Εξωτερικές Ελληνίδες

Εξωτερικές Ελληνίδες Οι Εξωτερικές Ελληνίδες αποτελούν τμήμα της Αλπικής οροσειράς και δημιουργήθηκαν κατά τη σύγκρουση των ηπείρων της Αφρικής και της Ευρασίας. Η σύγκρουση αυτή ακολούθησε την καταβύθιση του ωκεανού της Τηθύος. Ο ωκεανός της Τηθύος βρισκόταν στην περιοχή του σημερινού Μεσογειακού χώρου και άρχισε να καταβυθίζεται στις αρχές του Ιουρασικού (Smith 1971; Robertson et al. 1991; Stampfli et al. 1991; Ricou 1994). Οι Εξωτερικές Ελληνίδες διαχωρίζονται από τις Διναρίδες με μία μεγάλη Τεκτονική - γραμμή τη "γραμμή Σκούταρι-Pec". Νότια αυτής της γραμμής οι Εξωτερικές Ελληνίδες διατρέχουν το μεγαλύτερο τμήμα της Ελληνικής χερσονήσου και καμπυλώνουν στην περιοχή Κρήτης Ρόδου και αντιστοιχούν στις Ταυρίδες Οροσειρές στην ΝΔ Τουρκία. Έτσι σχηματίζεται το Διναροταυρικό τόξο που είναι ένας εκ των δύο κλάδων του Αλπικού Ορογενούς (Εικ. 1). Οι εξωτερικές Ελληνίδες αποτελούν ένα παθητικό περιθώριο προς τα νοτιοδυτικά της Τυθήος του οποίου κύριο χαρακτηριστικό είναι η συνεχής ιζηματογένεση καθ όλη τη διάρκεια του Μεσοζωικού έως το τέλος, του Ηωκαίνου (Εικ. 2). Στο Ηώκαινο άρχισαν οι ορογενετικές κινήσεις στη περιοχή αυτή που είχαν σαν αποτέλεσμα το σχηματισμό των Εξωτερικών Ελληνίδων οροσειρών. Γενικώς οι εξωτερικές Ελληνίδες θεωρούνται ως μία προεκβολή της Αφρικάνικης πλάκας (παρόμοια με εκείνη στις νότιες Άλπεις) η οποία στο τέλος του Ηωκαίνου συγκρούεται με την Ευρωπαϊκή πλάκα για να δώσει τη γένεση των Ελληνίδων. Με βάση τη στρωματογραφική- και 1

τεκτονική τους εξέλιξη οι εξωτερικές ζώνες περιλαμβάνουν τις παρακάτω ισοπικές ζώνες: 1) Προαπούλια ζώνη, 2) Ιόνια ζώνη, 3) Ζώνη Τριπόλεως, 4) Ζώνη Πίνδου (Εικ. 3). 2

Προαπούλια Ζώνη Η ζώνη αυτή θεωρείται ότι κατέχει τα ανατολικότερα τμήματα της Απουλίας πλάκας η οποία εκτείνεται έως το νοτιοανατολικό άκρο της χερσονήσου της Ιταλίας (Εικ. 2). Κύρια χαρακτηριστικά της ζώνης είναι η συνεχής ανθρακική ιζηματογένεση έτσι ώστε να μην απαντάται σ' αυτήν ο φλύσχης που είναι χαρακτηριστικός για τις υπόλοιπες εξωτερικές Ελληνίδες. Το γεγονός αυτό οδήγησε πολλούς ερευνητές να τη θεωρήσουν ως αυτόχθονη ενότητα πάνω στην οποία επωθείται η ανατολικότερα ευρισκόμενη Ιόνια ζώνη. Η στρωματογραφία της ζώνης είναι γνωστή από επιφανειακές εμφανίσεις (Μέσο Κρητιδικό και νεώτερα) και από τις γεωτρήσεις για πετρέλαιο (Μέσο Κρητιδικό και παλαιότερα)(εικ. 4). Το Άνω Κρητιδικό αντιπροσωπεύεται από νηριτικούς υφαλογόνους ασβεστόλιθους με ρουδιστές, ενώ το Ηώκαινο έως Κάτω Μειόκαινο περιλαμβάνει νηριτικούς ασβεστόλιθους παρόμοιους με εκείνους της Απουλίας ζώνης. Παρεμβολές όμως από μικρολατυποπαγείς ασβεστόλιθους και πελαγικούς ασβεστόλιθους έχουν χαρακτηριστικά της Ιόνιας ζώνης. Επίσης τα παλαιότερα στρώματα, που έχουν διατρηθεί από τις γεωτρήσεις για την έρευνα υδρογονανθράκων, όπως ασβεστόλιθοι, δολομίτες και εβαπορίτες είναι συγκρίσιμα με αυτά της Ιόνιας ζώνης. Πρόσφατες έρευνες δείχνουν ότι αυτή η ζώνη δεν αποτελεί την προχώρα των Ελληνίδων όπως αρχικά θεωρούνταν αλλά την προς τα ανατολικά απόληξη της Απούλιας πλάκας. Μειοκαινικά ιζήματα στην Κεφαλονιά παραμορφώνονται με ΒΒΔ- διευθύνσεως πτυχές, και σχισμό διαλύσεως και λεπιώνονται εσωτερικά από μεγάλες ΒΒΔ- διευθύνσεως επωθήσεις. Πτυχωμένες θαλάσσιες αναβαθμίδες στο αεροδρόμιο της Κεφαλονιάς που σχηματίστηκαν στην αρχή της περιόδου Mindel και Riss δείχνουν την νεοτεκτονική προέλευση των παραπάνω παραμορφώσεων. 3

Εικ. 4 Λιθοστρωματογραφική στήλη της ζώνης Παξών, στη στήλη επίσης έχουν σημειωθεί τα μητρικά πετρώματα πετρελαίου (από Karakitsios and Rigakis 2007). 1) Θαλάσσιες μάργες, 2) θαλάσσιες μάργες και άμμοι με ενδιαστρώσεις λιγνίτη, 3) εβαπορίτες, 4) ασβεστόλιθοι και μαργαϊκοί ασβεστόλιθοι, 5) πελαγικοί μαργαϊκοί ασβεστόλιθοι (σπάνια παρενστρωμένοι φακοί πυριτολίθων), 6) ασβεστόλιθοι πελαγικής νηριτικής φάσης, με λατυποπαγείς ορίζοντες, 7) πελαγικοί ασβεστόλιθοι, 8) ασβεστόλιθοι πελαγικής νηριτικής φάσης με θραύσματα Ρουδιστών, 9) πελαγικοί ασβεστόλιθοι με κονδύλους και σπανίως πυριτικές ενδιαστρώσεις, 10) κροκαλοπαγή με κροκάλες εκρηξιγενών πετρωμάτων, 11) πελαγικοί ασβεστόλιθοι και δολομιτικοί ασβεστόλιθοι με σπάνιες ενστρώσεις πυριτολιθών ή/και μαύρων αργιλικών στρωμάτων, 12) ασβεστόλιθοι, άργιλοι και ανυδρίτες, 13) ασβεστόλιθοι με διαστρώσεις μαύρων αργίλων και ανυδριτών, 14) εβαπορίτες με διαστρώσεις αργίλων, 15) ασυμφωνία. 4

Ιόνια Ζώνη Η Ιόνια ζώνη αποτελούσε μία υποθαλάσσια αύλακα και μαζί με την γειτονική της προς τα ανατολικά ζώνη Γαβρόβου-Τριπόλεως συνιστούσε κατά τον Auboin ένα μειογεωσύγκλινο. Ως μειογεωσύγκλινο ορίζεται μια λεκάνη η οποία χαρακτηρίζεται από απουσία αρχικού μαγματισμού. Προς τα δυτικά η ζώνη αυτή εφιππεύει με τη βοήθεια μιας σχεδόν οριζόντιας εφίππευσης την Προαπούλια ζώνη, ενώ προς τα ανατολικά περνάει με μεταβατικά στρώματα προς τη ζώνη Τριπόλεως (Εικ. 3, και 5). Η βάση της στρωματογραφικής στήλης της Ιόνιας ζώνης συνίσταται από εβαπορίτες που αποτέθηκαν σε μία στενή και επιμήκη λεκάνη της περιόδου του Καρνίου. Το μέγιστο πάχος των εβαποριτών είναι 1600 μ. και μειώνεται προς Βορρά κατά μήκος του άξονα της λεκάνης. Προς τα στρωματογραφικά ανώτερα τμήματα της ακολουθίας απαντώνται μαύροι υπολιθογραφικοί ασβεστόλιθοι οι "ασβεστόλιθοι Φουσταπήδημα" και μαζώδεις δολομίτες του Κατωτέρου Νορίου που θεωρήθηκαν ισότιμοι με τον "κυρίως δολομίτη" των Άλπεων. Στη συνεχεία και μεταξύ του Νορίου- Μέσου Λιασίου αποτίθενται νηριτικοί ασβεστόλιθοι "οι ασβεστόλιθοι του Παντοκράτορα" (Εικ. 5). Κατά το Ανώτερο Λιάσιο και Κατώτερο Δογγέριο της Ιόνιας ζώνης παρουσιάζεται με δύο φάσεις: α) την αξονική περιοχή που χαρακτηρίζεται από κιτρινοπράσινους σχιστώδεις μαργαϊκούς ασβεστόλιθους με παρενστρώσεις μαύρων κερατολίθων «σχιστόλιθοι με Posidonomyes» και β) τις περιθωριακές περιοχές από κόκκινους λεπτοπλακώδεις ασβεστόλιθους με πυριτόλιθους το «Ammonitico Rosso». Στη συνέχεια και μεταξύ Ανωτέρου Ιουρασικού και Κατωτέρου Σενωνίου αποτίθενται σε όλο το πλάτος της ζώνης λεπτοπλακώδεις πελαγικοί ασβεστόλιθοι με παρενστρώσεις κερατολίθων οι «ασβεστόλιθοι της Βίγλας» με πάχος 400μ. Αν και σε γενικές γραμμές η ιζηματογένεση είναι συνεχής, κατά τόπους διαπιστώθηκαν ορισμένες διακοπές της ιζηματογένεσης κυρίως κατά τη διάρκεια του Ιουρασικού έτσι ώστε κατά τόπους οι ασβεστόλιθοι της Βίγλας είναι ασυμφώνως τοποθετημένοι πάνω στους ασβεστόλιθους του Παντοκράτορα. Σ' αυτές τις περιπτώσεις πρέπει να δεχθούμε ότι η ταφρογένεση (rifting) του Ιουρασικού προκάλεσε συνεχή βύθιση σε ορισμένες αξονικές περιοχές ενώ σε παρακείμενες περιοχές προκάλεσε συνεχή ανύψωση έτσι ώστε η ιζηματογένεση διακόπτονταν η ακόμα λάμβανε χώρα διάβρωση. 5

Εικ. 5. Η στρωματογραφική στήλη της Ιόνιας ζώνης απλοποιημένη, στη στήλη επίσης έχουν σημειωθεί τα μητρικά πετρώματα πετρελαίου από Karakitsios and Rigakis (2007). Επεξήγηση συμβόλων (1) Πηλίτες και ψαμμίτες, (2) κροκαλοπαγή, (3) Κλαστικοί ασβεστόλιθοι με πυριτόλιθους, (4) Πελαγικοί λατυποπαγείς ασβεστόλιθοι, (5) Πελαγικοί ασβεστόλιθοι με πυριτόλιθους, (6) πυριτικά στρώματα με πηλίτες και μαργαϊκές ενδιαστρώσεις, (7) Εναλλαγές φυλλωδών μαργών και πυριτολίθων, (8) Πελαγικοί ασβεστόλιθοι με κονδύλους πυριτολίθων και μάργες, (9) πελαγικοί ασβεστόλιθοι με ελασματοβράγχια, (10) Κονδυλώδεις ερυθροί ασβεστόλιθοι με αμμωνίτες, (11) Μαργαϊκοί ασβεστόλιθοι και λαμινοειδείς μάργες, (12) κροκαλοπαγή, ψηφιδοπαγή και μάργες με αμμωνίτες, (13) Πελαγικοί ασβεστόλιθοι, (14) Μικριτικοί ασβεστόλιθοι με αμμωνίτες και βραχιόποδα, (15) ασβετσόλιθοι πλατφόρμας, (16) Πλακώδεις μαύροι ασβεστόλιθοι, (17) εβαπορίτες, (18) σχιστή άργιλος. 6

Από το Πριαμπόνιο (Άνω Ηώκαινο) αρχίζει η ιζηματογένεση του φλύσχη στην αρχή χαρακτηριζόμενη από μαργαϊκές- ψαμμιτικές λιθοφάσεις η οποία εξελίσσεται προς μαργαϊκές λιθοφάσεις έως ότου τελικά γίνει το πέρασμα προς μία μολασσική φάση. Το πάχος του φλύσχη στην περιοχή της Ιόνιας ζώνης είναι περίπου 2000μ. Εικ. 6 Τεκτονικός χάρτης της περιοχής της Ιόνιας Ζώνης στην οποία φαίνονται οι κύριες τεκτονικές δομές όπως ΒΔ- αντίκλινα και μεγάλα εγκάρσια ρήγματα (από Jenkins 1972). Κύριο τεκτονικό χαρακτηριστικό της ζώνης είναι τα μεγάλα ΒΔ διευθύνσεως αντίκλινα και επωθήσεις της περιοχής (βλ. χάρτη Εικ. 6 και τομές στην Εικ. 7). Η πορεία των δομών αυτών διακόπτεται από μεγάλα ΒΑ-διευθύνσεως εγκάρσια ρήγματα (δες Λευκάδα, Ιθάκη, κ.τ.λ.) τα οποία αναλαμβάνουν το ρόλο να διαχωρίσουν περιοχές με διαφορετικό ποσό συστολής (transcurrent faults). Οι εβαπορίτες στη βάση της στρωματογραφικής στήλης σχηματίζουν μία ζώνη αποκολλήσεως η οποία απελευθερώνει το Μεσοζωικό επικάλυμμα και τον φλύσχη από ένα άγνωστο υπόβαθρο. Σύμφωνα με σεισμικές τομές με την αποκόλληση των εβαποριτών συνδέονται οι μεγάλες επωθήσεις και οι εφιππεύσεις της Ιονίου ζώνης. Χαρακτηριστική εφίππευση που συνδέεται με την ύπαρξη ή μέσα οποία εισέρχονται εβαπορίτες είναι αυτή της Ιόνιας επώθησης που αναγνωρίζονται τόσο στο Ζάκυνθο όσο και στην Κεφαλληνία (Εικ. 8). Η γεωμετρία τους στις τομές που προαναφέρθηκαν χαρακτηρίζονται από μία λιστρική μορφή (δες τομές Εικ. 8). Συχνά οι εβαπορίτες διεισδύουν κατά μήκος αυτών των επωθήσεων και δίνουν μία πολύπλοκη εικόνα δυσαρμονικής τεκτονικής. 7

Εικ. 7. Γεωλογικές τομές της περιοχής της Ιόνιας Ζώνης στην οποία φαίνονται τα κύρια αντίκλινα και ο ρόλος των εβαποριτών (από Jenkins 1972). Εικ. 8. Γεωλογικός χάρτης που δείχνει την Ιόνια επώθηση στη Ζάκυνθο στον οποίο φαίνονται οι κύριες τεκτονικές δομές (από Underhill 1988). 8

