλύτερο μέρος τις παλιές ανάστροφες δομές. Η γεωλογική τομή διεύθυνσης Δ-Α στη Νότια παραλία της χερσονήσου της Αμαλής, μεταξύ του χωριού Χαραμίδα στα ανατολικά και του όρμου του Αγ. Ερμογένη στα δυτικά, δίνει κάποια ενδιαφέροντα στοιχεία για την τεκτονική σχέση των οφειολίθων και των άλλων σχηματισμών. Η διαδοχή αυτών από τα ανατολικά προς τα δυτικά είναι η παρακάτω (σχ. 25): α. Κατ αρχήν παρατηρούνται τα πετρώματα της οφειολιθικής μάζας της χερσονήσου της Αμαλής, που δομείται από συμπαγή υπερβασικά πετρώματα, κατά θέσεις πολύ σερπεντινιωμένα (δουνίτες, περιδοτίτες, σερπεντινίτες) και μέσα τους στην περιοχή της Χαραμίδας παρατηρήθηκαν ωραίες εικόνες από παλιές μαξιλαροειδείς λάβες (pillow lavas) με καλά διατηρημένες κορώνες (σχ. 26). Η οφειολιθική μάζα της Αμαλής εμφανίζεται με διατμητικές ζώνες κανονικής εφελκυστικής κίνησης προς τα Α-ΝΑ σε όλη σχεδόν την έκτασή της. Οι διατμητικές αυτές ζώνες εντάσσονται στη γενικότερη εφελκυστική τεκτονική του Τριτογενούς που προκάλεσε την κατάρρευση του τελικού ορογενούς και των τεκτονικών καλυμμάτων. Οι συμπιεστικές δομές που μετρήθηκαν με τα χαρακτηριστικά σιγμοειδή παχυμένα σώματα, φαίνονται υπολλειμματικά, τελείως εξαλλοιωμένες από τον

66 66 Διδακτορική διατριβή μεταγενέστερο εφελκυσμό κατάρρευσης, οι δομές του οποίου φαίνεται να κυριαρχούν σήμερα. Έτσι στη συγκεκριμένη θέση παρατηρείται η επαφή των οφειολίθων με τα υποκείμενα μεταϊζήματα της μεταμορφικής σόλας διαμέσου ενός κανονικού ρήγματος αποκόλλησης μικρής γωνίας κλίσης προς τα ΝΑ (120/45) αντιπροσωπευτικού της εφελκυστικής κατάρρευσης. Στη βάση των οφειολίθων κατά μήκος της επιφάνειας του ρήγματος έχει δημιουργηθεί από την τεκτονική κίνηση ένα τεκτονικό λατυποπαγές πάχους cm, το οποίο περιλαμβάνει λατύπες διαστάσεως λίγων cm από οφειολιθικά πετρώματα βασικής σύστασης, από μεταϊζήματα της υποκείμενης μεταμορφικής σόλας όπως χλωριτικοί - επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι, καθώς και από ανακρυσταλλωμένους ασβεστολίθους των υποκείμενων τεκτονικών μιγμάτων. Όλα αυτά τα λατυποποιημένα πετρώματα βρίσκονται μέσα σε ένα μυλωνιτιωμένο λεπτόκοκκο υλικό σερπεντινιτών των οφειολίθων. Σχ. 26: Μαξιλαροειδείς λάβες (pillow lavas) από την οφειολιθική μάζα της χερσονήσου της Αμαλής, στην περιοχή της Χαραμίδας. β. Υποκείμενα των οφειολίθων βρίσκονται τα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας. Αξιοσημείωτο είναι ότι απουσιάζουν τελείως από την επαφή οι αμφιβολίτες, που συνήθως στις άλλες περιοχές της Λέσβου αποτελούν το πρώτο πέτρωμα της σόλας στη βάση των οφειολίθων. Αυτό προφανώς οφείλεται στη δράση του κανονικού ρήγματος αποκόλλησης που μετακίνησε την επαφή. Έτσι, πρώτο πέτρωμα των μεταϊζημάτων της σόλας που βρίσκεται σε επαφή με τους οφειόλιθους είναι πράσινοι χλωριτικοί - επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι που εναλλάσσονται με

67 Διδακτορική διατριβή 67 μαρμαρυγιακούς - ασβεστιτικούς σχιστόλιθους σε μια ζώνη πλάτους 300m με κλίσεις σχιστότητας σταθερά προς τα ΝΑ. Ακολουθεί μια δραστική ανόρθωση των πετρωμάτων της σόλας και των υποκείμενων τεκτονικών μιγμάτων σε μια ζώνη μεγάλου πλάτους (πάνω από 200m). Τα πετρώματα της σόλας που αναφέρθηκαν παραπάνω μαζί με μεταψαμμίτες - χαλαζίτες και μεταβασικές φλέβες βρίσκονται κατακόρυφα τελείως σε συνεχείς εναλλαγές. Η ανόρθωση αυτή προφανώς προκλήθηκε από ένα ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης που παρατηρείται κατά θέσεις με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ (40/70 pitch 35 ο ΝΑ). γ. Ακολούθως η διαδοχή περνάει στα τεκτονικά μείγματα (mélanges), τα οποία επίσης είναι ανορθωμένα, αποτελούμενα από πράσινους χλωριτικούς και τεφρούς μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους, μέσα στους οποίους βρίσκονται τεκτονισμένα μπλοκ ανακρυσταλλωμένων ασβεστολίθων του σχετικά αυτόχθονου Τριαδικού υποβάθρου, που είναι επίσης τοποθετημένα κατακόρυφα όπως και η σχιστότητα των σχιστολιθικών πετρωμάτων στην τεκτονική αυτή ζώνη. Το συνολικό πλάτος της εμφάνισης των τεκτονικών μιγμάτων υπερβαίνει τα 700m. δ. Στη συνέχεια, με ένα χάσμα παρατήρησης 20m λόγω διάβρωσης, συναντάται σε υποκείμενη θέση ως προς τα τεκτονικά μείγματα, το σχετικά αυτόχθονο μεταμορφωμένο Άνω Παλαιοζωικό υπόβαθρο τα πετρώματα του οποίου εμφανίζουν αρχικά κλίση σχιστότητας προς τα ανατολικά, βυθιζόμενη κάτω από τα τεκτονικά μείγματα. Προφανώς μια επωθητική τεκτονική επαφή μη ορατή, χωρίζει τα τεκτονικά μίγματα από το υπόβαθρο. Τα πρώτα πετρώματα του υποβάθρου είναι σερικιτικοί σχιστόλιθοι και μεταψαμμίτες - χαλαζίτες σε συνεχείς εναλλαγές. Οι τελευταίοι σχηματίζουν ωραίες εικόνες boudinage κατά μήκος της σχιστότητας. Η κλίση των σχηματισμών σταδιακά μεταβάλλεται σε Δ-ΒΔ δημιουργώντας μια αντικλινική δομή μεσο-κλίμακας, με άξονα ΒΑ-ΝΔ. Προς τα επάνω στο ίδιο σύστημα με την ίδια κλίση προς τα ΒΔ παρατηρούνται μεταψαμμίτες - μετα-αρκόζες με παραγένεση χαλαζία, πλαγιόκλαστα, Κ-άστριους σε κρυστάλλους θραυστικούς και συνδετικό υλικό χαλαζιοαστριούχο, μοσχοβίτη, χλωρίτη, επίδοτο. Σε πολλά δείγματα οι μετα-αρκόζες περιέχουν μεγάλους κρυστάλλους χαλαζία και Κ-αστρίων υπό μορφή μικροκλινή και φέρουν ακόμη μυρμικίτες και περθίτες προφανώς προερχόμενους από παλιά γρανιτικά πετρώματα από τα οποία προήλθαν τα υλικά σχηματισμού των μετα-αρκοζών. Επιπλέον όλα τα μετα-αρκοζικά αυτά πετρώματα παρουσιάζουν σαφή έως πολύ ισχυρή μυλωνιτίωση με εντυπωσιακό μυλωνιτικό ιστό. Το συνολικό πάχος των στρωμάτων μετα-αρκοζών - μυλωνιτών υπολογίζεται στα 100m. Σε ακόμη υψηλότερες στάθμες τα λεπτόκοκκα αυτά μετακλαστικά ιζήματα (μεταψαμμίτες και μετα-αρκόζες) εναλλάσσονται με χοντρόκοκκα μετα-ψηφιδοπαγή και προς τα επάνω εξελίσσονται σε ένα μεγάλου πάχους (100m περίπου) μετακροκαλοπαγές, που περιέχει και ενδιάμεσες λεπτές ενστρώσεις μεταψαμμιτών, μετααρκοζών και σερικιτικών σχιστολίθων.

68 68 Διδακτορική διατριβή Πρόκειται για μικρο- έως μεσοκροκαλοπαγές, συνήθως με κροκάλες διαμέτρου 1-2 cm, τυπικά πυριτικό, με συνδετική ύλη χαλαζιακή και κροκάλες χαλαζιακές και σχιστολιθικές. Κατά θέσεις όμως γίνεται και μεγα-κροκαλοπαγές με επιμήκη κομμάτια αποστρογγυλωμένα σχιστολίθων ως μεγα-κροκάλες μήκους 1-2 m και πάχους 0,20-0,50m. Προς τα πάνω το υπόβαθρο έχει εναλλαγές μεταψαμμιτών - σερικιτικών σχιστολίθων που σταδιακά περνάνε σε ένα ορίζοντα Τριαδικού μαρμάρου. Από την παραπάνω περιγραφή γίνεται αντιληπτό ότι αυτή η σειρά των πετρωμάτων του σχετικά αυτόχθονου Άνω Παλαιοζωικού υποβάθρου της Λέσβου είναι μια τυπική μετακλαστική σειρά με κλαστικά ιζήματα που προήλθαν από τη διάβρωση και τροφοδοσία κάποιου παλιότερου κρυσταλλοσχιστώδους υποβάθρου με γνεύσιους και σχιστόλιθους μέσα στο οποίο υπήρχαν και γρανιτικά σώματα προ-πέρμιας ηλικίας. Σε ορισμένες στάθμες αυτού του Άνω Παλαιοζωικού σχιστολιθικού - μετακλαστικού συστήματος εμφανίζονται πυκνές εναλλαγές της μετα-αργιλλικής και μετα-ψαμμιτικής φάσης ιζηματογένεσης υπονοώντας ένα χαρακτήρα μετα-φλύσχη με τουρβιδικές εναλλαγές. Όμως η πολύ μεγάλη συμμετοχή των κλαστικών ιζημάτων (ψαμμίτες - αρκόζες - κροκαλοπαγή) του προσδίδουν πιο αντιπροσωπευτικά το χαρακτηρισμό της μετακλαστικής σειράς, η μεταμόρφωση της οποίας είναι τυπική πρασινοσχιστολιθικής φάσης με παραγένεση χαλαζία - αλβίτη - λευκό μαρμαρυγία, χλωρίτη, επίδοτο. Σε όλο το τμήμα της γεωλογικής τομής που βρίσκεται στο Άνω Παλαιοζωϊκό υπόβαθρο παρατηρούνται αλλεπάλληλες ανάστροφες ρηξιγενείς επιφάνειες με στοιχεία 200/20, 160/55, 290/55, 274/74, 285/60, οι οποίες προκάλεσαν τις εφιππεύσεις και λεπιώσεις κατά την Τριτογενή συμπιεστική τεκτονική, προφανώς μετά την κύρια πτύχωση του συστήματος σε πλαστικές συνθήκες, καθ όσον παρατηρούνται οι πτυχές αυτές με άξονες 24/9, 208/30, 200/15 να κόβονται από τις παραπάνω ανάστροφες επιφάνειες. Σχ. 27: Διαγράμματα Schmidt σχιστότητας των πετρωμάτων της σόλας (α) και του κροκαλοπαγούς του υποβάθρου (β) από την περιοχή Χαραμίδας - Αγ. Ερμογένη.

69 Διδακτορική διατριβή 69 Γενικά στην οφειολιθική μάζα στην ευρύτερη περιοχή της Χαραμίδας και κυρίως στη διαδρομή από Χαραμίδα προς Παναγία Αμαλή και Μυτιλήνη, παρατηρούνται εντυπωσιακές εικόνες των τεκτονικών δομών των διαφόρων φάσεων που επέδρασαν στα πετρώματα της Λέσβου. Παρατηρούνται τόσο συμπιεστικές, όσο και εφελκυστικές δομές, θραυσιγενών (brittle) και ημιπλαστικών (semi-ductile) συνθηκών, καθώς και θέσεις όπου παρατηρείται η αλληλεπίδρασή τους. Οι ημιπλαστικές εφελκυστικές δομές φαίνεται γενικά ότι κυριαρχούν. Αυτές είναι και οι δομές στις οποίες οφείλεται η κατάρρευση του οφειολιθικού καλύμματος και η σημερινή του θέση πάνω στις ενότητες της μεταμορφικής σόλας, των τεκτονικών μιγμάτων και του σχετικά αυτόχθονου υποβάθρου, όπως έχει ήδη αναφερθεί. Οι συμπιεστικές επιφάνειες που μετρήθηκαν στην περιοχή Χαραμίδας - Αγ. Ερμογένη έχουν παράταξη ΒΑ-ΝΔ με βύθιση κυρίως προς τα ΒΔ με μέσες τιμές γωνιών κλίσεως και γενικά δείχνουν κίνηση με φορά προς τα ΝΑ. Στις περισσότερες δεν εντοπίζονται σαφείς γραμμώσεις ολίσθησης. Μέσα στις ζώνες των ανάστροφων ρηγμάτων παρατηρούνται πολύ εντυπωσιακές εικόνες από παχυμένα σώματα - κινηματικούς δείκτες. Σε πολλές θέσεις οι ανάστροφες επιφάνειες συνοδεύεται από την παρουσία μικροπτυχών, με άξονες b ΒΒΑ-ΝΝΔ διεύθυνσης και μικρής βύθισης προς τα ΝΝΔ (20/10 ΝΝΔ). Σε πολλές θέσει οι συμπιεστικές επιφάνεις κόβονται από μεταγενέστερες εφελκυστικές ημιπλαστικές και θραυσιγενείς επιφάνειες. Σχ. 28: Διάγραμμα Schmidt συμπιεστικών επιφανειών (α) και b-αξόνων μικροπτυχών (β), που μετρήθηκαν στην χερσόνησο της Αμαλής.

70 70 Διδακτορική διατριβή Σχ. 29: Συμπιεστική δομή σε παλιές pillow lavas στον παραλιακό δρόμο από Μυτιλήνη προς Χαραμίδα, μετά την διασταύρωση προς Παναγία Αμαλή. Παρόμοιες εικόνες παρατηρούνται μέσα στα οφειολιθικά πετρώματα, σε όλο σχεδόν το μήκος της παραλιακής διαδρομής από Μυτιλήνη προς Χαραμίδα. Σχ. 30: Συμπιεστική δομή σε οφειόλιθους στον παραλιακό δρόμο από Μυτιλήνη προς Χαραμίδα, μετά την διασταύρωση προς Παναγία Αμαλή. Κόβεται από κανονικές ρηξιγενείς επιφάνειες του μετέπειτα εφελκυσμού.

71 Διδακτορική διατριβή 71 Οι ημιπλαστικές εφελκυστικές επιφάνειες που βρέθηκαν στην περιοχή της Αμαλής, υπερισχύουν σε αριθμό των συμπιεστικών διότι είναι νεώτερες από αυτές, επικρατούν και σε πολλές θέσεις όπως αναφέρθηκε, κόβουν τις συμπιεστικές δομές. Οι δομές αυτής της εφελκυστικής φάσης δείχνουν γενικά κίνηση προς τα ΝΑ. Σχ. 31: Διάγραμμα Schmidt ημιπλαστικών εφελκυστικών επιφανειών (semi-ductile) που μετρήθηκαν στην χερσόνησο της Αμαλής. Σχ. 32: Χαρακτηριστική εικόνα ημιπλαστικής εφελκυστικής τεκτονικής σε οφειόλιθους στην περιοχή χερσονήσου Αμαλής.

72 72 Διδακτορική διατριβή Σχ. 33: Εφελκυστική ημιπλαστική δομή με ΝΑ διεύθυνση κλίσης, στον δρόμο από Χαραμίδα προς Μυτιλήνη, οι γραμμώσεις ολίσθησης της οποίας υποδεικνύουν κανονική κίνηση προς ΝΔ, 165/72 pitch 50 ΝΔ. Σε αρκετές περιπτώσεις, οι ημιπλαστικές εφελκυστικές δομές εμφανίζονται να κόβονται από νεώτερες κανονικές ρηξιγενείς επιφάνειες θραύσης. Τέτοια εικόνα παρατηρήθηκε στον παραλιακό δρόμο από Χαραμίδα προς διασταύρωση Παναγίας Αμαλής, όπου μία προγενέστερη ημιπλαστική εφελκυστική επιφάνεια με κλίση προς ΔΝΔ, κόβεται από νεώτερη κανονική ρηξιγενή επιφάνεια θραύσης με κλίση προς ΝΝΔ.

73 Διδακτορική διατριβή 73 Σχ. 34: Παλαιότερες ημιπλαστικές εφελκυστικές δομές μικρής γωνίας κλίσης, που κόβονται από κανονικά ρήγματα θραύσης, σε οφειόλιθους στον δρόμο από Χαραμίδα προς διασταύρωση Παναγίας Αμαλής. Κανονικά ρήγματα brittle συνθηκών με γενική παράταξη Α-Δ και κλίση προς Ν, παρατηρήθηκαν να κόβουν εξαλλοιωμένες pillow lavas στον παραλιακό δρόμο από Χαραμίδα προς Μυτιλήνη. Σχ. 35: Ρηξιγενείς επιφάνειες με παράταξη Α-Δ και κλίση προς Ν, στο ΝΑ τμήμα της χερσονήσου Αμαλής.

74 74 Διδακτορική διατριβή Σχετικά με την παρουσία γραμμώσεων, οι ημιπλαστικές εφελκυστικές επιφάνειες φαίνεται να διακρίνονται σε δύο κατηγορίες. Γραμμώσεις παρουσιάζονται στις επιφάνειες που κλίνουν κυρίως προς τα ΝΝΑ και προς τα ΝΔ, ενώ οι επιφάνειες που κλίνουν προς τα ΒΔ-ΒΑ σπάνια παρουσιάζουν γράμμωση. Οι ημιπλαστικές εφελκυστικές επιφάνειες παρατηρούνται σε αρκετές θέσεις να κόβουν συμπιεστικές δομές. Οι εφελκυστικές δομές θραύσης που μετρήθηκαν στην περιοχή της Αμαλής παρουσιάζονται σε διάφορες διευθύνσεις. Σε πολλές θέσεις συναντώνται να κόβουν παλαιότερες δομές, τόσο συμπιεστικές, όσο και semi-ductile εφελκυστικές. Μετά την επεξεργασία που έγινε στις μετρήσεις των ρηξιγενών επιφανειών και των γραμμώσεων ολίσθησης που βρέθηκαν πάνω σ αυτές, προέκυψε σημαντική διασπορά στη διεύθυνση του εφελκυσμού που προκάλεσε τα κανονικά ρήγματα. Συγκεκριμένα διακρίνονται τρεις διευθύνσεις εφελκυσμού. Η μία από αυτές, που είναι και η χαρακτηριστικότερη, είναι ΒΔ-ΝΑ, η άλλη Β-Ν και η ασθενέστερη ΔΝΔ-ΑΒΑ. Σχ. 36: Διάγραμμα Schmidt εφελκυστικών επιφανειών θραύσης (brittle) που μετρήθηκαν στην χερσόνησο της Αμαλής.

75 Διδακτορική διατριβή 75 Σχ. 37: Εφελκυστική επιφάνεια θραύσης με παράταξη Β-Ν και διεύθυνση κλίσης προς τα Α, στο ΝΑ τμήμα της χερσονήσου Αμαλής. Παρατηρήθηκαν επίσης και brittle συνθηκών strike-slip ρήγματα, τόσο μέσα στους οφειόλιθους, όσο και μέσα στην σόλα. Τα strike-slip ρήγματα που μετρήθηκαν στην κορυφή της οφειολιθικής μάζας της Αμαλής είναι κυρίως δεξιόστροφα και μερικά παρουσιάζουν και σημαντική κατακόρυφη κανονική συνιστώσα (πλαγιοκανονικά). Στον παραλιακό δρόμο από Μυτιλήνη προς Χαραμίδα, στην θέση Αγ. Γεώργιος, παρατηρήθηκαν μέσα σε Πλειοκαινικά Νεογενή ιζήματα, ανοιχτές πτυχές κάμψης με άξονες b σε διεύθυνση περίπου Α-Δ. Οι πτυχές αυτές οφείλονται πιθανόν σε μία συμπίεση διεύθυνσης Β-Ν, η οποία είναι συμβατή και με τα strike-slip ρήγματα που παρατηρούνται στην περιοχή.

76 76 Διδακτορική διατριβή Σχ. 38: Ανοιχτή κάμψη σε Νεογενή ιζήματα στον δρόμο από Μυτιλήνη προς Χαραμίδα. Πάνω στον ίδιο δρόμο λίγα μέτρα πιο νότια, παρατηρούνται κατακόρυφα Πλειοκαινικά Νεογενή ιζήματα με εναλλαγές ηφαιστειακών υλικών. Η ανόρθωση των στρωμάτων οφείλεται στην δράση ενός σημαντικού strike-slip ρήγματος, σχεδόν κατακόρυφου με μικρή απόκλιση προς τα ΑΝΑ (110/84). Η ζώνη του ρήγματος έχει πλάτος 25m περίπου. Σχ. 39: a. Σχηματική γεωλογική τομή της επαφής των Νεογενών ιζημάτων με την οφειολιθική μάζα στην περιοχή Αγ.Γεώργιος (ανεμογεννήτριες) b. Λεπτομέρεια του μεγάλου strike-slip ρήγματος που ανορθώνει τα Νεογενή ιζήματα.

77 Διδακτορική διατριβή 77 Β4.2. Η περιοχή Ταξιαρχών-Λουτρών της Χερσονήσου Αμαλης Μια ακόμη αντιπροσωπευτική τομή των πετρωμάτων της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων (mélanges) παρατηρείται στην περιοχή των χωριών Ταξιάρχες και Λουτρά στη βάση της Χερσονήσου Αμαλής. Ειδικότερα η τομή διαγράφεται με διεύθυνση ΑΝΑ - ΔΒΔ από την περιοχή του οικισμού Αγ. Μαρίνας στα ΑΝΑ προς την ανθρακική μάζαπετρωμάτων που βρίσκεται ΒΒΔ του χωριού Λουτρά στο ύψωμα Κοκκινόβολας (401m). Σχ. 40: Γεωλογική τομή στην περιοχή Ταξιάρχες - Λουτρά. Η διαδοχή των πετρωμάτων από την οφειολιθική μάζα της Αμαλής στα ΝΑ προς την περιοχή των Λουτρών στα ΔΒΔ, δηλαδή από τις ανώτερες τεκτονικά στάθμες προς τις κατώτερες, είναι η παρακάτω (σχ. 40): α. Μεγάλη οφειολοθική μάζα αποτελούμενη κυρίως από σερπεντινιωμένους δουνίτες με παραγένεση ολιβίνη, σερπεντίνη (αντιγορίτη), πλαγιόκλαστα, επίδοτο. Μέσα στη μεγάλη σερπεντινιωμένη μάζα παρατηρούνται και μεγάλοι όγκοι βασικών μελών (μεταγάββρων). Η οφειολιθική μάζα εμφανίζει μεγάλες παράλληλες εφελκυστικές ρηξιγενείς επιφάνειες μικρής γωνίας κλίσης προς τα ΝΑ ( /50).

78 78 Διδακτορική διατριβή Σχ. 41. Διάγραμμα των εφελκυστικών ρηγμάτων μικρής γωνίας κλίσης που μετρήθηκαν στα πετρώματα της οφειολιθικής μάζας στην τομή Ταξιάρχες - Λουτρά και υπολογισμός των αξόνων του πεδίου των τάσεων με βάση τις αντίστοιχες μετρήσεις. Φαίνεται η ξεκάθαρα η διεύθυνση κατάρρευσης των καλυμμάτων προς τα ΝΑ. β. Υποκείμενη τεκτονικά βρίσκεται η μεταμορφική σόλα. Συγκεκριμένα στη βάση της οφειολιθικής μάζας παρατηρείται ένας ορίζοντας αμφιβολιτών με κλίση 140/40 πάχους 100m. Η παραγένεση των αμφιβολιτών είναι πράσινη αμφίβολος, πλαγιόκλαστα χαλαζίας, επίδοτο, τιτανίτης. Παρατηρούνται επίσης ορισμένοι κρύσταλλοι ακτινόλιθου από τη μεταγενέστερη μετατροπή της πράσινης αμφιβόλου. Κάτω από τους αμφιβολίτες με την ίδια κλίση (σε συμφωνία σχιστότητας) βρίσκεται ένας ορίζοντας πάχους 150m αποτελούμενος από συνεχείς εναλλαγές των 5-10m μεταϊζημάτων όπως μαρμαρυγιακών σχιστολίθων (παραγένεση: χαλαζίας, αλβίτης, λευκός μαρμαρυγίας), μαρμαρυγιακών ασβεστιτικών σχιστολίθων (παραγένεση: λευκός μαρμαρυγίας, ασβεστίτης, χαλαζίας, αλβίτης, επίδοτο, χλωριτοειδής), μεταψαμμιτών - βυσσινί χρώματος (παραγένεση: ασβεστίτη, χαλαζία, πλαγιόκλαστα, χλωρίτη). Στον ορίζοντα αυτό παρεμβάλλονται μέσα στα μεταϊζήματα, με την ίδια σχιστότητα, δύο ενστρώσεις μετα-ηφαιστειακών πετρωμάτων (μετα-διαβάσες) πάχους 20m και 30m. Οι μετα-διαβάσες έχουν οφειτικό ιστό, υπολειμματικό και αλλοιωμένο με παραγένεση από αλλοιωμένα πλαγιόκλαστα και πυρόξενους, χλωρίτη, ασβεστίτη, επίδοτο και αδιαφανή ορυκτά. Με τη σύσταση αυτή ο ορίζοντας αυτός μπορεί να χαρακτηρισθεί ως μια μεταμορφωμένη ηφαιστειοϊζηματογενής σειρά. γ. Υποκείμενος της μεταμορφικής σόλας βρίσκεται ο σχηματισμός των τεκτονικών μιγμάτων. Συγκεκριμένα άμεσα υποκείμενος και με σύμφωνη σχιστότητα βρίσκεται ένας ορίζοντας μεταϊζημάτων πάχους 500m αποτελούμενος από συνεχείς εναλλαγές μαρμαρυγιακών σχιστολίθων, ασβεστιτικών μεταψαμμιτών (ασβεστίτης - χαλαζίας) και μεταψαμμιτών - χαλαζιτών βυσσινί ή πράσινου χρώματος. Οι τελευταίοι αποτελούνται από κόκκους

79 Διδακτορική διατριβή 79 χαλαζία και πλαγιοκλάστων σε συσσωματώματα, πιθανόν υλικά προερχόμενα από πυριγενή πετρώματα, φλεβίδια και συσσωματώματα ανακρυσταλλωμένου ασβεστίτη, χλωρίτη, επίδοτο και λευκό μαρμαρυγία. Μέσα στα μεταϊζήματα αυτά, παρεμβάλλονται υπό μορφή ενστρώσεων τράπεζες ανακρυσταλλωμένων πελαγικών ασβεστολίθων πάχους 2-3m που περιέχουν και βυσσινί χρώματος σχιστόλιθους, καθώς και τεκτονικά μπλοκ μαρμάρων, μη αποστρογγυλωμένων, πάχους m τεκτονικά τοποθετημένων μέσα στα μεταϊζήματα υπό μορφή μεγάλου τεκτονικού μίγματος, προερχόμενα από τα Τριαδικά νηριτικά ανθρακικά πετρώματα του σχετικά αυτόχθονου υποβάθρου. Στους βαθύτερους ορίζοντες συναντώνται μόνο φυλλιτικά πετρώματα και σερικιτικοί σχιστόλιθοι που τοποθετούνται πάνω στα μεγάλου πάχους μάρμαρα του σχετικά αυτόχθονου Άνω Παλαιοζωικού - Τριαδικού υποβάθρου που βρίσκονται στην περιοχή Δ-ΒΔ του χωριού Λουτρά. δ. Συμπερασματικά ο σχηματισμός των τεκτονικών μιγμάτων αποτελείται κατά βάση από τα ίδια πετρώματα της μεταμορφικής σόλας, τα οποία έχουν υποστεί έντονο τεκτονισμό κατά την τοποθέτηση του τεκτονικού καλύμματος και μέσα τους εγκλωβίστηκαν τεκτονικά μπλοκ μαρμάρων του Τριαδικού δημιουργώντας ένα έγχρωμο τεκτονικό ανακάτεμα. Η σχιστότητα των πετρωμάτων τόσο της μεταμορφικής σόλας, όσο και των τεκτονικών μιγμάτων, παρουσιάζει γενικά κλίση προς τα ΝΑ. Σχ. 42. Διάγραμμα με αντιπροσωπευτικές μετρήσεις επιφανειών σχιστότητας που μετρήθηκαν στα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων στην τομή Ταξιάρχες - Λουτρά (με κόκκινο κυκλάκι φαίνονται οι προβολές των ορυκτολογικών γραμμώσεων που μετρήθηκαν στις αντίστοιχες επιφάνειες). Φαίνεται ξεκάθαρα η γενική κλίση των πετρωμάτων προς τα ΝΑ στην συγκεκριμένη περιοχή.

80 80 Διδακτορική διατριβή Επίσης τα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων στην ευρύτερη περιοχή της τομής Ταξιάρχες - Λουτρά, παρουσιάζουν κυρίως ισοκλινείς πτυχές με άξονες-b διεύθυνσης σχεδόν Α-Δ (περίπου 80 ο ), οριζόντιους έως υπο-οριζόντιους, χωρίς να συνδέονται με κάποια ορατή συμπιεστική επιφάνεια. Παρόμοιους άξονες b (70/0) παρατηρούμε και στους μεταπηλίτες της σόλας, ανεβαίνοντας από τον δρόμο Ταξιάρχες- Λουτρά προς την κορυφή της Αμαλής. Σχ. 43. Διάγραμμα με αντιπροσωπευτικές μετρήσεις των b-αξόνων των πτυχών που μετρήθηκαν στα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων στην τομή Ταξιάρχες - Λουτρά και διάγραμμα πυκνότητας των αντίστοιχων αξόνων. Οι b-άξονες παρουσιάζονται με γενική διεύθυνση ΑΒΑ-ΔΝΔ έως Α-Δ και οριζόντιοι έως υπο-οριζόντιοι. Η μεταμόρφωση όλων των πετρωμάτων είναι γενικά πρασινοσχιστολιθικής φάσης δεδομένου ότι και η πράσινη αμφίβολος των αμφιβολιτών μετατρέπεται σε ακτινόλιθο. Παρόλα αυτά υπάρχει η αίσθηση ότι από τους ανώτερους τεκτονικά ορίζοντες των αμφιβολιτών προς τους κατώτερους των φυλλιτών - σερικιτικών σχιστολίθων παρατηρείται κάποια ελαφρά μείωση της μεταμόρφωσης έτσι ώστε να δίνει την εντύπωση ότι η όλη διαδοχή των οριζόντων είναι ανεστραμμένη. Σ αυτό συνηγορεί και η διαπίστωση ότι τα πετρώματα εμφανίζουν σημαντικές αναδιπλώσεις από την πτύχωση γεγονός που αυξάνει σημαντικά το φαινόμενο πάχος του σχηματισμού της σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων. Οι πτυχές που μετρήθηκαν στην

81 Διδακτορική διατριβή 81 περιοχή αυτή έχουν άξονες διεύθυνσης Β 60 ο -70 ο και είναι κλειστές έως υποϊσοκλινείς ευνοϊκές για τις αναδιπλώσεις. Επιπλέον στην περιοχή αυτή κατά μήκος της μεγάλης κοιλάδας (παράλληλα στο δρόμο από Ταξιάρχες προς Λουτρά) ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης, παρατηρείται σημαντικό ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης κατά τη διεύθυνση αυτή, το οποίο ανορθώνει τα πετρώματα της σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων σε μεγάλο μήκος κατά μήκος της κοιλάδας. Οι επιφάνειες που μετρήθηκαν στο ρήγμα είναι 120/70, 125/85, 315/75, 300/75 και οι γωνίες pitch στις γραμμώσεις τεκτονικής ολίσθησης (stries) κυμαίνονται από 20 ο - 30 ο ΒΑ και 15 ο - 28 ο ΝΔ. Από τις μετρήσεις συμπεραίνεται ότι πρόκειται για δεξιόστροφο ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης παρόλο ότι δεν παρατηρήθηκαν σαφείς κινηματικοί δείκτες. Επιφάνειες οριζόντιες μετατόπισης παρατηρούνται μέσα στα πετρώματα καθ όλο το μήκος της τομής. Σχ. 44. Διάγραμμα των επιφανειών που μετρήθηκαν στην μεγάλη ρηξιγενή ζώνη οριζόντιας μετατόπισης στην περιοχή της τομής Ταξιάρχες - Λουτρά και υπολογισμός των αξόνων του πεδίου των τάσεων με βάση τις αντίστοιχες μετρήσεις. Πρόκειται για ένα σημαντικό δεξιόστροφο ρήγμα που έχει προκαλέσει την οριζόντια μετατόπιση των ορίων της οφειολιθικής μάζας και της μεταμορφικής σόλας. Στη φωτογραφία παρατηρούνται φυλλίτες με μικρούς κονδύλους μετα-κερατολίθων και οφειολιθικά σώματα, ανορθωμένοι από τη δράση του ρήγματος, με επιφάνειες σχιστότητας σχεδόν κατακόρυφες, με κλίση περίπου 80 ο προς τα ΝΑ.

82 82 Διδακτορική διατριβή Οι ανάστροφες δομές που παρατηρούνται στα πετρώματα κατά μήκος της τομής είναι υπολειμματικές, καθώς όπως αναφέρθηκε έχουν κυριαρχίσει οι νεώτερες εφελκυστικές δομές. Μέσα στους σχιστόλιθους της σόλας, μετρήθηκαν συμπιεστικές επιφάνειες με ΝΑ διεύθυνση κλίσης, οι οποίες κόβονται από νεώτερες εφελκυστικές δομές, θραύσης (brittle), με κλίση προς ΝΑ. Η σχιστότητα των πετρωμάτων σ αυτό το τμήμα της σόλας, φαίνεται να ταυτίζεται με τις ανάστροφες δομές. Μέσα στα πετρώματα της σόλας, στην διαδρομή από το χωριό Λουτρά προς το χωριό Ταξιάρχες, παρατηρήθηκαν επίσης συμπιεστικές δομές που συνοδεύονται και από την παρουσία πτυχών με άξονες b, ΝΝΑ βύθισης. Πάνω στις πτέρυγες των πτυχών μετρήθηκε ορυκτολογική γράμμωση σερικίτη, ΝΑ βύθισης. Επίσης παρατηρήθηκαν tension cracks, δηλαδή εφελκυστικές ρωγμώσεις που δημιουργούνται κάθετα στην διεύθυνση της συμπίεσης, σε επιφάνεια ΒΔ κλίσης. Σχ. 45. Διάγραμμα των ανάστροφων ρηγμάτων που μετρήθηκαν στα πετρώματα στην τομή Ταξιάρχες - Λουτρά και υπολογισμός των αξόνων του πεδίου των τάσεων με βάση τις αντίστοιχες μετρήσεις. Γενικότερα μέσα στα πετρώματα της σόλας παρατηρούνται ρήγματα κανονικά, με κλίση κυρίως προς τα ΝΑ.

83 Διδακτορική διατριβή 83 Σχ. 46. Διάγραμμα των κανονικών ρηγμάτων θραύσης που μετρήθηκαν στα πετρώματα στην τομή Ταξιάρχες - Λουτρά και υπολογισμός των αξόνων του πεδίου των τάσεων με βάση τις αντίστοιχες μετρήσεις. Στο σχήμα 47 δίνεται μια σχηματική απεικόνιση της τεκτονικής δομής της περιοχής Αμαλής, Ταξιαρχών, Προφήτη Ηλία, Λουτρών με τη γενική διάταξη των σχηματισμών και τις κύριες τεκτονικές γραμμές που διαμορφώνουν τη δομή. Σχ. 47: Γεωλογική τομή της περιοχής Ταξιαρχών - Λουτρά.

84 84 Διδακτορική διατριβή Σχ. 48: Σχιστόλιθοι της μεταμορφικής σόλας στον δρόμο από κορυφή Αμαλής προς δρόμο Ταξιάρχες-Λουτρά. Σχ. 49: Πτυχωμένα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας στην διαδρομή Ταξιάρχες Λουτρά.

85 Διδακτορική διατριβή 85 Σχ. 50: Συμπιεστικές δομές-πτυχές σε σχιστόλιθους της μεταμορφικής σόλας στην διαδρομή Λουτρά- Ταξιάρχες.

86 86 Διδακτορική διατριβή Σχ. 51: Ισοκλινείς μικροπτυχές με κεκλιμένους άξονες b σε πετρώματα της μεταμορφικής σόλας στη διαδρομή Λουτρά-Ταξιάρχες.

87 Διδακτορική διατριβή 87 Μικροπτυχές παρατηρήθηκαν και σε άλλα σημεία μέσα στους σχιστόλιθους της σόλας, στην συνέχεια της ίδιας διαδρομής. Πρόκειται κυρίως για πτυχές με άξονες b που βυθίζονται προς τα ΒΒΑ (Β22 ο Α) με γωνίες που κυμαίνονται μεταξύ 43 ο -67 ο. Σχ. 52: Μικροπτυχές μέσα στους σχηματισμούς της μεταμορφικής σόλας, στην διαδρομή από Λουτρά προς Ταξιάρχες. Σχ. 53: Mélange της μεταμορφικής σόλας των οφειολίθων στην περιοχή του χωριού Ταξιάρχες.

88 88 Διδακτορική διατριβή Σχ. 54: Γωνιώδης ασυμφωνία μεταξύ ασβεστολίθων και ψαμμιτικών σχιστολίθων της σόλας, δυτικά του χωριού Ταξιάρχες. Η διάταξη των ασβεστολίθων είναι 195/60, ενώ των σχιστολίθων 140/60. (η τοποθέτηση του σφυριού δείχνει την παράταξη των σχιστολίθων). Μέσα στους σχιστόλιθους παρατηρούνται ασβεστολιθικές λατύπες, υπό μορφή μίγματος. Σχ. 55: Ανθρακικό τέμαχος εγκλωβισμένο μέσα σε πρασινιτικό υλικό της μεταμορφικής σόλας.

89 Διδακτορική διατριβή 89 Σχ. 56: Η μεταμορφική σόλα και τα τεκτονικά μίγματα τοποθετημένα πάνω στα ανακρυσταλλωμένα ανθρακικά του περμοτριαδικού υποβάθρου στην περιοχή του χωριού Λουτρά, στο δυτικό τμήμα της Χερσονήσου της Αμαλής.

90 90 Διδακτορική διατριβή Β4.3. Η περιοχή Κώμης-Πηγής-Θέρμης Ανάλογη εικόνα της τοποθέτησης του τεκτονικού καλύμματος οφειολίθων - μεταμορφικής σόλας - τεκτονικών μιγμάτων πάνω στο σχετικά αυτόχθονο υπόβαθρο Άνω Παλαιοζωικού - Τριαδικού, παρατηρείται και στην περιοχή των χωριών Κώμη, Πηγή και Θερμή, βόρεια του κόλπου της Γέρας, όπου μάλιστα διαπιστώνεται η υπερκάλυψη του υποβάθρου από το τεκτονικό κάλυμμα και η μετέπειτα κατάρρευση του συστήματος και η αποκάλυψη του υποβάθρου ως μιας μορφής τεκτονικού παράθυρου. Σχ. 57: Γεωλογική τομή στην περιοχή Κώμη - Πηγή - Θερμή. Διακρίνεται σε μεγέθυνση η αναλυτική δομή της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων. Μια σχηματική γεωλογική τομή που απεικονίζει την παραπάνω τεκτονική δομή δίνεται στο σχήμα 57. Η τομή με διεύθυνση Δ - Α αντιπροσωπεύει τη διαδρομή από το ύψωμα Δενδρέλι (412m) ΒΑ της Κώμης και στη συνέχεια προς τα χωριά Κώμη και Πηγή, στο ύψωμα Παλαμάς (421m) και από το Μοναστήρι του Αγ. Ραφαήλ προς τον οικισμό Πύργοι Θερμής στην ανατολική παραλία του νησιού. Η διαδοχή των σχηματισμών και η τεκτονική δομή είναι ως εξής: α. Οφειολιθικά πετρώματα της μεγάλης οφειολιθικής μάζας της Βόρειας Λέσβου που υπέρκεινται βέβαια τεκτονικά της μεταμορφικής σόλας αλλά επηρεάζονται από τη δράση μετέπειτα κανονικών ρηγμάτων μικρής γωνίας κλίσης και εμφανίζουν στη βάση

91 Διδακτορική διατριβή 91 εφελκυστικά φαινόμενα τεκτονισμού (θρυμματισμό - μυλονιτίωση) ή ακόμη σε ορισμένες θέσεις από ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης τα οποία επαναδραστηριοποιούνται και ως πλαγιοκανονικά. Αποτέλεσμα η επαφή των οφειολίθων με τη σόλα να γίνεται και με διαφορετικά πετρώματα όπως μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι και πράσινοι χλωριτικοί σχιστόλιθοι και όχι όπως συνήθως με τους αμφιβολίτες. Ένα τέτοιο ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης που φέρει σε επαφή τους οφειόλιθους με μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους της σόλας και το οποίο επαναδραστηριοποιήθηκε ως πλαγιοκανονικό δείχνεται στη φωτογραφία σχ. 58. Η επιφάνεια του ρήγματος έχει στοιχεία 232/68 και pitch 20 ο Α ενώ η επαναδραστηριοποίηση 229/76 και pitch 55 ο Α. Η σχιστότητα των σχιστολίθων της σόλας ακριβώς πριν την επιφάνεια του πλαγιοκανονικού ρήγματος έχει στοιχεία 234/79 που αντανακλά τη διάταξη της παλιάς ανάστροφης επιφάνειας της επαφής οφειολίθων - σόλας.

92 92 Διδακτορική διατριβή Σχ. 58: Εικόνες από το ρήγμα μεταξύ της μεταμορφικής σόλας και των οφειολίθων στην ορεινή διαδρομή Κώμη Αγ. Παρασκευή. Από την άλλη μεριά του μεγάλου ρέματος, στον δρόμο Κώμη - Μυστεγνά, το ρήγμα συνεχίζεται, αλλά η επιφάνειά του είναι καλυμμένη.

93 Διδακτορική διατριβή 93 Σχ. 59: Η συνέχεια της επαφής σόλας - οφειολίθων στην ορεινή διαδρομή Κώμη Μυστεγνά. β. Τα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας που υπόκεινται των οφειολίθων συνιστούν έναν ορίζοντα πάχους 400 m και είναι κατά σειρά τα εξής: - αμφιβολίτες και αμφιβολιτικοί (ακτινολιθικοί) σχιστόλιθοι με λεπτές παρεμβολές μαρμαρυγιακών σχιστολίθων σε μια ζώνη πλάτους 200m με στοιχεία σχιστότητας 265/40. - προς τα κάτω ακολουθούν εναλλαγές πράσινων χλωριτικών επιδοτιτικών σχιστολίθων, μαρμαρυγιακών - χλωριτικών σχιστολίθων και μεταψαμμιτών - χαλαζιτών σε συνεχείς εναλλαγές των 5-10 m σε μια ζώνη πλάτους 200m. Μέσα στις εναλλεγές αυτές παρεμβάλλεται και στρώμα πάχους 4m βασικού τοφφίτη, καθώς και μια διείσδυση πάχους 5-8 m μεταβασίτη (μεταδιαβάση). Η κλίση της σχιστότητας των πετρωμάτων παραμένει σταθερή 270/55. Σχ. 60: Επιφάνεια σχιστότητας στους σχιστόλιθους της σόλας, δίπλα στην επαφή με τους οφειόλιθους στην ορεινή διαδρομή Κώμη Αγ. Παρασκευή.

94 94 Διδακτορική διατριβή γ. Ακολουθεί ως υποκείμενος ο σχηματισμός των τεκτονικών μιγμάτων (mélanges) με μη ορατή τεκτονική επαφή με τα υπερκείμενα πετρώματα της σόλας, σε μια ζώνη πλάτους περίπου m. Τα πετρώματα που περιέχονται είναι βέβαια κατά βάση της σόλας μαρμαρυγιακοί - χλωριτικοί σχιστόλιθοι, χλωριτικοί - επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι και χαλαζίτες μέσα στα οποία βρίσκονται τεκτονικά μπλοκ μαρμάρων (του υποκειμένου αυτόχθονου υποβάθρου) καθώς επίσης τεκτονικοί όγκοι αμφιβολιτών και σερπεντινιτών. Μεταξύ αυτών χαρτογραφήσιμος είναι ένας όγκος σερπεντινίτη πάχους 50m. Προς το χωριό Κώμη τα πετρώματα είναι κυρίως σχιστολιθικά σε εναλλαγές και σταθερή κλίση προς τα ΔΝΔ, καθώς και μικρά μπλοκ μαρμάρων συμπληρώνοντας το σχηματισμό των τεκτονικών μιγμάτων. δ. Το τεκτονικό κάλυμμα οφειολίθων - μεταμορφικής σόλας - τεκτονικών μιγμάτων υπέρκεται τεκτονικά του σχετικά αυτόχθονου Άνω Παλαιοζωικού - Τριαδικού υποβάθρου αμέσως ανατολικά του χωριού Κώμη. Το υπόβαθρο αποτελείται από πάνω προς τα κάτω από: - ένα ανώτερο ορίζοντα από λευκότεφρα μάρμαρα Μέσου - Άνω Τριαδικού, με κλίση προς τα δυτικά, πάχους 150m. - ένα υποκείμενο ορίζοντα φυλλιτών - σερικιτικών σχιστολίθων με λεπτές ενστρώσεις μαρμάρων, πάχους περίπου 300m, σε συμφωνία και ομαλή μετάβαση τόσο με τα υπερκείμενα, όσο και με τα υποκείμενα μάρμαρα. ε. Τα υποκείμενα μάρμαρα είναι μεγάλου πάχους και μεγάλης έκτασης και ο όλος σχηματισμός τους εμφανίζει μια κάμψη - αναθόλωση από τη διαδικασία της κατάρρευσης του ορογενούς και της αποκάλυψης - εκταφής που έλαβε χώρα στο Τριτογενές. Λιθολογικά είναι παρόμοια με τα μάρμαρα του ανώτερου ορίζοντα που περιγράφηκε παραπάνω, όπως επίσης και με τα Τριαδικά νηριτικά μάρμαρα των άλλων περιοχών της Λέσβου που έχουν ήδη περιγραφεί. Πρόκειται επομένως για τα ανώτερα Τριαδικά ανθρακικά στρώματα του σχετικά αυτόχθονου Άνω Παλαιοζωικού - Τριαδικού υποβάθρου πάνω στο οποίο έγινε αρχικά η επώθηση του τεκτονικού καλύμματος οφειολίθων - μεταμορφικής σόλας - τεκτονικών μιγμάτων. ζ. Στην συνέχεια της τομής κατεβαίνοντας από το ύψωμα Παλαμάς (421m) που καλύπτεται από τα μάρμαρα (ε σχήμα 57) προς της Θερμή βρίσκεται το Μοναστήρι του Αγίου Ραφαήλ όπου εμφανίζεται η ανατολική επαφή των μαρμάρων με τα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας. Τα μάρμαρα έχουν αποκτήσεις από την αναθόλωση κλίσεις προς τα Α-ΝΑ μικρής γωνίας και η επαφή πραγματοποιείται με ένα ρήγμα πλαγιοκανονικό μέσης ΒΑ κλίσης (54/50, pitch 50 ο Β), το οποίο πιθανόν ήταν το αρχικό ρήγμα αποκόλλησης που

95 Διδακτορική διατριβή 95 βύθισε το υπερκείμενο τεκτονικό κάλυμμα οφειολίθων - μεταμορφικής σόλας - τεκτονικών μιγμάτων και το οποίο ίσως επαναδραστηριοποιήθηκε. Εξαιτίας ίσως αυτού του ρήγματος δεν εμφανίζονται τα υποκείμενα τεκτονικά μίγματα του καλύμματος και η επαφή των μαρμάρων γίνεται απευθείας με τη μεταμορφική σόλα. Τα πρώτα πετρώματα της σόλας στην τεκτονική επαφή με τα μάρμαρα είναι χαλαζίτες και μετα-μικροκροκαλοπαγές βυσινί χρώματος καθώς και μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι σε εναλλαγές με κλίσεις προς τα Α-ΝΑ (80/44, 135/20). Ακολουθούν πράσινοι χλωριτικοί - επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι και μαρμαρυγιακοί - χλωριτικοί σχιστόλιθοι σε εναλλαγές με τις ίδιες κλίσεις και μέσα σ αυτά παρεμβάλλονται παλιές ηφαιστειακές φλέβες (dykes) μεταδολεριτών καθώς και μετα-διαβάσες. Γενικά στα πετρώματα της σόλας σ αυτή την περιοχή του Αγ. Ραφαήλ κυριαρχούν οι πρασινόλιθοι. Πιο ανατολικά προς την περιοχή του χωριού Θερμή τα πετρώματα της σόλας καλύπτονται από Νεγενή - Τεταρτογενή ιζήματα της παραλιακής ζώνης. Στην περιοχή της Κώμης Αγ. Ραφαήλ οι συμπιεστικές δομές δεν διακρίνονται σχεδόν καθόλου, παρά μόνο σε ελάχιστες θέσεις, καθώς έχουν επικαλυφθεί πλήρως από τις δομές των νεώτερων εφελκυστικών φάσεων. Οι εφελκυστικές ημιπλαστικές επιφάνειες που μετρήθηκαν στα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων στην ευρύτερη περιοχή της Κώμης έχουν στην πλειοψηφία παράταξη περίπου Β-Ν και κλίνουν προς Δ με σχετικά μεγάλες γωνίες. Από την επεξεργασία που έγινε στις μετρήσεις των επιφανειών και των γραμμώσεων που παρατηρήθηκαν πάνω σ αυτές, προέκυψε εφελκυστικό πεδίο με διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ με κίνηση προς τα ΒΔ. Στην διεύθυνση αυτή θεωρείται ότι έγινε και η κατάρρευση του τεκτονικού καλύμματος του δυτικού τμήματος του υποβάθρου. Σχ. 61: Διαγράμματα Schmidt ημιπλαστικών εφελκυστικών επιφανειών (semi-ductile) που μετρήθηκαν στην περιοχή της Κώμης.

96 96 Διδακτορική διατριβή Μέσα στους αμφιβολίτες της σόλας σε διεύθυνση ~170 ο παρατηρήθηκε εφελκυστική δομή με σώματα micro-boudinage, που δείχνει ότι υπάρχει μία οριζόντιας μετατόπισης (strike-slip) κίνηση σ αυτή τη διεύθυνση. Σχ. 62: Εφελκυστική δομή ημιπλαστικών συνθηκών με micro-boudinage αμφιβολίτες????. Στην ίδια περιοχή παρατηρήθηκε εφελκυστική ημιπλαστική επιφάνεια με στοιχεία 195/56, η οποία κόβεται από νεώτερες θραυσιγενείς (brittle) πλαγιοκανονικές εφελκυστικές επιφάνειες, με σημαντική κλίση προς ΔΝΔ (σχήμα 63). Σχ. 63: Semi-ductile εφελκυστική δομή που κόβεται από μεταγενέστερες brittle εφελκυστικές δομές.

97 Διδακτορική διατριβή 97 Επίσης βρέθηκε συμπιεστική δομή, η οποία κόβεται από τις οριζόντιας μετατόπισης μεταγενέστερες εφελκυστικές δομές. Η συμπιεστική δομή έχει παράταξη ΒΒΑ (20 ο ) και παρουσιάζει κίνηση προς Ν, ενώ κόβεται από strike-slip επιφάνεια με στοιχεία 270/50. D1 Σχ. 64: Συμπιεστική δομή που κόβεται από μεταγενέστερες εφελκυστικές επιφάνειες σε σερπεντινικό σώμα τεκτονικά τοποθετημένο μέσα στα τεκτονικά μίγματα. Σχ. 65: Εφελκυστική ημιπλαστική δομή μέσα στα πετρώματα της σόλας στην περιοχή Κώμης.

98 98 Διδακτορική διατριβή Στον ορεινό δρόμο από Κώμη προς Μυστεγνά κοντάς την προηγούμενη θέση, παρατηρήθηκε επαφή των πρασινοσχιστολίθων της σόλας με σερπεντινικά σώματα των οφειολίθων που βρίσκονται εγκλωβισμένα μέσα σ αυτή με τη μορφή τεκτονικών μιγμάτων. Οι πρασινοσχιστόλιθοι στη θέση αυτή παρουσιάζουν σχιστότητα με στοιχεία 300/45. Μέσα στους οφειόλιθους παρατηρούνται εφελκυστικές επιφάνειες με χαρακτηριστικούς κινηματικούς δείκτες. Σχ. 66: Εφελκυστικές δομές στους σχιστόλιθους της σόλας στην διαδρομή Κώμη Μυστεγνά. Τα ρήγματα του θραυσιγενούς εφελκυσμού στην περιοχή της Κώμης Αγ. Ραφαήλ έχουν κυρίως ΒΔ-ΝΑ διεύθυνση και κλίση προς τα ΝΔ. Τα περισσότερα από αυτά

99 Διδακτορική διατριβή 99 παρουσιάζουν σημαντική οριζόντια συνιστώσα κίνησης, δηλαδή πρόκειται κυρίως για πλαγιοκανονικά ρήγματα. Σχ. 67: Διάγραμμα Schmidt ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης που μετρήθηκαν στην περιοχή της Κώμης.