Ζώνη Τρίπολης Η ζώνη διακρίθηκε αρχικά στην κεντρική Πελοπόννησο από τους Philippson (1898) και Renz (1940) οι οποίοι την ονόμασαν ζώνη Τριπολιτσάς. Στην δυτική ηπειρωτική Ελλάδα η ζώνη αναγνωρίστηκε τη δεκαετία του 50 από Γάλλους ερευνητές (Brunn 1950, Aubouin 1957) όπου της δόθηκε το όνομα ζώνη Γαβρόβου. Στα μέσα της δεκαετίας του 60 ο Dercourt (1965) ενοποιεί γεωλογικά τις δύο παραπάνω ζώνες χρησιμοποιώντας τον όρο Ζώνη Γαβρόβου-Τριπόλεως ο οποίος είναι αποδεκτός έως και σήμερα. Στη σύγχρονη Ελληνική και διεθνή βιβλιογραφία συχνά χρησιμοποιείται για λόγους συντόμευσης ο όρος Zώνη Τρίπολης χωρίς αυτός να αναιρεί την ενοποίηση του Dercourt. Στη δυτική ηπειρωτική Ελλάδα η Μεσοζωική ακολουθία της ζώνης παρουσιάζεται σε σχετικά περιορισμένες εμφανίσεις (Όρη Γαβρόβου, Κλόκοβας και Βαράσοβας κ.α.) ενώ αντίθετα καλύπτει ένα μεγάλο τμήμα της Πελοποννήσου, των Κυθήρων και της Κρήτης. Η συνέχεια της ζώνης προς τα ανατολικά γίνεται διαμέσου της Καρπάθου και της Ρόδου. Η ζώνη εκτείνεται επίσης στη Μικρά Ασία, όπου εκεί πιθανότατα είναι συγκρίσιμη με τη ζώνη Pisidienne. Προς το βορρά εκτείνεται στην Αλβανία και στις πρώην Γιουγκοσλαβικές δημοκρατίες όπου είναι ομόλογη της ζώνη Kruja και Dalmate, αντίστοιχα. Στρωματογραφία Η Ζώνη Τρίπολης δομείται κυρίως από μία Μεσοζωική ακολουθία ανθρακικών ιζηματογενών πετρωμάτων ρηχής θάλασσας των οποίων το μέγιστο ορατό πάχος δεν ξεπερνά τα 3.500 μέτρα. Τα στρωματογραφικά βαθύτερα τμήματα της ακολουθίας τα οποία εμφανίζονται στα τεκτονικά παράθυρα της Πελοποννήσου και Κρήτης (Εικ. 3) αναπτύσσονται σε αρκετές θέσεις επάνω σ ένα σχηματισμό ΝεοΠαλαιοζωικής έως Τριαδικής ηλικίας γνωστό ως "Στρώματα Τυρού" στην Πελοπόννησο ή "Στρώματα Ραβδούχων" στην Κρήτη. Επί των Μεσοζωικών ανθρακικών πετρωμάτων αναπτύσσεται η συν-ορογενετική κλαστική ακολουθία του Φλύσχη Τριπόλεως που καλύπτει ένα στρωματογραφικό εύρος από το Ηωκαίνο έως το Ολιγόκαινο (Εικ. 5) ενώ κατά θέσεις το τελείωμα της απόθεσης του φλύσχη έγινε έως και το Κάτω Μειόκαινο. Αναλυτικότερα, στη στρωματογραφική διάρθρωση της ζώνης διακρίνονται από τους κατώτερους προς τους ανώτερους ορίζοντες οι παρακάτω σχηματισμοί (Εικ. 9): Τα "Στρώματα Τυρού-Ραβδούχων" αποτελούν ένα σύμπλεγμα ιζηματογενών και ηφαιστειακών πετρωμάτων πολύ χαμηλού βαθμού μεταμόρφωσης. Λεπτομερέστερα, αυτά συνίστανται από εναλλαγές σχιστών, αργίλων, πηλιτών, ψαμμιτών, τοφφιτών και γύψων που μεταβαίνουν προοδευτικά προς τα ανώτερα τμήματα σε λεπτοστρωματώδεις τεφρούς δολομίτες και ασβεστόλιθους. Ηφαιστειακά πετρώματα όπως ανδεσίτες, δακίτες και βασαλτικές λάβες έχουν σημαντική παρουσία στο σχηματισμό και απαντώνται κυρίως στα ενδιάμεσα και ανώτερα επίπεδα. Η παρουσία των απολιθωμάτων Fusulina και Gervillia cf. στα πετρώματα του σχηματισμού προσδίδουν ηλικία ιζηματογένεσης από το Λιθανθρακοφόρο έως και το Μέσο Τριαδικό. Η ηλικία των ηφαιστειακών πετρωμάτων θεωρείται ότι είναι Μέσο-Τριαδική. Το πάχος του σχηματισμού ποικίλει από λίγα μέτρα έως και 400 m ενώ σε ορισμένες θέσεις ο εν λόγω σχηματισμός απουσιάζει 9

Εικ. 9. Στρωματογραφική στήλη των σχηματισμών της Ζώνης Τρίπολης. εντελώς. Με βάση στρωματογραφικά κριτήρια έχει προκύψει ότι η μετάβαση των "Στρωμάτων Τυρού-Ραβδούχων" προς τη βάση των ανθρακικών ιζηματογενών πετρωμάτων της ζώνης είναι βαθμιαία. Ωστόσο σε ορισμένες περιπτώσεις η επαφή των δυο αυτών σχηματισμών εμφανίζεται τεκτονισμένη υποδηλώνοντας ολισθήσεις των ανθρακικών ιζημάτων της Τρίπολης επί των "Στρωμάτων Τυρού-Ραβδούχων". Πιθανότατα οι ολισθήσεις αυτές συνέβησαν κατά τις Αλπικές ορογενετικές κινήσεις στην περιοχή. Θεωρείται δε ότι η ολίσθηση έγινε στην επαφή των δύο σχηματισμών ως αποτέλεσμα της διαφοράς πλαστικότητας μεταξύ των ανθρακικών ιζημάτων και των "Στρωμάτων Τυρού-Ραβδούχων". Επίσης θα πρέπει να σημειωθεί ότι σε αρκετές περιοχές της Κρήτης και των Κυθήρων, έχουν βρεθεί στα "Στρώματα Τυρού-Ραβδούχων" συμπλέγματα πετρωμάτων υψηλού βαθμού μεταμόρφωσης (π.χ. αμφιβολίτες) και μεταγρανιτών (γνευσίων). Τα πετρώματα αυτά εμφανίζονται κυρίως στην επαφή του σχηματισμού με την υποκείμενη μεταμορφωμένη Φυλλιτική-Χαλαζιτική Σειρά (Εικ. ). Πρόσφατες ραδιοχρονολογήσεις από Γερμανούς και Έλληνες ερευνητές (Romano et al. 2004, Xypolias et al. 2006) έδειξαν για πρώτη φόρα ότι τα πετρώματα αυτά καλύπτουν ένα ηλικιακό εύρος από το Κάμβριο έως το Πέρμιο και πιθανότατα αποτελούν το προ-αλπικό υπόβαθρο της ζώνης. Κατά τους ίδιους ερευνητές ο σχηματισμός των πετρωμάτων έγινε κατά τη διάρκεια της Καδόμιας (ΝεοΠροτεροζωικός-Κάμβριο) και Βαρίσκιας (Μέσο Δεβόνιο-Πέρμιο) ορογένεσης. Το Μέσο - Άνω Τριαδικό στην ζώνη αυτή αντιπροσωπεύεται από την απόθεση του σχηματισμού των Δολομιτών ο οποίος καταλαμβάνει τη βάση της ανθρακική ακολουθίας της ζώνης. Ο σχηματισμός αντιπροσωπεύεται κυρίως από δολομίτες και δολομιτοποιημένους παχυστρωματώδεις ασβεστόλιθους ρηχής θάλασσας που αναπτύσσονται σύμφωνα επί των "Στρωμάτων Τυρού-Ραβδούχων". Με βάση τα απολιθώματα που βρέθηκαν στο σχηματισμό όπως Megalodon, Triasina κ.α. η ηλικία των δολομιτών προσδιορίζεται Μέσο - Άνω Τριαδική. Το πάχος του σχηματισμού κυμαίνεται από λίγα μέτρα έως περίπου και 500 m. 10

Στη συνέχεια αποτέθηκε ο σχηματισμός των Νηριτικών Ασβεστόλιθων ο οποίος δομείται γενικά από μέσο- έως παχυστρωματώδεις νηριτικούς ασβεστόλιθους με τοπικές παρεμβολές δολομιτικών ασβεστόλιθων. Στα ανώτερα τμήματα του σχηματισμού των Νηριτικών Ασβεστολίθων απαντώνται στρώματα λατυποπαγών και κλαστικών ασβεστόλιθων πάχους μερικών δεκάδων μέτρων (Εικ. 9). Η ηλικία του σχηματισμού με βάση κοράλλια, φύκη, τρηματοφόρα κ.α. που βρέθηκαν στους ορίζοντες των ασβεστόλιθων προσδιορίζεται ως Κάτω Ιουρασική Άνω Κρητιδική. Το πάχος του σχηματισμού φτάνει ενίοτε τα 2.500 m. Στρωματογραφικά υπερκείμενος είναι ο σχηματισμός Ασβεστόλιθων με Βωξιτικούς ορίζοντες ηλικίας Παλαιόκαινου- Μέσου Ηωκαίνου που συνιστά την οροφή της ανθρακικής ακολουθίας της ζώνης Τρίπολης και εμφανίζει ένα μέσο πάχος 300 m. Πρόκειται για μαζώδεις ασβεστόλιθους, πλούσιους σε Τρηματοφόρα που προς τα στρωματογραφικά ανώτερα τμήματα χαρακτηρίζονται από ορίζοντες μαύρων βιτουμενιούχων ασβεστόλιθων. Ένα ιδιαίτερα σημαντικό στοιχείο για την στρωματογραφική εξέλιξη του σχηματισμό αυτού είναι η διακοπή της ιζηματογένεσης στη ζώνη Τριπόλεως στο Ηώκαινο. Η διακοπή αυτή που συνοδεύτηκε από χέρσευση της περιοχής είχε ως αποτέλεσμα την δημιουργία βωξιτικών οριζόντων μικρού πάχους. Τέτοιοι ορίζοντες εμφανίζονται σήμερα στο όρος Κλόκοβα στην Αιτωλοακαρνανία, στην Αρκαδία και στην Πύλο. Κατά τη διάρκεια του Μέσου- Άνω Ηωκαίνου αποτέθηκε ο σχηματισμός των μεταβατικών στρωμάτων προς τον φλύσχη της ζώνης, σύμφωνα επάνω στα ανθρακικά ιζήματα. Το πάχος των μεταβατικών στρωμάτων συνήθως είναι λίγα μέτρα. Συνίστανται από κίτρινους βιοκλαστικούς ασβεστόλιθους, μαργαϊκούς ασβεστόλιθους και μάργες. Στη συνέχεια από το Ολιγόκαινο έως το Κατώτερο Μειόκαινο αποτέθηκε ο σχηματισμός του Φλύσχη Τρίπολης που αποτελεί μια τυπική τουρβιδιτική ακολουθία ιζημάτων δομούμενη κυρίως από εναλλαγές ψαμμιτικών, πηλιτικών και αργιλικών οριζόντων. Η έναρξη της ιζηματογένεσης του σχηματισμού τοποθετείται χρονικά στο όριο Ηωκαίνου-Ολιγοκαίνου με την απόθεση μαργών, ψαμμιτών και κροκαλοπαγών, πάχους περίπου 300 m. Οι Ηωκαινικές- Ολιγοκαινικές αυτές αποθέσεις υπέρκεινται ασύμφωνα επί των σχηματισμών των μεταβατικών στρωμάτων. Η ιζηματογένεση του φλύσχη συνεχίστηκε καθ όλη τη διάρκεια του Ολιγοκαίνου και Κάτω Μειοκαίνου με την απόθεση κυρίως αργιλοπηλιτικών οριζόντων και λεπτόκοκκων ψαμμιτών. Το συνολικό πάχος του σχηματισμού του Φλύσχη Τρίπολης δεν ξεπερνά τα 1800 m. Μελέτες στις περιοχές Κλόκοβας-Βαράσοβας έδειξαν επίσης ότι οι ορίζοντες κροκαλοπαγών που παρατηρούνται στο κατώτερο μέλος του σχηματισμού περιέχουν κροκάλες προερχόμενες από τη Μεσοζωική ανθρακική ακολουθία της ζώνης. Αυτή η διαπίστωση παραπέμπει στο ότι ορισμένα τμήματα της ζώνης αναδύθηκαν και υπέστησαν διάβρωση κατά τη διάρκεια απόθεσης των κροκαλοπαγών του φλύσχη της ζώνης. Ορίζοντες κροκαλοπαγών έχουν επίσης εντοπιστεί και στα ανώτερα τμήματα του σχηματισμού (Άνω Ολιγόκαινο-Κάτω Μειόκαινο) στη βάση της Επώθησης της Πίνδου στη δυτική Ελλάδα. Στις θέσεις αυτές οι κροκάλες προέρχονται τόσο από τη Μεσοζωική ακολουθία της Ζώνης Τρίπολης όσο και από τη Ζώνη Πίνδου υποδηλώνοντας την ύπαρξη σημαντικών τεκτονικών κινήσεων του Πινδικού Καλύμματος κατά τη περίοδο αυτή. Παλαιογεωγραφία Σήμερα είναι ευρέως αποδεκτό ότι στη διάρκεια του Λιθανθρακοφόρου το κρυσταλλικό Προ-Αλπικό υπόβαθρο της ζώνης Τρίπολης, επί του οποίου αποτέθηκαν τα ιζηματογενή πετρώματα 11

της ζώνης, ήταν τμήμα της Απουλίας μικροπλάκας. Η Απουλία μικροπλάκα βρισκόταν στο βορειοανατολικό περιθώριο της μεγαηπείρου Γκοντβάνα (Εικ. 2). Ωστόσο υπάρχει διχογνωμία ως προς το γεωτεκτονικό καθεστώς που επικρατούσε και διαμόρφωνε το παλαιογεωγραφικό χώρο σχηματισμού των πετρωμάτων της ζώνης κατά το Περμοτριαδικό (Στρώματα Τυρού-Ραβδούχων). Σύμφωνα με την επικρατέστερη άποψη, που υποστηρίζεται κυρίως από Βρετανούς ερευνητές (π.χ. Robertson & Dixon 1984), τα "Στρώματα Τυρού-Ραβδούχων" σχηματίστηκαν σε μια στενή και ρηχή λεκάνη που δημιουργήθηκε κατά τα αρχικά στάδια της ταφρογένεσης (rifting) στο βορειοανατολικό περιθώριο της Γκοντβάνα. Η ταφρογενετική διαδικασία αυτή οδήγησε σε εκτεταμένη Τριαδική ηφαιστειακή δραστηριότητα και είχε ως αποτέλεσμα την αποκοπή της Απουλίας μικροπλάκας από τη μεγαήπειρο της Γκοντβάνα. Κατά μία δεύτερη άποψη τα "Στρώματα Τυρού-Ραβδούχων" αποτέθηκαν σε μια λεκάνη πίσω από το τόξο (back-arc basin) που σχηματίστηκε κατά τη διάρκεια καταβύθισης του ωκεάνιου φλοιού της Παλαιο- Τηθύος κάτω από το βορειοανατολικό περιθώριο της Γκοντβάνα. Η άποψη αυτή η οποία προτάθηκε από τον Sengor et al. (1984) θεωρεί επίσης τη συνεχή καταβύθιση από το Λιθανθακοφόρο που συνάγεται από τη γεωχημική σύσταση των Τριαδικών ηφαιστειακών πετρωμάτων στα "Στρώματα Τυρού-Ραβδούχων". Οι γεωχημικές συστάσεις δείχνουν ασβεσταλκαλικό χαρακτήρα και ως εκ τούτου υποδεικνύουν περιβάλλον σύγκλισης λιθοσφαιρικών πλακών. Κατά την άποψη των συγγραφέων η πιθανότητα μίας καταβύθισης στο βορειοανατολικό περιθώριο της Γκοντβάνα μέχρι το Άνω Παλαιοζωικό είναι ιδιαίτερα σημαντική όπως προκύπτει από πρόσφατα δημοσιευμένα στοιχεία (Xypolias κ.α. 2006). Ωστόσο τα υπάρχοντα αποδεικτικά στοιχεία για συμπιεστικές κινήσεις κατά το Τριαδικό είναι ασθενή. Από το Άνω Τριαδικό και καθ όλη τη διάρκεια του Μεσοζωικού ο ευρύτερος παλαιογεωγραφικός χώρος της Απουλίας και των Εξωτερικών Ελληνίδων διαμορφώνεται από μια εκτεταμένη ταφρογένεση. Στο πλαίσιο της ταφρογένεσης η Ζώνη Τρίπολης αποτέλεσε μια ρηχή ανθρακική πλατφόρμα (εντός της Απουλίας μικροπλάκας) η οποία βρισκόταν δυτικά από τη βαθιά λεκάνη ιζηματογένεσης της Ζώνης Πίνδου και ανατολικά από την Ιόνια αύλακα. Η ιζηματογένεση στην πλατφόρμα αυτή ήταν νηριτική και υφαλογόνα από το Τριαδικό μέχρι το Ηώκαινο. Θεωρείται επίσης ότι η ανθρακική ακολουθία αποτέθηκε σε περιβάλλον ηπειρωτικής υφαλοκρηπίδας και αποτελούσε το χρονικά πλευρικό ισοδύναμο της πελαγικής ακολουθίας της Πίνδου. Μεταβατικά πετρώματα των δύο ακολουθιών που χαρακτηρίζονται από εναλλαγές νηριτικών και πελαγικών ασβεστολίθων έχουν βρεθεί σε αρκετές περιοχές (δες Κεφάλαιο για τη Ζώνη Πίνδου). Μεταμόρφωση Όπως ήδη έχει αναφερθεί παραπάνω τα πετρώματα που δομούν τα "Στρώματα Τυρού- Ραβδούχων" έχουν υποστεί πολύ χαμηλού βαθμού μεταμόρφωση. Το στοιχείο αυτό προκύπτει από πετρολογικές έρευνες στα ηφαιστειακά πετρώματα του σχηματισμού οι οποίες κατέγραψαν τη παραγένεση χλωρίτης + επίδοτο + αιματίτης + αλβίτης + καλιούχο μαρμαρυγία ± πουμπελλυίτη υποδεικνύοντας μεταμορφικές συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας στα 2-3 kbar και 300 o C, αντίστοιχα. Η πολύ χαμηλού μεταμόρφωση είναι πιθανότατα αποτέλεσμα του προοδευτικού ενταφιασμού των πετρωμάτων κατά τη διάρκεια σχηματισμού των τεκτονικών καλυμμάτων των Εξωτερικών Ελληνίδων. Τα αποτέλεσμα αυτό είναι σε συμφωνία με έρευνες που καταγράφουν μία προοδευτική αύξηση της κρυσταλλικότητας του ιλλίτη προς τα βαθύτερα δομικά επίπεδα των Εξωτερικών Ελληνίδων στη Πελοπόννησο και βασίζονται σε δείγματα αργιλικών οριζόντων των 12

ζωνών Τρίπολης και Πίνδου. Πρέπει επίσης να σημειωθεί ότι επί σειρά ετών η πιθανότητα μεταμόρφωσης των ανθρακικών πετρωμάτων της ζώνης Τρίπολης παρέμενε ένα αναπάντητο ερώτημα λόγω απουσίας ορυκτών δεικτών στην ακολουθία. Πρόσφατα αποτελέσματα που βασίζονται στον υπολογισμό του βαθμού γραφιτοποίησης ανθρακικών υλικών έδειξαν ότι η ανθρακική ακολουθία της ζώνης στην περιοχή της Κρήτης έχει υποστεί μια πολύ χαμηλού βαθμού μεταμόρφωση με θερμοκρασίες στους 250±50 ο C. Τεκτονική Η Ζώνη Τρίπολης αποτελεί μια παχιά και μηχανικά δύσκαμπτη ανθρακική πλατφόρμα. Η παραμόρφωση σ αυτή, εκφράζεται στο μεγασκοπικό πεδίο με την μορφή μεγάλων ασύμμετρων ανοικτών αντικλίνων και συγκλίνων τα οποία σε ορισμένες θέσεις συνδέονται με επωθήσεις (Εικ. 10). Ολισθοστρώματα και κροκάλες των Μεσοζωικών ασβεστολίθων της σειράς κατά τη διάρκεια της ιζηματογένεσης του φλύσχη συνδέονται γενετικά με το σχηματισμό αυτών των δομών. Χαρακτηριστικά αντίκλινα και σύγκλινα αυτού του είδους είναι τα αντίκλινα Κλόκοβας και Βαράσοβας στην Αιτωλοακαρνανία που διαχωρίζονται από το σύγκλινο Βασιλικής. Η γεωμετρία των δομών αυτών υποδεικνύει γενική κίνηση προς τα δυτικά (Εικ. 11). Εικ. 10. Σεισμική τομή στην περιοχή της νότιας Αιτωλοακαρνανίας στην οποία εμφανίζεται η Ιόνια ζώνη, και η ζώνη Γαβρόβου. Επίσης στην τομή εμφανίζονται δύο μεγάλες επωθήσεις GT= Επώθηση Γάβροβου και AT= Επώθηση Αράκυνθου. Επίσης στην εικόνα φαίνονται το αντίκλινο της Κλόκοβας και της Βαράσοβας. Τα στοιχεία προέρχονται από δημοσιευμένη σεισμική τομή ανάκλασης από Sotiropoulos et al. (2003). Η παραμόρφωση των ανθρακικών πετρωμάτων στο μεσοσκοπικό πεδίο χαρακτηρίζεται κυρίως από διαρρήξεις και τεκτονικές επιφάνειες διάλυσης. Μεσοσκοπικές ασύμμετρες πτυχές είναι συνήθεις στο σχηματισμό του φλύσχη. Η ζώνη περιορίζεται προς τα ανατολικά από τη Ζώνη Πίνδου με μια από τις μεγαλύτερες επωθήσεις του Ελληνικού χώρου την "Επώθηση της Πίνδου" (Εικ. 11). Με βάση την ηλικία των συν-ορογενετικών ιζημάτων του Φλύσχη Τρίπολης προκύπτει ότι η επώθηση αυτή ήταν ενεργή από το όριο Ηωκαίνου-Ολιγοκαίνου έως το Κάτω Μειόκαινο (Εικ. 12). Κατά μήκος της επώθησης αυτής 13

η Ζώνη Πίνδου έχει μεταφερθεί προς τα δυτικά πλέον των 80 km πάνω από τη Ζώνη Τρίπολης ώστε στη Πελοπόννησο και Κρήτη να σχηματιστούν πολλά τεκτονικά παράθυρα (Εικ. 10 και κεφάλαιο Ζώνη Πίνδου). Εικ. 11. Τεκτονικός χάρτης και γεωλογικές τομές σε σύγκλινα και αντίκλινα στην περιοχή της Αιτωλοακαρνανίας που δείχνουν ροπή προς τα δυτικά από Sotiropoulos et al. (2003). Εικ. 12. Εξελικτική γεωλογική τομή που δείχνει το ρόλο της επώθησης Πίνδου και της επώθησης Γαβρόβου-Αράκυνθου στην εξέλιξη της ζώνης Τριπόλεως στην περιοχή της νότιας Αιτωλοακαρνανίας από Sotiropoulos et al. (2003). Στο σημείο αυτό πρέπει να σημειωθεί ότι οι αντιλήψεις για την προς τα ανατολικά επέκταση της ζώνης Τριπόλεως ποικίλουν. Γάλλοι ερευνητές θεωρούν ότι τα πετρώματα της Ζώνης Τρίπολης εμφανίζονται επίσης στον πυρήνα τεκτονικών παραθύρων των Εσωτερικών Ελληνίδων (π.χ. τεκτονικά 14

παράθυρα Ολύμπου, Αλμυροποτάμου) ή ακόμα και στον Αιγιακό χώρο (π.χ. τεκτονικό παράθυρο Πανόρμου). Ωστόσο στη περίπτωση αυτή η ανατολικότερα ευρισκόμενη Ζώνη Πίνδου θα έπρεπε να είχε κινηθεί προς τα δυτικά τουλάχιστον 250 km. Η θεώρηση αυτή της κίνησης πετρωμάτων της τάξης των 250 km προϋποθέτει πολύ μεγαλύτερα ποσοστά συστολής της ζώνης Πίνδου από αυτά που έχουν υπολογιστεί για το Πινδικό κάλυμμα (δες επόμενο κεφάλαιο Ζώνη Πίνδου). Στα τεκτονικά παράθυρα της Πελοποννήσου και Κρήτης η Ζώνη Τρίπολης βρίσκεται τεκτονικά τοποθετημένη μέσω μιας μεγάλης ρηξιγενούς επιφάνειας επί των μεταμορφωμένων πετρωμάτων της Φυλλιτικής Χαλαζιτικής Σειράς (δες Κεφάλαιο Πλακώδεις Ασβεστόλιθοι και Φυλλιτική Σειρά) ενώ καθ όλο το μήκος της δυτικής Ελλάδας η ζώνη βρίσκεται επωθημένη επί των πετρωμάτων της Ιόνιας ζώνης μέσω της επώθησης Γαβρόβου-Αράκυνθου (Εικ. 11 και 12). Στην οροφή της επώθησης αναπτύσσονται κυρίως ασύμμετρα αντίκλινα που συνδέονται γενετικά με επωθήσεις και υποδηλώνουν κίνηση της ζώνης προς τα δυτικά. Χαρακτηριστικότερα είναι τα αντίκλινα της Κλόκοβας και του Σκόλης στη δυτική Ελλάδα και Πελοπόννησο αντίστοιχα (Εικ. 10 και 11). 15

Ζώνη Πίνδου Η ζώνη διακρίθηκε και περιγράφηκε για πρώτη φορά στην Ελλάδα από τον Philippson (1898) ο οποίος και την ονόμασε ζώνη Ωλονού-Πίνδου από τους ομώνυμους ορεινούς όγκους της Πελοποννήσου και ηπειρωτικής Ελλάδας. Ωστόσο στην βιβλιογραφία πιο συχνά χρησιμοποιείται ο όρος Zώνη Πίνδου. Η ζώνη καλύπτει ένα μεγάλο τμήμα της Ελληνικής χερσονήσου και της Κρήτης και διαμέσου της Ρόδου συνεχίζει στη Μικρά Ασία, όπου εκεί είναι συγκρίσιμη με τη ζώνη της Antalya. Προς το βορρά εκτείνεται στην Αλβανία και στις πρώην Γιουγκοσλαβικές δημοκρατίες όπου αναφέρεται ως ζώνη Cukali-Krasta και Budva, αντίστοιχα. Στρωματογραφία Η ζώνη Πίνδου δομείται από μία Μεσοζωική ακολουθία ανθρακικών και πυριτικών ιζημάτων βαθιάς Εικ. 13. Στρωματογραφική στήλη των σχηματισμών της Ζώνης Πίνδου. θάλασσας των οποίων το συνολικό πάχος δεν ξεπερνά τα 1050 μέτρα (Εικ. 13). Επί των Μεσοζωικών σχηματισμών αναπτύσσεται η κλαστική ακολουθία του Πινδικού Φλύσχη που καλύπτει ένα στρωματογραφικό εύρος από το Παλαιόκαινο έως και το Ολιγόκαινο. Αναλυτικότερα, στη στρωματογραφική διάθρωση της ζώνης διακρίνονται από τους κατώτερους προς τους ανώτερους ορίζοντες οι παρακάτω σχηματισμοί: Ο σχηματισμός του "κλαστικού Τριαδικού" αποτελεί την παλαιότερη ακολουθία ιζημάτων στην στρωματογραφική διάπλαση της Ζώνης Πίνδου και συνίσταται κυρίως από λέπτο- έως μεσοκοκκώδης ψαμμίτες με παρεμβολές πηλιτικών και αργιλικών στρωμάτων. Εσωτερικά παρουσιάζει ακολουθίες τύπου Bouma και γενικά ιζηματογενείς δομές οι οποίες είναι ενδεικτικές τουρβιδιτικών αποθέσεων. Με βάση τα απολιθώματα που βρέθηκαν στο σχηματισμό όπως Halobia και Κωνόδοντα η ηλικία των ιζημάτων προσδιορίζεται ως Μέσο Τριαδική. Το μέγιστο ορατό πάχος των πετρωμάτων αυτών υπολογίζεται περίπου στα 100 m. Ο σχηματισμός Ασβεστόλιθων Δρυμού αναπτύσσεται επί του κλαστικού Τριαδικού και 16

αποτελείται κυρίως από τουρβιδιτικούς και ημιπελαγικούς ασβεστόλιθους με τοπικές παρεμβολές κερατολίθων και πράσινων πηλιτών. Η παρουσία της Halobia sp. και άλλων πελαγικών δυθύρων και κωνοδόντων στα στρώματα των ασβεστόλιθων προσδίδουν στον σχηματισμό ηλικία Ανωτέρου Τριαδικού (Κάρνιο) Κατώτερου Ιουρασικού (Λιασίου). Το μέγιστο πάχος του σχηματισμού υπολογίζεται περίπου στα 300 m. Ο σχηματισμός Ραδιολαριτών (sensu lato) είναι ο χαρακτηριστικότερος ορίζοντας στη Μεσοζωική ακολουθία της ζώνης και περιλαμβάνει τρία επιμέρους στρωματογραφικά μέλη: (α) τους Πηλίτες Καστελίου (Εικ. 14) που καταλαμβάνουν την κατώτερη θέση στον σχηματισμό και δομούνται από ποικιλόχρωμους πηλιτικούς ορίζοντες στους οποίους παρεμβάλλονται κατά θέσεις πολύ μικρού πάχους στρώματα ασβεστόλιθων και κερατόλιθων, (β) το υπερκείμενο μέλος των Κερατολίθων που συνίσταται από διάφορες κερατολιθικές φάσεις ερυθρών και γκρίζων υαλωδών κερατολίθων, αργιλικών κερατολίθων και μαγγανιούχων κερατολίθων που συν-οδεύονται από ασβεστολιθικές και πυριτιούχες πηλιτικές φάσεις και (γ) το ανωτέρω στρωματογραφικό μέλος των "Ασβεστόλιθων με Calpionella" στο οποίο επικρατούν ροδόχρουν ασβεστόλιθοι. Συνολικά ο σχηματισμός έχει χρονο-λογηθεί με βάση άλγες, τρηματοφόρα και radiolaria στο Μέσο Ιουρασικό (Ααλένιο) Κάτω Κρητιδικό (Βερριάσιο) και έχει μέγιστο πάχος περίπου 350 m. Ο σχηματισμός "Πρώτου Φλύσχη" απότελείται κυρίως από εναλλαγές ψαμμιτών και αργίλων με παρεμβολές μαργαϊκών, ωολιθικών ασβεστολίθων και κερατολίθων. Με βάση απόλιθώματα η ηλικία του σχηματισμού τοποθετείται στο Κατώ Κρητιδικό (Άλβιο-Κενομάνιο). Μέγιστο ορατό πάχος 100 m. Εικ. 14. Φωτογραφία από τα δυτικότερα τμήματα της ζώνης Πίνδου στην περιοχή της Ναυπάκτου στην οποία φαίνονται οι κυριότεροι Μεσοζωικοί σχηματισμοί που δομούν τη ζώνη. Στη θέση αυτή απουσιάζουν οι ασβεστόλιθοι με Calpionella καθώς και ο σχηματισμός του πρώτου Φλύσχη. Ο ορίζοντας των κερατολίθων φαίνεται να απολεπτύνεται προς τα δυτικά (αριστερά). Η επαφή μεταξύ του σχηματισμού των ασβεστόλιθων Δρυμού και των πηλιτών Καστελίου είναι πτυχωμένη. (πλάτος φωτογραφίας 10 μέτρα). Ο σχηματισμός των Λεπτοπλακωδών Ασβεστόλιθων δομείται από πελαγικής φάσης βιομικριτικούς ασβεστόλιθους με κονδύλους και ενδιαστρώσεις πυριτολίθων. Η ηλικία του σχηματισμού με βάση την πλούσια μικροπανίδα (κυρίως πολλά είδη Globotruncana) που βρέθηκε σ αυτούς είναι Άνω Κρητιδική (Τουρώνιο-Μαιστρίχτιο). Το μέγιστο ορατό πάχος των ασβεστολίθων αυτών υπολογίζεται περίπου στα 400 m. Ο σχηματισμός των μεταβατικών στρωμάτων αποτελείται από εναλλαγές μαργαϊκών ασβεστόλιθων, μικρολατυποπαγών ασβεστόλιθων, μαργών και ψαμμιτών με κατά τόπους παρεμβολές μαύρων κερατολίθων πλούσιων σε οργανικό υλικό. Η ηλικία του σχηματισμού κυμαίνεται από Άνω Κρητιδική έως Παλαιοκαινική ενώ το πάχος του ξεπερνά τα 100 m (Εικ. 13). Ο σχηματισμός του "Πινδικού Φλύσχη" αποτελεί μία τυπική συνορογενετική κλαστική 17