100 100 Διδακτορική διατριβή Β4.4. Η περιοχή Πηγές Τσίγκου-Αγ.Δημήτριος Μια ανάλογη με την περιοχή Ολύμπου γεωλογική τομή παρατηρείται και λίγα χιλιόμετρα βορειότερα στην περιοχή Πηγές Τσίγκου, εκκλησάκι Αγ. Δημητρίου και την οδό προς την κωμόπολη της Αγιάσου. Στην τομή φαίνονται καθαρά τα κανονικά ρήγματα αποκόλλησης, μικρής και μέσης γωνίας κλίσης, τα οποία αποτυπώνουν την κατάρρευση των συσσωρευμένων τεκτονικών καλυμμάτων των οφειολίθων - μεταμορφικής σόλας, που ήταν επωθημένα πάνω στα Τριαδικά μάρμαρα του σχετικά αυτόχθονου Άνω Παλαιοζωικού - Τριαδικού του υποβάθρου. Σχ. 68: Γεωλογική τομή στην περιοχή Πηγές τσίγγου Αγ.Δημήτριος. Το σχήμα 68 είναι μια σχηματική γεωλογική τομή διεύθυνσης ΔΒΔ-ΑΝΑ στην περιοχή αυτή, η οποία απεικονίζει την παραπάνω τεκτονική δομή ως εξής: α. Η μεγάλη οφειολιθική μάζα κυριαρχείται από μεγάλες και μικρές εφελκυστικές τεκτονικές επιφάνειες μικρής γωνίας κλίσης προς τα ΔΒΔ που αποτυπώνουν την κατάρρευση της οφειολιθικής μάζας από την θέση επώθησης που είχε πάνω στα μάρμαρα του υποβάθρου. Επίσης αλλεπάλληλες ανάλογες εφελκυστικές διατμητικές ζώνες ίδιας διεύθυνσης κλίσης οι οποίες προσδίδουν μια σχιστότητα θραυσμού προς τα ΔΒΔ στα οφειολιθικά πετρώματα.

101 Διδακτορική διατριβή 101 β. Οι οφειόλιθοι προς τα ανατολικά τοποθετούνται πάνω στη μεταμορφική σόλα με τη μεσολάβηση μιας ζώνης έντονου τεκτονισμού - μυλωνιτίωσης των οφειολίθων πλάτους 8-10m, που αποδεικνύει την κατάρρευση του συστήματος με αλλεπάλληλα κανονικά ρήγματα προς τα ΔΒΔ τα οποία προκαλούν ζώνες διάτμησης και μυλονιτίωσης. γ. Υποκείμενα των οφειολίθων βρίσκονται τα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας σε μια ζώνη πλάτους 300 m με κλίσεις σχιστότητας προς τα ΔΒΔ, αρχικά με μεγάλες γωνίες κλίσης (280/80) κοντά στη μυλωνιτιωμένη ζώνη, και σταδιακά μικρότερες (305/55) προς την επαφή με τα υποκείμενα μάρμαρα του υποβάθρου, παρουσιάζοντας πτυχωμένες δομές με άξονες διεύθυνσης ΒΑ. Τα πετρώματα της σόλας είναι αρχικά σχιστοποιημένοι αμφιβολίτες και αμφιβολιτικοί σχιστόλιθοι και στη συνέχεια μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι και χλωριτικοί - επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι σε πυκνές εναλλαγές. Μέσα σ αυτούς παρεμβάλλεται φακός σιπολινικού μαρμάρου με πυριτικά υλικά, συμπτυχωμένος με τα περιβάλλοντα σχιστολιθικά πετρώματα. Πρόκειται προφανώς για πελαγικό ασβεστόλιθο που μετέχει στη σειρά της μεταμορφικής σόλας. Τα πτυχωμένα πετρώματα της σόλας παρουσιάζουν στην περιοχή αυτή μια επίμονη ορυκτολογική γράμμωση διεύθυνσης ΒΑ (10-35 ο ). Παρουσιάζουν επίσης μετέπειτα εφελκυστικές διατμητικές επιφάνειες (352/15) και εντυπωσιακά εφελκυστικά σχήματα (boudines κ.α.). δ. Τα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας έρχονται σε επαφή με τα Τριαδικά μάρμαρα του σχετικά αυτόχθονου υποβάθρου με κανονικό ρήγμα μέσης γωνίας κλίσης (ΔΒΔ / 50 ο ), το οποίο είναι σχεδόν παράλληλο κατά διεύθυνση με ένα πιο εσωτερικό μεγαλύτερο κανονικό ρήγμα μικρότερης γωνίας κλίσης. Αυτό αποτελεί το κύριο ρήγμα που έχει βυθίσει προς τα δυτικά το τεκτονικά υπερκείμενο κάλυμμα οφειολίθων - μεταμορφικής σόλας - τεκτονικών μιγμάτων. Πιθανόν γι αυτό τον λόγο δεν εμφανίζονται στη θέση αυτή τα υποκείμενα της σόλας τεκτονικά μίγματα. Τα Τριαδικά μάρμαρα είναι νηριτικά, χωρίς αργιλικές ή πυριτικές ενστρώσεις, λευκού έως τεφρού χρώματος. Οι γραμμώσεις ολίσθησης που φέρουν οι συμπιεστικές επιφάνειες που μετρήθηκαν σε οφειόλιθους στην περιοχή των Πηγών Τσίγκου Αγ. Δημητρίου, δείχνουν ΒΒΑ-ΝΝΔ διεύθυνση συμπίεσης. Πρόκειται για τυπικές ανάστροφες επιφάνειες, σχεδόν οριζόντιες.

102 102 Διδακτορική διατριβή Σχ. 69: Διάγραμμα Schmidt συμπιεστικών επιφανειών που μετρήθηκαν στην περιοχή Πηγές Τσίγκου - Αγ. Δημήτριος. Στην περιοχή αυτή παρατηρήθηκε μία ανάστροφη επιφάνεια με στοιχεία 300/20, η οποία κόβεται από μεταγενέστερες semi-ductile και brittle εφελκυστικές επιφάνειες με ΒΒΑ-ΒΑ διεύθυνση κλίσης. Σχ. 70: Συμπιεστική δομή που κόβεται από μεταγενέστερες εφελκυστικές semi-ductile και brittle επιφάνειες, σε οφειόλιθους στην περιοχή Πηγές Τσίγκου. Αντίστοιχη εικόνα παρατηρείται και με συμπιεστική επιφάνεια με στοιχεία 15/10, η οποία κόβεται από semi-ductile εφελκυστικές επιφάνειες με κλίση προς τα ΒΑ (30/59).

103 Διδακτορική διατριβή 103 Σχ : Συμπιεστική δομή που κόβεται από μεταγενέστερες εφελκυστικές semi-ductile επιφάνειες, σε οφειόλιθους στην περιοχή Πηγές Τσίγκου Οι ημιπλαστικές εφελκυστικές επιφάνειες που μετρήθηκαν σε οφειόλιθους στην περιοχή Πηγών Τσίγκου Αγ. Δημητρίου, είναι σχεδόν αποκλειστικά ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης και δείχνουν κατάρευση της οφειολιθικής μάζας προς τα ΒΒΔ. Σχ. 73: Διάγραμμα Schmidt ημιπλαστικών εφελκυστικών επιφανειών (semi-ductile) που μετρήθηκαν στην περιοχή πηγές Τσίγκου Αγ. Δημήτριος. Όπως προαναφέρθηκε, οι semi-ductile εφελκυστικές επιφάνειες παρατηρούνται πολλές φορές να κόβουν παλιές ανάστροφες επιφάνειες. Μία τέτοια περίπτωση αποτελεί μία strikeslip δεξιόστροφη, semi-ductile συνθηκών, εφελκυστική επιφάνεια, με στοιχεία 260/65 και pitch 10 ο Β, που μετρήθηκε μέσα στους οφειόλιθους, λίγο πριν το όριό τους με την σόλα. Πρόκειται

104 104 Διδακτορική διατριβή για μία νεότερη εφελκυστική semi-ductile παραμόρφωση πάνω στην flat συμπιεστική επιφάνεια. Αντίστοιχες εικόνες παρατηρούνται και με άλλες semi-ductile επιφάνειες κανονικής κίνησης που κλίνουν προς ΒΑ (30/59), οι οποίες κόβουν παλαιότερη ανάστροφη επιφάνεια με στοιχεία 15/10. Οι εφελκυστικές επιφάνειες θραύσης που μετρήθηκαν μέσα στους οφειόλιθους στην περιοχή αυτή, ήταν λίγες και φαίνεται να δείχνουν εφελκυστική δράση σε διεύθυνση Α-Δ. Οι επιφάνειες αυτές παρατηρούνται συχνά να κόβουν παλιότερες συμπιεστικές δομές.

105 Διδακτορική διατριβή 105 Β4.5. Η περιοχή Ολύμπου-Αγιάσου Στην περιοχή του Ολύμπου, της υψηλότερης κορυφής της Λέσβου στο τμήμα του υποβάθρου, παρατηρείται η αντιπροσωπευτικότερη τεκτονική δομή της τοποθέτησης του τεκτονικού καλύμματος οφειολίθων - μεταμορφικής σόλας - τεκτονικών μιγμάτων πάνω στο σχετικά αυτόχθονο σύστημα της Λέσβου που περιλαμβάνει σχιστόλιθους, ενστρώσεις μαρμάρων και μετακλαστικά πετρώματα ηλικίας Άνω Λιθανθρακοφόρου - Περμίου - Κάτω Τριαδικού και μάρμαρα - ανακρυσταλλωμένους ασβεστόλιθους που αποτελούν την ανθρακική σειρά Μέσου - Άνω Τριαδικού (σχ. 74). Σχ. 74: Γεωλογική τομή στην περιοχή Ολύμπου. Σχ. 75: Η τοποθέτηση του οφειολιθικού καλύμματος και της μεταμορφικής σόλας πάνω στα ανθρακικά πετρώματα στο δυτικό τμήμα του Ολύμπου.

106 106 Διδακτορική διατριβή Στην περιοχή του όρους Όλυμπος παρατηρείται μία από τις εντυπωσιακότερες γεωλογικές εικόνες της Λέσβου. Η οφειολιθική μάζα βρίσκεται τεκτονικά τοποθετημένη πάνω στα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας και όλα μαζί τοποθετούνται πάνω στα μάρμαρα του Περμο-τριαδικού υποβάθρου, τα οποία αποκαλύπτονται με την μορφή τεκτονικού ημιπαράθυρου (κορυφή Προφήτη Ηλία). Παρατηρούνται επίσης ανάστροφες τεκτονικές επιφάνειες αποτέλεσμα της Τριτογενούς συμπιεστικής τεκτονικής που προκαλούν εφιππεύσεις - λεπιώσεις στο σύστημα, μεταγενέστερα φυσικά της αρχικής τοποθέτησης του τεκτονικού καλύμματος οφειολίθων - μεταμορφικής σόλας - τεκτονικών μιγμάτων. Έτσι παρατηρείται η εφίππευση των πετρωμάτων της Τριαδικής ανθρακικής σειράς πάνω στη μεταμορφική σόλα και τα τεκτονικά μίγματα με μια τέτοια ανάστροφη κίνηση. Εκτός από τις ανάστροφες τεκτονικές επιφάνειες παρατηρούνται στο σύστημα και ορισμένα μεγάλα κανονικά ρήγματα αποκόλλησης με κλίσεις προς τα Δ-ΔΒΔ, τα οποία προκάλεσαν την κατάρρευση του τεκτονικού καλύμματος και των συσσωρευμένων λεπίων κατά την εφελκυτστική τεκτονική που ακολούθησε τη συμπίεση του Τριτογενούς. Έτσι παρατηρείται η διάρρηξη του συστήματος και η μετάπτωση των τεκτονικά υπερκείμενων πετρωμάτων της μεταμορφικής σόλας και των οφειολίθων σε χαμηλότερα επίπεδα προς τα δυτικά. Ανάλογα μικρότερα κανονικά ρήγματα μικρής γωνίας κλίσης προς τα Δ-ΔΒΔ, καθώς και αλλεπάλληλες κανονικές διατμητικές ζώνες (shear zones) επηρεάζουν τα πετρώματα των οφειολίθων και της σόλας στη Δυτική πλευρά του Ολύμπου. Αναλυτικότερα τα πετρώματα που συναντώνται στη γεωλογική τομή του Ολύμπου από τα δυτικά προς τα ανατολικά είναι τα παρακάτω: α. Οφειολιθικά πετρώματα, υπερβασικά και βασικά όπως σερπεντινιωμένοι δουνίτες, χαρτσβουργίτες, αλλά και γάββροι επηρεασμένοι από συνεχείς διατμητικές επιφάνειες που τους προσδίδουν μια σχιστότητα θραυσμού με κλίση προς τα δυτικά. β. Ακολουθούν υποκείμενα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας όπως: - αμφιβολίτες ζώνης πλάτους 150m με παραγένεση από πράσινη αμφίβολο 40-70%, πλαγιόκλαστα, επίδοτο, χαλαζία, τιτανίτη - πράσινοι χλωριτικοί - ακτινολιθικοί - επιδοτιτικοί - ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι για 20m - μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι για 20-30m με παραγένεση χαλαζία, αλβίτη, λευκό μαρμαρυγία και χλωρίτη - μεταψαμμίτες για 10m με παραγένεση χαλαζία, σερικίτη - μαρμαρυγιακοί - χλωριτικοί σχιστόλιθοι για 20m με παραγένεση χαλαζία, πλαγιόκλαστα (αλβίτη), λευκό μαρμαρυγία, χλωρίτη, ασβεστίτη, επίδοτο, το οποίο περιέχει ταινίες συσσώρευσης κρυστάλλων χαλαζία, πλαγιόκλαστα, ασβεστίτη καθώς και εντυπωσιακέςεφελκυστικές shear zones κατά τη διεύθυνση της κατάρρευσης

107 Διδακτορική διατριβή ασβεστιτικοί - μαρμαρυγιακοί - χλωριτικοί σχιστόλιθοι έντονα σχιστοποιημένοι, που σχηματίζουν ένα στρώμα πάχους περίπου 10m, το οποίο βρίσκεται τοποθετημένο σχεδόν ανορθωμένα πάνω στα μάρμαρα της ανθρακικής σειράς του Τριαδικού υποβάθρου. Πρόκειται για εντυπωσιακή εικόνα εφελκυστικής μετάπτωσης των σχιστολίθων ολισθαίνοντας πάνω στα μάρμαρα Στην διαδρομή προς την κορυφή του Προφήτη Ηλία, μετρήθηκαν επιφάνειες σχιστότητας των πετρωμάτων της σόλας, από την επαφή τους με την οφειολιθική μάζα ως και την επαφή τους με τα μάρμαρα του Ολύμπου. Οι επιφάνειες σχιστότητας παρουσιάζουν ΔΒΔ διεύθυνση κλίσης και γωνίες κλίσης που κυμαίνονται μεταξύ 36 ο 63 ο, εκτός από την ζώνη επαφής με τα μάρμαρα του Ολύμπου, όπου οι σχιστόλιθοι της σόλας παρουσιάζονται εντελώς ανορθωμένοι (85 ο ). Σχ. 76: Εικόνες από την τοποθέτηση των ανορθωμένων σχιστολίθων της σόλας, πάνω στα ανθρακικά πετρώματα του Ολύμπου.

108 108 Διδακτορική διατριβή γ. Ακολουθούν τα μάρμαρα - ανακρυσταλλωμένοι ασβεστόλιθοι της Τριαδικής ανθρακικής σειράς του Ολύμπου. Πρόκειται για λευκούς έως τεφρούς σακχαρώδεις και μερικές φορές ροζωπούς ανακρυσταλλωμένους ασβεστόλιθους με κλίσεις στρωμάτων προς τα δυτικά. Τα ανθρακικά αυτά αποσφηνώνονται στην ανατολική πλευρά τους εξαιτίας της Τριτογενούς λεπίωσης που αναφέρθηκε παραπάνω, και εφιππεύουν πάνω στα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων. Σχ. 77. Η εντυπωσιακή ανθρακική μάζα του Ολύμπου και η μεγάλη επιφάνεια αποκόλλησης, που έχει κατεβάσει τα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας. δ. Τεκτονικά υποκείμενη των ανθρακικών βρίσκεται μια μικρού πάχους (20m) εμφάνιση της μεταμορφικής σόλας αποτελούμενη από τεφρούς μαρμαρυγιακούς - χλωριτικούς σχιστόλιθους σε εναλλαγές με μεταψαμμίτες και χλωριτικούς - επιδοτιτικούς σχιστόλιθους. Ο σχηματισμός της σόλας προς τα κάτω μεταβαίνει, μάλλον ομαλά, στον σχηματισμό των τεκτονικών μιγμάτων. ε. Τα τεκτονικά μίγματα αποτελούμενα κατά βάση από τα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας, εξελίσσονται σε μια ζώνη πλάτους περίπου 300m και περιέχουν επιπλέον τεκτονικά μπλοκ των υποκείμενων Τριαδικών ανθρακικών, καθώς και μπλοκ - όγκους από πετρώματα της οφειολιθικής ακολουθίας όπως σερπεντινίτες και μεταγάββρους. Οι τελευταίοι παρουσιάζουν παραγένεση από πλαγιόκλαστα, πυρόξενους, επίδοτο, χαλαζία, χλωρίτη, τιτανίτη. ζ. Το συνολικό τεκτονικό κάλυμμα οφειολίθων - μεταμορφικής σόλας - τεκτονικών μιγμάτων υπέρκειται τεκτονικά του σχετικά αυτόχθονου υποβάθρου που αποτελείται από

109 Διδακτορική διατριβή 109 μεταϊζήματα ηπειρωτικού περιθωρίου ηλικίας Άνω Παλαιοζωικής - Τριαδικής. Στη συγκεκριμένη περιοχή συναντώνται μετακλαστικά ιζήματα όπως μεταψαμμίτες, μετααρκόζες, μετακροκαλοπαγή, σχιστόλιθοι ηλικίας Άνω Παλαιοζωικού - Κάτω Τριαδικού, καθώς και τα υπερκείμενα ανθρακικά πετρώματα Μέσου - Άνω Τριαδικού. Το σχετικά αυτόχθονο σύστημα επεκτείνεται στη συνέχεια προς τα ανατολικά και ΝΑ επί πολλά χιλιόμετρα με αλλεπάλληλες πτυχωμένες δομές.

110 110 Διδακτορική διατριβή Σχ. 78. Εικόνες από τα πτυχωμένα πετρώματα του Άνω Παλαιοζωικού υποβάθρου από την ευρύτερη περιοχή της Αγιάσου.

111 Διδακτορική διατριβή 111 Σχ. 79: Ανατολική πλευρά του τεκτονικού ημιπαράθυρου του Ολύμπου, κορυφή Προφήτης Ηλίας. Γενικά στην περιοχή του Ολύμπου παρατηρείται μία παλαιότερη συμπιεστική τεκτονική που εκδηλώνεται με ανάστροφα ρήγματα και πτυχές, και η οποία κόβεται από την μεταγενέστερη εφελκυστική τεκτονική ημιπλαστικών συνθηκών. D1 D2 Σχ. 80: Συμπιεστική δομή που κόβεται από μεταγενέστερες ημιπλαστικές εφελκυστικές δομές, στα πετρώματα της σόλας στην περιοχή της Αγιάσου.

112 112 Διδακτορική διατριβή Παρόλα αυτά στην ευρύτερη περιοχή βρέθηκαν ελάχιστες υπολειμματικές συμπιεστικές δομές. Τόσο μέσα στην οφειολιθική μάζα, όσο και στα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων, κυριαρχούν τα μικρής γωνίας εφελκυστικά ρήγματα αποκόλλησης, που προκάλεσαν την κατάρρευση των τεκτονικών καλυμμάτων. Παρατηρούνται επίσης και μεγαλύτερης κλίσης εφελκυστικές επιφάνειες που συνοδεύονται από χαρακτηριστικές ημιπλαστικές δομές. Μετά την επεξεργασία των μετρήσεων που έγιναν στην ευρύτερη περιοχή του Ολύμπου, προέκυψε κύρια κίνηση προς τα ΒΒΔ, ενώ υπήρχαν επίσης επιφάνειες που έδειχναν μικρή απόκλιση με φορά κίνησης προς τα ΒΑ. Σχ. 81: Διαγράμματα Schmidt ημιπλαστικών εφελκυστικών επιφανειών (semi-ductile) που μετρήθηκαν στην περιοχή Ολύμπου. Συχνά στην περιοχή αυτή παρατηρούνται μικρής γωνίας ημιπλαστικές επιφάνειες να κόβονται από μεταγενέστερες μεγάλης γωνίας εφελκυστικές επιφάνειες θραύσης. Σχ. 82: Ημιπλαστική εφελκυστική επιφάνεια μικρής γωνίας κλίσης προς ΒΔ (330/40) και pitch 35 ΒΑ, σε οφειόλιθους μετά τη διασταύρωση προς Προφ.Ηλία-Αμπελικό.

113 Διδακτορική διατριβή 113 D2 D3 Σχ. 83: Semi-ductile μικρής γωνίας εφελκυστική επιφάνεια με βύθιση προς τα ΒΔ, στο οφειολιθικό κάλυμμα στην περιοχή Ολύμπου. Παρατηρούνται επίσης μεταγενέστερες εφελκυστικές επιφάνειες μεγαλύτερης γωνίας κλίσης brittle συνθηκών, μία εκ των οποίων κόβει την ημιπλαστική επιφάνεια. Οι ημιπλαστικές εφελκυστικές επιφάνειες που μετρήθηκαν στην περιοχή του Ολύμπου, παρουσιάζουν χαρακτηριστικές δομές ημιπλαστικής τεκτονικής. Οι επιφάνειες τους ανοίγουν προς τα κατώτερα σημεία τους και πολλές φορές μέσα στις ζώνες των ρηγμάτων παρατηρείται εντελώς σχιστοποιημένο υλικό με μικροπτυχές και σιγμοειδή σώματα. Πολλές από τις γραμμώσεις που παρατηρήθηκαν πάνω στις ρηξιγενείς επιφάνειες, παρουσιάζουν πολύ σημαντική συνιστώσα οριζόντιας κίνησης. D2 D2 D2 D3 D3 D3 Σχ. 84: Μικρής γωνίας κλίσης εφελκυστικές ημιπλαστικές επιφάνειες που προκάλεσαν την απόρριψη του οφειολιθικού καλύμματος, κόβονται από μεταγενέστερες εφελκυστικές επιφάνειες θραύσης

114 114 Διδακτορική διατριβή μεγάλης γωνίας κλίσης, στο παρνές του Ολύμπου, μετά τη διασταύρωση προς Προφήτη Ηλία και Αμπελικό. Σχ. 85: Εφελκυστικές ημιπλαστικές επιφάνειες μέσα στα οφειολιθικά πετρώματα στην περιοχή του Ολύμπου. Σχ. 86: Χαρακτηριστική semi-ductile εφελκυστική δομή στην ζώνη ρήγματος, μέσα στα οφειολιθικά πετρώματα στην περιοχή του Ολύμπου.

115 Διδακτορική διατριβή 115 Σχ. 87: Ημιπλαστικό εφελκυστικό ρήγμα με βύθιση προς τα ΒΔ, που παρουσιάζει άνοιγμα της επιφάνειας στο κατώτερο τμήμα του. Σχ. 88: Εφελκυστικές δομές ημιπλαστικών συνθηκών μέσα στη ζώνη ρήγματος, στα πετρώματα του οφειολιθικού καλύμματος στην περιοχή του Ολύμπου.

116 116 Διδακτορική διατριβή Σχ. 89: Εφελκυστικές ημιπλαστικές δομές μέσα στη ζώνη ρήγματος με στοιχεία 305/58, που παρουσιάζει γράμμωση pitch 40 ο ΒΑ. Σχ. 90: Χαρακτηριστική semi-ductile εφελκυστική δομή μέσα στη ζώνη ρήγματος με στοιχεία 306/61, που παρουσιάζει γράμμωση pitch 75 ο Β.

117 Διδακτορική διατριβή 117 Σχ. 91: Semi-ductile εφελκυστική ζώνη μικρής γωνίας κλίσης, μέσα στην οποία παρουσιάζονται χαρακτηριστικές μικροδομές, στα οφειολιθικά πετρώματα της περιοχής Ολύμπου. Οι εφελκυστικές δομές θραύσης που μετρήθηκαν στην περιοχή του Ολύμπου είναι σχετικά λιγότερες από τις ημιπλαστικές εφελκυστικές δομές. Οι επιφάνειές τους παρουσιάζουν γενικά παράταξη σχεδόν Α-Δ καθώς και ΑΒΑ-ΔΝΔ. Σχ. 92: Διαγράμματα Schmidt εφελκυστικών επιφανειών θραύσης (brittle) που μετρήθηκαν στην περιοχή Ολύμπου. Όπως έχει ήδη αναφερθεί, οι brittle εφελκυστικές επιφάνειες σε πολλές θέσεις στην περιοχή Ολύμπου, κόβουν και μετατοπίζουν τις παλαιότερες semi-ductile εφελκυστικές επιφάνειες.

118 118 Διδακτορική διατριβή Σχ. 93: Εφελκυστικές επιφάνειες θραύσης στους οφειόλιθους του Ολύμπου.