ακολουθία τουρβιδιτών δομημένη από εναλλαγές ψαμμιτών, αργίλων και πηλιτών. Μέσα στην ακολουθία μπορούν να διαχωριστούν τρείς ενότητες. Η κατώτερη ενότητα που εμφανίζεται κυρίως στα δυτικά τμήματα της ζώνης και χαρακτηρίζεται από παχυστρωματώδεις ορίζοντες ψαμμιτών που εναλλάσσονται με λεπτοστρωματώδεις αργίλους και πηλίτες. Η μεσαία ενότητα, η οποία είναι η επικρατούσα στην κλαστική ακολουθία, αναπτύσσεται κυρίως στα κεντρικά τμήματα της ζώνης και αποτελείται από λεπτοστρωματώδεις μαύρους αργίλους και πηλίτες με ενδιαστρώσεις ψαμμιτών. Η ανώτερη ενότητα εμφανίζεται κυρίως στα ανατολικά και χαρακτηρίζεται από μια μονότονη εναλλαγή λεπτοστρωματωδών αργίλων, πηλιτών και ψαμμιτών. Τόσο η ηλικία αλλά και το πάχος του σχηματισμού μεταβάλλεται εγκάρσια και κατά μήκος της ζώνης. Γενικά η απόθεση αρχίζει στο όριο Κρητιδικού Παλαιοκαίνου και σταματά κατά το Ολιγόκαινο. Το πάχος του σχηματισμού κυμαίνεται από λίγες δεκάδες μέτρα στα δυτικότερα τμήματα της ζώνης έως 3-4 km στα ανατολικά. Παλαιογεωγραφία Σε σχέση με τον ευρύτερο παλαιογεωγραφικό χώρο των Εξωτερικών Ελληνίδων η λεκάνη ιζηματογένεσης της Ζώνης Πίνδου τοποθετείται κατά μήκος του ανατολικού παθητικού περιθωρίου της Απούλιας μικροπλάκας (Εικ. 15). Το αρχικό στάδιο τόσο της απολέπτυνσης του περιθωρίου όσο και της διάνοιξης της Πινδικής λεκάνης έλαβε χώρα από το τέλος του Περμίου έως το Μέσο Τριαδικό με αποτέλεσμα να έχει διαμορφωθεί μια στενή λεκάνη ιζηματογένεσης περίπου στο Άνω Τριαδικό. Από το Άνω Τριαδικό και καθ όλη τη διάρκεια του Ιουρασικού γίνεται συνεχής απολέπτυνση του περιθωρίου με αποτέλεσμα να σχηματιστεί, όπως μαρτυρούν και η μεγάλου πάχους αποθέσεις κερατολίθων, μία βαθιά και ευρεία λεκάνη ιζηματογένεσης. Εμφανίσεις του προ- Αλπικού υποβάθρου της λεκάνης δεν έχουν βρεθεί έως σήμερα. Ωστόσο έχουν δοθεί κατά καιρούς διάφορες ερμηνείες για τη φύση και τα χαρακτηριστικά αυτού. Κατά την επικρατούσα άποψη η Εικ. 15. Ο παλαιογεωγραφικός χώρος απόθεσης των ιζημάτων της ζώνης Πίνδου στη βόρεια (α) και κεντρική Ελλάδα κατά το Μεσοζωικό. Η λεκάνη ιζηματογένεσης της Πινδικής ακολουθίας τοποθετείται στο ανατολικό περιθώριο της Απούλιας μικροηπείρου.(από Robertson et al. 1991, Doutsos et al. 2006) Πινδική λεκάνη μπορεί να χαρακτηριστεί σαν μια ωκεάνια λεκάνη τύπου Ερυθράς Θάλασσας όπου το υπόβαθρο των πετρωμάτων της Πίνδου αποτελούσε ένας μεταβατικού τύπου φλοιός. Ο φλοιός εξελισσόταν προς τα ανατολικά σε ωκεάνιο φλοιό που δομούσε τον "Ωκεανό της Πίνδου" (Εικ. 15). Η δομή του ανατολικού περιθωρίου της ζώνης και η μετάβαση της προς τον "Ωκεανό της Πίνδου" φαίνεται ωστόσο ότι ήταν πολύπλοκη. Λιθολογικές διαφοροποιήσεις της Μεσοζωικής ακολουθίας στις ανατολικές παρυφές της Πινδικής λεκάνης που δείχνουν μεικτούς χαρακτήρες βαθιάς και ρηχής θάλασσας υποδηλώνουν σύμφωνα με νεότερες απόψεις την ύπαρξη μικρών υβωμάτων στις περιοχές αυτές. Η σειρά του Κόζιακα στη δυτική Θεσσαλία αποτελεί μία εξ αυτών των περιπτώσεων και 18

δομείται από Άνω Τριαδικούς ασβεστόλιθους με πυριτόλιθους και παρεμβολές λατυποπαγών ασβεστόλιθων, Ιουρασικούς ωολιθικούς ασβεστόλιθους σε εναλλαγές με σχιστοκερατόλιθους και Κρητιδικούς λατυποπαγείς ασβεστόλιθους (Εικ. 16). Η σειρά είχε ονομαστεί παλαιότερα από τον Aubouin (1959) ως "Υπερπινδική υποζώνη" και αποτελούσε κατά τις παλαιότερες αντιλήψεις την πλευρική μετάβαση της Ζώνης Πίνδου προς την Πελαγονική Ζώνη. Η ύπαρξη υβωμάτων στα ανατολικά περιθώρια της λεκάνης εξηγεί σύμφωνα με πρόσφατες έρευνες τη σημαντική Εικ. 16. Στρωματογραφικές στήλες για τη σειρά του Κόζιακα και του Μέγδοβα διαφοροποίηση της Πινδικής Μεσοζωικής ακολουθίας στην ανατολική Πελοπόννησο (Εικ. 15). Στην περιοχή αυτή οι σχηματισμοί του Τριαδικού απουσιάζουν ενώ ο σχηματισμός Ραδιολαριτών (Ιουρασικό) εμφανίζει πάχος λίγων μέτρων. Στο δυτικό περιθώριο της λεκάνης η Μεσοζωική ακολουθία της Πίνδου εξελισσόταν προς την ανθρακική πλατφόρμα της Ζώνης Τρίπολης. Μεταβατικές σειρές όπως αυτές του Μέγδοβα- Ταυρωπού και του Μαγκάσα που αναπτύχθηκαν στα όρια των λεκανών μαρτυρούν μία σταδιακή εξέλιξη από την μία ζώνη στην άλλη (Εικ. 16, και 17). Οι ενότητες αυτές έχουν τοπική εμφάνιση και σημασία και στρωματογραφικά παρουσιάζουν μεικτά χαρακτηριστικά προς τις δύο γειτονικές ζώνες. Η σειρά του Μέγδοβα-Ταυρωπού εμφανίζεται στην περιοχή Αγ. Βλασίου (Καρπενήσι) και δομείται Εικ. 17. Παλαιογεωγραφικός χώρος στο ανατολικό περιθώριο της Απούλιας κατά το Μεσοζωικού στον όποιο φαίνεται ο χώρος απόθεσης των ιζημάτων της ζώνης Πίνδου. Μια σειρά από εγκάρσια ρήγματα διεύθυνσης Α-Δ διαμόρφωσαν την γεωμετρία της λεκάνης ιζηματογένης. (από Skourlis & Doutsos 2003). από Τριαδικά σπιλιτικά-βασαλτικά ηφαιστειακά πετρώματα, Άνω Τριαδικούς αμμωνιτοφόρους 19

κονδυλώδεις ασβεστόλιθους, Ιουρασικούς νηριτικούς ασβεστόλιθους και Ηωκαινικές φλυσχοειδείς κλαστικές αποθέσεις που επικάθονται ασύμφωνα επί των Μεσοζωικών στρωμάτων. Το συνολικό πάχος της σειράς δεν ξεπερνά τα 150-200m. Η σειρά Μαγκάσα συναντάται στην Κρήτη, Κάρπαθο και Τήλο και συνίσταται από Τριαδικά κλαστικά πετρώματα, Ιουρασικούς παχυστρωματώδεις ασβεστόλιθους και Κρητιδικούς πελαγικούς ασβεστόλιθους. Με εξαίρεση τις διαφοροποιήσεις της Πινδικής Μεσοζωικής ακολουθίας στα περιθώρια της λεκάνης που αναφέρθηκαν παραπάνω καθώς και αυτές στην ανατολική Πελοπόννησο, η διακύμανση στο πάχους της Μεσοζωικής ακολουθίας σε διεύθυνση Α-Δ (εγκάρσια στον άξονα της λεκάνης) είναι αμελητέα και δεν ξεπερνά τα 30-40m. Ως εκ τούτου φαίνεται ότι η μορφολογία του υποβάθρου της λεκάνης σε αυτή την διεύθυνση ήταν ήπια χωρίς ιδιαίτερες εξάρσεις ή ταπεινώσεις. Σε αντίθεση πρόσφατα στοιχεία δείχνουν ότι οι διακυμάνσεις στο πάχους της Μεσοζωικής ακολουθίας κατά μήκος της ζώνης (διεύθυνση περίπου Β-Ν) είναι σημαντικές (Εικ. 18). Ενδεικτικά αναφέρεται ότι το πάχος της Μεσοζωικής ακολουθίας στο Καρπενήσι είναι 1060m ενώ 10 km βορειότερα η ακολουθία Εικ. 18. Τομή παράλληλα στον άξονα της ζώνης Πίνδου στην οποία φαίνονται οι γεωμετρία της λεκάνης ιζηματογένεσης καθώς και οι μεταβολές στα πάχη της Μεσοζωικής ακολουθίας. παρουσιάζει σημαντική απολέπτυνση φτάνοντας περίπου σε υποδιπλάσιο πάχος (515m). Παρόμοιας κλίμακας μεταβολές στο πάχος έχουν εντοπιστεί καθ όλο το μήκος της ζώνης τόσο στην ηπειρωτική Ελλάδα όσο και στην Πελοπόννησο (Εικ. 18). Η διακυμάνσεις αυτές στο πάχος της Μεσοζωικής ακολουθίας αντανακλούν μια σύνθετη μορφολογία του υποβάθρου της Πινδικής λεκάνης κατά μήκος της ζώνης που χαρακτηρίζονταν από αρκετές εξάρσεις και ταπεινώσεις. Οι εξάρσεις και οι αντίστοιχες ταπεινώσεις διαμορφώνονταν από μια ομάδα ρηγμάτων ΑΒΑ-ΔΝΔ διεύθυνσης. Τα ρήγματα αυτά ήταν συν-ιζηματογενή και λειτούργησαν καθ όλη τη διάρκεια του Μεσοζωικού σαν ρήγματα μεταβίβασης (transfer faults) διαχωρίζοντας κατά μήκος του άξονα της λεκάνης περιοχές 20

με διαφορετικό πλάτος (Εικ. 17). Σημαντικότερα από τα ρήγματα αυτά ήταν το ρήγμα το Σπερχειού και το ρήγμα του Κορινθιακού κόλπου (Εικ. 17). Πέραν από τις κατά τόπους μεταβολές στο πάχος τις ακολουθίας που οφείλονται στα ρήγματα μεταβίβασης, συνολικά το μέσο πάχος των Μεσοζωικών πετρωμάτων της ζώνης μειώνεται προς το νότο φτάνοντας από ένα μέσο πάχος 700-800m στη δυτική Ελλάδα σε λιγότερο από 200m στην περιοχή της Κρήτης. Τεκτονική Με την έναρξη των Αλπικών ορογενετικών κινήσεων στα περιθώρια της Απούλιας κατά το Άνω Ηώκαινο, η ακολουθία των πετρωμάτων της Ζώνης Πίνδου άρχισε να αποκολλάται από το υπόβαθρο της, να παραμορφώνεται έντονα και τελικά να επωθείται επί της δυτικότερα ευρισκόμενης Ζώνης Τρίπολης. Το αποτέλεσμα αυτών των κινήσεων ήταν ο σχηματισμός ενός τεκτονικού καλύμματος το οποίο αναφέρεται στην βιβλιογραφία ως Κάλυμμα της Πίνδου (Pindos nappe). Η προς δυσμάς κίνηση του καλύμματος, η οποία υπολογίζεται ότι ξεπερνά τα 80km, πραγματοποιήθηκε επάνω σε μία χαμηλής κλίσης επώθηση την Επώθηση της Πίνδου (Pindos Thrust). Η Επώθηση της Πίνδου εντοπίζεται στη βάση της στρωματογραφικής στήλης της ζώνης μέσα στον σχηματισμό του κλαστικού Τριαδικού ο οποίος λόγω της πλαστικότητας του λειτουργεί ως μια επιφάνεια αποκόλλησης πάνω από την οποία γίνεται η κίνηση του καλύμματος. Η εσωτερική παραμορφωτική δομή του Καλύμματος της Πίνδου χαρακτηρίζεται κυρίως από επωθήσεις με γενική φορά κίνησης προς τα δυτικά. Τα ίχνη των επωθήσεων στο γεωλογικό χάρτη αλλά και η κύρια Επώθηση της Πίνδου διατάσσονται κάθετα στην διεύθυνση κίνησης του καλύμματος και παρουσιάζουν διευθύνσεις που κυμαίνονται από ΒΒΔ-ΝΝΑ έως ΒΒΑ-ΝΝΔ. Κατά μήκος της ζώνης οι επωθήσεις διαγράφουν μια καμπύλη πορεία η οποία εμφανίζεται είτε κοίλη είτε κυρτή προς την προχώρα (προς τα δυτικά) του ορογενούς (Εικ. 19). Σε γεωλογικές τομές εγκάρσιες στην ζώνη φαίνεται ότι οι επωθήσεις αυτές προκαλούν συνεχείς επαναλήψεις της ακολουθίας των Πινδικών πετρωμάτων δημιουργώντας μια χαρακτηριστική δομή επάλληλων τεκτονικών λεπίων. Όλες οι επωθήσεις προς το βάθος συνενώνονται με την Επώθηση της Πίνδου η οποία σύμφωνα με την σύγχρονη ορολογία λειτουργεί ως επώθηση πέλματος. Με βάση τις κατά πλάτος (σε διεύθυνση Α-Δ) διαφοροποιήσεις που παρουσιάζονται στην γεωμετρία των επωθήσεων, το Κάλυμμα της Πίνδου Εικ. 19. Τεκτονικός χάρτης των Εξωτερικών Ελληνίδων στην κεντρική Ελλάδα και Πελοπόννησο στον οποίο φαίνονται τα ίχνη των επωθήσεων και η κύρια Επώθηση της Πίνδου. Π: ζώνη Πίνδου, φ: πινδικός φλύσχης, μ: Μεσοζωικά πετρώματα της ζώνης Πίνδου, Τρ: ζώνη Τρίπολης, Ι: Ιόνια ζώνη, Πα: ζώνη Παρνασού, Μ: μεταμορφωμένες ενότητες των εξωτερικών Ελληνίδων. 21