119 Διδακτορική διατριβή 119 Β4.6. Η περιοχή Αμπελικού-Ακράσιου Σχ. 94: Η τοποθέτηση του οφειολιθικού καλύμματος και της μεταμορφικής σόλας πάνω στην ανθρακική μάζα του Ολύμπου, όπως φαίνεται από την περιοχή του Αμπελικού. Σχ. 95: Γεωλογικό σκαρίφημα της δομής που απεικονίζεται στο σχ. 94. Από τις πιο αντιπροσωπευτικές γεωλογικές τομές της ενότητας των τεκτονικών μιγμάτων (mélanges) παρατηρείται στη διαδρομή από το χωριό Αμπελικό προς το χωριό Ακράσιο σε διεύθυνση περίπου Β-Ν που είναι διαγώνια ως προς τη διάταξη των πετρωμάτων, τα οποία παρουσιάζονται γενικά με κλίσεις 20 ο - 50 ο προς τα Δ-ΒΔ. Συγκεκριμένα στην τομή παρατηρείται ένας ορίζοντας πετρωμάτων της μεταμορφικής σόλας πάχους m και

120 120 Διδακτορική διατριβή ακολούθως ως υποκείμενα τα τεκτονικά μίγματα, στα οποία μετέχουν πετρώματα της μεταμορφικής σόλας, των οφειολίθων και του υποκείμενου σχετικά αυτόχθονου Περμο- Τριαδικού υποβάθρου. Τα πετρώματα των τεκτονικών μιγμάτων σχηματίζουν αλλεπάλληλα τεκτονικά λέπια και δημιουργούν ένα φαινόμενο πάχος περίπου 2km, μέχρι την τοποθέτησή τους πάνω στο σχετικά αυτόχθονο Περμο-Τριαδικό υπόβαθρο. Σχ. 96: Γεωλογική τομή της περιοχής Αμπελικού - Ακρασίου. Πιο αναλυτικά η τομή από το Αμπελικό προς το Ακράσιο περιλαμβάνει τα παρακάτω: α. Πετρώματα της μεγάλης δυτικής οφειολιθικής μάζας της Λέσβου με σερπεντινιωμένους δουνίτες και χαρσβουργίτες. Η οφειολιθική μάζα παρουσιάζει εντυπωσιακές διατμητικές επιφάνειες μικρής γωνίας κλίσης προς τα Δ-ΒΔ που αντιστοιχούν σε κανονικά ρήγματα αποκόλλησης της Τριτογενούς εφελκυστικής κατάρρευσης, καθώς και υπολειμματικές ανάστροφες τεκτονικές δομές της προγενέστερης συμπιεστικής τεκτονικής του Τριτογενούς. β. Κάτω από την μάζα των οφειολίθων με τεκτονική επαφή (κανονικό ρήγμα αποκόλλησης, μικρής γωνίας κλίσης προς τα ΔΒΔ) βρίσκεται ένας ορίζοντας πετρωμάτων της μεταμορφικής σόλας, πάχους περίπου 300m. Τα πετρώματα αυτά είναι κατά σειρά μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι με χαλαζία, αλβίτη και λευκό μαρμαρυγία, μεταψαμμίτες - χαλαζίτες χρώματος βυσσινί ή ανοιχτού πράσινου με χαλαζία, ανακρυσταλλωμένο ασβεστίτη, πλαγιόκλαστα, χλωρίτη και επίδοτο, φυλλίτες με χαλαζία, σερικίτη, αλβίτη και επίδοτο, μετα-κερατόλιθοι - χαλαζίτες με χαλαζία, σερικίτη, και οξείδια σιδήρου. Μέσα στα μεταϊζήματα αυτά παρεμβάλλονται μεταβασικά ηφαιστειακά πετρώματα όπως μεταδιαβάσες με υπολειμματικό οφειτικό ιστό και παραγένεση αλλοιωμένα πλαγιόκλαστα, πυρόξενοι, επίδοτο, χλωρίτη και ασβεστίτη, μεταδολερίτες με πλαγιόκλαστα, επίδοτο, ασβεστίτη, χαλαζία, καθώς και βασικοί μετα-τόφφοι. Επομένως το σύνολο των πετρωμάτων αυτών μπορεί να χαρακτηρισθεί ως μια μετα-ηαφαιστειοϊζηματογενής σειρά ωκεάνιας προέλευσης που μεταμορφώθηκε και αποτέλεσε τη μεταμορφική σόλα στη βάση των οφειολίθων, παρόλο που στη συγκεκριμένη τομή δεν εμφανίζονται οι αμφιβολίτες που

121 Διδακτορική διατριβή 121 είναι τα τυπικά μεταμορφωμένα βασικά πετρώματα της οφειολιθικής ακολουθίας που στις περισσότερες άλλες περιοχές της Λέσβου αποτελούν το πρώτο πέτρωμα της σόλας στη βάση των οφειολίθων. Η απουσία των αμφιβολιτών από τη συγκεκριμένη θέση οφείλεται προφανώς στη δράση του ρήγματος αποκόλλησης που έφερε την επαφή οφειολίθων - μεταμορφικής σόλας στο επίπεδο των μεταϊζημάτων. γ. Κάτω από τη μεταμορφική σόλα βρίσκονται με μη ορατή τεκτονική επαφή τα τεκτονικά μίγματα (mélanges). Αυτά αποτελούνται κατά βάση από πετρώματα της μεταμορφικής σόλας μέσα στα οποία παρεμβάλλονται τεκτονικά μπλοκ οφειολίθων (σερπεντινιτών) και μαρμάρων - σχιστολίθων του Περμο-Τριαδικού υποβάθρου πάνω στο οποίο επωθήθηκαν οι οφειόλιθοι και η μεταμορφική σόλα και αποσπάσθηκαν από αυτό. Κατά σειρά τα πετρώματα που συναντώνται, κατά την πορεία διαγώνια ως προς την παράταξή τους, είναι τα παρακάτω με τα αντίστοιχα φαινόμενα πάχη εμφανίσεων: - 100m φυλλίτες, σερικιτικοί σχιστόλιθοι με μπλοκ μαρμάρων πάχους 2-10m - 100m μεταψαμμίτες - χαλαζίτες βυσσινί ή πράσινου χρώματος και μετακερατόλιθοι - χαλαζίτες μέσα στους οποίους παρεμβάλλεται μεγάλος όγκος μαρμάρου πάχους 20m - 300m συνεχείς εναλλαγές μεταψαμμιτών - χαλαζιτών βυσσινί ή πράσινου χρώματος, πράσινων μετα-μικροκροκαλοπαγών με κροκάλες από συσσωματώματα ασβεστίτη και χαλαζία και συνδετική ύλη πρασινοσχιστολιθική, ασβεστιτικοί - χλωριτικοί σχιστόλιθοι με χαλαζία, ασβεστίτη, χλωρίτη, ακτινόλιθο και μικροκόκκους πλαγιοκλάστων. Μέσα σ αυτές τις εναλλαγές παρεμβάλλονται μεταβασικά σώματα πάχους 50m - ακολουθούν 300m με χαλαζίτες, μετακερατόλιθους, φυλλίτες και τράπεζες πάχους 10-50m από ανακρυσταλλωμένους πελαγικούς ασβεστόλιθους με πυριτικές ενστρώσεις - 200m συνεχείς εναλλαγές μαρμαρυγιακών σχιστολίθων, χλωριτικών επιδοτιτικών σχιστολίθων και ασβεστιτικών χλωριτικών σχιστολίθων μέσα στις οποίες παρεμβάλλονται μικρά τεκτονικά σώματα σερπεντινιτών και συμπαγών μεταμικροκροκαλοπαγών που έχουν συνδετικό υλικό χαλαζία, πλαγιόκλαστα, χλωρίτη, επίδοτο, τιτανίτη και μικροκροκάλες 1-3mm από συσσωματώματα χαλαζία και ασβεστίτη - ακολουθούν 400m με συνεχείς παρεμβολές τεκτονικών μπλοκ μαρμάρων - ανακρυσταλλωμένων ασβεστολίθων νηριτικών και πελαγικών (πυριτικών) βυσσινί χρώματος, ανακατεμένων με εναλλαγές πράσινων χλωριτικών - επιδοτιτικών σχιστολίθων, ασβεστιτικών - χλωριτικών σχιστολίθων και μεταβασιτών (μεταδιαβάσες, μεταδολερίτες). Πρόκειται για πολύ εντυπωσιακή εικόνα τεκτονικού μίγματος πετρωμάτων διαφορετικής προέλευσης, σε μια πλήρη ανάμειξη όγκων 2-10m μέσα σε ένα υλικό κατά βάση σχιστολιθικό - χαλαζιτικό της μεταμορφικής σόλας.

122 122 Διδακτορική διατριβή - στη συνέχεια για 300m εναλλάσσονται μεταψαμμίτες - χαλαζίτες και ασβεστιτικοί ψαμμίτες θρυμματισμένοι τεκτονικά, με παρεμβολές μικρού όγκου τεκτονικών μπλοκ οφειολιθικών πετρωμάτων (σερπεντινιτών) και μαρμάρων. - μέχρι το χωριό Ακράσι επί 400m συνεχίζονται οι εναλλαγές μεταϊζημάτων της μεταμορφικής σόλας καθώς και οι παρεμβολές μικρών μπλοκ μαρμάρων και σερπεντινιτών και πλησίον του χωριού Ακράσι μέσα στις εναλλαγές των μεταϊζημάτων της σόλας παρεμβάλλονται ένας τεκτονικός όγκος νηριτικού ανακρυσταλλωμένου ασβεστόλιθου διαστάσεων 200 x 50m, καθώς και ένας αποκομμένος τεκτονικός όγκος σερπεντινίτη, διαστάσεων 200 x 100m, συμπληρώνοντας την εντυπωσιακή εικόνα των τεκτονικών μιγμάτων. Μέσα στα πετρώματα τόσο της σόλας όσο και των τεκτονικών μιγμάτων παρατηρούνται επίσης εφελκυστικά ρήγματα μικρής γωνίας κλίσης - ρήγματα αποκόλλησης (detachment), αλλά ακόμη και αντίστοιχες μικροδομές που δείχνουν την κατάρρευση του παχυμένου οικοδομήματος που δημιουργήθηκε από την συμπίεση - συσσώρευση καλυμμάτων (stacking). δ. Στη συνέχεια, ανατολικά του χωριού Ακράσι, τα τεκτονικά μίγματα με ανάστροφη τεκτονική επαφή κλίσης 300/50 τοποθετούνται πάνω στα μεταμορφωμένα πετρώματα του σχετικά αυτόχθονου Άνω Παλαιοζωϊκού υποβάθρου που στην περιοχή αυτή αντιπροσωπεύεται από μετακλαστικά ιζήματα, μεταψαμμίτες και κυρίως μετα-αρκόζες που περιέχουν μεγάλους αποστρογγυλωμένους κόκκους χαλαζία, μικρούς κρυστάλλους πλαγιοκλάστων και Κ-αστρίων καθώς και συσσωματώματα χαλαζία (παραγένεση: χαλαζίας, πλαγιόκλαστα, Κ-άστριοι, λευκός μαρμαρυγίας, ασβεστίτης, χλωρίτης, επίδοτο). Παρατηρούνται επίσης μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι καθώς επίσης και μια μοναδική για όλο το υπόβαθρο εμφάνιση γνευσίου μυλονιτιωμένου με παραγένεση χαλαζία - Κ-άστριοι - πλαγιόκλαστα - χλωρίτη - επίδοτο. Όπως αναφέρθηκε προηγουμένως η ενότητα των τεκτονικών μιγμάτων εμφανίζει συνεχή ανάστροφα ρήγματα με διεύθυνση κλίσης 250 ο ο που προκαλούν λεπιώσεις, επίσης πτυχώσεις και αναδιπλώσεις στρώσης και σχιστότητας των πετρωμάτων, καθώς επίσης και αλλεπάλληλες διατμητικές επιφάνειες μικρής γωνίας κλίσης ρηγμάτων αποκόλλησης. Όλες οι παραπάνω τεκτονικές παραμορφώσεις δημιουργούν μια εξάπλωση του χώρου εμφάνισης της ενότητας των τεκτονικών μιγμάτων στην περιοχή μεταξύ των χωριών Αμπελικό και Ακράσι. Μέσα στην οφειολιθική μάζα στην περιοχή του Αμπελικού, παρατηρούνται πολύ εντυπωσιακές συμπιεστικές δομές. Οι επιφάνειές τους παρουσιάζουν κυρίως ΒΒΑ-ΝΝΔ παράταξη και διεύθυνση κλίσης προς τα ΔΒΔ, με σχετικά μικρές γωνίες κλίσης. Με βάση τις γραμμώσεις ολίσθησης που βρέθηκαν στις επιφάνειες αυτές, προσδιορίστηκαν δύο διευθύνσεις συμπιεστικού πεδίου. Η κυρίαρχη διεύθυνση είναι η ΒΒΔ-ΝΝΑ με κίνηση προς τα Ν.

123 Διδακτορική διατριβή 123 Σχ. 97: Διάγραμμα Schmidt συμπιεστικών επιφανειών που μετρήθηκαν σε οφειολιθικά πετρώματα στην περιοχή Αμπελικού. Στην διαδρομή από Όλυμπο προς Αμπελικό, μετά την διασταύρωση για Προφήτη Ηλία, μέσα στα οφειολιθικά πετρώματα παρατηρούνται αλλεπάλληλες μικροπτυχές με άξονες b 40/30. Οι συμπιεστικές δομές κόβονται στη θέση αυτή από εφελκυστικά ρήγματα της ημιπλαστικής εφελκυστικής τεκτονικής. Οι εφελκυστικές επιφάνειες έχουν στοιχεία περίπου 10/25. Γενικά είναι χαρακτηριστικές οι μικρής-κλίμακας συμπιεστικές δομές - μικροπτυχές και οι ζώνες εφελκυσμού σχεδόν οριζόντιες που κόβουν τα thrust, στην περιοχή της μεγάλης οφειολιθικής μάζας του Αμπελικού. Σχ. 98: Μικροπτυχές που κόβονται από μεταγενέστερες ημιπλαστικές εφελκυστικές επιφάνειες, στα οφειολιθικά πετρώματα της περιοχής Αμπελικού.

124 124 Διδακτορική διατριβή Με βάση τις ημιπλαστικές εφελκυστικές επιφάνειες που μετρήθηκαν μέσα στην οφειολιθική μάζα στην περιοχή του Αμπελικού, προσδιορίστηκαν δύο διευθύνσεις εφελκυσμού. Η βασική είναι η διεύθυνση Β-Ν, με κύρια κίνηση προς Β, ενώ παρατηρήθηκε και εφελκυστική δράση σε διεύθυνση Α-Δ. Σχ. 99: Διάγραμμα Schmidt ημιπλαστικών εφελκυστικών επιφανειών (semi-ductile) που μετρήθηκαν σε οφειολιθικά πετρώματα στην περιοχή Ολύμπου. Οι ζώνες εφελκυσμού των ημιπλαστικών συνθηκών παρουσιάζονται στα οφειολιθικά πετρώματα της περιοχής Αμπελικού με σχετικά μικρές γωνίες κλίσης. Συνοδεύονται από χαρακτηριστικές semi-ductile εφελκυστικές μικροδομές και συχνά εμφανίζονται να κόβουν τις παλαιότερες συμπιεστικές δομές, ενώ οι ίδιες κόβονται από τις μεταγενέστερες brittle εφελκυστικές επιφάνειες.

125 Διδακτορική διατριβή 125 Σχ. 100: Μικρής γωνίας ζώνη εφελκυσμού, ημιπλαστικών συνθηκών. Οι εφελκυστικές επιφάνειες θραύσης που βρέθηκαν μέσα στην οφειολιθική μάζα στην περιοχή του Αμπελικού, έχουν παράταξη περίπου Β-Ν και διεύθυνση κλίσης προς Α με μεγάλες γωνίες κλίσης. Οι επιφάνειες αυτές παρουσιάζουν σημαντική συνιστώσα οριζόντιας κίνησης και η διεύθυνση εφελκυσμού που προσδιορίστηκε από αυτές είναι ΑΝΑ-ΔΒΔ. Σχ. 101: Διάγραμμα Schmidt εφελκυστικών επιφανειών θραύσης (brittle) που μετρήθηκαν σε οφειολιθικά πετρώματα στην περιοχή Ολύμπου.

126 126 Διδακτορική διατριβή Σχ. 102: Brittle κανονικό ρήγμα με στοιχεία 86/57 και pitch 19 ο Ν. Σχ. 103: Σχεδόν οριζόντιες γραμμώσεις ολίσθησης σε επιφάνεια strike-slip ρήγματος.

127 Διδακτορική διατριβή 127 Ακολουθούν εικόνες από μερικές από τις πιο εντυπωσιακές συμπιεστικές δομές που μετρήθηκαν στα πετρώματα του οφειολιθικού καλύμματος στην περιοχή του Αμπελικού. Σχ. 104: Ανάστροφη επιφάνεια με στοιχεία 280/50, που συνοδεύεται από χαρακτηριστικές συμπιεστικές μικροδομές στα οφειολιθικά πετρώματα του Αμπελικού. Σχ. 105: Ανάστροφη επιφάνεια με στοιχεία 70/55.

128 128 Διδακτορική διατριβή Σχ. 106: Συμπιεστική επιφάνεια με στοιχεία 274/12 και pitch 50 ο Ν που παρουσιάζει το χαρακτηριστικό άνοιγμα της επιφάνειας στο ανώτερο τμήμα της. D3 D1 Σχ. 107: Συμπιεστική επιφάνεια μικρής κλίσης κόβεται από brittle κανονικό ρήγμα.

129 Διδακτορική διατριβή 129 Σχ. 108: Ανάστροφη επιφάνεια με στοιχεία 296/52 και pitch 49 ο ΒΑ, στην οφειολιθική μάζα του Αμπελικού. Σχ. 109: Εφελκυστική ημιπλατσική δομή με στοιχεία 110/20.

130 130 Διδακτορική διατριβή Σχ. 110: Εφελκυστική ημιπλαστική επιφάνεια με χαρακτηριστικό άνοιγμα στο κατώτερο τμήμα της. Σχ. 111: Επιφάνεια ρήγματος οριζόντιας μετατόπισης με στοιχεία 111/58 και pitch 5 ο ΝΝΔ.

131 Διδακτορική διατριβή 131 Και άλλες ανάστροφες επιφάνειες παρατηρούνται μέσα στα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας, καθώς απομακρυνόμαστε από την επαφή με τους οφειόλιθους. Σχ. 112: Επιφάνεια thrust μέσα στα πετρώματα της σόλας, αμέσως μετά την επαφή με τους οφειόλιθους. Σχ. 113: Επιφάνεια thrust με στοιχεία 50/50 μέσα στα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας στην περιοχή Αμπελικού.

132 132 Διδακτορική διατριβή Στην ίδια διαδρομή περίπου 1km πιο κάτω, μέσα στα πετρώματα της σόλας, παρατηρείται μεγάλη ανάστροφη επιφάνεια με κλίση προς τα ΒΑ, η οποία κόβεται από νεώτερο εφελκυστικό ρήγμα θραύσης με κλίση προς τα ΝΑ. Σχ. 114: Ανάστροφο ρήγμα που κόβεται από μεταγενέστερο κανονικό ρήγμα μέσα στα πετρώματα των τεκτονικών μιγμάτων του Αμπελικού. Οι συμπιεστικές επιφάνειες που μετρήθηκαν μέσα στην σόλα παρουσιάζουν διεύθυνση κλίσης προς τα ΒΑ και κίνηση από Β προς Ν. Στην ίδια περιοχή μετρήθηκαν επίσης και ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης αριστερόστροφα, με ανάστροφη συνιστώσα κίνησης. Σχ. 115: Διάγραμμα Schmidt συμπιεστικών επιφανειών που μετρήθηκαν σε πετρώματα της μεταμορφικής σόλας στην περιοχή Αμπελικού.

133 Διδακτορική διατριβή 133 Οι ημιπλαστικές εφελκυστικές επιφάνειες που μετρήθηκαν μέσα στα πετρώματα της σόλας στην περιοχή του Αμπελικού, παρουσιάζουν γενικά ΒΑ-ΝΔ παράταξη, διεύθυνση κλίσης προς τα ΒΔ και γωνίες κλίσης που κυμαίνονται κυρίως μεταξύ 50 ο 70 ο. Η κίνηση που προσδιορίστηκε με βάση τις επιφάνειες αυτές και τις γραμμώσεις ολίσθησης που φέρουν, είναι προς τα ΒΔ. Σχήμα 116: Διάγραμμα Schmidt ημιπλαστικών εφελκυστικών επιφανειών (semi-ductile) που μετρήθηκαν σε πετρώματα της μεταμορφικής σόλας στην περιοχή Αμπελικού. Σχήμα 117: Ημιπλαστική εφελκυστική επιφάνεια μικρής γωνίας κλίσης.

134 134 Διδακτορική διατριβή Σχ. 118: Εφελκυστικές ημιπλαστικές δομές μέσα στα πετρώματα της σόλας στην διαδρομή από Αμπελικό προς Ακράσιο. Οι εφελκυστικές δομές θραύσης που βρέθηκαν στην μεταμορφική σόλα στην περιοχή του Αμπελικού, παρουσιάζουν παράταξη ΒΒΔ-ΝΝΔ και διεύθυνση κλίσης κυρίως προς τα ΑΒΑ. Σχήμα 119: Διάγραμμα Schmidt εφελκυστικών επιφανειών θραύσης (brittle) που μετρήθηκαν σε πετρώματα της μεταμορφικής σόλας στην περιοχή Αμπελικού.

135 Διδακτορική διατριβή 135 Σχ. 120: Μετα-πηλιτικά πετρώματα της μεταμορφικής σόλας μέσα στα τεκτονικά μίγματα στην διαδρομή από Αμπελικό προς Ακράσιο. Σχ. 121: Μετα-πηλιτικά πετρώματα, ανθρακικά μπλοκ και σερπεντινίτες αναμεμιγμένα μέσα στα τεκτονικά μίγματα στην διαδρομή από Αμπελικό προς Ακράσιο.

136 136 Διδακτορική διατριβή

137 Διδακτορική διατριβή 137 Σχ. 122: Χαρακτηριστικές εικόνες από τα τεκτονικά μίγματα στην διαδρομή από Αμπελικό προς Ακράσιο.

138 138 Διδακτορική διατριβή

139 Διδακτορική διατριβή 139 Β4.7. Η περιοχή Πλωμαρίου-Δρότας Σχ. 123: Γεωλογική τομή στην περιοχή Δρότας - Πλωμαρίου. Ενδιαφέρουσα τεκτονική δομή παρατηρείται στην περιοχή των χωριών Δρότα, Παλαιοχώρι και Μελίντα στη νότια παραλιακή περιοχή της Λέσβου, δυτικά της κωμόπολης του Πλωμαρίου. Στην περιοχή αυτή το οφειολιθικό κάλυμμα τοποθετείται απευθείας πάνω στα τεκτονικά μίγματα, χωρίς τη μεσολάβηση της μεταμορφικής σόλας, η οποία έχει χαθεί επιφανειακά εξαιτίας της δράσης μεταγενέστερων ρηγμάτων. Στη συνέχεια προς την περιοχή του Παλιοχωρίου η ενότητα των τεκτονικών μιγμάτων τοποθετείται πάνω στα πετρώματα του σχετικά υτόχθονου υποβάθρου, ενώ είναι χαρακτηριστικό ότι η ενότητα αυτή έχει σημαντική εξάπλωση και ξαναεμφανίζεται στην περιοχή μεταξύ Μελίντας - Πλωμαρίου. Η παρουσίαση της δομής αυτής θα γίνει με την περιγραφή μιας σχηματικής γεωλογικής τομής διεύθυνσης ΒΔ- ΝΑ από τη Δρότα ως την πόλη του Πλωμαρίου. Οι γεωλογικοί σχηματισμοί και η τεκτονική δομή έχουν ως εξής (σχ. 123): α. Τα οφειολιθικά πετρώματα αποτελούν την προς Νότο απόληξη της μεγάλης οφειολιθικής μάζας της κεντρικής Λέσβου, και είναι στη νότια αυτή περιοχή καλυμμένα εν μέρει από τόφφους της νεώτερης (Τριτογενούς) ηφαιστειότητας της Λέσβου (ηφαιστειακής δραστηριότητας). Τα οφειολιθικά πετρώματα έχουν επηρεαστεί από κανονικά εφελκυστικά ρήγματα μικρής γωνίας κλίσης και εμφανίζουν ρηξιγενείς επιφάνειες που προσδίδουν στα πετρώματα μια ψευδο-σχιστότητα θραυσμού με κλίση προς τα Δυτικά.

140 140 Διδακτορική διατριβή Σχ. 124: Η επαφή των οφειολίθων με τα τεκτονικά μίγματα στην πειοχή της Δρότας. Διακρίνονται τα οφειολιθικά πετρώματα και στο βάθος ανθρακικά μπλοκ του υποβάθρου τεκτονικά εγκλωβισμένα μέσα σε βυσσινί μετα-πηλίτες της μεταμορφικής σόλας, υπό μορφή τεκτονικού μίγματος. β. Υποκείμενα των οφειολίθων παρατηρούνται σε ορισμένες βαθιές χαραδρώσεις της περιοχής, πετρώματα της μεταμορφικής σόλας όπως αμφιβολίτες και χλωριτικοί - επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι. γ. Τόσο τα οφειολιθικά πετρώματα όσο και τα πετρώματα της υποκείμενης μεταμορφικής σόλας έχουν έντονα επηρεαστεί από ένα μεγάλο ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης (μετρήσεις σε ρηξιγενείς επιφάνειες 140/85, 122/73), διεύθυνσης ΒΑ-ΝΔ, το οποίο φέρνει σε επαφή τους οφειόλιθους και την υποκείμενη σόλα με το σχηματισμό των τεκτονικών μιγμάτων (γ - σχ. 123). Ταυτόχρονα το ρήγμα αυτό προκαλεί μια πλήρη ανόρθωση των πετρωμάτων των τεκτονικών μιγμάτων τα οποία εμφανίζονται με κατακόρυφες κλίσεις σε μια ζώνη πλάτους εκατοντάδων μέτρων. Τα πετρώματα του σχηματισμού των τεκτονικών μιγμάτων από το ρήγμα και προς τα ΝΑ είναι τα παρακάτω: - μετα-κερατόλιθοι - χαλαζίτες ερυθρού-βυσσινί χρώματος, τυπικά παλιά ωκεάνια ιζήματα - μεταπηλίτες βυσινί χρώματος - χλωριτικοί - επιδοτιτικοί - ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι

141 Διδακτορική διατριβή 141 Τα πετρώματα αυτά τυπικά μεταϊζήματα της μεταμορφικής σόλας, βρίσκονται σε συνεχείς εναλλαγές και παρουσιάζονται συμπτυχωμένα με σερπεντινικά τεκτονικά μπλοκ που βρίσκονται σφηνωμένα μέσα στα μεταϊζήματα. Επίσης έντονα τεκτονισμένα μπλοκ ανακρυσταλλωμένων ασβεστολίθων με προέλευση τα Τριαδικά ανθρακικά πετρώματα του σχετικά αυτόχθονου υποβάθρου, από όπου αποσπάστηκαν κατά τη δημιουργία των τεκτονικών μιγμάτων, εμφανίζονται σφηνωμένα μέσα στα μεταϊζήματα της σόλας, δίνοντας πολύ εντυπωσιακές εικόνες. Όλα τα παραπάνω πετρώματα βρίσκονται συμπτυχωμένα - ανακατεμένα σε ένα τυπικό σχηματισμό τεκτονικού μίγματος (mélange), με μπλοκ ασβεστολίθων και σερπεντινιτών και εμφανίζονται να ολισθαίνουν με κανονικά ρήγματα μικρής γωνίας κλίσης προς τα Δυτικά, από την υπερκείμενη τεκτονικά θέση πάνω στο αυτόχθονο υπόβαθρο όπου είχε επωθηθεί το ενιαίο τεκτονικό κάλυμμα οφειολίθων - μεταμορφικής σόλας - τεκτονικών μιγμάτων. δ. Το σχετικά αυτόχθονο υπόβαθρο Άνω Παλαιοζωικού - Τριαδικού αποτελείται από έναν ανώτερο ορίζοντα μαρμάρου πάχους 300m ανορθωμένου αρχικά και στη συνέχεια με μεγάλη κλίση προς τα ΔΒΔ επικάθεται σε ένα σχηματισμό που αποτελείται από φυλλίτες τεφρούς και μαύρους οι οποίοι εναλλάσσονται με μεταψαμμίτες σε καθαρά φλυσχικές εναλλαγές. Πρόκειται για ένα πιθανό σχηματισμό μετα-φλύσχη του Περμίου (?) ο οποίος δεν συναντάται αλλού στη Λέσβο και ούτε αναφέρεται στη βιβλιογραφία. Παρουσιάζει μάλιστα και ορισμένα στρώματα με εμφάνιση τυπικού άγριου φλύσχη με μικρούς και μεγάλους αποσρογγυλωμένους και μετέπειτα τεκτονισμένους ολισθόλιθους μεταψαμμιτών που βρίσκονται εγκλωβισμένοι μέσα στους φυλλίτες δηλαδή μέσα στην αργιλική φάση του φλύσχη (σχ. 123). Σ αυτά τα στρώματα του άγριου φλύσχη παρατηρείται μια ισχυρή διατμητική ζώνη ανάστροφη με κίνηση το επάνω προς τα ΒΒΔ, η οποία συνοδεύεται με πτυχές φοράς προς τα ΒΒΔ μικρής κλίμακας καθώς και άλλες σχετικές μικροδομές.