έχει χωριστεί σε τρία επιμέρους τμήματα, ένα μετωπικό, ένα κεντρικό και ένα οπίσθιο. Το μετωπικό τμήμα παρουσιάζει την εντονότερη παραμόρφωση και χαρακτηρίζεται από ένα πυκνό σύστημα επάλληλων επωθήσεων και λεπίων. Σε κάποιες περιπτώσεις οι επωθήσεις επιδεικνύουν γεωμετρία ράμπας-επιπέδου. Συνέπεια αυτού είναι η δημιουργία μέγα-αντικλίνων και συγκλίνων στη οροφή των επωθήσεων καθώς οι στρωματογραφικοί σχηματισμοί μεταφέρονται πάνω από τα τμήματα με γεωμετρία ράμπας (Εικ. 20). Το κεντρικό τμήμα χαρακτηρίζεται από την ύπαρξη δύο τεκτονικών ορόφων (Εικ. 20 δες λεπτομέρεια). Ο κάτω όροφος δομείται από επάλληλα λοβοειδή ρηξιγενή τεμάχη τα οποία περιορίζονται μεταξύ δύο υπο-οριζόντιων επωθήσεων μία στην οροφή και μία στη βάση τους (Επώθηση της Πίνδου) σχηματίζοντας δομές διδύμου. Ο ανώτερος τεκτονικός όροφος, στον οποίο γενικά απουσιάζουν η μεγάλης κλίμακας επωθήσεις, χαρακτηρίζεται από πτυχές που σχηματίστηκαν ως αποτέλεσμα της δημιουργίας των λοβοειδών τεμαχών στον κατώτερο ορίζοντα. Στο οπίσθιο τμήμα οι επωθητικές επιφάνειες διατάσσονται σε μεγαλύτερες αποστάσεις μεταξύ τους Εικ. 20. Γεωλογικές τομές εγκάρσια στο Κάλυμμα της Πίνδου στη Στερεά Ελλάδα (ΑΑ ) και Πελοπόννησο (ΒΒ ). Η θέση των τομών σημειώνεται στην εικόνα 7. Στο κάτω αριστερό μέρος της εικόνας φαίνονται με μεγαλύτερη λεπτομέρεια επάλληλα λοβοειδή ρηξιγενή τεμάχη τα οποία περιορίζονται μεταξύ δύο υπο-οριζόντιων επωθήσεων μία στην οροφή και μία στη βάση τους (Επώθηση της Πίνδου) σχηματίζοντας δομές διδύμου. Οι ορίζοντες a, b, c & d αντιπροσωπεύουν σχηματισμούς του Τριαδικού, Ιουρασικού, Κρητιδικού και Παλαιογενούς, αντίστοιχα. (από Xypolias & Doutsos 2000, Skoulis & Doutsos 2003, Xypolias & Koukouvelas 2005). και έχουν γενικά ηπιότερες κλίσεις συγκριτικά με τα μετωπικά τμήματα. Οι επωθήσεις του οπίσθιου τμήματος παίζουν σημαντικό ρόλο στην διαμόρφωση του χώρου απόθεσης της συνορογενετικής ακολουθίας του Πινδικού Φλύσχη. Στην κεντρική Ελλάδα ο Πινδικός Φλύσχης αποτίθεται σε μεγάλου πάχους συρόμενες λεκάνες (piggy back basins) που σχηματίζονται στην οροφή των επωθήσεων του οπίσθιου τμήματος. Αντίθετα, στη δυτική Πελοπόννησο οι πολύ ήπιες κλίσεις των επωθήσεων στο οπίσθιο τμήμα, που οφείλονται στην ανύψωση των τεκτονικών παραθύρων, δεν βοηθούν στη διαμόρφωση μεγάλων λεκανών. Πρόσφατες τεκτονικές αναλύσεις που οδήγησαν στο "ξεδίπλωμα" του καλύμματος επί γεωλογικών τομών έδειξαν ότι το ποσό συστολής που απαιτήθηκε για τον σχηματισμό του καλύμματος είναι της τάξεως του 65-80%. Οι συνηθέστερες μεσοσκοπικές δομές που παρατηρούνται σε όλη την έκταση του καλύμματος είναι οι πτυχές. Οι άξονες αυτών διατάσσονται κατά κανόνα παράλληλα προς τις διευθύνσεις των μεγάλων επωθήσεων και πτυχών και κυμαίνονται από ΒΒΑ-ΝΝΔ έως ΒΒΔ-ΝΝΑ (Εικ. 19). Γενικά οι πτυχές είναι όρθιες έως μέτρια κεκλιμένες και έχουν καμπυλόσχημες ή οξύληκτες αρθρώσεις. Η γεωμετρία των πτυχών διαφοροποιείται τοπικά στις παρυφές των τεκτονικών 22

παραθύρων της Πελοποννήσου. Στις θέσεις αυτές οι πτυχές είναι ανακεκλιμένες με αποτέλεσμα τα αξονικά επίπεδα αυτών να κλίνουν είτε ήπια προς την προχώρα είτε ήπια προς την οπισθοχώρα (Εικ. 20). Αρκετές από τις ανακεκλιμένες πτυχές συνδέονται γενετικά με ληστρικά κανονικά ρήγματα υποδηλώνοντας βαρυτικές ολισθήσεις. Γενικά η πυκνότητα εμφάνισης των πτυχών στις μεσοσκοπικές τομές δεν είναι σταθερή. Αυτές αναπτύσσονται κυρίως στους πυρήνες των μέγα-αντικλίνων και συγκλίνων σαν δεύτερης και τρίτης τάξης δομές (για την ταξινόμηση των δομών σε πρώτης, δεύετρης κλπ τάξης δες Τεκτονική Γεωλογία, Κουκουβέλας 1998). Σημαντικό ρόλο επίσης παίζει η πλαστικότητα και το πάχος των στρωμάτων. Έτσι την εντονότερη πτύχωση εμφανίζουν συνήθως τα στρώματα των ραδιολαριτών και πηλιτών του Ιουρασικού που λειτουργούν ως ένας ιδιαίτερα πλαστικός ορίζοντας, γεγονός που σχετίζεται πολλές φορές με δυσαρμονική τεκτονική ή αποκολλήσεις. Η ασυμμετρία των πτυχών στην πλειονότητα των περιπτώσεων δείχνει κίνηση προς τα δυτικά όμοια με αυτή των μεγασκοπικών τεκτονικών δομών. Μεσοσκοπικής κλίμακας ρήγματα που συνδέονται με την προοδευτική παραμόρφωση του καλύμματος είναι λιγότερο συχνά και εμφανίζονται συνήθως ως: (α) επωθήσεις παράλληλες ή σχεδόν παράλληλες προς την στρώση, (β) συζυγείς ρηξιγενείς επιφάνειες ανάστροφου χαρακτήρα και (γ) ως χαμηλής κλίσεως ρηξιγενείς επιφάνειες. Η πρώτη ομάδα δομών παρατηρείται σε στρώματα που κλίνουν περισσότερο των 15 ο έως 20 ο και συνοδεύονται από μικρές δομές διδύμων των οποίων οι επωθητικές επιφάνειες πέλματος και οροφής διατάσσονται παράλληλα στην στρώση. Οι συζυγείς ρηξιγενείς επιφάνειες αναπτύσσονται σε περιπτώσεις όπου τα στρώματα έχουν μεγάλες κλίσεις (>50 ο ) και τροποποιούν συνήθως το σχήμα κλειστών και όρθιων πτυχών (Εικ. 20). Τα ρήγματα αυτά έχουν μέτριες έως έντονες κλίσεις και διευθύνσεις παράλληλες ή σε μικρή γωνία προς την διεύθυνση των μεγαδομών. Τα χαμηλής κλίσεως ρήγματα παρατηρούνται σε θέσεις όπου τα στρώματα εμφανίζονται με αρκετά μεγάλες κλίσεις (>60 ο ). Στις περισσότερες περιπτώσεις οι επιφάνειες αυτές τέμνουν τα κοντά σκέλη αντεστραμένων πτυχών. Από τα παραπάνω είναι σαφές ότι στη μεγαλύτερη έκταση του το Κάλυμμα της Πίνδου Εικ. 20. Στερεοδιάγραμμα και δίκτυα πτυχών στα οποία δίνεται η γεωμετρία των πτυχών στο Κάλυμμα της Πίνδου στο ανατολικό περιθώριο των τεκτονικών παραθύρων της Πελοποννήσου (από Xypolias & Doutsos 2000). χαρακτηρίζεται από ασύμμετρες μεγα- και μεσοσκοπικές τεκτονικές δομές που επιδεικνύουν κίνηση προς τα δυτικά. Ωστόσο, πρόσφατες εργασίες έδειξαν ότι σε ορισμένες περιοχές παρατηρούνται διαφοροποιήσεις από την γενική φορά κίνησης του καλύμματος. Οι περιοχές αυτές εντοπίζονται κυρίως στα ανατολικότερα τμήματα του καλύμματος. Ενδεικτική είναι η περιοχή της ανατολικής Πελοποννήσου όπου έχουν περιγραφεί έντονα ασύμμετρες μεγα- και μεσοσκοπικές πτυχές που επιδεικνύουν κίνηση κυρίως προς τα ανατολικά (Εικ. 20). 23

Εικ. 21. Κατακεκλιμένη πτυχή στους ασβεστόλιθους της ζώνης Πίνδου στην περιοχή του Άργους. Οι πτυχές αυτές αναπτύσσονται στα τελικά στάδια παραμόρφωσης του καλύμματος και υπερτίθενται σε προυπάρχουσες τεκτονικές δομές που υποστηρίζουν κίνηση προς τα δυτικά. Αντίστοιχες τεκτονικές κινήσεις αλλά σε μικρότερη κλίμακα παρατηρούνται στην οροσειρά του Κόζιακα. Στην περιοχή αυτή επωθήσεις που κλίνουν προς τα δυτικά φέρνουν την Μεσοζωική σειρά του Κόζιακα επάνω στο οφειολιθικό σύμπλεγμα που εντοπίζεται στη ραφή των Εξωτερικών με τις Εσωτερικές Ελληνίδες. 24

Πλακώδεις ασβεστόλιθοι- Φυλλιτική Σειρά Από τις σημαντικότερες δομές για την κατανόηση της δομής της Πελοποννήσου είναι τα τεκτονικά παράθυρα του Ταύγετου, του Πάρνωνα και του Χελμού (Εικ. 22). Σ αυτές διακρίνονται, από τα βαθύτερα δομικά επίπεδα των Εξωτερικών Ελληνίδων που περιλαμβάνουν τις ακόλουθες τεκτονοστρωματογραφικές ενότητες: Σειρά των Πλακωδών Ασβεστολίθων, Φυλλιτική-Χαλαζιτική Σειρά. Αυτές συνίστανται από μεταμορφωμένα πετρώματα Το παράθυρο του Χελμού, το οποίο αποτελεί μια επιμήκη δομή ΒΒΔ-ΝΝΑ διεύθυνσης με πλάτος περίπου 15 km και μήκος 60km. Στο βορειότερο και νοτιότερο τμήμα του τεκτονικού παραθύρου, κοντά στις περιοχές του Φενεού και Άργους αντίστοιχα, εμφανίζονται στον πυρήνα της δομής τα πετρώματα της Φυλλιτικής- Χαλαζιτικής Σειράς. 25

Η Σειρά των Πλακωδών Ασβεστολίθων Οι Πλακώδεις Ασβεστόλιθοι (Εικ. 22) υπόκεινται τεκτονικά της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής Σειράς και αποτελούν την βαθύτερη γνωστή τεκτονοστρωματογραφική ενότητα των Εξωτερικών Ελληνίδων στην Πελοπόννησο και Κρήτη. Τα ανθρακικά μέλη της σειράς των Πλακωδών Ασβεστολίθων συνίστανται από μια νηριτική ακολουθία Άνω-Τριαδικής ηλικίας η οποία εξελίσσεται προς τα πάνω σε μια ακολουθία ημιπελαγικών ανθρακικών πετρωμάτων του Ιουρασικού έως Ανώτερου Ηωκαίνου. Σε συμφωνία επάνω στα Μεσοζωικά πετρώματα αναπτύσσεται μικρού πάχους φλυσχική ακολουθία Κάτω-Ολιγοκαινικής ηλικίας. Στην περιοχή του Ταΰγετου παρατηρείται επίσης μια Πέρμο-Τριαδική ενότητα πετρωμάτων γνωστή σαν Φυλλίτες της Καστανιάς που υπόκεινται στρωματογραφικά των Μεσοζωικών ανθρακικών σχηματισμών. Η δυναμική ανακρυστάλλωση του χαλαζία και η συντεκτονική ανάπτυξη των χλωριτοειδών στα ανθρακικά μέλη των Πλακωδών Ασβεστολίθων της περιοχής του Ταυγέτου δείχνουν συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας στο όριο περίπου Αγχιζώνης/Επιζώνης. Ωστόσο η ύπαρξη Fe-Mg καρφόλιθου σε συνδυασμό με την ορυκτολογική παραγένεση καρφόλιθος + χλωρίτης + πυροφυλλίτης + χαλαζίας μέσα στους Φυλλίτες της Καστανιάς υποδεικνύουν μεταμόρφωση σε συνθήκες υψηλών πιέσεων/χαμηλών θερμοκρασιών (HP/LT), με πιέσεις από 7 έως 8.5 kbar και θερμοκρασίες 310-360 ο C. Ανατολικότερα στην περιοχή του Πάρνωνα (Εικ. 22) έχει παρατηρηθεί μια γενική αύξηση του βαθμού μεταμόρφωσης στα ανθρακικά πετρώματα της σειράς. Αυτά χαρακτηρίζονται από πιέσεις που κυμαίνονται από 2 έως 5 kbar και θερμοκρασίες από 450 έως 480 ο C. Όσον αφορά την παλαιογεωγραφική θέση που καταλάμβανε ο πρωτόλιθος της Σειράς των Πλακωδών Ασβεστολίθων διακρίνονται δυο κύριες απόψεις. Ορισμένοι ερευνητές θεωρούν ότι η Σειρά των Πλακωδών Ασβεστολίθων αποτελεί την ανατολικότερη προέκταση της Ιονίου Ζώνης ή αλλιώς τα εσωτερικότερα τμήματα αυτής (Bonneau 1973, Bassias & Thiebault 1985), ενώ άλλοι ερευνητές υποστηρίζουν ότι η Σειρά αυτή καταλάμβανε πιο εξωτερικά τμήματα της Απούλιας μεταξύ Ιόνιας και Προ-Απούλιας Ζώνης (Jacobshagen 1986). Επίσης έχει διατυπωθεί η άποψη ότι ο πρωτόλιθος των Φυλλιτών της Καστανιάς αποτελούσε το πλευρικό ισοδύναμο του ανατολικότερα ευρισκόμενου πρωτολίθου της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής Σειράς (Jacobshagen 1994). Από την στρωματογραφική διάρθρωση της ζώνης προκύπτει μία ομοιότητα με την Ιόνια ζώνη, αλλά και δυο σημαντικές διαφορές επειδή στην πρώτη αναπτύσσεται το Ammonitico Rosso και ο φλύσχης. Παίρνοντας υπόψη την απουσία σημαντικού πάχους φλύσχη στους πλακώδεις ασβεστόλιθους πολλοί ερευνητές σύγκριναν την ζώνη αυτή με την Προαπούλια και τη θεώρησαν ως το αυτόχθονο υπόβαθρο της Πελοποννήσου. Άλλοι ερευνητές θεωρούν τους πλακώδεις ασβεστόλιθους ως μία ξεχωριστή ζώνη και την τοποθετούν παλαιογεωγραφικά μεταξύ της Προαπούλιας και της Ιόνιας ζώνης. Η τεκτονική δομή των πλακωδών ασβεστόλιθων χαρακτηρίζεται από μία πολυφασική τεκτονική συστολής με επωθήσεις, μεγάλης κλίμακας αναστροφές κινήσεις και σχηματισμό τεκτονικών καλυμμάτων (Εικ. 23). Παρατηρήθηκαν κατακεκλιμένες πτυχές με άξονες πτυχών Β-Ν 26

και Α-Δ. Οι Πλακώδεις ασβεστόλιθοι χαρακτηρίζονται από μία πολύ χαμηλού βαθμού μεταμόρφωση με δυναμική ανακρυστάλλωση χαλαζία και συνκινηματικό σχηματισμό χλωριτοειδών η οποία μειώνεται από την Ανατολή προς την Δύση. Τη μεταμόρφωση αυτή ακολούθησε μία ανάδρομη μεταμόρφωση όπως φαίνεται από τη μελέτη των ορυκτών της διαγένεσης. Εικ. 23 Γεωλογικές τομές στην Πελοπόννησο που δείχνουν την δομή των Πλακωδών ασβεστόλιθων που συνίστανται από πτυχές, επωθήσεις, καλύμματα. Η φυλλιτική σειρά Η φυλλιτική σειρά βρίσκεται τεκτονικά πάνω από τους Πλακώδεις ασβεστόλιθους και εμφανίζεται στα παράθυρα του Φενεού, Ταϋγέτου και του Πάρνωνα και αποτελείται από δύο επιμέρους ενότητες (Εικ. 22): (1) τους πραγματικούς φυλλίτες και τα (2) στρώματα του Τυρού. 1. Οι πραγματικοί φυλλίτες αποτελούνται από φυλλίτες και χαλαζίτες που προέρχονται, από τη μεταμόρφωση μιας κλαστικής σειράς στην οποία παρεμβάλλονται σπάνια βασικές ηφαιστειακές διεισδύσεις. Περιγράφηκαν μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι με διάφορες παραγενέσεις όπως σιδηρούχος γλαυκοφανής + χλωριτοειδές + γρανάτης + χλωρίτης + χαλαζίας ή άλλες παραγενέσεις όπως βιοτίτης, ακτινόλιθος-τρεμολίτης, λαυσωνίτης, πουμπελίτης κλπ. Με βάση τις παραγενέσεις αυτές προσδιορίστηκαν θερμοκρασίες σχηματισμού των φυλλιτών μεταξύ 350 ο - 400 C και πιέσεις μεγαλύτερες των 7 kbar. 2. Τα στρώματα του Τυρού βρίσκονται τεκτονικά πάνω από τους πραγματικούς φυλλίτες ή κατευθείαν τεκτονικά πάνω από τους Πλακώδεις ασβεστολίθους. Διακρίθηκε αναλόγως της λιθολογίας μία κλαστική σειρά του Νεο-Παλαιοζωϊκού από μια ηφαιστειογενή σειρά του Τριαδικού (Εικ. 24). Η κλαστική σειρά αποτελείται από αργιλικούς σχιστόλιθους, φυλλίτες, ψαμμίτες, κροκαλοπαγή με γύψους και γραφιτικούς σχιστόλιθους σε εναλλαγές με ασβεστιτικά πετρώματα. Πολλά απολιθώματα που βρέθηκαν στα στρώματα Τυρού έχουν Κάτω Τριαδική ηλικία. 27

Η επόμενη ακολουθία αρχίζει με ένα στρωματογραφικό κενό και ηφαιστειακές διεισδύσεις σ' αυτήν βρέθηκαν απολιθώματα του Καρνίου και Νόριου. Η ανεύρεση των απολιθωμάτων αυτών ήταν αποφασιστικής σημασίας για τον χαρακτηρισμό της επαφής της σειράς αυτής με την υπερκείμενη ζώνη Γαβρόβου- Τριπόλεως. Επειδή η επαφή των δύο ενοτήτων εμφανίζεται σχεδόν πάντα ισχυρά τεκτονισμένη γι' αυτό παλαιότερα είχε θεωρηθεί ότι οι δυο ενότητες είχαν σχηματιστεί σε διαφορετικούς παλαιογεωγραφικούς χώρους και ήλθαν η μία πάνω στην άλλη κατά τη διάρκεια μιας καλυμματικής τεκτονικής. Με την ανακάλυψη όμως των απολιθωμάτων του Άνω Τριαδικού στα στρώματα του Τυρού φαίνεται ότι οι ασβεστόλιθοι του Άνω Τριαδικού της ζώνης Γαβρόβου 28

Τριπόλεως αποτέθηκαν χωρίς να μεσολαβήσει στρωματογραφικό κενό επί των στρωμάτων του Τύρου. Η τεκτονισμένη ζώνη που παρατηρήθηκε μεταξύ των δυο ενοτήτων σχηματίστηκε λόγω διαφοράς πλαστικότητας των δύο ζωνών μετά την απόθεση των δύο ενοτήτων και κατά την Αλπική πτύχωση. Εικ. 25. Παραμόρφωση σε φυλλίτες της Κρήτης, όπου φαίνονται ισοκλινείς πτυχές, διατμητική ολίσθηση και ανάπτυξη μυλωνιτών (από Hatzaras et al. 2006). Γενικώς η διάκριση μεταξύ των δύο ενοτήτων της φυλλιτικής σειράς και των στρωμάτων Τυρού είναι στην ύπαιθρο αρκετά δύσκολη. Χαρακτηριστικά είναι τα κιτρινοπράσινα και κόκκινα στρώματα των στρωμάτων του Τυρού σε αντίθεση με τα σκοτεινότερα χρώματα των πραγματικών φυλλιτών. Επίσης τα στρώματα του Τυρού είναι πιο πλούσια σε χαλαζία έναντι των πραγματικών φυλλιτών που είναι πιο πλούσιοι σε μάρμαρα. Μεταξύ των δύο ενοτήτων υπάρχει μεταμορφικό κενό. Χαρακτηριστικό της παραμόρφωσης της φυλλιτικής σειράς είναι η έντονη ισοκλινής πτύχωση καθώς και η ισχυρή διατμητική ολίσθηση επί των στρώσεων και η ανάπτυξη μυλωνιτών (Εικ. 25). Τα παραπάνω στρωματογραφικά και τεκτονικά στοιχεία χρησιμοποιήθηκαν για να 29

προταθεί ένα μοντέλο λιθοσφαιρικών πλακών κατά το οποίο συνέβη ενδοφλοιϊκή καταβύθιση. Οι πλακώδεις ασβεστόλιθοι μαζί με τους πραγματικούς φυλλίτες συμπεριλήφθηκαν σε μία τύπου Α- καταβύθιση ενώ τα στρώματα του Τυρού παρέμειναν στην οροφή της ενδοφλοιϊκής επώθησης (Εικ. 26). Σε μία δεύτερη φάση οι πραγματικοί φυλλίτες επωθούνται πάνω στους πλακώδεις ασβεστόλιθους και σχηματίζεται μία πυκνή δέσμη από χαμηλής κλίσεως επωθήσεις. Η βάση αυτών των επωθήσεων καμπυλώνεται και αποτελεί πλέον την προχώρα του ορογενούς. Σε μία τρίτη φάση ο πεπαχυσμένος και συμπαγοποιημένος φλοιός αντιδρά στην ορογενετική συμπίεση με το σχηματισμό τεκτονικών λεπιών. Η όλη ορογενετική διαδικασία πρέπει να συντελέστηκε μεταξύ των ορίων Ολιγόκαινου/ Μειόκαινου και το Άνω Μειόκαινο (Εικ. 26). Αυτό προκύπτει από ραδιογεωχρονολογήσεις φυλλόμορφων ορυκτών στους πραγματικούς φυλλίτες και από το γεγονός ότι ιζήματα του Άνω Μειοκαίνου αποτίθονται ασύμφωνα επί του πτυχωμένου υποβάθρου (δες π.χ. εικόνα από Κύθηρα στο βιβλίο Γεωλογία: Αρχές και εφαρμογές, Δούτσος 2000). Εικ. 26 Τεκτνική εξέλιξη της φυλλιτικής σειράς και των εξωτερικών Ελληνίδων στην Κρήτη (από Hatzaras et al. 2006). Παλαιογεωγραφία Σχετικά με την παλαιογεωγραφική θέση που κατείχε ο πρωτόλιθος των πετρωμάτων της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής Σειράς, έχουν προταθεί τα τελευταία τριάντα χρόνια διάφορες πιθανές ερμηνείες. Η ηλίκια του σχηματισμού, με βάση υπολείμματα απολιθωμάτων που βρέθηκαν σε σχιστολιθικά πετρώματα της σειράς στην Πελοπόννησο και Κρήτη (π.χ. Papastamatiou & Reichel 1956, Karakitsios 1979, Krahl et al. 1983) θεωρείται ότι είναι Περμο-Τριαδική. Το υπόβαθρο της αύλακας αυτής ήταν ωκεάνιας σύστασης φλοιός και καταλάμβανε τον παλαιογεωγραφικό χώρο μεταξύ Ιόνιας Ζώνης και Ζώνης Τρίπολης (Wunderlich 1973, Kopp & Ott 1977). Κατά άλλους ερευνητές ο πρωτόλιθος της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής Σειράς αποτελούσε μαζί με τον υπερκείμενο 30

σχηματισμό των Στρωμάτων Τυρού το υπόβαθρο της Μεσοζωικής ανθρακικής πλατφόρμας της Ζώνης Τρίπολης (Theodoropoulos 1974, Thorbecke 1974, Thiebault 1975, Bonneau & Karakitsios 1979) ή σύμφωνα με μια άλλη παρεμφερή άποψη το υπόβαθρο της Ιόνιας Ζώνης και των εξωτερικών τμημάτων της Ζώνης Τρίπολης (π.χ. Bizon et al. 1976). Νεότερες απόψεις θεωρούν (Krahl et al. 1983, Kozur & Krahl 1984, Jacobshagen 1994) ότι ο πρωτόλιθος της Φυλλιτικής- Χαλαζιτικής Σειράς αποτελούσε μια Περμο-Τριαδική ταφρογενή ακολουθία (rift sequence). Η ταφρογενής λεκάνη στην οποία αποτέθηκαν οι φυλλίτες και οι χαλαζίτες σχηματίστηκε εντός της Απούλιας μικροπλάκας περίπου στο τέλος του Λιθανθρακοφόρου και η προοδευτική διεύρυνση της συνδυαζόταν με την έκχυση αλκαλικών βασαλτών (Seidel et al. 1982). Παλαιογεωγραφικά η λεκάνη βρισκόταν δυτικότερα ή/και στις πιο εξωτερικές θέσεις του χώρο στον οποίο αποτέθηκε στην συνέχεια η ανθρακική ακολουθία της Ζώνης Τρίπολης. Στην περίπτωση αυτή ο πρωτολιθικός σχηματισμός της Σειράς μετέβαινε πλευρικά και προς τα ανατολικά στα Στρώματα Τυρού πάνω στα οποία αναπτύχθηκε τελικά η ανθρακική ακολουθία της Ζώνης Τρίπολης. Ζώνη Παρνασσού Η ζώνη Παρνασσού-Γκιόνας θεωρήθηκε λόγω της νηριτικής της ιζηματογένεσης καθ όλη τη διάρκεια του Μεσοζωϊκού ως ύβωμα που παρεμβαλλόταν μεταξύ της Υποπελαγονικής ζώνης και της Πινδικής αύλακας. Και προς τις δύο ζώνες έχουν εντοπιστεί στη ζώνη αυτή μεταβάσεις με λιθολογικούς τύπους που προσομοιάζουν είτε στην Υποπελαγονική είτε στην ζώνη Πίνδου (Εικ. 17). Το Άνω-Τριαδικό αντιπροσωπεύεται από εναλλαγές ταινιωτών λευκών δολομιτών και 31

δολομιτικών ασβεστόλιθων, που εξελίσσονται προς τα πάνω σε παχυστρωματώδεις ασβεστόλιθους με φύκη (Εικ. 27 και 28). Ακολουθούν Ιουρασικής ηλικίας σκοτεινόχρωμοι βιτουμενιούχοι ασβεστόλιθοι οι οποίοι εξελίσσονται σε ωολιθικούς. Από πάνω βρίσκονται βωξίτες διασπορικού τύπου. Στη συνεχεία αποτέθηκαν σκοτεινόχρωμοι παχυστρωματώδεις ασβεστόλιθοι και μετά ο δεύτερος βωξιτικός ορίζοντας που είναι βαιμιτικού τύπου. Κατά τη διάρκεια του Τιθωνίου- Κατώτερου Κρητιδικού αποτίθενται οι «ενδιάμεσοι ασβεστόλιθοι» που είναι λευκοί έως τεφροί συμπαγείς ασβεστόλιθοι. Πάνω σ' αυτούς αναπτύσσεται ο τρίτος βωξιτικός ορίζοντας, ο οποίος καλύπτεται από μαύρους ρουδιστοφόρους ασβεστόλιθους του Τουρωνίου. Στη συνέχεια και ως το τέλος του Ηωκαίνου αποτίθεται ο φλύσχης από εναλλασσόμενα στρώματα μάργων και ψαμμιτών, πάχους έως 1500μ. Αν και γενικώς ο φλύσχης αποτίθεται ομοφώνως επί των Κρητιδικών ασβεστόλιθων παρατηρήθηκαν κατά τόπους και γωνιώδεις ασυμφωνίες. Συνοψίζοντας τα στρωματογραφία χαρακτηριστικά της ζώνης, διακρίνουμε μία νηριτική ασβεστιτική ιζηματογένεση καθ όλη τη διάρκεια τον Μεσοζωικού που διακόπηκε τρεις φορές από μικρές περιόδους χέρσευσης κατά τις οποίες αποτέθηκαν οι βωξίτες. Εικ. 28. Απλοποιημένος γεωλογικός χάρτης και οι λιθοστρωματογραφικές τομές για την ενότητα Παρνασσού και τις παρακείμενες μεταβατικές υποζώνες της (από Fleury 1980). 32

Τα παραπάνω κατατάσσουν την ζώνη αυτή στις εξωτερικές Ελληνίδες ενώ σε αντίθεση το σταμάτημα της ιζηματογένεσης του φλύσχη το Άνω Ηώκαινο δείχνει, επηρεασμό της ζώνης από τα ορογενετικά φαινόμενα των εσωτερικών Ελληνίδων. Σύμφωνα με τις νέες αντιλήψεις περί λιθοσφαιρικών πλακών η ζώνη Παρνασσού- Γκιόνας αποτελούσε μία μικροήπειρο μέσα στη Νέο- Τηθύ θάλασσα μεταξύ του παθητικού περιθωρίου της Πίνδου και της Πελαγονικής ζώνης (Εικ. 29). Χαρακτηριστικό της τεκτονικής δομής της ζώνης είναι τα μεγάλα ανοικτά, ΒΒΔδιευθύνσεως αντίκλινα (Εικ. 30). Από τα ανατολικά η ζώνη επωθείται από τις ζώνες της Βοιωτίας η της Υποπελαγονικής ενώ προς τα δυτικά η ζώνη αυτή επωθείται επί της ζώνης της Πίνδου. 33

Μοντέλο ορογένεσης των Εξωτερικών Ελληνίδων Το Ορογενετικό μοντέλο των Εξωτερικών Ελληνίδων Περίληψη: Οι Εξωτερικές Ελληνίδες περιλαμβάνουν ανθρακικά και κλαστικά πετρώματα. Οι εξωτερικές Ελληνίδες συγκροτήθηκαν κατά την σύγκλιση της Απούλιας και της Πελαγονικής πλάκας που σύμφωνα με το μοντέλο του αμφίπλευρου ορογενούς ονομάζονται «προ-» και «οπισθο-» λιθόσφαιρες αντίστοιχα. Το μοντέλο «του αμφίπλευρου ορογενούς» προτείνεται ως νέο για τον Ελληνικό χώρο για να επεξηγήσει: (1) τις μεγάλης κλίμακας και προς την οπισθοχώρα επωθήσεις κυρίως στις περιοχές της Μεσοελληνικής Αύλακας, του Μουζακίου και της περιοχής του Άργους, (2) του πάχους του φλοιού με βάση τα στοιχεία για το βάθος της Moho στις Εξωτερικές Ελληνίδες. Τα τεκτονικά και στρωματογραφικά στοιχεία που χρησιμοποιήθηκαν για την προσαρμογή του μοντέλου του αμφίπλευρου ορογενούς στις Εξωτερικές Ελληνίδες όπως φαίνεται επεξηγούν σε ικανοποιητικό βαθμό το μοντέλο σε τρεις περιοχές στην περιοχή της Ηπείρου, την περιοχή της Στερεάς Ελλάδος και την Πελοπόννησο. Το μοντέλο του αμφίπλευρου ορογενούς διαφέρει από τα κλασσικά μοντέλα που προβλέπουν την προς τα Δυτικά κίνηση των πετρωμάτων και τονίζει και την προς τα ανατολικά κίνησή τους κατά τη διάρκεια της σύγκλισης και της ορογένεσης. Το μοντέλο που προτείνεται είναι δύο-διαστάσεων και περιλαμβάνει τρεις τεκτονικές επαρχίες που ονομάζονται: (1) επαρχία προσαύξησης προχώρας, (2) επαρχία ανύψωσης και (3) επαρχία προσαύξησης οπισθοχώρας. Οι επαρχίες (1) και (3) έχουν γεωμετρία πρίσματος και η επαρχία (2) τραπεζοειδή γεωμετρία. Τρεις ισοπικές ζώνες συμπεριλαμβάνονται στο πρίσμα προσαύξησης προχώρας οι ζώνες Πίνδου, Γαβρόβου-Τριπόλεως και Ιονίου. Η επαρχία ανύψωσης στα βόρεια (Ήπειρος) περιλαμβάνει τα ανθρακικά πετρώματα της ζώνης της Πίνδου και τους οφιολίθους του ωκεανού της Πίνδου, στην κεντρική Ελλάδα τη ζώνη Παρνασσού και στην Πελοπόννησο τη ζώνη των μεταμορφωμένων πετρωμάτων. Στη τεκτονική επαρχία της προσαύξησης οπισθοχώρας περιλαμβάνεται η Μέσοελληνική Αύλακα και η περιοχή του Άργους. Τα γεωλογικά δεδομένα των Εξωτερικών Ελληνίδων Για να συντεθεί ένα ορογενετικό μοντέλο σε περιοχές παθητικών περιθωρίων είναι αναγκαία η χρήση των τεκτονικών στοιχείων μιας περιοχής σε συνδυασμό με στρωματογραφικά δεδομένα όπως αυτά αναλύθηκαν στα προηγούμενα κεφάλαια. Στον Ελληνικό χώρο η διαδικασία της ορογένεσης (σύγκλιση και σύγκρουση) έγινε μεταξύ πλακών με σύνθετη παλαιογεωγραφική διάρθρωση επειδή συμπεριέλαβε μια σειρά μικροπλακών. Αποτέλεσμα αυτής της παλαιογεωγραφίας ήταν μια ομάδα μικροπλακών που βρισκόταν μέσα στον ωκεανό της Τυθήος να καθορίζουν τη σύγκλιση της Ευρασιάς με την Αφρική τόσο στον 33