142 142 Διδακτορική διατριβή Σχ. 125: Χαρακτηριστικές εικόνες από τον σχηματισμό άγριου φλύσχη του υποβάθρου.

143 Διδακτορική διατριβή 143 Βέβαια ο σχηματισμός αυτός δεν έχει πολύ μεγάλη εμφάνιση στην περιοχή και δεν συναντήθηκε σε άλλες περιοχές της Λέσβου, έτσι ώστε να μελετηθεί πλήρως και να θεμελιωθεί η άποψη για άγριο φλύσχη, γι αυτό και αναφέρεται ως πιθανός. Τα πετρώματα του υποβάθρου συνεχίζονται προς τα ανατολικά με εναλλαγές μαρμαρυγιακών σχιστολίθων, μετακροκαλοπαγών, μεταψαμμιτών και μετα-αρκοζών και βυθίζονται ξανά κάτω από το σχηματισμό των τεκτονικών μιγμάτων (ε - σχ. 123) με τη δράση ενός ανάστροφου ρήγματος κλίσης 50 ο προς τα ΒΔ. ε. Τα τεκτονικά μίγματα, προφανώς αποτελούν εδώ ένα επωθημένο ράκος που υπερκάλυψε το σχετικά αυτόχθονο υπόβαθρο και αργότερα επηρεάσθηκε από νεώτερο ανάστροφο ρήγμα. Τα πετρώματα των τεκτονικών μιγμάτων είναι τα εξής: - χλωριτικοί - επιδοτιτικοί - ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι, πράσινου χρώματος, συχνά με ταινίες λεπτές από ασβεστίτη και χαλαζία που του προσδίδουν ριγέ πράσινη εμφάνιση πολύ χαρακτηριστική - μεταπελίτες βυσινί - μωβ χρώματος - μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι - φυλλίτες - όγκοι μαρμάρων αποσπασμένοι από το Άνω Παλαιοζωικό υπόβαθρο και ισχυρά τεκτονισμένοι συμπτυχωμένοι με τα μεταϊζήματα της σόλας - όγκοι σερπεντινιτών επίσης συμπτυχωμένοι - ηφαιστειακές φλέβες (dykes) από μεταβασίτες (μεταδιαβάσες, μεταδολερίτες). Όλα τα παραπάνω πετρώματα, μεταϊζήματα της σόλας και όγκοι μαρμάρων και οφειολίθων συμπτυχωμένα όλα μαζί συνιστούν ένα τυπικό σχηματισμό τεκτονικού μίγματος που καλύπτει όλη την περιοχή του Πλωμαρίου ως ένα υπερκείμενο τεκτονικό κάλυμμα αποκομμένο από την τυπική θέση που συνήθως κατέχει. Η ευρύτερη περιοχή Δρότας - Πλωμαρίου παρουσιάζει έντονη τεκτονική που ακολούθησε την αρχική τοποθέτηση των καλυμμάτων. Η τεκτονική αυτή δράση προκάλεσε την αλλοίωση της εικόνας των αρχικών τοποθετήσεων και την αλλαγή του είδους των επαφών μεταξύ των διαφορετικών τεκτονικών ενοτήτων. Έτσι σε πολλές θέσεις δεν βλέπουμε τις αρχικές επωθήσεις - τοποθετήσεις των καλυμμάτων, αλλά μεταγενέστερα ρήγματα αποκόλλησης και οριζόντιας μετατόπισης, τα οποία έχουν διαμορφώσει τη σημερινή εικόνα των ορίων, έχουν φέρει σε άμεση επαφή την οφειολιθική ακολουθία με τα τεκτονικά μίγματα θάβοντας σε βαθύτερους ορίζοντες τη μεταμορφική σόλα και ανορθώνουν κατά θέσεις τελείως τα πετρώματα. Όπως αναφέρθηκε παραπάνω, η επαφή της οφειολιθικής ακολουθίας με τα τεκτονικά μίγματα στην περιοχή της Δρότας, έχει διαμορφωθεί από ένα σημαντικό ρήγμα οριζόντιας μετατόπισης. Η ρηξιγενής αυτή ζώνη έχει επηρεάσει τόσο τα οφειολιθικά πετρώματα που

144 144 Διδακτορική διατριβή παρουσιάζουν πολλές επιφάνειες οριζόντιας μετατόπισης κοντά στην επαφή, αλλά και τα πετρώματα του τεκτονικού μίγματος που παρουσιάζονται ανορθωμένα αμέσως μετά από αυτήν. Μέσα στο σχηματισμό των τεκτονικών μιγμάτων παρατηρούνται επίσης αρκετές ρηξιγενείς επιφάνειες κανονικής και πλαγιο-κανονικής κίνησης. a. b. Σχ. 126: Διάγραμμα των ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης (a) που μετρήθηκαν κοντά στο όριο οφειολιθικής μάζας και τεκτονικού μίγματος. Διαγράμματα των κανονικών ρηγμάτων (b) που μετρήθηκαν μέσα στα πετρώματα του τεκτονικού μίγματος (mélange) κοντά στο όριο με τους οφειόλιθους. Τα πετρώματα των τεκτονικών μιγμάτων παρουσιάζουν στην περιοχή κοντά στην επαφή με το οφειολιθικό κάλυμμα, γενική κλίση προς τα Ν και ΝΑ με σχετικά μέσες γωνίες κλίσης. Στη συνέχεια η κλίση της σχιστότητας αλλάζει και αποκτά βύθιση προς τα ΔΒΔ, εναρμονιζόμενη με την τοποθέτηση των πετρωμάτων του τεκτονικών μιγμάτων επάνω στα πετρώματα του σχετικά αυτόχθονου υποβάθρου.

145 Διδακτορική διατριβή 145 Σχ. 127: Διάγραμμα των επιφανειών σχιστότητας που μετρήθηκαν στα πετρώματα του τεκτονικού μίγματος στην περιοχή Δρότας - Μελίντας. Σχ. 128: Διάγραμμα των b- αξόνων που μετρήθηκαν στα πετρώματα του τεκτονικού μίγματος στην περιοχή Πλωμαρίου.

146 146 Διδακτορική διατριβή Σχ. 129: Διάγραμμα των επιφανειών σχιστότητας που μετρήθηκαν στα πετρώματα του τεκτονικού μίγματος (μαύρο) και του υποβάθρου (κόκκινο) στην θέση της επαφής των δύο ενοτήτων στην περιοχή Μελίντας. Σχ. 130: Μπλοκ μεταπηλιτών - μετακερατολίθων και μεταβασιτών στα τεκτονικά μίγματα μεταξύ Ακρασίου και Δρότας.

147 Διδακτορική διατριβή 147 Σχ. 131: Λεπτομέρεια της προηγούμενης εικόνας: μπλοκ μεταβασίτη με χλωριτικούς - μαρμαρυγιακούς σχιστολίθους και τεμάχη ασβεστολίθου, αναμεμιγμένα μέσα στα τεκτονικά μίγματα της περιοχής μεταξύ Ακρασίου και Δρότας.. Σχ. 132: Ανθρακικά μπλοκ του υποβάθρου εγκλωβισμένα μέσα στα τεκτονικά μίγματα.

148 148 Διδακτορική διατριβή Β4.8. Η περιοχή Περάματος-Φτελιού-Τάρτης Σχ. 133: Γεωλογική τομή στην περιοχή Πέραμα - Φτελί - Τάρτι. Το τεκτονικό κάλυμμα της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων, χωρίς την παρουσία των οφειολίθων, εμφανίζεται ως μια μεγάλη περιοχή επωθημένου καλύμματος πάνω στα πετρώματα του σχετικά αυτόχθονου υποβάθρου στην περιοχή Αυλώνα-Φτελί-Τάρτη στη Νότια Λέσβο, πολύ Ανατολικότερα του Πλωμαρίου και επομένως πολύ μακριά από τις άλλες εμφανίσεις του επωθημένου τεκτονικού καλύμματος και πολύ μακρυά από τη μεγάλη οφειολιθική μάζα της Λέσβου. Εντυπωσιακές εικόνες τεκτονικών μιγμάτων παρατηρούνται στη διαδρομή από ΒΒΔ προς ΝΝΑ από το χωριό Πέραμα μέχρι το χωριό Φτελί και το Ακρωτήριο Κέφαλος περίπου κατά μήκος της Δυτικής παραλίας του στενού του Κόλπου της Γέρας. Σχηματική γεωλογική τομή δίνεται στο σχήμα: α. Από το Πέραμα Νότια παρατηρούνται αρχικά τα πετρώματα του σχετικά αυτόχθονο Άνω Παλαιοζωϊκού-Τριαδικού υποβάθρου της Λέσβου, τα οποία είναι μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι με μεγάλες κλίσεις προς τα ΝΑ (150/60, 150/75). Σε πολλές θέσεις οι σχιστόλιθοι περιέχουν φακούς μαύρων ασβεστολίθων καθώς και ολισθόλιθους, μεταψαμμίτες μεγέθους cm.

149 Διδακτορική διατριβή 149 Σχ Διάγραμμα Schmidt με αντιπροσωπευτικές μετρήσεις επιφανειών σχιστότητας που μετρήθηκαν στα πετρώματα του Περμο-Τριαδικού υποβάθρου στην περιοχή του Περάματος. Στη συνέχεια με τη μεσολάβηση ενός ρήγματος οριζόντιας μετατόπισης, διεύθυνσης 40 ο παρατηρείται ένας ορίζοντας ανακρυσταλλωμένου Τριαδικού ασβεστολίθου τελείως ανορθωμένου και ακολούθως μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι, μετακροκαλοπαγή και μετααρκόζες συνθέτοντας όλα μαζί μια μετακλαστική σειρά πετρωμάτων όπως και σε όλες τις άλλες περιοχές του υποβάθρου της Λέσβου. Όλα τα πετρώματα στη θέση αυτή εμφανίζονται ανορθωμένα ή με μεγάλες κλίσεις προς τα ΝΑ εξ αιτίας του ρήγματος οριζόντιας μετατόπισης. β. Πάνω στα πετρώματα του υποβάθρου τοποθετούνται με τεκτονική επαφή τα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας υπό μορφή τεκτονικών μιγμάτων. Λόγω της μικρής κλίσης των υπερκειμένων πετρωμάτων και της μεγάλης κλίσης των υποκειμένων, υποθέτεται ότι η τεκτονική επαφή είναι η επιφάνεια της παλιάς επώθησης του καλύμματος, παρ όλο που δεν είναι ξεκάθαρα ορατή. Τα τεκτονικά μίγματα αποτελούνται κυρίως από συνδετικά υλικά μεταπηλιτών βυσινή χρώματος, καθώς και κερατολίθων-ραδιολαριτών, παλιών ωκεάνιων ιζημάτων, που έχουν μεταμορφωθεί σε μετα-κερατόλιθους-χαλαζίτες πολύχρωμους με χρώματα μαύρο, καφέ, ερυθρωπά, βυσινή και πρασινωπά με εμποτισμούς μαλαχίτη από την οξείδωση διάσπαρτων συνιζηματογενών ορυκτών του χαλκού. Με τους μεταπελίτες και μετακερατόλιθους-χαλαζίτες εναλλάσονται ακόμα λεπτόκοκκοι μετα-ψαμμίτες, μερικές φορές ασβεστοπυριτικοί ασβεστόλιθοι ανακρυσταλλωμένοι με πυριτικές ενστρώσεις, πράσινοι χλωριτικοί σχιστόλιθοι και σερικιτικοί σχιστόλιθοι και όλα

150 150 Διδακτορική διατριβή μαζί συνιστούν μια τυπική παλιά ωκεάνια ιζηματογενή διάπλαση που μεταμορφώθηκε και αποτέλεσε τη μεταμορφική σόλα. Μέσα στα ωκεάνια αυτά μεταιζήματα παρατηρούνται και μετα-ηφαιστειακά πετρώματα (μετα-διαβάσες) υπό μορφή ηφαιστειακών φλεβών (dykes) που συμμεταμορφώθηκαν με τα ιζήματα και αποτέλεσαν από κοινού τη μεταμορφική σόλα. Σε όλη σχεδόν την έκταση της εμφάνισης αυτής τα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας εμφανίζονται υπό μορφή τεκτονικών μιγμάτων μικρής και μεγάλης κλίμακας. Δηλαδή σε ορισμένες θέσεις παρατηρούνται μέσα στα μεταιζήματα μικρά τεκτονισμένα γωνιώδη τεμάχη, ανακρυσταλλωμένων ασβεστολίθων, διαστάσεων cm, τα οποία εμφανίζονται επιμηκυσμένα κατά μήκος των επιφανειών σχιστότητας των πετρωμάτων που τα περιέχουν. Σε άλλες θέσεις τα μπλοκ των ανακρυσταλλωμένων ασβεστολίθων, γωνιώδη και ασύμφωνα με τη σχιστότητα έχουν διαστάσεις μέτρων και σαφή προέλευση από τους Τριαδικούς ασβεστόλιθους του υποβάθρου. Πρόκειται επομένως για τυπικά τεκτονικά μίγματα προερχόμενα από τα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας και τεκτονισμένα μπλοκ από τους ασβεστολίθους του υποβάθρου ανάλογα με τα τεκτονικά μίγματα που παρατηρούνται στις άλλες περιοχές (Ολύμπου, Εμπερικού, Ακράσιου, Πλωμαρίου κ.ά) και τα οποία έχουμε περιγράψει σε προηγούμενες παραγράφους. Η διαφορά είναι ότι εδώ τα πετρώματα της σόλας και τα τεκτονικά μίγματα δεν βρίσκονται μαζί με την οφειολιθική μάζα, δεν περιέχουν επομένως αμφιβολίτες και εμφανίζονται ως επωθημένα απόμακρα από το κύριο μέτωπο του ενιαίου τεκτονικού καλύμματος οφειολίθων-σόλας-τεκτονικών μιγμάτων. Τα πετρώματα του καλύματος των τεκτονικών μιγμάτων τοποθετούνται πάνω στα ανθρακικά πετρώματα του σχετικά αυτόχθονου ΑνωΠαλαιοζωϊκού-Τριαδικού υποβάθρου με μια τεκτονική επαφή που δεν είναι ορατή, πιθανολογείται όμως ότι πρόκειται για την αρχική τοποθέτηση (επώθηση) του τεκτονικού καλύμματος των τεκτονικών μιγμάτων λόγω της μικρής κλίσης των επωθημένων πετρωμάτων. Η εξήγηση για τη θέση του τεκτονικού καλύμματος σ αυτήν εδώ τη Νότια περιοχή της Λέσβου μπορεί να αναζητηθεί στη ΒΑ-ΝΑ διεύθυνση-επιμήκυνση που έχει το τεκτονικό κάλυμμα καθώς και η γραμμική διάταξη στην ίδια διεύθυνση που έχουν τα μπλοκ των ανακρυσταλλωμένων ασβεστολίθων που είναι σφηνωμένα μέσα στα τεκτονικά μίγματα. Η διάταξη αυτή φαίνεται να αποτελεί συνέχεια της αντίστοιχης διάταξης που έχει το τεκτονικό κάλυμμα στην απέναντι του κόλπου της Γέρας χερσόνησο της Αμαλής στην περιοχή Λουτρών- Ταξιαρχών όπου η μεταμορφική σόλα και τα τεκτονικά μίγματα βρίσκονται μαζί με επαφή με τη μάζα των οφειολίθων όπως περιγράφηκε σε προηγούμενη παράγραφο.

151 Διδακτορική διατριβή 151 Είναι επομένως πολύ πιθανόν η αντίστοιχη οφειολιθική μάζα στην περιοχή αυτή Φτελί- Τάρτης να βρίσκεται βυθισμένη στη θάλασσα νοτιότερα ως προέκταση της μάζας των οφειολίθων της Αμαλής. Ερμηνεύεται επομένως η θέση του καλύμματος σ αυτή την περιοχή ως οφειλόμενη στην κατάρρευση προς τα ΝΑ των καλυμμάτων κατά την Τριτογενή εφελκυστική τεκτονική από κοινού με την αντίστοιχη μάζα της Αμαλής, όπως θα εξηγηθεί αναλυτικότερα σε επόμενο κεφάλαιο για την Τριτογενή γεωτεκτονική εξέλιξη. Σχ Μεταπηλίτες και μετακερατόλιθοι - χαλαζίτες βυσσινί χρώματος της μεταμορφικής σόλας στην περιοχή του χωριού Φτελί.

152 152 Διδακτορική διατριβή Σχ Ωκεάνια μετα-ιζήματα (μαύροι μετακερατόλιθοι, βυσσινί μεταπηλίτες) της μεταμορφικής σόλας με τεκτονισμένα μικρο-τεμάχη κερατολίθων και ασβεστολίθων υπόμορφή τεκτονικού μίγματος. Στο επάνω μέρος διακρίνεται η πτύχωση των μετα-ιζημάτων. Σχ Μεγάλος όγκος πελαγικού ασβεστολίθου συμπτυχωμένος με πράσινους επιδοτιτικούς - χλωριτικούς σχιστόλιθους και μετακερατόλιθους της μεταμορφικής σόλας, υπό μορφή τεκτονικού μίγματος.

153 Διδακτορική διατριβή 153 Σχ Εικόνα από τα τεκτονικά μίγματα της περιοχής Φτελί. Διακρίνινται μικρά τεκτονισμένα - γωνιώδη τεμάχη ανακρυσταλλωμένων ασβεστολίθων μέσα σε μεταπηλίτες της μεταμορφικής σόλας. Σχ Μετακερατόλιθοι - χαλαζίτες χρώματος ανοιχτού καφέ της μεταμορφικής σόλας με τεκτονισμένα μπλοκ χαλαζιτών και ασβεστολίθων μικρών διαστάσεων στα τεκτονικά μίγματα στην περιοχή Φτελί - Τάρτι.

154 154 Διδακτορική διατριβή Β4.9. Η Γεωλογική δομή του Αλπικού και Προαλπικού υποβάθρου της Δυτικής Λέσβου Όπως αναφέρθηκε στα αρχικά κεφάλαια της παρούσας διατριβής, τα Αλπικά και προ- Αλπικά πετρώματα κατέχουν το Νοτιοανατολικό Τμήμα της Λέσβου, ενώ όλη η Δυτική και η Βορειοδυτική Λέσβος καλύπτεται από τους Νεογενείς ηφαιστειακούς σχηματισμούς που προήλθαν από ορισμένα μεγάλα ηφαιστειακά κέντρα της νήσου (Hecht 1972, 1974, 1975, Pe- Piper 1978, 1992, Fytikas et al 1984). Ωστόσο στο Δυτικό τμήμα της νήσου υπάρχουν μεγάλες εμφανίσεις Αλπικών και Προαλπικών πετρωμάτων, που αποκαλύπτονται κάτω από τους Νεογενείς ηφαιστειακούς σχηματισμούς και καταλαμβάνουν αρκετά μεγάλες εκτάσεις, αλλά είναι αποκομμένες μεταξύ τους από τα ηφαιστειακά υλικά που καλύπτουν τα ενδιάμεσά τους. Οι εμφανίσεις αυτές εντοπίζονται σε τρεις περιοχές: 1 η η περιοχή του Βορειοδυτικού άκρου της Λέσβου, που είναι μια ζώνη μήκους 9 km και πλάτους περίπου 2 km, διεύθυνσης ΒΑ-ΝΑ συνεχόμενη από το χωριό Σίγρι στα ΝΔ μέχρι το χωριό Λάψαρνα και το Ακρωτήριο Αγκάλη στα ΒΑ. 2 η η περιοχή των υψωμάτων που βρίσκονται βόρεια της κωμόπολης της Άντισσας μέχρι τη Βόρεια παραλιακή ζώνη των χωριών Γαββαθάς, Κάμπος και Λυγερή, που αποτελεί μια περιοχή 20 km 2 περίπου. 3 η μια ζώνη μήκους 5 km και πλάτους 1 km, διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΔ που βρίσκεται Ανατολικά της Κωμόπολης της Ερεσού και περιλαμβάνει τα υψώματα κατά μήκος της οδού Ερεσού- Άντισσας. Και στις τρεις περιοχές εμφανίζονται πετρώματα του σχετικά αυτόχθονου Άνω Παλαιοζωϊκού-Τριαδικού υποβάθρου, τα οποία θα περιγραφούν στη συνέχεια. Η πιο σημαντική περιοχή από τις τρεις που προαναφέραμε πιστεύουμε ότι είναι η περιοχή του Σιγρίου διότι σ αυτήν παρατηρούνται και ορισμένα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας επωθημένα πάνω στα πετρώματα του υποβάθρου και γιαυτό το λόγο θα περιγραφούν αναλυτικότερα παρακάτω και θα παρατεθεί μια σχηματική γεωλογική τομή της περιοχής.

155 Διδακτορική διατριβή 155 Β Η Γεωλογική δομή του αυτόχθονου υποβάθρου και της μεταμορφικής σόλας στην περιοχή Σιγρίου. Σχ. 140: Γεωλογική τομή στην περιοχή Σιγρίου. Η εμφάνιση του σχετικά αυτόχθονου Άνω Παλαιοζωϊκού-Τριαδικού υποβάθρου στην περιοχή του χωριού Σίγρι στο δυτικότερο άκρο της νήσου Λέσβου, παρουσιάζει ιδιαίτερο ενδιαφέρον γιατί εμφανίζεται και ένα μικρό υπόλειμμα του επωθημένου πάνω στο υπόβαθρο τεκτονικού καλύμματος οφειολίθων-μεταμορφικής σόλας-τεκτονικών μιγμάτων. Συγκεκριμένα εμφανίζονται πετρώματα της μεταμορφικής σόλας όπως πράσινοι χλωριτικοί-επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι, μεταβασικά πετρώματα (μεταδιαβάσες), μεταπηλίτες χρώματος βυσινή-μωβ μαζί με μπλοκ μαρμάρων υπό μορφή τεκτονικού μίγματος. Τα πετρώματα αυτά βρίσκονται επικείμενα του υποβάθρου και στη συνέχεια προς τα Ανατολικά καλύπτονται προφανώς από τα Νεογενή ηφαιστειακά πετρώματα που καλύπτουν όλη σχεδόν τη Δυτική Λέσβο. Στη συγκεκριμένη θέση τα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας έρχονται σε επαφή με τα νεογενή ηφαιστειακά με ένα νεοτεκτονικό κανονικό ρήγματα διεύθυνσης ΒΑ-ΝΔ, το οποίο δημιουργεί ένα μικρό επιμήκες βύθισμα που καλύπτεται από προσχώσεις (σχ. 140 ). Τα πετρώματα του υποβάθρου που βρίσκονται αμέσως υποκείμενα των πετρωμάτων της σόλας είναι αρκόζες, μεταψαμμίτες και μετακροκαλοπαγή. Τα μετακροκαλοπαγή είναι χαλαζιακά (με κροκάλες και συνδετική ύλη κυρίως χαλαζιακά), με μεγάλη περιεκτικότητα σε λευκό μαρμαρυγία και βιοτίτη. Τα υλικά αυτά όπως και τα υλικά των μετα-αρκοζικών πετρωμάτων υποδηλώνουν μια σαφή προέλευση από τη διάβρωση ενός πιθανού κρυσταλλοσχιστώδους υποβάθρου με πιθανές γρανιτικές διεισδύσεις.

156 156 Διδακτορική διατριβή Τα υπόλοιπα πετρώματα του υποβάθρου είναι φυλλίτες, μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι σε συνεχείς εναλλαγές με μεταψαμμίτες-χαλαζίτες, μετα-αρκόζες και μετα-κροκαλοπαγή, εικόνα που βάζει την υπόνοια για προέλευση από ένα παλιό (παλαιοζωϊκό) μετα-φλύσχη. Δεδομένου όμως ότι οι εμφανίσεις γενικά δεν είναι πολύ μεγάλες σε έκταση και ότι στις εναλλαγές κυριαρχούν τα κλαστικά πετρώματα και μάλιστα τα μετακροκαλοπαγή έχουν μεγάλο πάχος, για το λόγο αυτό προτιμούμε τον όρο «μετα-κλαστική σειρά πετρωμάτων». Στη διαδρομή της γεωλογικής τομής του σχήματος 140 προς τα δυτικά, προς τη θάλασσα, η κλίση των πετρωμάτων της μετακλαστικής σειράς του υποβάθρου μεταβάλλεται σημαντικά, εμφανίζοντας πτυχωμένες δομές, η σημαντικότερη από τις οποίες, μια συγκλινική μεγαδομή, στα μετακροκαλοπαγή, αποτυπώνεται στην τομή του σχήματος 140 με κλίσεις στις δύο πτέρυγες 16/30 και 174/22 και άξονα της πτυχής σε διεύθυνση σχεδόν Α-Δ με πολύ μικρή γωνία κλίσης προς τα Α. Σχ Διαγράμματα Schmidt με αντιπροσωπευτικές μετρήσεις επιφανειών σχιστότητας και b- αξόνων που μετρήθηκαν στη μετακλαστική σειρά του Περμο-Τριαδικού υποβάθρου στην περιοχή του Σιγρίου. Τα τελευταία πετρώματα που βυθίζονται στη θάλασσα με κλίσεις Α-ΒΑ, είναι μαύροι συμπαγείς φυλλίτες. Οι άξονες των μικρότερων πτυχών που μετρήθηκαν έχουν διευθύνσεις 10 ο /15 ο, 20 ο /10 ο, 50 ο /20 ο (ΒΑ-διευθύνσεις) καθώς και 140/65 ο έως Β-Ν. οι τελευταίες πτυχές συνοδεύονται από μια δεύτερη σχιστότητα-θραυσμού κατά αξονικό επίπεδο ΒΔ έως Β-Ν διεύθυνσης.