Μοντέλο ορογένεσης των Εξωτερικών Ελληνίδων Ελληνικό χώρο όσο και ευρύτερα στην Ανατολική Μεσόγειο θάλασσα (Εικ. 31). Όπως έχει περιγραφεί σε προηγούμενα κεφάλαια (δες Ισοπική Ζώνη Πίνδου) ο ωκεάνιος φλοιός της Πίνδου συμπεριλήφθηκε σε διεργασία καταβύθισης από τις αρχές του Τριτογενούς (Smith et al. 1979; Robertson et al. 1991). Αυτή η διεργασία της σύγκλισης είχε σαν αποτέλεσμα τη σύγκρουση των μικροπλακών της Απούλιας και της Πελαγονική (Mountrakis 1986; Robertson et al. 1991; Doutsos et al. 1993). Τα υπολείμματα αυτού του ωκεάνιου φλοιού αντιστοιχούν στα οφιολιθικά πετρώματα κατά μήκος των Ελληνίδων (Εικ. 32) και τα οποία με βάση την κατανομή τους οριοθετούν μια «ουλή» όπου οι πλάκες Απούλια και Πελαγονική συγκρούστηκαν. Αυτό το όριο πρακτικά αναγνωρίζεται ως και το όριο μεταξύ των Εξωτερικών με τις Εσωτερικές Ελληνίδες (δες και κεφάλαιο Ωκεανός της Πίνδου). Εικ. 31. Παλαιογεωγραφία των Ελληνίδων κατά το Ηώκαινο. Το ανατολικό όριο (με βάση τις σημερινές συντεταγμένες) της Απουλίας μικροπλάκας αντιστοιχεί σε ένα παθητικό ηπειρωτικό περιθώριο (δηλ. περιοχή ανθρακικής ιζηματογένεσης), το οποίο αποτελούσαν κατά το Ανώτερο Ιουρασικό μια σειρά ισοπικών ζωνών δηλαδή διακριτών παλαιογεωγραφικών χώρων που απαρτίζουν τις Εξωτερικές Ελληνίδες. Μια σειρά επιστημόνων έχουν εργασθεί για την κατανόηση της γεωλογίας της περιοχής αυτής ανάμεσα στους οποίους ως πρωτεργάτες διακρίνονται οι Brunn (1956), Aubouin (1959) και Bernoulli & Laubscher (1972). Συνοψίζοντας τα προαναφερθέντα στα κεφάλαια για τις εξωτερικές Ελληνίδες το ηπειρωτικό περιθώριο περιλάμβανε δύο αβαθείς περιοχές ανθρακικής ιζηματογένεσης τις ζώνες Γαβρόβου-Τριπόλεως και προ-απούλια. Ανάμεσα σε αυτές τις ζώνες παρεμβαλλόταν η βαθιά αύλακα της Ιονίας ζώνης, περιοχής συσσώρευσης εβαποριτών, κερατόλιθων και ασβεστόλιθων (Karakitsios 1995). Το ανατολικό περιθώριο της ζώνης Τριπόλεως εξελίχθηκε σταδιακά στη ζώνη της Πίνδου που παλαιογεωγραφικά αποτέλεσε μια λεκάνη συσσώρευσης ασβεστολίθων βαθιάς θάλασσας, πυριτικής σύστασης κλαστικά και πυριτικά πετρώματα (Smith et al. 1979; Pe-Piper & Piper 1991; Robertson et al. 1991; Pe-Piper & Koukouvelas 1992). Η Μεσοζωικής ηλικίας ιζηματογενής 34

Μοντέλο ορογένεσης των Εξωτερικών Ελληνίδων ακολουθία της Πίνδου συσσωρεύθηκε σε μεταβατικού τύπου φλοιό ο οποίος στα ανατολικά είχε ωκεάνια σύσταση «ωκεανός της Πίνδου» (Degnan & Robertson 1998; Pe-Piper & Piper 2002). Τεκτονικά υποκείμενες κάτω από την ζώνη Γαβρόβου-Τριπόλεως βρίσκονται δύο μεταμορφικές ενότητες γνωστές και ως ενότητες Φυλλιτών-Χαλαζιτών και Πλακωδών ασβεστόλιθων (δες και το αντίστοιχο κεφάλαιο Πλακώδεις Ασβαστόλιθοι- Φυλλιτική Σειρά) (Bonneau 1973; Εικ. 22 και εικόνα 26). Οι ενότητες Φυλλιτών- Χαλαζιτών βρίσκονται σε τεκτονική επαφή με τους Πλακώδεις ασβεστόλιθους και οι δύο αυτές ενότητες χαρακτηρίζουν την HP-ζώνη των Εξωτερικών Ελληνίδων τόσο στην περιοχή της Πελοποννήσου όσο και της Κρήτης (Εικ. 26). Η τεκτονική εξέλιξη των μεταμορφωμένων πετρωμάτων των Εξωτερικών Ελληνίδων άρχισε το Ολιγόκαινο και περιέλαβε μια ενδο-ηπειρωτική καταβύθιση των πετρωμάτων που αποτέλεσαν την ενότητα των Φυλλιτών-Χαλαζιτών κάτω από την ζώνη Γαβρόβου-Τριπόλεως (Xypolias & Doutsos 2000; Kokkalas & Doutsos 2004). Εικ. 32. Χάρτης των ισοπικών ζωνών των Εξωτερικών Ελληνίδων, όπου επίσης έχει σημειωθεί η θέση των οφιολίθων, η Μεσοελληνική Αύλακα. Από το βορά και στα σύνορα μεταξύ Ελλάδος-Αλβανίας μέχρι και τη νότια Πελοπόννησο αυτό το ηπειρωτικό παθητικό περιθώριο ήταν πολυσχιδές, δηλ. είχε εγκολπώσεις και προεκβολές, λόγω της ύπαρξης σειράς μικροηπείρων, π.χ. η περιοχή του Όρλιακα ανάμεσα στα Ιωάννινα και την Καλαμπάκα ή η Υπερπινδική ζώνη στα δυτικά της Καρδίτσας και των Τρικάλων, η ζώνη Παρνασσού, και η εσωτερική Πίνδος στην Πελοπόννησο (Εικ. 17 και εικόνα 31). Ανάμεσα σ αυτές τις μικροηπείρους και την Απουλία πλάκα υπήρχαν εμβρυικές ή καλώς αναπτυγμένες ωκεάνιες αύλακες (Skourlis & Doutsos 2003). Οι ορογενετικές κινήσεις άρχισαν κατά το Ηώκαινο επηρέασαν αρχικά τις εσωτερικές περιοχές της ζώνης Πίνδου. Η ορογένεση συνδεόταν με την προς τα ανατολικά καταβύθιση του ωκεανού της Πίνδου κάτω από την Πελαγονική μικροπλάκα (Doutsos et al. 1994; Degnan & Robertson 1998). Κατά τη διάρκεια αυτής της σύγκλισης ωκεάνιας προέλευσης πετρώματα κινήθηκαν ως καλύμματα προς τα δυτικά και επωθήθηκαν στο ανατολικό περιθώριο της Απουλίας πλάκας σχηματίζοντας τη ζώνη Πτυχών- 35

Μοντέλο ορογένεσης των Εξωτερικών Ελληνίδων και-επωθήσεων της Πίνδου γνωστής και ως λεπιοειδούς δομής (Skourlis and Doutsos 2003 και αναφορές μέσα στην εργασία αυτή). Κατά τη διάρκεια του Ολιγοκαίνου και Κάτω Μειοκαίνου η καλυμματική τεκτονική (ή και ορογενετικό κύμα) μετανάστευσε προς τα δυτικά προκαλώντας τεκτονική πάχυνση του ηπειρωτικού περιθωρίου (Aubouin 1959; Jacobshagen 1986; Doutsos et al. 1993; 2000). Κατά τη διάρκεια αυτής της συστολής σχηματίσθηκαν επίσης μια σειρά μεταφερμένων λεκανών που χαρακτηρίζονταν από κλαστική ιζηματογένεση (λεκάνες φλύσχη της Δυτικής Ελλάδας). Αυτές οι λεκάνες ήταν απομονωμένες ή σχεδόν απομονωμένες κατά την περίοδο από το Μαιστρίχτιο έως και το Βουρδιγάλιο (70-16 Ma) (Richter 1976; Doutsos et al. 1987; Underhill 1989; Richter et al. 1992; Gonzales-Bonorino 1996; Bellas 1997; Avramidis et al. 2002). Στη χρονική περίοδο των διεργασιών συστολής στα δυτικά της ουλής και στην περιοχή από την Καρδίτσα μέχρι και τα Ελληνο-Αλβανικά σύνορα αναπτύχθηκε μια μολασσική λεκάνη με μήκος 130 χλμ και πλάτους 40 χλμ που ονομάζεται «Μεσοελληνική Αύλακα» (Εικ. 32 και αντίστοιχο κεφάλαιο Μεσοελληνική Αύλακα). Η αύλακα αυτή αναπτύχθηκε ως μεταφερόμενη λεκάνη επί της ουλής σύγκλισης μεταξύ των πλακών Απουλίας και Πελαγονικής (Doutsos et al. 1994). Σήμερα τα εσωτερικά τμήματα των Εξωτερικών Ελληνίδων υφίστανται διαστολή, π.χ η περιοχή Κόνιτσας και ο σεισμός της την 02-08-1996 (Pavlides et al. 1995; Doutsos & Koukouvelas 1998; Doutsos & Kokkalas 2001) ενώ η συμπίεση συνεχίζεται στα εξωτερικά τμήματα των Ελληνίδων, δηλ. στην περιοχή των Ιονίων νήσων και στα παράλιες περιοχές της Ηπείρου (Doutsos et al. 1987; Hatzfeld et al. 1993). Η συμπίεση στη Δυτική Ελλάδα θεωρείται ότι συσχετίζεται με την σύγκρουση της πλάκας της Αδριατικής με το φλοιό της βόρειου Ελλάδας (Anderson & Jackson 1987; Kokkalas et al. 2006). Για τη γεωμετρία της σύγκλισης στην Δυτική Ελλάδα η γνώση μας προέρχεται από μια σειρά σεισμικών γραμμών ανάκλασης που έγιναν τα παρελθόντα έτη επειδή η περιοχή θεωρείται πετρέλαιοπιθανή. Οι γεωφυσικές αυτές διασκοπήσεις που έγιναν κυρίως στην περιοχή μεταξύ Ιονίων νήσων και παράλιων περιοχών της Δυτικής Ελλάδας κατέδειξαν την ύπαρξη μιας σειράς λεπίων τα οποία κλίνουν ήπια προς τα ανατολικά, δηλ. η κίνηση γίνεται προς τη δύση. Επιπλέον έχει καταδειχθεί (συνδυασμός γεωφυσικών διασκοπήσεων με βαθιές γεωτρήσεις Σωτηρόπουλος (2005)) ότι οι επωθήσεις αυτές παραμορφώνουν πετρώματα Μεσοζωικής και Τριτογενούς ηλικίας και απολήγουν στο βάθος των 3-5 χλμ σε μια επιφάνεια αποκόλλησης. Η επιφάνεια αποκόλλησης αυτή βρίσκεται μέσα σε εβαπορίτες. Όμως πρέπει εδώ να σημειωθεί ότι στην περιοχή υπάρχει και μια βαθύτερη ζώνη αποκόλλησης σε βάθος 10-15 χλμ κάτω από τα πετρώματα της Ιονίου ζώνης και της ζώνης Γαβρόβου-Τριπόλεως (Jenkins 1972; BP Co 1971; Monopolis & Bruneton 1982; Hirn et al. 1996; Sotiropoulos et al. 2003). Όσον αφορά την μορφολογία της επιφάνειας Moho που αντικατοπτρίζει και την ανατομία του ορογενούς αυτή αποκτά το μέγιστο πάχος της, που είναι από 45-50 χλμ (Makris 1978; Tsokas & Hansen 1997) στην περιοχή κάτω από τα Ιωάννινα. Σημαντικό είναι ότι αυτό το μέγιστο πάχος βρίσκεται δυτικά της ουλής σύγκλισης μεταξύ των πλακών Απουλίας και Πελαγονικής. Με βάση τα τεκτονικά στοιχεία στις περιοχές Ιωαννίνων, Μουζακίου, Ναυπάκτου και Πελοποννήσου τις στρωματογραφικές παρατηρήσεις και τις γεωφυσικές διασκοπήσεις θα συσχετισθούν οι Εξωτερικές Ελληνίδες με το τεκτονικό μοντέλο του αμφίπλευρου ορογενούς Willet et al. (1993). 36

Μοντέλο ορογένεσης των Εξωτερικών Ελληνίδων Το τεκτονικό μοντέλο του αμφίπλευρου ορογενούς Για την κατανόηση των περιοχών σύγκλισης και σύγκρουσης έχουν προταθεί κατά καιρούς μια σειρά τεκτονικών μοντέλων δες και κεφάλαιο μοντέλα ορογένεσης για τον Ελληνικό χώρο. Το τεκτονικό μοντέλο του αμφίπλευρου ορογενούς Willett et al. (1993) είναι ένα απλoυστευμένο δυσδιάστατο μοντέλο το οποίο κατατάσσει την παραμόρφωση σε γεωτεκτονικά περιβάλλοντα σύγκλισης και σύγκρουσης (Εικ. 33). Εικ. 33. Το μοντέλο του ορογενούς με αμφίπλευρη συμμετρία (από Willet et al. 1999). Στην εικόνα αυτή υπάρχουν δύο σχεδόν όμοια μοντέλα στο πρώτο εκ των οποίων το κανάλι καταβύθισης είναι ανενεργό και στο δεύτερο το κανάλι καταβύθισης είναι ενεργό. Σύμφωνα με το μοντέλο αυτό υπάρχουν μερικές βασικές τεκτονικές επαρχίες σε μια τομή εγκάρσια στο ορογενές. Αυτές οι επαρχίες είναι το πρίσμα προσαύξησης προχώρας, (Εικ. 33; P) που βρίσκεται στην περιοχή ανάμεσα στη δίαυλο και την επωθούμενη πλάκα, την επαρχία ανύψωσης (Εικ. 33; U), και την επαρχία προσαύξησης οπισθοχώρας (Εικ. 33; R) που βρίσκεται ανάμεσα στην επαρχίας ανύψωσης και την οπισθοχώρα. Οι τρεις περιοχές χωρίζονται με επωθήσεις που ονομάζονται επώθηση προς την οπισθοχώρα, η οποία χωρίζει την επαρχία ανύψωσης από την επαρχία προσαύξησης οπισθοχώρας, και επώθηση προς την προχώρα, η οποία χωρίζει την επαρχία προσαύξησης προχώρας από την επαρχία ανύψωσης (Willett et al. 1993; Beaumont et al. 1999). Στο μοντέλο αυτό αναγνωρίζεται και το κανάλι της καταβύθισης που σχηματίζεται ανάμεσα στην υπωθούμενη και την επωθούμενη πλάκα (Εικ. 33; C). Η παρουσία ή η απουσία του καναλιού της καταβύθισης έχει μεγάλη επίπτωση στην τελική γεωμετρία του ορογενούς αλλά η περαιτέρω ανάλυση της επίπτωσης του καναλιού καταβύθισης δεν αποτελεί αντικείμενο του παρόντος συγγράμματος και δεν θα αναλυθεί περισσότερο. Για όποιον αναγνώστη ενδιαφέρεται υπάρχει μια σειρά άρθρων της ερευνητικής ομάδας Beaumont et al. (1999) όπου αναλύεται 37