157 Διδακτορική διατριβή 157 Σχ Διάγραμμα Schmidt με αντιπροσωπευτικές μετρήσεις των b-αξόνων των μικρο-πτυχών που μετρήθηκαν στους μαύρους φυλλίτες του Περμο-Τριαδικού υποβάθρου στην περιοχή του Σιγρίου και διάγραμμα πυκνότητας των αντίστοιχων αξόνων. Στα πετρώματα του υποβάθρου παρατηρούνται επίσης ισχυρές διατμητικές ζώνες ανάστροφες που κόβουν τη σχιστότητα με ανάστροφη κίνηση προς τα Ανατολικά. Τα παραπάνω πετρώματα του υποβάθρου παρουσιάζουν μια απόλυτη ταύτιση με τα αντίστοιχα πετρώματα του αυτόχθονου υποβάθρου που βρίσκονται σε όλες σχεδόν τις περιοχές της Λέσβου. Ιδιαίτερη ταύτιση έχουν με τα πετρώματα του υποβάθρου που παρατηρούνται στην περιοχή του Αγίου Ερμογένη στο νοτιοδυτικό άκρο της χερσονήσου της Αμαλής, όπου επίσης εμφανίζονται τα αντίστοιχα μετακροκαλοπαγή με μεγάλο πάχος και μεγάλη έκταση.

158 158 Διδακτορική διατριβή Σχ Μετα-κροκαλοπαγή ηλικίας Άνω Παλιοζωϊκού από την περιοχή του υποβάθρου στο Σίγρι. Πρόκειται για τα αντίστοιχα κροκαλοπαγή που εμφανίζονται με μεγάλη έκταση στην περιοχή του Αγ. Ερμογένη. Η παραπάνω διαπίστωση επιβεβαιώνει την άποψη ότι το υπόβαθρο της Λέσβου είναι ενιαίο και αποτελούσε τμήμα κάποιου ηπειρωτικού περιθωρίου, πάνω στο οποίο τοποθετήθηκε τεκτονικά με επώθηση το ενιαίο τεκτονικό κάλυμμα οφειολίθων-μεταμορφικής σόλας-τεκτονικών μιγμάτων. Η παρουσία της μικρής εμφάνισης των πετρωμάτων της μεταμορφικής σόλας υπό μορφή τεκτονικού μίγματος στην απομακρυσμένη αυτή περιοχή του Σιγρίου πάνω στα πετρώματα του σχετικά αυτόχθονου Άνω Παλαιοζωϊκού-Τριαδικού υποβάθρου στην απομακρυσμένη αυτή περιοχή του Σιγρίου, επιβεβαιώνει και τη μεγάλη επώθηση του ενιαίου τεκτονικού καλύμματος. Β Η Γεωλογική δομή του αυτόχθονου υποβάθρου στην περιοχή μεταξύ Γαββαθά και Άντισσας. Στην περιοχή αυτή των υψωμάτων μεταξύ του Γαββαθά και της Άντισσας παρατηρούνται μόνο πετρώματα του σχετικά αυτόχθονου Άνω Παλαιοζωϊκού-Τριαδικού υποβάθρου της Λέσβου ενώ απουσιάζουν τελείως τα πετρώματα του τεκτονικού καλύμματος οφειολίθων-μεταμορφικής σόλας τεκτονικών μιγμάτων. Τα πετρώματα που συναντώνται στην περιοχή έχουν γενικά παράταξη Β-Ν ή ΒΒΔ- ΝΝΑ και κλίσεις συνήθως μεγάλες γενικά προς τα Α. Έτσι σε μια σχηματική γεωλογική τομή από τα Δυτικά προς τα Ανατολικά βλέπουμε διαδοχικά τα πετρώματα από τους βαθύτερους ορίζοντες του υποβάθρου προς τους ανώτερους που είναι οι εξής: Μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι σε εναλλαγές με χαλαζίτες. Χοντρόκοκκοι μεταψαμμίτες και μετα-αρκόζες σε εναλλαγές με φυλλίτες και ενστρώσεις μαρμάρων πάχους από 2 m έως 20 m. Ασβεστιτικί σχιστόλιθοι σε εναλλαγές με μετα-αρκόζες που σταδιακά εξελίσσονται σε ένα μεγάλου πάχους ορίζοντα μαρμάρου, παρόμοιου με τα αντίστοιχα μάρμαρα του Τριαδικού που συναντώνται στην Ανατολική Λέσβο. Τα πετρώματα του υποβάθρου της περιοχής Γαββαθά-Άντισσας βρίσκονται πλησίον των αντίστοιχων πετρωμάτων της περιοχής Σιγρίου έτσι ώστε λογικά να θεωρούνται μια ενιαία περιοχή, αφού οι εμφανίσεις των πετρωμάτων υποβάθρου στις δύο περιοχές διακόπτονται από την κάλυψη των Νεογενών ηφαιστειακών σχηματισμών σε μια απόσταση εκατοντάδων μέτρων. Παρ όλα αυτά στην περιοχή Γαββαθά-Άντισσας δεν παρατηρούνται πετρώματα της μεταμορφικής σόλας.

159 Διδακτορική διατριβή 159 Β Η Γεωλογική δομή του αυτόχθονου υποβάθρου στην περιοχή Ερεσσού. Στην περιοχή της κωμόπολης Ερεσσού και κατά μήκος της οδού Ερεσσού-Άντισσας εμφανίζονται ανακρυσταλλωμένα ασβεστολιθικά πετρώματα του υποβάθρου, τα οποία καταλαμβάνουν τα υψώματα κατά μήκος της οδού και είναι αποκομμένα μεταξύ τους από τους Νεογενείς ηφαιστειακούς σχηματισμούς που καλύπτουν τα ενδιάμεσα τους. Έτσι τα ασβεστολιθικά αυτά υψώματα εμφανίζονται ως «νησίδες», η μια πλησίον της άλλης, δημιουργώντας μια ζώνη μήκους 5 km, η νοητή προέκταση της οποίας προς Βορρά καταλήγει στην περιοχή Γαββαθά-Άντισσας όπου, όπως περιγράφηκε παραπάνω, παρατηρείται επίσης ένας ορίζοντας Τριαδικών μαρμάρων επικείμενος των σχιστολιθικών-μετακλαστικών πετρωμάτων του αυτόχθονου υποβάθρου. Είναι επομένως λογικό να υποθέσουμε ότι τα μάρμαρα του Γαββαθά αποτελούν τη συνέχεια της ζώνης ανθρακικού της Ερεσού, διακοπτώμενα στην ενδιάμεση περιοχή από τους Νεογενείς ηφαιστειακούς σχηματισμούς που καλύπτουν τα μάρμαρα και τα άλλα πετρώματα του υποβάθρου. Σκιαγραφείται επομένως μια επιμήκης «μπορντούρα» Τριαδικών ανθρακικών μεταμορφωμένων πετρωμάτων, που πιθανόν αποτελούσαν τμήμα ενός ηπειρωτικού περιθωρίου που σήμερα είναι θαμμένος κάτω από τους Νεογενείς ηφαιστειακούς σχηματισμούς. Πάνω στα ανθρακικά αυτά πετρώματα σε ορισμένα από τα υψώματα της ζώνης Ερεσού παρατηρήθηκαν πολύ μικρές εμφανίσεις πράσινων χλωριτικών-επιδοτιτικών σχιστολίθων, που θα μπορούσαν να ήταν υπολείμματα του επωθημένου πάνω στα ανθρακικά τεκτονικού καλύματος της μεταμορφικής σόλας. Πρόκειται όμως για πολύ μικρές εμφανίσεις που δεν μπορούν να στοιχειοθετήσουν μια τέτοια άποψη. Τα ανθρακικά πετρώματα της Ερεσού είναι ανακρυσταλλωμένοι τεφροί ή λευκοί ασβεστόλιθοι έως μάρμαρα, παρουσιάζουν σαφή ομοιότητα με την αντίστοιχη εμφάνιση ανθρακικών του Γαββαθά, καθώς και των αντίστοιχων ανθρακικών της Ανατολικής Λέσβου όπου χαρακτηρίσθηκαν από τους Κατσικάτσο et al (19 ) ως Τριαδικά ανθρακικά. Υποκείμενα των ανθρακικών πετρωμάτων δεν παρατηρήθηκαν σχιστολιθικά και μετακλαστικά πετρώματα του Άνω Παλαιοζωϊκού όπως στις άλλες περιοχές.

160 160 Διδακτορική διατριβή β5. Συμπεράσματα για τους γεωλογικούς σχηματισμούς της Λέσβου β5.1. Το σχετικά αυτόχθονο υπόβαθρο Άνω Παλαιοζωικού - Τριαδικού Όπως αναφέρθηκε και στην παράγραφο πριν την αναλυτική παρουσίαση της δομής της Λέσβου, αλλά και όπως φάνηκε από την παρουσίαση το συμπέρασμα της παρούσας διατριβής είναι ότι τα Άνω Παλαιοζωϊκά-Τριαδικά πετρώματα της νήσου διακρίνονται σε δύο ορίζοντες: ένα κατώτερο ορίζοντα Άνω Παλαιοζωϊκού-Κάτω Τριαδικού αποτελούμενο από μετακλαστικά ιζήματα και ένα ανώτερο Μέσου-Άνω Τριαδικού και ίσως και Ιουρασικού αποτελούμενο από ανθρακικά πετρώματα μεταμορφωμένα. Όλα τα πετρώματα του υποβάθρου και των δύο οριζόντων εμφανίζουν την ίδια πρασινοσχιστολιθική μεταμόρφωση. Οι δύο ορίζοντες έχουν μεταξύ τους ομαλή σταδιακή μετάβαση με λεπτές ενστρώσεις ασβεστολιθικές και συνιστούν από κοινού το «σχετικά αυτόχθονο υπόβαθρο Άνω Παλαιοζωϊκού-Τριαδικού» της Λέσβου. Χρησιμοποιούμε τον όρο «σχετικά αυτόχθονο» διότι κατ αρχήν όλες οι ζώνες και ενότητες του Ελληνικού ορογενούς θεωρούνται ότι έχουν σημαντικά μετακινηθεί κατά την τελική Τριτογενή ορογένεση αλλά και ιδιαίτερα λόγω της θέσης της Λέσβου, στην περιοχή κάμψης των Ελληνικών ζωνών το «απολύτως αυτόχθονο» ποτέ δεν είναι βέβαιο. Τα μετακλαστικά ιζήματα Άνω Παλαιοζωϊκού-Κάτω Τριαδικού είναι μαύροι, τεφροί φυλλίτες-σερικιτικοί σχιστόλιθοι οι οποίοι εναλλάσσονται με μετα-ψαμμίτες, μετα ψηφιδοπαγή χαλαζιακά μετακροκαλοπαγή και μετα-αρκόζες. Οι εναλλαγές αυτές σε πολλές περιοχές (Πλωμάρι, Αγ. Ερμογένης, Σίγρι κ.ά.) παίρνουν τη μορφή ρυθμικής επανάληψης και θυμίζουν ένα παλιό μετα-φλύσχη, με τουρβιδικές εναλλαγές ο οποίος μάλιστα σε ορισμένες θέσεις εμφανίζεται ακόμη και με τη μορφή του «άγριου φλύσχη» με μικρούς και μεγάλους αποστρογγυλωμένους και μετέπειτα τεκτονισμένους ολισθόλιθους, μεταψαμμιτών εγκλωβισμένους στους φυλλίτες δηλαδή στην αργιλική φάση του φλύσχη. Είναι λοιπόν πιθανόν να πρόκειται για ένα σχηματισμό μετα-φλύσχη του Άνω Παλαιοζωϊκού, ο οποίος αναπτύχθηκε εκείνη την περίοδο σε συνθήκες ηπειρωτικής κατωφέρειας, όμως οι εμφανίσεις δεν είναι συνεχόμενες αλλά σε διάφορες θέσεις του υποβάθρου και επομένως τα στοιχεία που έχουμε όχι αρκετά γιαυτό και χρησιμοποιούμε τον όρο «μετα-κλαστική σειρά ιζημάτων» αντί του «μετα-φλύσχη». Αξιοσημείωτο επίσης είναι ότι τα μετακλαστικά ιζήματα του υποβάθρου και κυρίως οι μετα-αρκόζες και τα μετα-ψηφιδοπαγή περιέχουν κλαστικά στοιχεία προερχόμενα από διάβρωση παλιών γρανιτικών και γνευσιακών πετρωμάτων κάποιου παλιότερου παλαιοζωϊκού υποβάθρου που ίσως βρίσκεται βαθύτερα. Στο θέμα αυτό θυμίζει πράγματι τη μετακλαστική σειρά Περμίου-Κάτω Τριαδικού του Δυτικού πελαγονικού περιθωρίου όπου επίσης τα κλαστικά στοιχεία προέρχονται από διάβρωση του παλιού κρυσταλλοσχιστώδους της Πελαγονικής και των γρανιτικών σωμάτων ηλικίας Άνω Λιθανθρακοφόρου (Μουντράκης 1983, 1984).

161 Διδακτορική διατριβή 161 Προς τα πάνω η μετακλαστική σειρά Άνω Παλαιοζωϊκού-Κάτω Τριαδικού περνάει σταδιακά, δηλαδή με εναλλαγές σερικιτικών σχιστολίθων και μεταψαμμιτών μέσα στις οποίες παρεμβάλλονται λεπτές και παχύτερες ενστρώσεις ασβεστιτικών σχιστολίθων και μαρμάρων, στα ανθρακικά πετρώματα Μέσου-Άνω Τριαδικού του ανώτερου ορίζοντα. Ο ανώτερος ορίζοντας του υποβάθρου είναι τα ανθρακικά πετρώματα Κάτω-Μέσου Τριαδικού. Πρόκειται για νηριτικούς ανακρυσταλλωμένους ασβεστόλιθους έως μάρμαρα λευκού, τεφρού σακχαρώδους χρώματος, μερικές φορές ροζωποί με λίγες λεπτές ενστρώσεις φυλλιτών-σερικιτικών σχιστολίθων. Το συνολικό πάχος της ανθρακικής σειράς υπολογίζεται μέχρι 600 m αλλά σε ορισμένες περιοχές είναι σαφώς λιγότερο m. Όσον αφορά την ηλικία του ορίζοντα αυτού θα πρέπει να πούμε ότι ορισμένες ανώτερες στάθμες του προσομοιάζουν με Ιουρασικούς νηριτικούς ασβεστόλιθους αλλά δεν βρέθηκαν απολιθώματα. Οι δύο παραπάνω ορίζοντες των μετακλαστικών και των ανθρακικών πετρωμάτων συγκροτούν το «σχετικά αυτόχθονο υπόβαθρο» της Λέσβου ηλικίας Άνω Παλαιοζωϊκής- Τριαδικής, το οποίο έχει σαφείς χαρακτήρες ηπειρωτικού περιθωρίου το οποίο προσομοιάζει με το Δυτικό Πελαγονικό περιθώριο, αφού παρουσιάζει αντιστοιχία στους σχηματισμούς και τη δομή. Πάνω στα πετρώματα του ηπειρωτικού αυτού περιθωρίου τοποθετήθηκε τεκτονικά αργότερα το ενιαίο τεκτονικό κάλυμμα οφειολίθων-μεταμορφικής σόλας-τεκτονικών μιγμάτων.

162 162 Διδακτορική διατριβή Σχ Εικόνες από το σχιστολιθικό σύστημα του υποβάθρου κοντά στη μετάβασή του προς το καθαρά ανθρακικό.

163 Διδακτορική διατριβή 163 Β5.2. Το τεκτονικό κάλυμμα οφειολίθων-μεταμορφικής σόλας-τεκτονικών μιγμάτων. Όπως αναφέρθηκε και προηγουμένως θεωρούμε το τεκτονικό κάλυμμα αυτό ενιαίο αποτελούμενο από την κυρίως οφειολιθική μάζα, την υποκείμενη μεταμορφική σόλα και τα τεκτονικά μίγματα στη βάση του τεκτονικού καλύμματος. Θεωρούμε δηλαδή ότι σχηματισμοί αυτοί προέρχονται από κάποιο γειτονικό ωκεάνιο χώρο όπου συγκροτήθηκαν σε ένα τεκτονικό κάλυμμα, το οποίο επωθήθηκε πάνω στο ηπειρωτικό περιθώριο που ήταν το σχετικά αυτόχθονο υπόβαθρο δημιουργώντας στη βάση του τα τεκτονικά μίγματα ενσωματώνοντας μέσα σ αυτά και μπλοκ που αποσπάσθηκαν από τα Τριαδικά ανθρακικά πετρώματα του υποβάθρου. Έτσι το σχηματισθέν ενιαίο τεκτονικό κάλυμμα οφειολίθων-μεταμορφικής σόλαςτεκτονικών μιγμάτων, προωθήθηκε πάνω στο σχετικά αυτόχθονο υπόβαθρο δημιουργώντας και απομακρυσμένες, αποκομμένες εμφανίσεις του τεκτονικού καλύμματος σε ορισμένες περιοχές. Η οφειολιθική μάζα αποτελείται από βασικά και υπερβασικά πυριγενή πετρώματα, όπως γάββρους και σερπεντινιωμένους δουνίτες και χαρσβουργίτες. Η οφειολιθική μάζα έχει υποστεί πολύ σημαντική τεκτονική καταπόνηση τόσο από την επώθηση-τεκτονική τοποθέτηση όσο και από την εξελικτική τεκτονική του Τριτογενούς, με πιο εντυπωσιακές τις ισχυρές διατμητικές εφελκυστικές ζώνες μικρής γωνίας κλίσης. Η μεταμορφική σόλα αποτελείται από τα μεταμορφωμένα γαββρικά πετρώματα της βάσης της οφειολιθικής ακολουθίας που μεταβλήθηκαν σε αμφιβολίτες, καθώς και τα μεταμορφωμένα ωκεάνια ιζήματα που συνόδευαν τους οφειολίθους και τα οποία εμφανίζονται ως μετα-κερατόλιθοι-χαλαζίτες, μετα-πηλίτες, φυλλίτες-μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι, χλωριτικοίεπιδοτικοί-ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι και ανακρυσταλλωμένοι πελαγικοί ασβεστόλιθοι. Μέσα στα μεταιζήματα αυτά ωκεάνιας προέλευσης παρεμβάλλονται φλεβικές μορφές (dykes) μεταβασικών ηφαιστειακών υλικών όπως μεταδιαβάσες, μεταδολερίτες καθώς και βασικοί τοφφίτες. Το σύνολο των παραπάνω πετρωμάτων μεταμορφώθηκε στην πρασινοσχιστολιθική φάση κατά την ενδοωκεάνια υποβύθιση όπως εξηγήθηκε σε προηγούμενο κεφάλαιο. Τα τεκτονικά μίγματα, που βρίσκονται στη βάση του ενιαίου τεκτονικού καλύμματος, αποτελούνται κυρίως από τα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας, τα οποία έχουν υποστεί ισχυρή τεκτονική παραμόρφωση κατά την επώθηση του τεκτονικού καλύμματος πάνω στο ηπειρωτικό περιθώριο και εμφανίζουν ένα φοβερό «τεκτονικό ανακάτεμα». Ταυτόχρονα αποσπάσθηκαν τεκτονικά μπλοκ τόσο από τα οφειολιθικά πετρώματα κατά τη συμπτύωση με τα ωκεάνια ιζήματα και την επώθηση, όσο και από τα πετρώματα του ηπειρωτικού περιθωρίου, δηλαδή από τα ανθρακικά του Τριαδικού, τα οποία σφηνώθηκαν στη βάση του καλύμματος και όλα μαζί συμμετείχαν στο «τεκτονικό ανακάτεμα» που κατέληξε στο σχηματισμό των τεκτονικών μιγμάτων που αποτελεί τη βάση του ενιαίου τεκτονικού καλύμματος οφειολίθων-μεταμορφικής σόλας-τεκτονικών μιγμάτων.

164 164 Διδακτορική διατριβή Μεταϊζήματα της μεταμορφικής σόλας ωκεάνιας προέλευσης με διάφορα βυσινή, μαύρα, καφέ, πράσινο χρώματα, πράσινα μεταβασικά ηφαιστειακά πετρώματα, πράσινοι σερπεντινίτες των οφειολίθων και τεφρά-άσπρα μπλοκ Τριαδικών μαρμάρων, συνθέτουν εντυπωσιακές πολύχρωμες εικόνες των τεκτονικών μιγμάτων σε πολλές περιοχές κυρίως όμως στην περιοχή Αμπελικού-Ακράσιου και Δρότας-Πλωμαρίου. Τόσο οι οφειόλιθοι όσο και τα ωκεάνια ιζήματα που δημιούργησαν μετά τη μεταμορφική σόλα είναι σύμφωνα με τα βιβλιογραφικά δεδομένα (Roddick et al 1979, Spray & Roddic 1980, Ferrere 1982, Spray et al., 1984, Mountrakis 2006) ηλικίας Ιουρασικού, δεδομένου ότι ο ωκεάνιος χώρος από όπου προέρχονται πιστεύουμε ότι ήταν της Νεοτηθύος που αντιπροσωπεύεται στον Ελληνικό χώρο από τις ζώνες Υποπελαγονικής Πίνδου όπως θα αναλυθεί στην επόμενη παράγραφο που περιγράφεται η συσχέτιση με τις γεωτεκτονικές ζώνες. Σύμφωνα με τα ίδια βιβλιογραφικά δεδομένα (Jones et Robertson 1991, Robertson 2001, 2003, Mountrakis 2006) η ενδοωκεάνια υποβύθιση που δημιούργησε τη μεταμορφική σόλα στον ωκεάνιο χώρο της Νεοτηθύος έλαβε χώρα στο Άνω Ιουρασικό και ακολούθησε η τεκτονική τοποθέτηση του καλύμματος των οφειολίθων στο Ανώτερο Ιουρασικό-Κάτω Κρητιδικό. Ραδιοχρονολογήσεις που έγιναν στις αμφιβόλους των αμφιβολιτών έδωσαν ηλικίες Ma δηλαδή Άνω Ιουρασικό (Pe-Piper 2002), που συμφωνούν με την Άνω Ιουρασική ενδοωκεάνια υποβύθιση.

165 Διδακτορική διατριβή 165

166 166 Διδακτορική διατριβή Σχ Εικόνες από το τεκτονικά μίγματα μικρής και μεγάλης κλίμακας.

167 Διδακτορική διατριβή 167 Β6. Συμπεράσματα για την τεκτονική δομή Όπως έχει ήδη αναφερθεί κατά την περιγραφή των τομών που πραγματοποιήθηκαν στα πετρώματα του υποβάθρου της Λέσβου, παρατηρήθηκαν τεκτονικές δομές συμπιεστικές και εφελκυστικές, που αποδίδονται σε διάφορες τεκτονικές φάσεις που επέδρασαν στα πετρώματα αυτά. Είναι χαρακτηριστικό ότι σε πολλές θέσεις, παρατηρείται η αλληλεπίδραση αυτών των δομών, γεγονός που μας βοηθά στην σχετική χρονολόγησή τους. Οι δομές της αρχικής τοποθέτησης της οφειολιθικής μάζας και της μεταμορφικής σόλας με ταυτόχρονο σχηματισμό των τεκτονικών μιγμάτων, πάνω στο ηπειρωτικό περιθώριο την κατωφέρεια του οποίου αντιπροσωπεύει το σχετικά αυτόχθονο υπόβαθρο της Λέσβου, δεν είναι πλέον εύκολα αναγνωρίσιμες στο ύπαιθρο, καθώς έχουν επικαλυφθεί από την καταγραφή των νέων δομών στα πετρώματα. Παρόλα αυτά παρατηρούνται μέσα στα πετρώματα κυρίως της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων, ισοκλινείς πτυχές οι οποίες θεωρείται ότι συνδέονται με την συμπίεση της αρχικής τοποθέτησης του ανωτέρου Ιουρασικού - Κάτω Κρητιδικού. Πρόκειται για συμμεταμορφική πτύχωση που προκάλεσε τις ισοκλινείς πτυχές και την ανάπτυξη της σχιστότητας κατά αξονικό επίπεδο. Μέσα στα πετρώματα της Λέσβου παρατηρούνται ωστόσο αρκετές συμπιεστικές δομές που οφείλονται σε ένα D1-γεγονός που ακολούθησε την αρχική τοποθέτηση και έλαβε χώρα στο Τριτογενές κατά την τελική αλπική ορογενετική περίοδο, το οποίο θεωρείται υπεύθυνο για την μεταγενέστερη λεπίωση των πετρωμάτων και την συσσώρευση των καλυμμάτων, με αποτέλεσμα την πάχυνση του συστήματος. Και οι δομές αυτές παρατηρούνται υπολειμματικά στις περισσότερες θέσεις, καθώς έχουν επικαλυφθεί από τις μεταγενέστερες εφελκυστικές δράσεις. Παρουσιάζονται τελείως εξαλλοιωμένες από τον μεταγενέστερο εφελκυσμό κατάρρευσης, οι δομές του οποίου φαίνεται να κυριαρχούν σήμερα. Παρόλα αυτά, υπάρχουν θέσεις όπου παρατηρούνται χαρακτηριστικές συμπιεστικές δομές, με παρουσία σιγμοειδών παχυμένων σωμάτων και μικροπτυχών. Σε αρκετές θέσεις βλέπουμε νεώτερες εφελκυστικές δομές των δύο επόμενων φάσεων (D2 και D3) να επηρεάζουν τις συμπιεστικές αυτές δομές. Η συμπίεση εκδηλώνεται επίσης με τις μικρο-πτυχές που παρατηρούνται τόσο στα πετρώματα του υποβάθρου, όσο και σ αυτά της σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων. Αναλυτικότερα για το πεδίο τάσεων της συμπιεστικής D1 τεκτονικής, διαπιστώθηκε από την στατιστική επεξεργασία των τεκτονικών μετρήσεων, ότι είναι διεύθυνσης Β-Ν. Ανάλογη συμπιεστική τεκτονική στην ίδια Β-Ν διεύθυνση αναφέρουν και οι Τρανός (1998) και Georgiadis et al. (2007) για άλλες περιοχές του Βορείου Αιγαίου. Παρ όλα αυτά προκύπτει και μια άλλη διεύθυνση Α-Δ, η οποία μπορεί να οφείλεται σε κάποια μεταγενέστερη περιστροφή του υλικού τοπικά, ή η συμπίεση εκδηλώθηκε σε δύο διαδοχικά στάδια σε διαφορετική διεύθυνση, ή κάποιες από αυτές μπορεί να ανάγονται στην αρχική τοποθέτηση των οφειολίθων, της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων. Τη συμπίεση ακολούθησε ένα D2-γεγονός εφελκυστικό, που προκάλεσε κανονικά ρήγματα μικρής γωνίας κλίσης. Οι διατμητικές αυτές ζώνες εντάσσονται στη γενικότερη

168 168 Διδακτορική διατριβή εφελκυστική τεκτονική του Τριτογενούς που προκάλεσε την κατάρρευση του τελικού ορογενούς και των τεκτονικών καλυμμάτων. Πρόκειται για τα σημαντικά ρήγματα αποκόλλησης (detachment) που προκάλεσαν την κατάρρευση των συσσωρευμένων καλυμμάτων και έφεραν τους σχηματισμούς στις θέσεις που τους παρατηρούμε σήμερα, ενώ αποκάλυψαν με την μορφή τεκτονικού παράθυρου τους σχηματισμούς του Περμο-Τριαδικού υποβάθρου. Τα ρήγματα αυτά είναι που κυριαρχούν, κυρίως στα Αλπικά πετρώματα της Λέσβου (οφειολιθική μάζα, μεταμορφική σόλα και τεκτονικά μίγματα). Η εφελκυστική ημιπλαστικών συνθηκών τεκτονική είναι κυρίαρχη μέσα στα πετρώματα τόσο της σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων, όσο και της οφειολιθικής μάζας. Παρουσιάζεται με εντυπωσιακές χαρακτηριστικές δομές, πολλές φορές εμφανίζεται να μετατοπίζει τις παλαιότερες συμπιεστικές δομές, ενώ η ίδια κόβεται από τις νεώτερες θραυσιγενείς εφελκυστικές επιφάνειες. Συγκεκριμένα σε όλες τις θέσεις του δυτικού τμήματος της οφειολιθικής μάζας και της αντίστοιχης μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων, η κύρια διεύθυνση κίνησης είναι προς ΒΔ, ενώ στο ανατολικό τμήμα της οφειολιθικής μάζας η κύρια διεύθυνση κίνησης είναι προς ΝΑ. Τα ρήγματα αυτά λειτούργησαν ως detachment, πάνω στα οποία έγινε η ολίσθηση της οφειολιθικής μάζας, της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων, κατά το στάδιο απόρριψης των καλυμμάτων, μετά την πάχυνση του ηπειρωτικού φλοιού. Σ αυτή την εφελκυστική τεκτονική εντάσσεται μάλλον και μία ασθενέστερη διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ, η οποία πολλές φορές φτάνει μέχρι ΑΒΑ-ΔΝΔ, και ενδεχομένως να οφείλεται σε μία τοπική στροφή του υλικού. Τελευταίο θεωρείται το D3-γεγονός εφελκυστικό, στο οποίο θεωρούμε ότι εντάσσονται ομαδοποιημένα τα νεοτεκτονικά ρήγματα, κανονικά και οριζόντιας μετατόπισης. Τα ρήγματα αυτά είναι υπεύθυνα για την διαμόρφωση της σύγχρονης μορφολογίας του νησιού, καθώς προκάλεσαν τις ταπεινώσεις και ανυψώσεις που παρατηρούνται σήμερα, με σημαντικότερο το μεγάλο τεκτονικό βύθισμα του κόλπου Γέρας. Επίσης, έπαιξαν πολύ καθοριστικό ρόλο στη διαμόρφωση των επαφών των πετρωμάτων. Συγκεκριμένα, τα ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης παρουσιάζονται σε πολλές θέσεις με σημαντική δράση, που ανορθώνει τη σχιστότητα των πετρωμάτων σε αρκετά μεγάλες ζώνες και μετακινεί τα όρια των σχηματισμών. Σε συνδυασμό με την δράση των κανονικών ρηγμάτων, αλλοιώνουν σε αρκετές θέσεις την διαδοχή των ενοτήτων του υποβάθρου, θάβοντας σε βαθύτερους ορίζοντες πολλές φορές την μεταμορφική σόλα και φέρνοντας σε άμεση επαφή την οφειολιθική μάζα με τα τεκτονικά μίγματα. Κατά κύριο λόγο, πρόκειται για ρήγματα ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης έως Β-Ν. Γενικά στην παρούσα μελέτη δεν έγινε διαχωρισμός των φάσεων της νεοτεκτονικής δραστηριότητας, γι αυτό και αναφέρονται ομαδοποιημένες στο D3 γεγονός. Ωστόσο, η νεοτεκτονική δραστηριότητα θεωρείται ότι εκδηλώθηκε στην Λέσβο με τουλάχιστο τρία τεκτονικά γεγονότα, που έλαβαν χώρα από το Μειόκαινο ως σήμερα, μετά την ηφαιστειακή δραστηριότητα (Dotsika et al. 1995).

169 Διδακτορική διατριβή 169 το πρώτο προκάλεσε Α-Δ ως ΑΒΑ-ΔΝΔ διεύθυνσης αριστερόστροφα ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης, στο Άνω Μειόκαινο το δεύτερο παρουσιάστηκε κατά τη διάρκεια του Πλειοκαίνου και προκάλεσε ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης κανονικά ρήγματα και ΒΒΑ-ΝΝΔ διεύθυνσης αριστερόστροφα ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης ο προσανατολισμός του ελλειψοειδούς τάσεων άλλαξε κατά το Πλειστόκαινο και ένα εφελκυστικό γεγονός σε διεύθυνση Β-Ν έλαβε χώρα. Προκάλεσε Α-Δ διεύθυνσης κανονικά ρήγματα και επαναδραστηριοποίηση των προϋπαρχόντων δομών. Αυτό το τεκτονικό καθεστώς φαίνεται να είναι ακόμη ενεργό στην περιοχή της Λέσβου και έχει δώσει αρκετούς μεγάλους σεισμούς στους ιστορικούς χρόνους (Mercier et al 1989, Pavlides et al 1990, 2009, Papazachos & Papazachou 2003, Kürcer et al 2008, Tranos 2009).

170 170 Διδακτορική διατριβή Σχ Σχηματική τεκτονική εξέλιξη του υποβάθρου της Λέσβου, που ακολούθησε την αρχική τοποθέτηση της οφειολιθικής μάζας και της μεταμορφικής σόλας: a. αρχική τοποθέτηση των οφειολίθων και της μεταμορφικής σόλας κατά το Ιουρασικό, b. D1 συμπιεστικό γεγονός που προκάλεσε την λεπίωση και συσσώρευση των καλυμμάτων κατά το Άνω Ηώκαινο - Κάτω Ολιγόκαινο, c. D2 εφελκυστικό γεγονός ημι-πλαστικών συνθηκών που προκάλεσε την ανύψωση και την κατάρρευση του ορογενούς κατά το Ολιγόκαινο - Κάτω Μειόκαινο, d. D3 εφελκυστικό γεγονός θραυσιγενών συνθηκών που δημιούργησε τα νεοτεκτονικά βυθίσματα (Mountrakis et al. 2001).

171 Διδακτορική διατριβή 171 Συμπερασματικά η συνολική γεωτεκτονική εξέλιξη του χώρου της Λέσβου απεικονίζεται στο σχήμα 146 και η διαδοχή των τεκτονικών παραμορφώσεων είναι από τα παλαιότερα προς τα νεώτερα η παρακάτω: α. αρχική τοποθέτηση της οφειολιθικής μάζας και της μεταμορφικής σόλας πάνω στο ηπειρωτικό περιθώριο κατά το Ανώτερο Ιουρασικό - Κάτω Κρητιδικό β. συμπιεστική τεκτονική, η οποία εκφράζεται με ρήγματα ανάστροφα και μικροπτυχές μέσα στα οφειολιθικά πετρώματα και τα ιζήματα της οφειολιθικής σόλας (D1) γ. ημιπλαστική (semi-ductile) έως θραυσιγενή εφελκυστική τεκτονική, που εκφράζεται κυρίως με μικρής γωνίας κλίσης ρηξιγενείς ζώνες διάτμησης (shearing), που συνοδεύονται από πολλές μικροδομές παραμόρφωσης των οφειολίθων και της σόλας (D2) δ. καθαρά θραυσιγενή (brittle) εφελκυστική τεκτονική, η οποία εκφράζεται με μεγάλης γωνίας κλίσης κανονικά ρήγματα και ρήγματα οριζόντιας μετατόπισης που προκαλούν μεταπτώσεις, τεκτονικά λατυποπαγή και μυλωνιτικές ζώνες και άλλες μικροδομές θραυσιγενείς (D3).

172 172 Διδακτορική διατριβή Γ. Συσχέτιση με τις Ελληνικές γεωτεκτονικές ζώνες για τη γεωτεκτονική τοποθέτηση της Λέσβου Μετά τις περιγραφές και τα συμπεράσματα για τους γεωλογικούς σχηματισμούς και την τεκτονική δομή που έγιναν στα προηγούμενα κεφάλαια επανερχόμαστε στο αρχικό βασικό πρόβλημα της γεωτεκτονικής τοποθέτησης της Λέσβου που επισημάνθηκε στην εισαγωγή της διατριβής ως ο κύριος στόχος της ερευνητικής αυτής προσπάθειας. Όπως αναφέρθηκε στην εισαγωγή σχετικά με τη γεωτεκτονική τοποθέτηση της Λέσβου έχουν εκφρασθεί πολλές διαφορετικές απόψεις λόγω των δυσκολιών που προκύπτουν από την αποκομένη θέση της νήσου από τον ηπειρωτικό κορμό της Ελλάδας και τη γειτνίασή της με τα παράλια της Μικράς Ασίας. Για τους λόγους αυτούς όλες οι εκφρασθείσες απόψεις έχουν το υποθετικό στοιχείο έντονο. Υπενθυμίζουμε ότι σύμφωνα με τις διάφορες απόψεις η Λέσβος τοποθετείται είτε στη Μάζα της Ροδόπης, είτε σε μια από τις ζώνες Περιροδοπική, Αξιού ή Πελαγονική. Θα επιχειρήσουμε τη σύγκριση των δεδομένων, των παρατηρήσεων και των συμπερασμάτων μας με κάθε μία από τις παραπάνω ζώνες χωριστά. Κατ αρχήν η τοποθέτηση της Λέσβου στη Μάζα της Ροδόπης, η οποία ήταν και η αρχική, η παλαιότερη άποψη (Brunn 1961, Μαράτος 1972, κ.ά.), στηρίχθηκε στην αντίληψη ότι η Λέσβος έχει μεταμορφωμένα πετρώματα ανάλογα της Ροδόπης, τα οποία καλύπτονται από Τριτογενείς ηφαιστειακούς σχηματισμούς ανάλογους με αυτούς που υπάρχουν στη Ροδόπη και μάλιστα στην Ανατολική περιοχή αυτής της Μαρώνειας Έβρου. Η σύγκριση όμως αυτή δεν ευσταθεί ύστερα από τις νεότερες έρευνες που έγιναν τόσο στη Ροδόπη (Μπόσκος 1989, 2002, Kilias & Mountrakis 1990, 1998, Kilias et al 1997, Liati & Seidel 1996, Mposkos & Krohe 2000) όσο και στη Λέσβο (Κατσικάτσος et al. 1982, παρούσα διατριβή) στα αλπικά και προαλπικά πετρώματα. Κι αυτό διότι η Μάζα της Ροδόπης συγκροτείται από ένα πολυμεταμορφωμένο κρυσταλλοσχιστώδες σύνολο πολλών ενοτήτων, που περιλαμβάνουν μιγματίτες, οφθαλμογνεύσιους ορθο-προέλευσης, ταινιωτούς γνεύσιους, αμφιβολίτες, εκλογίτες, γρανατούχους μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους και μάρμαρα, πετρώματα τα οποία έχουν διαδοχικά υποστεί μεταμόρφωση εκλογιτική, αφιβολιτική, πρασινοσχιστολιθική, συνθήκες οι οποίες καθόλου δεν παρατηρούνται στα μεταμορφωμένα πετρώματα του σχετικά αυτόχθονου υποβάθρου της Λέσβου. Τα πετρώματα της Λέσβου εμφανίζουν μεταμόρφωση πρασινοσχιστολιθικής φάσης χωρίς κανένα στοιχείο για προηγούμενη, υπολειμματική ισχυρότερη μεταμόρφωση. Πρόκειται συγκεκριμένα κυρίως για σχιστόλιθους μαρμαρυγιακούς, φυλλίτες, μετακλαστικά ιζήματα, αρκόζες, μετακροκαλοπαγή, μεταψαμμίτες, τα οποία καθόλου δεν σχετίζονται με τα αντίστοιχα της Ροδόπης ούτε της ενότητας Παγγαίου ούτε φυσικά της ενότητας Σιδηρόνερου.

173 Διδακτορική διατριβή 173 Για ανάλογους λόγους πετρογραφικούς δεν υπάρχει σύγκριση και με τα κρυσταλλοσχιστώδη πετρώματα της Σερβομακεδονικής Μάζας, δεδομένου ότι αυτά θεωρούνται ανάλογα ή ακόμη βαθύτερα μεταμορφωμένα από της Ροδόπης (Kilias et al 1999, Φαλαλάκης 2004, Himmercus et al 2006). Επομένως αποκλείεται κατά την άποψή μας η τοποθέτηση της Λέσβου στην Ελληνική Ενδοχώρα και αυτή την άποψη φαίνεται ότι την αποδέχονται όλοι οι μετέπειτα ερευνητές και για το λόγο αυτό επεδίωξαν συγκρίσεις με άλλες ζώνες. Επιπλέον και η συσχέτιση των Τριτογενών ηφαιστειακών της Λέσβου με τα αντίστοιχα της Ροδόπης έπαψε να έχει νόημα μετά την εργασία των Fytikas et al (1984) που τοποθέτησε τα ηφαιστειακά της Ροδόπης σε ένα ηφαιστειακό παλαιο-τόξο ξεχωριστά από αυτό της Λέσβου, το οποίο εκτείνονται βορειότερα στην Ανατολική Θράκη (Τουρκία) και τη Βόρεια Μικρά Ασία. Άλλωστε μια τοποθέτηση σε γεωτεκτονική ζώνη με κριτήριο τη Μεταλπική ηφαιστειότητα, η οποία εκδηλώθηκε ανεξαρτήτως αλπικών ζωνών, δεν μπορεί να είναι ισχυρή. Κατόπιν αυτών η συσχέτιση της γεωτεκτονικής θέσης της Λέσβου θα πρέπει να γίνει με τις Εσωτερικές Ελληνίδες για να οδηγηθούμε σε καλύτερα συμπεράσματα για την τοποθέτησή της. Κατ αρχήν θα επιχειρηθεί συσχέτιση του σχετικά αυτόχθονου Άνω Παλαιοζωϊκού- Τριαδικού υποβάθρου της Λέσβου με τους αντίστοιχους σχηματισμούς των Εσωτερικών Ελληνίδων. Υπενθυμίζουμε ότι τα πετρώματα που συναντάμε στο υπόβαθρο της Λέσβου είναι κυρίως μετακλαστικά ιζήματα Άνω Παλαιοζωϊκού-Τριαδικού όπως μετα-αρκόζες, μετακροκαλοπαγή, μεταψηφιδοπαγή, μεταψαμμίτες-χαλαζίτες, φυλλίτες-μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι και ενστρώσεις φακών και τραπεζών ανακρυσταλλωμένων ασβεστολίθωνμαρμάρων τα οποία σταδιακά προς τα επάνω περνάνε σε ένα μεγάλου πάχους ορίζοντα ανθρακικών πετρωμάτων (ανακρυσταλλωμένων ασβεστολίθων) του Τριαδικού. Από τη βιβλιογραφία φαίνεται ότι αντίστοιχες σειρές πετρωμάτων παρατηρούνται στην Περιροδοπική ζώνη και το Δυτικό περιθώριο της Πελαγονικής ζώνης (Μουντράκης 1983, 1985, Παπανικολάου 1986). Στην Περιροδοπική ζώνη υπάρχει μια σειρά πετρωμάτων του Περμίου που χαρακτηρίζεται μετακλαστική (σειρά Εξαμιλίου) αποτελούμενη από μεταψαμμίτες-χαλαζίτες, μετακροκαλοπαγή, καθώς και μια υπερκείμενη ηφαιστειοϊζηματογενής σειρά Περμίου-Κάτω Τριαδικού, αποτελούμενη από σχιστοποιημένους ρυόλιθους, χαλαζιακά προφυροειδή, χαλαζιακούς σχιστόλιθους, χαλαζίτες, ασβεστιτικούς σχιστόλιθους, πυροκλαστικά υλικά και προς τα επάνω μετακλαστικά ιζήματα μετα-αρκόζες, μετα-ψαμμίτες, μετακροκαλοπαγή και φυλλίτες. Η ιζηματογένεση συνεχίζεται προς τα πάνω σε ανθρακικά πετρώματα Τριαδικού- Ιουρασικού (Kauffmann et al. 1976, Kockel & Mollat 1977, Μουντράκης 1985). Οι σειρές αυτές της Περιροδοπικής είναι συγκρίσιμες με αυτές της Λέσβου ως προς τα μετακλαστικά ιζήματα Περμίου (σειρά «Εξαμιλίου» ή τα μετακλαστικά στις ανώτερες στάθμες της ηφαιστειοϊζηματογενούς Περμίου-Κάτω Τριαδικού) και μάλιστα εμφανίζουν ανάλογη

174 174 Διδακτορική διατριβή πρασινοσχιστολιθική μεταμόρφωση. Από αυτή την άποψη θα μπορούσε να θεωρηθεί η Λέσβος τμήμα του ηπειρωτικού περιθωρίου που αντιπροσώπευε η Περιροδοπική. Όμως από τα πετρώματα του υποβάθρου της Λέσβου απουσιάζουν τελείως τα ρυολιθικά, πυροκλαστικά και άλλα όξινα ή βασικά ηφαιστειακά πετρώματα που αναφέρονται για την Περιροδοπική. Επιπλέον στην Περιροδοπική ζώνη η ιζηματογένεση συνεχίσθηκε και μετά το Τριαδικό με την απόθεση του «φλύσχη της Σβούλας» ηλικίας Κάτω-Μέσου Ιουρασικού, ο οποίος είναι ο κυριώτερος σχηματισμός που καθορίζει την Περιροδοπική ως ανεξάρτητη ζώνη και που κυρίως μ αυτόν βρίσκονται σε τεκτονική επαφή οι οφειόλιθοι οι προερχόμενοι από την ωκεάνια περιοχή της ζώνης Αξιού. Ο σχηματισμός αυτός που συμπληρώνει την ιζηματογένεση του ηπειρωτικού περιθωρίου της Ενδοχώρας ή άλλος ανάλογης ηλικίας, απουσιάζει τελείως από τη Λέσβο που έχει ως τελευταίο προ-οφειολιθικό πέτρωμα τα ανθρακικά πετρώματα του Τριαδικού. Επιπλέον στην Περιροδοπική ζώνη αναφέρονται και άλλα πετρώματα όπως οι πράσινοι γνεύσιοι προερχόμενοι από μεταμόρφωση χαλαζιοδιοριτικών μαγματικών πετρωμάτων (μαγματική σειρά Χορτιάτη) καθώς και κερατόλιθοι, πηλίτες και άλλα ιζήματα βαθειάς θάλασσας που δεν παρατηρούνται στο υπόβαθρο της Λέσβου. Έτσι παρ όλη τη σχετική αντιστοιχία των μετακλαστικών πετρωμάτων Περμίου- Τριαδικού που αποτελεί σοβαρό επιχείρημα για την τοποθέτηση της Λέσβου στην Περιροδοπική ζώνη, η απουσία σημαντικών σχηματισμών της Περιροδοπικής, κυρίως του φλύσχη της «Σβούλας», αποτελεί αρνητική ένδειξη για μια τέτοια συσχέτιση. Ενδιαφέρουσα είναι στη συνέχεια η συσχέτιση της Λέσβου με τη ζώνη Αξιού, δεδομένου ότι η τελευταία είναι η εσωτερική οφειολιθική ζώνη των Ελληνίδων και όπως είπαμε στη Λέσβο υπάρχει μεγάλη οφειολιθική μάζα, η οποία εξ αρχήν κέντρισε το ενδιαφέρον των μελετητών για ταύτισή της με τη ζώνη Αξιού. Όπως αναφέρθηκε στην εισαγωγή η ζώνη Αξιού διαιρείται στις υποζώνες Παιονίας, Πάικου και Αλμωπίας. Οι οφειόλιθοι παρατηρούνται στην Παιονία και την Αλμωπία. Και στις δύο υποζώνες οι οφειόλιθοι βρίσκονται υπό μορφή τεκτονικών λεπίων που σχηματίσθηκαν κατά τη συμπιεστική τεκτονική της Τριτογενούς τελικής ορογένεσης. Τα λέπια αυτά αποτελούνται από τους οφειόλιθους, τμήμα του προ-οφειολιθικύ υποβάθρου κυρίως δηλαδή ανθρακικά και σχιστολιθικά πετρώματα Τριαδικού-Ιουρασικού ως υποκείμενα των οφειοίθων και υπερκείμενα αυτών επιλυσιγενή ιζήματα Ανωτέρου Ιουρασικού, Κάτω-Μέσο-Άνω Κρητιδικού. Τα λέπια αυτά επαναλαμβάνονται συνεχώς και ωθούνται από την εξελισσόμενη συμπίεση του Τριτογενούς από τα Ανατολικά προς τα Δυτικά πάνω στην Πελαγονική (Mercier, 1966, Μουντράκης 1985). Η τεκτονική αυτή εικόνα των λεπίων δεν υπάρχει στη Λέσβο. Δεν υπάρχουν καθόλου τα υπερκείμενα των οφειολίθων ιζήματα και τα υποκείμενα των οφειολίθων πετρώματα του σχετικά αυτόχθονου υποβάθρου της Λέσβου πολύ μικρή σχέση μπορεί να έχουν με τα υποκείμενα των οφειολίθων πετρώματα Παιονίας και Αλμωπίας.

175 Διδακτορική διατριβή 175 Επίσης οι οφειολιθικές μάζες της Παιονίας και της Αλμωπίας δεν συνοδεύονται από πετρώματα της μεταμορφικής σόλας τουλάχιστον σ αυτή την έκταση ώστε να αναφέρονται χαρτογραφικά. Είναι επομένως ελάχιστα δυνατή η συσχέτιση της Λέσβου με τις δύο υποζώνες Παιονίας και Αλμωπίας. Αναφέρθηκε επίσης στην εισαγωγή μια πιθανή συσχέτιση της Λέσβου με την υποζώνη Πάικου, λόγω των μετα-βασικών ηφαιστειακών πετρωμάτων που περιέχονται στην αναφερόμενη «ηφαιστειοϊζηματογενή σειρά» της Λέσβου. Δεδομένου ότι στην υποζώνη του Πάικου αναφέρονται οι γνωστές (Mercier 1966) ηφαιστειοϊζηματογενείς σειρές πιθανολογήθηκε κάποια μεταξύ τους αντιστοιχία. Τα αναφερόμενα όμως ηφαιστειακά πετρώματα του Πάικου είναι ηλικίας Ιουρασικής και είναι κυρίως σπηλίτες-κερατοφύρες ή ρυόλιθοι που αποτελούν ηφαιστειακές εκχύσεις νησιωτικού τόξου (Vergely 1984, Bebien et al 1974) και όχι μεταδιαβάσες-μεταδολερίτες υπό μορφή dykes που διατρυπούν τα ωκεάνια ιζήματα όπως είναι της Λέσβου. Τα τελευταία επιπλέον όπως αναφέραμε ήδη βρίσκονται μέσα στη μεταμορφική σόλα του ενιαίου τεκτονικού καλύμματος οφειολίθων-μεταμορφικής σόλας-τεκτονικών μιγμάτων, ενώ στο Πάικο τα ηφαιστειακά πετρώματα δεν συνοδεύονται από οφειόλιθους. Για τους λόγους αυτούς η συσχέτιση της Λέσβου με τη ζώνη Αξιού καταλήγει αρνητική διότι παρουσιάζει πολλά ασθενικά δεδομένα. Απομένει η συσχέτιση της Λέσβου με την Πελαγονική ζώνη, συσχέτιση η οποία υποθετικά προτάθηκε μέχρι τώρα (Κατσικάτσος et al 1982, Μουντράκης et al 1983). Η πελαγονική ως γνωστόν συγκρούεται από το παλιό κρυσταλλοσχιστώδες υπόβαθρο αμφιβολιτικής μεταμόρφωσης αποτελούμενο από γνεύσιους, οφθαλμογνεύσιους, αμφιβολίτες και διμαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους, μέσα στο οποίο διεισδύουν γρανιτικά σώματα ηλικίας Άνω Λιθανθρακοφόρου. Πάνω στα πετρώματα αυτά στο Δυτικό περιθώριο της Πελαγονικής αποτέθηκε μια μετακλαστική σειρά ηλικία Περμίου-Κάτω Τριαδικού αποτελούμενη από μεταψαμμίτες, μετα-αρκόζες, μεταψηφιδοπαγή, χαλαζιακά μετακροκαλοπαγή, φυλλίτες, μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους, χλωριτικούς σχιστόλιθους, ασβεστιτικούς σχιστόλιθους και λεπτά στρώματα-ανακρυσταλλωμένων ασβεστολίθων που περνάνε σταδιακά σε ένα μεγάλου πάχους ανθρακικό ορίζοντα ανακρυσταλλωμένων ασβεστολίθων ηλικίας Μέσου-Άνω Τριαδικού-Ιουρασικού. Μέσα στα μεταϊζήματα αυτά παρεμβάλλονται σε ορισμένες θέσεις μεταηφιαστειακά πετρώματα της bimodal ηφαιστειότης μεταρυόλιθοι-μεταβασάλτες (Μουντράκης 1983, 1984, Σπυρόπουλος 1992). Η μετακλαστική αυτή σειρά λόγω της παρουσίας των ηφαιστειακών υλικών έχει χαρακτηριστεί και ως ηφαιστειοϊζηματογενής ηλικίας Άνω Παλαιοζωϊκής ηλικίας (Papanikolaou & Zambetakis-Lekkas 1980). Τα ανθρακικά πετρώματα Τριαδικού-Ιουρασικού είναι ανακρυσταλλωμένοι ασβεστόλιθοι και αποθέτονται στο Δυτικό περιθώριο του παλιού αυτού Κιμμερικού ηπειρωτικού τεμάχους που ήταν η Πελαγονική και αποτελούν το δυτικό ανθρακικό κάλυμμα

176 176 Διδακτορική διατριβή πάνω στο οποίο τοποθετήθηκαν τεκτονικά οι οφειόλιθοι προερχόμενοι από την ωκεάνια λεκάνη της Νεοτηθύος που βρίσκονταν Δυτικά σε θέση Υποπελαγονικής και ζώνης Πίνδου (Μουντράκης 1983). Τα πετρώματα του σχετικά αυτόχθονου Άνω Παλαιοζωϊκού-Τριαδικού υποβάθρου της Λέσβου προσομοιάζουν χαρακτηριστικά με τα αναφερόμενα παραπάνω πετρώματα της μετακλαστικής σειράς Περμίου-Κάτω Τριαδικού και το δυτικό ανθρακικό κάλυμμα Τριαδικού- Ιουρασικού της Πελαγονικής ζώνης. Προσομοιάζουν στη σύσταση και τις συνθήκες της πρασινοσχιστολιθικής μεταμόρφωσης καθώς και στη σταδιακή μετάβαση από τα μετακλαστικά ιζήματα του Περμίου-Κάτω Τριαδικού στα ανθρακικά πετρώματα Τριαδικού. Η ομοιότητα ενισχύεται και από την παρουσία στο υπόβαθρο της Νότιας Λέσβου στην περιοχή Χαραμίδας- Αγ. Ερμογένη δομών μετα-φλύσχη, όπως ακριβώς αναφέρονται (Mountrakis et al 1983) και για τα μετακλαστικά ιζήματα Περμοτριαδικής ηλικίας του Πελαγονικού περιθωρίου για τα οποία αποδόθηκε ο χαρακτήρας της ιζηματογένεσης ηπειρωτικής κατωφέρειας λόγω ακριβώς αυτής της φλυσχισκής απόθεσής τους. Αλλά και στη λιθολογική σύσταση και εμφάνιση των ανθρακικών πετρωμάτων του Τριαδικού παρατηρείται ομοιότητα μεταξύ αυτών της Λέσβου και του Δυτικού Πελαγονικού περιθωρίου (λευκοί-ερυθρωποί ανακρυσταλλωμένοι ασβεστόλιθοι στο Μέσο Τριαδικό που εξελίσσονται σε τεφρούς στο Άνω Τριαδικό). Η διαφορά είναι ότι στη Λέσβο τα ανθρακικά πετρώματα δεν συνεχίζονται στο Ιουρασικό σύμφωνα τουλάχιστον με τις υπάρχουσες στρωματογραφικές έρευνες (Κατσικάτσος et al 1982). Σαφή αντιστοιχία της Λέσβου με το Δυτικό Περιθώριο της Πελαγονικής δείχνει και η τεκτονική τοποθέτηση των οφειολίθων πάνω στα ανθρακικά πετρώματα του Τριαδικού της Λέσβου (περιοχές Κώμης, Ολύμπου, Αμαλης) ακριβώς ανάλογη με αυτή που παρατηρείται στις περιοχές Τρικλάριου Καστοριάς, Βούρινου, Όθρυς του Δυτικού Πελαγονικού περιθωρίου (Smith et al 1979, Mountrakis 1982, 1983, Vergely 1984, Rassios & Smith 2000, Smith & Rassios 2003, Rassios & Morres 2006). Η διαφορά που παρατηρείται στη διεύθυνση της επώθησης των οφειολίθων που στο Δυτικό Πελαγονικό περιθώριο είναι προς τα ΑΒΑ με διεύθυνση γραμμής επαφής ΒΒΔ-ΝΝΔ ενώ στη Λέσβο είναι προς τα ΑΝΑ (με διεύθυνση της γραμμής επαφής ΒΒΑ-ΝΝΔ), προφανώς εξηγείται από την κάμψη που παρουσιάζει η προέκταση της Πελαγονικής ζώνης προς το Βόρειο Αιγαίο και τη Μικρά Ασία, κάμψη που μεταφράζεται σε στροφή των τεκτονικών γραμμών και τεκτονικών στοιχείων. Επομένως θα μπορούσε εύκολα να συσχετισθεί το σχετικά αυτόχθονο υπόβαθρο Άνω Παλαιοζωϊκού-Τριαδικού της Λέσβου με τη μετακλαστική Περμοτριαδική σειρά και το Τριαδικοϊουρασικό ανθρακικό κάλυμμα της Δυτικής Πελαγονικής ζώνης πάνω στο οποίο επωθήθηκαν οι οφειόλιθοι του ωκεανού Υποπελαγονικής-Πίνδου της Νεοτηθύος. Υπάρχουν όμως και αρνητικά ερωτηματικά. Όπως είναι η απουσία από το Περμοτριαδικό της Λέσβου ρυολίθων και βασαλτών της bimodal ηφαιστειότητας που

177 Διδακτορική διατριβή 177 παρατηρούνται κατά θέσεις στην αντίστοιχη Περμοτριαδική σειρά του Δυτικού Πελαγονικού περιθωρίου (Mountrakis et al 1986, Σπυρόπουλος 1992). Η απουσία επισης από τη Λέσβο κρυσταλλοσχιστώδους υποβάθρου αμφιβολιτικής μεταμόρφωσης καθώς και γρανιτών Άνω Λιθανθρακοφόρου, γεγονός που προφανώς οφείλεται στο ότι αυτά βρίσκονται στο βάθος, ως βαθύτεροι ορίζοντες, και το νησί δεν έχει τόσο μεγάλη έκταση για να είναι εμφανής η επιφανειακή τους παρουσία σε διπλανές περιοχές. Παρ όλα τα παραπάνω ερωτηματικά η συσχέτιση της Λέσβου με το Δυτικό Περιθώριο της Πελαγονικής παραμένει ισχυρότερη από ό,τι με τις άλλες Εσωτερικής Ελληνίδες. Σ αυτό συνηγορούν και όλες οι δομές που παρατηρούνται στο τεκτονικό κάλυμμα οφειολίθων μεταμορφικής σόλας-τεκτονικών μιγμάτων που θα αναλυφθούν στη συνέχεια. Οι δύο οφειολιθικές μάζες της Λέσβου, αυτή στη Χερσόνησο της Αμαλής και αυτή του Ολύμπου, εμφανίζουν σαφώς ανάλογη τεκτονική τοποθέτηση (επώθηση) πάνω στα ανθρακικά πετρώματα ηπειρωτικού περιθωρίου, όπως στο Δυτικό Πελαγονικό περιθώριο. Από πετρολογική συσταση οι οφειόλιθοι της Λέσβου, αν και πολύ μικρότερης εμφάνισης, είναι ανάλογη με της Υποπελαγονικής. Χαρακτηριστικές είναι οι pillow-lavas που παρατηρούνται σε ορισμένες θέσεις της Λέσβου και είναι πολύ διαδεδομένες στους οφειόλιθους της Υποπελαγονικής (Tsikouras & Hatzipanagiotou 1998). Κυρίως όμως η μεταμορφική σόλα και τα τεκτονικά μίγματα που βρίσκονται στη βάση των οφειολίθων έχουν σαφή ομοιότητα και αντιστοιχία με ό,τι παρατηρείται στο χώρο Υποπελαγονικής-Πίνδου, όπου δεχόμεθα ότι έλαβε χώρα η ενδοωκεάνια υποβύθιση που δημιούργησε τη μεταμορφική σόλα (Jones & Robertson 1991). Οι σαφείς περιγραφές που δίνονται για τα πετρώματα της μεταμορφικής σόλας στην Πίνδο βρίσκονται σε αντιστοιχία με ό,τι παρατηρείται στη Λέσβο. Επίσης τα τεκτονικά μίγματα της Λέσβου, που περιέχουν οφειόλιθους, πετρώματα της σόλας και πετρώματα του σχετικά αυτόχθονου υποβάθρου που αποσπάσθηκαν κατά την τεκτονική τοποθέτηση του καλύμματος, βρίσκονται σε απόλυτη αναλογία με τα οφειολιθικά τεκτονικά μίγματα που παρατηρούνται στο Δυτικό Πελαγονικό περιθώριο στη βάση του επωθημένου στο περιθώριο οφειολιθικού καλύμματος. Για όλους τους παραπάνω λόγους και παρά τα ερωτηματικά που παραμένουν, καταλήγουμε σαφώς στην τοποθέτηση της Λέσβου στο Δυτικό Περιθώριο της Πελαγονικής στην επαφή με τους οφειόλιθους της Υποπελαγονικής. Άλλωστε η τοποθέτηση των νήσων Οινούσες που βρίσκονται πλησίον της Χίου στο Δυτικό Πελαγονικό περιθώριο (Mountrakis et al 1983) καθώς και η τοποθέτηση της Χίου στην Υποπελαγονική με πρόσθετα πρόσφατα στοιχεία (Τσελεπίδης 2007), ενισχύουν την άποψη ότι και η Λέσβος αποτελεί την προς Ανατολάς προέκταση της Πελαγονικής ζώνης με την κάμψη του συνόλου των Ελληνίδων γεωτεκτονικών ζωνών προς τα Α και ΒΑ, προς τη ζώνη Sakarya της Μικράς Ασίας.

178 178 Διδακτορική διατριβή Με βάση λοιπόν τα παραπάνω, θεωρούμε πως η οφειολιθική μάζα της Λέσβου ταυτίζεται περισσότερο με αυτήν της Υποπελαγονικής, συνοδεύεται από την παρουσία στη βάση της μιας σημαντικής μεταμορφικής σόλας και μια μεγάλης ενότητας τεκτονικών μιγμάτων και βρίσκονται όλα μαζί τοποθετημένα πάνω σε ένα ηπειρωτικό περιθώριο που προσομοιάζει περισσότερο με το δυτικό περιθώριο της Πελαγονικής το οποίο εμφανίζει αντίστοιχη εξέλιξη. Θα πρέπει βέβαια να επισημάνουμε ότι μπορεί η ενότητα του σχετικά αυτόχθονου υποβάθρου της Λέσβου, να προσομοιάζει περισσότερο με κάποιες από τις ενότητες του Μικρασιατικού χώρου όπως αναφέρθηκε και από τον Παπανικολάου (1986). Με βάση την παρούσα μελέτη αυτό θεωρείται πολύ πιθανό, καθόσον μάλιστα στον γειτονικό χώρο της Τουρκίας εμφανίζονται επίσης οφειολιθικές μάζες με εκτεταμένες παρουσίες μεταμορφικής σόλας και τεκτονικών μιγμάτων όπως έχει ήδη αναφερθεί. Κάτι τέτοιο θα ταίριαζε και με τις σύγχρονες απόψεις που θεωρούν ότι η Κιμμερική ήπειρος δεν ήταν ένα ενιαίο μεγα-τέμαχος, αλλά μικρο-μπλοκ τα οποία κινήθηκαν μέσα στον χώρο της Τηθύος, με αποτέλεσμα να παρουσιάζονται ορισμένες διαφοροποιήσεις στους σχηματισμούς των περιθωρίων τους και η εξέλιξη τους να μην είναι ακριβώς η ίδια. Υπενθυμίζουμε ότι δεν υπάρχουν εργασίες συνολικής συσχέτισης των Ελληνικών γεωτεκτονικών ζωνών με τις αντίστοιχες ζώνες στην Τουρκία ώστε να διευκολυνθεί η τοποθέτηση της Λέσβου με περισσότερη βεβαιότητα.

179 Διδακτορική διατριβή 179 Δ. Γεωτεκτονική και Γεωδυναμική εξέλιξη των Ελληνίδων με τα νέα δεδομένα για τη Λέσβο Όλα τα μοντέλα γεωδυναμικής εξέλιξης που έχουν προταθεί για τον Ελληνικό χώρο και τον ευρύτερο χώρο της Ανατολικής Μεσογείου, στηρίχθηκαν στη Μελέτη των οφειολίθων που τοποθετούνται σε συνεχείς γραμμικές εμφανίσεις (οφειολιθικές συρραφές) και συνιστούν δείκτες προέλευσης κατεστραμμένου ωκεάνιου πυθμένα. Δεδομένου ότι στον Ελληνικό χώρο παρατηρούνται δύο οφειολιθικές συρραφές που κατανέμονται σε δύο λωρίδες μια Εσωτερική (IRO) στη ζώνη Αξιού και μια Εξωτερική (ERO) κατά μήκος των ζωνών Υποπελαγονικής και Πίνδου, από νωρίς απασχόλησε τους επιστήμονες η προέλευσή τους, δηλαδή το πού βρίσκονταν οι ωκεάνιοι χώροι από όπου προήλθαν. Επί του θέματος αυτού δύο κύριες ομάδες απόψεων αναπτύχθηκαν. Η πρώτη υποστήριξε ότι όλοι οι οφειόλιθοι προέρχονται από τη ζώνη Αξιού (Zimmerman & Ross 1976 κ.ά.), και η δεύτερη ότι οι οφειόλιθοι προέρχονται από τον ωκεάνιο χώρο Υποπελαγονικής- Πίνδου (Hynes et al 1972, Smith & Woodcock 1976 σχήμα 147). Αργότερα επεκράτησε η άποψη της προέλευσης των οφειολίθων από δύο ωκεάνιες λεκάνες εκατέρωθεν της Πελαγονικής (Smith et al 1979, Boccaletti 1979, Mountrakis 1982, 1983, Vergely 1984). Σχ. 147: a. Χάρτης-σκαρίφημα στο οποίο δείχνεται ο χώρος ανάπτυξης της ωκεάνιας περιοχής σε θέση Υποπελαγονική (ή ζώνη Όθρυς) με τις οφειολιθικές εμφανίσεις. b. Μοντέλο βύθισης της ωκεάνιας λιθόσφαιρας στην περίοδο Ανωτέρου Ιουρασικού - Κάτω Κρητιδικού με κατεύθυνση από ΝΔ προς ΒΑ και ταυτόχρονη τεκτονική τοποθέτηση των οφειολίθων πάνω στο Πελαγονικό περιθώριο, σύμφωνα με τις απόψεις των Smith & Woodcock (1976). Η θέση αυτή της Πελαγονικής ανάμεσα στις δύο ωκεάνιες περιοχές προέλευσης των οφειολίθων οδήγησε στην υπόθεση ότι αυτές ήταν η Παλαιοτηθύς και Νεοτηθύς αντίστοιχα και ότι η Πελαγονική ανάμεσα τους ήταν ηπειρωτικό τέμαχος της Κιμμερικής ηπείρου

180 180 Διδακτορική διατριβή (Μουντράκης 1983, 1986). Η τελευταία είχε προταθεί (Sengor et al 1980) ότι αποσπάσθηκε από την Gondwana και συγκολήθηκε στην Ευρασία δημιουργώντας το Κιμμερικό ορογενές, και η απόδοση στην Πελαγονική του χαρακτήρα του Κιμμερικού τεμάχους έγινε μετά από συγκρίσεις με τα αντίστοιχα Κιμμερικά τεμάχη που αναφέρονται στη Μικρά Ασία και τις Ποντίδες οροσειρές (ηπειρωτικά τεμάχη Sakarya, Bayburt, Sinop κ.ά.) Η άποψη ότι η Πελαγονική αποτελεί ηπειρωτικό τέμαχος ανεξάρτητο από την Απουλία και την Ευρασία γίνεται σήμερα αποδεκτή από όλους τους ερευνητές (Robertson et al 1991, 2002, 2006, Doutsos et al. 2006, Rassios & Moors 2006). Ανεξάρτητα αν τη θεωρούν τμήμα της Κιμμερικής ηπείρου ή ανεξάρτητη «μικροήπειρο».. Σχ. 148: Σχηματική απεικόνιση των τεμαχών της Κιμμερικής ηπείρου και των ενοτήτων της Τηθύος στον χώρο της Ανατολικής Μεσογείου (Mountrakis 1994). Στη συνέχεια των ερευνών επικράτησε έντονος προβληματισμός αν μόνο η Πελαγονική από τις Ελληνικές ζώνες ήταν τέμαχος της Κιμμερικής Ηπείρου ή ανάλογα τεμάχη ήταν και η Ροδόπη και η Σερβομακεδονική δεδομένης της αντίστοιχης σύστασης ηπειρωτικού φλοιού που έχουν κι αυτές με τα κρυσταλλοσχιστώδη πετρώματά τους. Σύμφωνα με την άποψη αυτή που φαίνεται να κερδίζει έδαφος τα τελευταία χρόνια, τόσο η Πελαγονική, Ροδόπη και Σερβομακεδονική, όσο και οι αντίστοιχες κρυσταλλοσχισώδεις μάζες της Τουρκίας (Sarkarya, Bayburt, Sinop, Kirkardli κ.ά.) αποτελούσαν ένα σύνολο «Κιμμερικών Νησιών» (σχ. 148) που συγκροτούσαν την Κιμμερική ηπειρωτική μάζα και κινήθηκαν προς την Ευρασία σε ένα ενιαίο ανοιχτό ωκεανό της Τηθύος, έχοντας ανάμεσα τους στενές ταφρογενείς ζώνες από όπου προήλθαν οι οφειολιθικές συρραφές (Μουντράκης 1994). Η τελευταία αυτή υπόθεση, σε συνδυασμό με την άποψη που αναφέρθηκε στο κεφάλαιο της συσχέτισης της Λέσβου με τις γεωτεκτονικές ζώνες ότι η Λέσβος συσχετίζεται με τις ενότητες του Μικρασιατικού χώρου (Παπανικολάου 1986), οδηγούν στη σκέψη ότι η

181 Διδακτορική διατριβή 181 Λέσβος πιθανόν εντάσσεται στο ηπειρωτικό περιθώριο του Κιμμερικού τεμάχους Sarkarya. Όπως φαίνεται στο σχήμα το ηπειρωτικό τέμαχος αυτό βρίσκεται στη Μικρά Ασία σε άμεση γειτνίαση με τη Λέσβο ανήκει στα Κιμμερικά τεμάχη και όπως προαναφέρθηκε εμφανίζει ομοιότητα με την Πελαγονική ζώνη. Δεδομένου λοιπόν ότι καταλήξαμε ως πιθανότερο συμπέρασμα από τη συσχέτιση με τις ζώνες στην ένταξη της Λέσβου στο Δυτικό Πελαγονικό περιθώριο είναι λογικό να θεωρήσουμε ως πολύ πιθανή τη συνέχεια της Πελαγονικής ζώνης στο Βόρειο Αιγαίο προς τη Λέσβο και στη συνέχεια στη Sarkarya η οποία είναι το πλησιέστερο Κιμμερικό τέμαχος της Μικράς Ασίας (Sengör 1984). Με βάση τις παραπάνω έρευνες καθορίστηκε ως γνωστό μια «Κιμμερική ορογενετική λωρίδα» που περιλαμβάνει την Ελληνική Ενδοχώρα και τις Εσωτερικές Ελληνίδες μέχρι την Πελαγονική. Αυτή συνεχίζεται στη Μικρά Ασία στην περιοχή Sakarya και τις Ποντίδες (Mountrakis 2006), περιλαμβάνει σύμφωνα με όσα αναφέρθηκαν παραπάνω και τη Λέσβο (σχ. 149), και θεωρείται ότι συγκροτήθηκε σε μια ενιαία ορογενετική μάζα πριν το Άνω Ιουρασικό. Το «Σύνθετο Ελληνικό Ορογενές», σύμφωνα με τις απόψεις αυτές, συμπληρώθηκε με την «Αλπική Ορογενετική Λωρίδα» την περίοδο Κρητιδικού-Παλαιογενούς και τη «Μεσογειακή Λωρίδα» κατά το Μειόκαινο-Πλειόκαινο. Σχ. 149: Οι τρεις ορογενετικές λωρίδες του συνθετου Ελληνικού ορογενούς και η επέκτασή τους στον χώρο της Μικράς Ασίας (Mountrakis 2006). Στο σχήμα 150 δείχνονται τα διαδοχικά στάδια γεωδυναμικής εξέλιξης του ορογενετικού συστήματος, καθώς και όλα τα γεωτεκτονικά φαινόμενα και γεγονότα που συνόδευσαν τα στάδια αυτά.

182 182 Διδακτορική διατριβή Σχ Σχηματικές τομές που αναπαριστούν τη γεωδυναμική εξέλιξη των Ελληνίδων στις διάφορες περιόδους. Δείχνονται η ενδοωκεάνια υποβύθιση της Νέο-Τηθύος που οδηγεί στο σχηματισμό της μεταμορφικής σόλας, η υποβύθιση του ωκεανού κάτω από την Εννιαία Κιμμερική- Ευρασιατική ηπειρωτική πλάκα και η τεκτονική τοποθέτηση των οφειολίθων στο Δυτικό Πελαγονικό περιθώριο. Δείχνονται επίσης η σταδιακή μετανάστευση της συμπιεστικής και εφελκυστικής τεκτονικής στο Τριτογενές με τα επακόλουθα τεκτονικά γεγονότα (Mountrakis 2006).

183 Διδακτορική διατριβή 183 Στην πρώτη περίοδο της Αλπικής ορογένεσης στο Άνω Ιουρασικό (σχήμα Α) απεικόνίζεται η ενδοωκεάνια υποβύθιση που έλαβε χώρα στον ωκεανό της Νεοτηθύος και η οποία προκάλεσε το σχηματισμό της μεταμορφικής σόλας τα πετρώματα της οποίας συνοδεύουν τις οφειολιθικές μάζες στις ζώνες Υποπελαγονική και Πίνδου που αντιπροσωπεύουν τα υπολείματα του ωκεανού της Νεοτηθύος. Ακολούθησε η τεκτονική τοποθέτηση (obduction) των οφειολίθων του ωκεάνιου πυθμένα πάνω στο ηπειρωτικό περιθώριο της Πελαγονικής στο Κάτω Κρητιδικό (σχήμα Β). Με βάση τα αποτελέσματα της παρούσας διατριβής ύστερα από τη μελέτη του τεκτονικού καλύμματος των οφειολίθων, της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων, καθώς και του σχετικά αυτόχθονου υποβάθρου του ηπειρωτικού περιθώριου πάνω στο οποίο επωθήθηκε το τεκτονικό κάλυμμα, επιχειρούμε στο σχήμα 151 την παρουσίαση ενός αναλυτικού μοντέλου με τα στάδια της γεωδυναμικής εξέλιξης που αναφέρθηκαν παραπάνω, το οποίο αναλύει τη διαδικασία σχηματισμού της σόλας στη Νεοτηθύ (Υποπελαγονική ζώνη) και της τοποθέτησης των οφειολίθων στο Δυτικό Πελαγονικό περιθώριο, στο οποίο εντάσσουμε τη Λέσβο. Στο στάδιο (α) κατά το Άνω Ιουρασικό η κίνηση της Απουλίας ηπειρωτικής πλάκας προς την ενιαία Κιμμερική-Ευρασιατική ήπειρο πιέζει την ωκεάνια πλάκα της Νεοτηθύος, της προκαλεί μια διαρραγή και την αναγκάζει να κάνει ενδοωκεάνια υποβύθιση. Στην υποβύθιση αυτή προφανώς συνέβαλε η δημιουργία μιας νέας ζεστής ωκεάνιας λιθόσφαιρας από την μεσοωκεάνια ράχη που εξακολουθούσε να είναι σε λειτουργία σε θέση πιο εξωτερική του ωκεανού προς την πλευρά της Απουλίας. Σύμφωνα με τη θεωρία δημιουργίας ενδοωκεάνιας υποβύθισης, το νέο ζεστό τμήμα της ωκεάνιας λιθόσφαιρας ήλθε σε επαφή με την παλιά κρύα ωκεάνια λιθόσφαιρα με αποτέλεσμα την υποβύθιση της παλιάς κάτω από τη νέα, με κατεύθυνση προς τα Δυτικά δηλαδή προς την πλευρά της Απουλίας. Η ενδοωκεάνια υποβύθιση έφερε το κρύο τμήμα της υποβυθιζόμενης ωκεάνιας λιθόσφαιρας σε απότομη επαφή με το υπερκείμενο ζεστό τμήμα (στάδιο β) γεγονός που του προκάλεσε γενική θερμική μεταμόρφωση στα συμπαρασυρόμενα στην υποβύθιση ωκεάνια ιζήματα που μεταμορφώθηκαν σε μετα-ιζήματα και τα οποία προσκολλήθηκαν κάτω από την υπερκείμενη ζεστή πλάκα τα κατώτερα τμήματα της οποίας αποτελούμενα από βασικά πυριγενή υλικά επίσης μεταμορφώθηκαν και έδωσαν τους αμφιβολίτες. Έτσι δημιουργήθηκε ένα σύνολο αποτελούμενο από πάνω προς τα κάτω από οφειόλιθους της υπερκείμενης ζεστής πλάκας, αμφιβολίτες της ίδιας πλάκας και μεταϊζήματα της υποκείμενης κρύας πλάκας.

184 184 Διδακτορική διατριβή Στο επόμενο (γ) στάδιο, η συνεχιζόμενη πίεση που ασκεί η ηπειρωτική πλάκα της Απουλίας προκαλεί περαιτέρω συρρίκνωση της ωκεάνιας πλάκας η οποία αναδιπλώνεται τελείως στη θέση της ενδοωκεάνιας υποβύθισης δημιουργώντας το σύνολο των πετρωμάτων που αναφέρθηκε παραπάνω, αλλά ταυτόχρονα προκαλεί μια νέα διαραγή της ωκεάνιας λιθόσφαιρας πλησίον της Πελαγονικής ηπειρωτικής πλάκας, διαραγή που εξελίσσεται σε υποβύθιση της ωκεάνιας κάτω από την ηπειρωτική πλάκα της Πελαγονικής. Ακολουθεί η τεκτονική τοποθέτηση (obduction) των οφειολίθων πάνω στο δυτικό Πελαγονικό ηπειρωτικό περιθώριο, στάδιο (δ). Η τοποθέτηση γίνεται πάνω στα νηριτικά ανθρακικά ιζήματα ηλικίας Τριαδικού-Ιουρασικού του Πελαγονικού περιθωρίου, που αποτελούν ένα μεγάλου πάχους ανθρακικό κάλυμα κάτω από το οποίο βρίσκονται τα μετακλαστικά πετρώματα Άνω Παλαιοζωϊκού-Κάτω Τριαδικού και τα οποία μεταβαίνουν κανονικά προς τα υπερκείμενα ανθρακικά.

185 Διδακτορική διατριβή 185 Σχ. 151: Σχηματική απεικόνιση της γεωδυναμικής εξέλιξης της Νέο-Τηθύος (ζώνες Υποπελαγονική - Πίνδου) στην περίοδο Άνω Ιουρασικού - Κάτω Κρητιδικού που οδήγησε στο σχηματισμό της μεταμορφικής σόλας και των τεκτονικών μιγμάτων. Δείχνονται: α. η ενδοωκεάνια υποβύθιση στο Άνω Ιουρασικό, β. ο σχηματισμός της μεταμορφικής σόλας, γ. η τοποθέτηση της νεώτερης ωκεάνιας λιθόσφαιρας πάνω στην παλιότερη και η υποβύθιση κάτω από την ηπειρωτική, δ. η τεκτονική τοποθέτηση (obduction) των οφειολίθων και της μεταμορφικής σόλας πάνω στο δυτικό Πελαγονικό περιθώριο στο Ανώτερο Ιουρασικό - Κάτω Κρητιδικό και ο σχηματισμός των τεκτονικών μιγμάτων.