Μοντέλο ορογένεσης των Εξωτερικών Ελληνίδων ενδελεχώς ο ρόλος του καναλιού καταβύθισης. Επίσης σημαντικός είναι και ο ρόλος των μηχανικών ιδιοτήτων των πλακών που συμμετέχουν στην σύγκλιση/σύγκρουση αλλά για χάρη απλούστευσης του κειμένου θα παραλειφθούν τα στοιχεία επί της ακαμψίας ή της πλαστικότητας των πλακών της Απουλίας και της Πελαγονικής. Θα πρέπει τέλος να σημειωθεί ότι τα ιστολογικά στοιχεία του μοντέλου του αμφίπλευρου ορογενούς μπορούν να ταυτοποιηθούν μονό με γεωφυσικές διασκοπήσεις μεγάλου βάθους. Για το λόγο αυτό οι περιοχές που θα αναλυθούν στη συνέχεια για να στοιχειοθετηθεί το μοντέλο του αμφίπλευρου ορογενούς είναι αυτές για τις οποίες υπάρχουν στοιχεία από διασκοπήσεις μεγάλου βάθους και στοιχεία υπαίθρου που επιτρέπουν την κατανόηση της δομής του συνόλου του φλοιού. Τεκτονικές επαρχίες στην περιοχή της Ηπείρου Η τομή της Ηπείρου έχει διεύθυνση ΑΒΑ-ΔΝΔ και αφορά τις περιοχές από την Μεσοελληνική Αύλακα μέχρι και τα εξωτερικά τμήματα της Ιονίου ζώνης που βρίσκονται στα Ιόνια νησιά (Εικ. 34). Η τομή αυτή βασίσθηκε σε τεκτονικά στοιχεία που έχουν συλλέγει στην περιοχή και σε πρόσθετα στοιχεία σεισμών στα δυτικά των Ιωαννίνων καθώς και σε μια ισορροπημένη τομή μέσα στην Ιόνια ζώνη. Εικ 34. Απλοποιημένος τεκτονικός χάρτης και γεωλογική τομή στην περιοχή της Ηπείρου όπου έχουν σημειωθεί τα κύρια τεκτονικά στοιχεία, η ερμηνεία των λιθοσφαιρικών πλακών και η χρονική περίοδος κατά την οποία κάθε επώθηση ήταν ενεργή. (Ε-Ο) επώθηση ενεργή κατά την περίοδο Ηωκαίνου- Ολιγοκαίνου, (Μ-p) επώθηση ενεργή από το Μειόκαινο έως σήμερα. 38

Μοντέλο ορογένεσης των Εξωτερικών Ελληνίδων Στην τομή αυτή αναγνωρίζονται τρεις τεκτονικές επαρχίες: (α) η περιοχή της Μεσοελληνικής αύλακας στο ανατολικό τμήμα της τομής, (β) η περιοχή των πτυχών και των επωθήσεων της ζώνης της Πίνδου στο κέντρο της τομής και (γ) μια περιοχή στην Ιόνια ζώνη στην οποία επικρατούν οι επωθήσεις στο δυτικό τμήμα της τομής (Εικ. 34). Το συνολικό μήκος της τομής που αναλύεται στην περιοχή της Ηπείρου είναι 185 χλμ. Επαρχία προσαύξησης οπισθοχώρας Το γεωμετρικό σχήμα αυτής της τεκτονικής επαρχίας είναι πρισματικό με το μεγαλύτερο πάχος κοντά στο δυτικό περιθώριο της Μεσελληνικής Αύλακας και προοδευτική μείωση πάχους προς τα ανατολικά. Η εξέλιξη αυτής της τεκτονικής επαρχίας άρχισε με την προοδευτική επώθηση υπολειμμάτων του ωκεάνιου φλοιού της Πίνδου τόσο προς τα δυτικά όσο και προς τα ανατολικά επί των μικροηπείρων της Απουλίας και της Πελαγονικής (Εικ. 34 Χ, Υ). Στο Κατώτερο Ηώκαινο, η διεργασία της καταβύθισης προκάλεσε την προς τα δυτικά υπώθηση της Πελαγονικής πλάκας κάτω από την Απουλία πλάκα (Doutsos et al. 1994; Beccaluva et al. 2004). Η καταβύθιση αυτή συσχετίζεται με τη λεκάνη ιζηματογένεσης του φλύσχη στη λακένη της Κρανιάς (Εικ. 34). Στο Κάτω Ολιγόκαινο η καταβύθιση προς τα δυτικά σταμάτησε και άρχισε η προς τα ανατολικά καταβύθιση της Απουλίας πλάκας κάτω από την Πελαγονική πλάκα (Doutsos et al. 1994). Η Ολιγοκαινικής ηλικίας τεκτονική των πλακών στην περιοχή περιέλαβε και σύγκρουση που προκάλεσε μια γενική πάχυνση του φλοιού και την περαιτέρω εξέλιξη της Μεσοελληνικής Αύλακας. Η Μεσοελληνική Αύλακα αναπτύχθηκε στην ουλή της σύγκρουσης των πλακών Απουλίας και Πελαγονικής, ο πυθμένας της λεκάνης αποτελείται από οφιολιθικά πετρώματα η δε λεκάνη έχει πληρωθεί από αποθέσεις Ηωκαινικής ηλικίας αποθέσεις φλύσχη (φλύσχης Κρανιάς) και Ολιγοκαινικής- Κάτω Μειοκαινικής μολασσικά ιζήματα (Εικ. 34) (Doutsos et al. 1994; Ferrière et al. 2004). Η αύλακα αναπτύχθηκε πάνω από τρείς επωθήσεις μεγάλης κλίμακας που έχουν ροπή προς την οπισθοχώρα και οι οποίες σχηματίσθηκαν κατά τις αρχές του Ηωκαίνου παρέμειναν δε ενεργές μέχρι και το Ολιγόκαινο. Μια από τις επωθήσεις αυτές μετατοπίζει οφιολιθικά πετρώματα επί των ιζημάτων του φλύσχη της Κρανιάς (Φωτό). Επειδή ο φλύσχης περιέχει κροκάλες και λατύπες των οφιολίθων αυτό δείχνει ότι οι επωθήσεις είχαν σχηματισθεί από το Ηώκαινο. Οι επωθήσεις προς την οπισθοχώρα επηρέασαν και το φλύσχη της Κρανιάς στοιχείο που δείχνει ότι αυτές οι επωθήσεις είχαν καθοριστικό ρόλο στα πρώτα στάδια του σχηματισμού της Μεσοελληνικής Αύλακας (Εικ; Doutsos et al. 1994). Δημοσιευμένες μεσοσκοπικές τομές Doutsos et al. (1994; p. 259, fig. 2), δείχνουν ότι τα οφιολιθικά πετρώματα που βρίσκονται στο δυτικό περιθώριο της Μεσοελληνικής Αύλακας έχουν επωθηθεί και στις Ολιγοκαινικές αποθέσεις του σχηματισμού του Επταχωρίου γεγονός που δείχνει το ανώτερο χρονολογικό όριο της δράσης των επωθήσεων (Εικ 34). Αντίστοιχες θέσεις όπου οι οφιόλιθοι στην οροφή επωθήσεων επωθούνται πάνω στα ιζήματα της Μεσοελληνικής Αύλακας είναι πολλές από την περιοχή Χάνι Μουργκάνι στα νότια μέχρι το χωριό Επταχώρι στα βόρεια. Μεσοσκοπικά τεκτονικά στοιχεία περιλαμβάνουν πτυχές με ροπή προς τα ανατολικά, πτυχές κάμψης πάνω από ανάστροφα ρήγματα. Η συχνότητα και η πυκνότητα εμφάνισης αυτών 39

Μοντέλο ορογένεσης των Εξωτερικών Ελληνίδων των ιστολογικών στοιχείων είναι μεγάλη στο περιθώριο της Αύλακας και μειώνονται προς την λεκάνη. Σε μερικές περιπτώσεις ιζήματα του φλύσχη Κρανιάς στον πυρήνα αντικλίνων χαρακτηρίζονται από την ανάπτυξη αξονικού σχισμού και σχισμού διάλυσης που κλείνει προς τα ΝΔ, η κλίση του σχισμού υπερβαίνει τις 70 ο. Εικ. 35. Φωτογραφίες από το δυτικό περιθώριο της Μεσοελληνικής Αύλακας στις οποίες οι οφιόλιθοι επωθούνται πάνω στο φλύσχη Κρανιάς (α) και σε μολασσικά ιζήματα (β). Τα τεκτονικά στοιχεία που παρατέθηκαν δείχνουν ότι το δυτικό περιθώριο της Μεσοελληνικής Αύλακας διαμορφώνεται ή οριοθετείτε από ένα σύστημα επωθήσεων μεγάλης κλίμακας που κλίνουν προς τα δυτικά και προκάλεσαν την ανύψωση του περιθωρίου και την πάχυνση του φλοιού (Εικ. 34). Κατά συνέπεια και με βάση την ορολογία των τεκτονικών επαρχιών του αμφίπλευρου ορογενούς Beaumont et al. (1999), το σύστημα των επωθήσεων που περιγράφηκαν είναι επωθήσεις προς την οπισθοχώρα και οριοθετούν την επαρχία ανύψωσης στα δυτικά με την επαρχία προσαύξησης της οπισθοχώρας. Με βάση αυτή τη θεώρηση η περιοχή της Μεσοελληνικής Αύλακας αναπτύσσεται ως επαρχία προσαύξησης προς την οπισθοχώρα ενώ η πλάκα της Πελαγονικής είναι η οπισθοχώρα ή συρρόμενη πλάκα. Επαρχία προσαύξησης Προχώρας Στην περιοχή που βρίσκεται στα δυτικά της Μεσοελληνικής Αύλακας μέχρι και την περιοχή της Κέρκυρας εμφανίζονται κυρίως ασβεστόλιθοι της Ιονίου ζώνης και ιζήματα φλύσχη. Η παραμόρφωση της περιοχής είναι πολύπλοκη κατά την έννοια ότι περιλαμβάνει περισσότερες από μία γενιές επωθήσεων κάποιες εκ των οποίων τέμνουν την ακολουθία των καλυμμάτων και κάποιες που οριοθετούν μεταφερόμενες λεκάνες φλύσχη. Επιπλέον οι επωθήσεις δεν είναι ισόχρονες (Εικ. 34). 40

Μοντέλο ορογένεσης των Εξωτερικών Ελληνίδων Για να γίνει κατανοητό το μοντέλο της ορογενετικής εξέλιξης της περιοχής είναι αναγκαία η θεώρηση της στρωματογραφίας του Μεσοζωικού για τις ισοπικές ζώνες της Πίνδου και της Ιονίου Robertson (2004 and references therein). Η ζώνη Τριπόλεως δεν εμφανίζεται στην περιοχή. Η τεκτονική των ζωνών Πίνδου και Ιονίου όπως αναλύθηκαν στα αντίστοιχα κεφάλαια για τις ζώνες αυτές και συνοψίζονται σε μια σειρά από ερευνητικές εργασίες όπως των Underhill (1989) και Skourlis & Doutsos (2003). Η απόθεση του φλύσχη στη ζώνη της Πίνδου άρχισε κατά το Ανώτερο Παλαιόκαινο- Κατώτερο Ηώκαινο ενώ στην Ιόνια ζώνη κατά το Ανώτερο Ηώκαινο σύμφωνα με παλαιοντολογικές αναλύσεις (π.χ. Richter 1976; Richter et al. 1992; Bellas 1997; Faupl et al. 1998). Οι λεκάνες του φλύσχη αποτέθηκαν σε μεταφερόμενες λεκάνες ταυτόχρονα με την προς τα δυτικά επώθηση των Μεσοζωικών πετρωμάτων (Skourlis & Doutsos 2003). Έτσι στην περιοχή σχηματίσθηκαν δύο κύριες λεκάνες ιζηματογένεσης όπου αποτέθηκαν οι φλυσχικές ακολουθίες των ζωνών της Πίνδου και της Ιόνιας ζώνης. Το πάχος των ιζημάτων που αποτέθηκαν ήταν της τάξης των 3000 μ. (Xypolias & Koukouvelas 2005 και αναφορές στην εργασία αυτή, Εικ. 34). Ασβεστόλιθοι της ζώνης Τριπόλεως δεν εμφανίζονται στην περιοχή ανατολικά των Ιωαννίνων αλλά θα θεωρηθεί ότι υπάρχουν ως λέπια σε βάθος λίγων χιλιομέτρων κάτω από Μεσοζωικούς ασβεστόλιθους της Πίνδου. Αυτή η θεώρηση ευσταθεί επειδή σε απόσταση 30 χλμ νότια της τομής που αναλύεται βρίσκεται το όρος Γάβροβο όπου είναι και η βορειότερη επιφανειακή εμφάνιση Μεσοζωικών ασβεστόλιθων της ζώνης Τριπόλεως. Έτσι μπορούμε να οριοθετήσουμε χρονικά ότι κατά το όριο Ηωκαίνου-Ολιγοκαίνου άρχισε η δράση της επώθησης της ζώνης Τριπόλεως επί της Ιόνιας ζώνης με βάση τη βιοστρωματογραφία του φλύσχη στο ανατολικό τμήμα της λεκάνης του φλύσχη (Bellas 1997). Στα δυτικά, Κέρκυρα, επικρατούν κινήσεις των πετρωμάτων προς τα δυτικά. Αυτές οι κινήσεις γίνονται στην Ιόνια επώθηση, κατά μήκος της επωθούνται προς τα δυτικά οι Μεσοζωικοί ασβεστόλιθοι της Ιονίου ζώνης επί των ασβεστόλιθων της προ-απούλιας ζώνης. Τεκτονικές μελέτες σε ιζήματα που αποτέθηκαν την περίοδο από το Μειόκαινο μέχρι το Πλειόκαινο χαρακτηρίζονται από συμπίεση και επωθητικές κινήσεις (Doutsos & Frydas 1994; Underhill 1989; Κokkalas et al. 2003; Koukouvelas and Kokkalas 2005). Στην οροφή της Ιονίου επώθησης, αναγνωρίζονται μια σειρά από αραιά διατεταγμένες επωθήσεις οι περισσότερες από τις οποίες χαρακτηρίζονται από κινήσεις προς την προχώρα και μερικές προς τη οπισθοχώρα. Οι επωθήσεις αυτές απολήγουν στο βάθος σε μια ζώνη αποκόλλησης η οποία κλίνει ήπια προς τα δυτικά.. Ο ορίζοντας αυτής της αποκόλλησης είναι οι Τριαδικοί εβαπορίτες (IGRS-IFP 1966; Underhill 1989). Μεγασκοπικής κλίμακας αντίκλινα (κλίμακα γεωλογικού χάρτη) σχηματίζονται πάνω στην οροφή των επωθήσεων που έχουν ροπή προς την προχώρα ή την οπισθοχώρα. Αναλυτικά οι επωθήσεις που χαρακτηρίζονται από ροπή προς τα δυτικά βρίσκονται στα δυτικά (εξωτερικά τμήματα της Ιονίου ζώνης). Οι επωθήσεις προς την οπισθοχώρα περιορίζονται στο κεντρικό και στο ανατολικό τμήμα της Ιονίου ζώνης. Ως σημαντικότερες δομές που αναπτύσσονται πάνω από αυτές τις επωθήσεις είναι το αντίκλινο στο Μιτσικέλι, το οποίο είναι μια σύνθετη δομή που σχετίζεται με μια ρηξι-προελαύνουσα πτυχή της οποίας το ανατολικό σκέλος είναι ανεστραμμένο, και το αντίκλινο στο Σουλόπουλο (Kostakioti et al. 2004). Το αντίκλινο στο Σουλόπουλο είναι μια πτυχή κάμψης επί ρήγματος με ροπή προς τα ανατολικά (Εικ. 36). Η επώθηση στο Σουλόπουλο κλίνει προς την δύση (επώθηση προς την οπισθοχώρα) και με βάση στρωματογραφικά δεδομένα έχει μετατόπιση που ξεπερνά τα 1000 μέτρα (Εικ. 37). Η μετατόπιση 41

400 Μοντέλο ορογένεσης των Εξωτερικών Ελληνίδων υπολογίζεται με βάση στρωματογραφικά δεδομένα όπου λόγω της επώθησης έρχονται σε επαφή πυριτόλιθοι του Ιουρασικού στην οροφή της επώθησης με φλύσχη του Ηωκαίνου-Ολιγοκαίνου στη βάση της επώθησης (Εικ. 37). 200 SMOLITSA FAULT B 40 0 200 A 600 2km POST OROGEN IC SEDIMEN TS UP PE R EOCEN E-B URDIGALIA N Fly sch PALEOCENE- UPPER EOCENE Su blithographi c lim estones UPPER SENON IAN Lim est ones with rudistes UP PER JUR ASS IC-L OW SEN ON IAN Vigla lim est ones UPPER LIAS-UPPER JURASSIC Posidonian b eds LOWER-MIDDLE LIAS Pantocrator limestones Εικ. 36. Απλοποιημένος τεκτονικός χάρτης της περιοχής ΜΙτσικέλι Σουλόπουλο. Εικ. 37. Φωτογραφία της επώθησης στην περιοχή Σουλόπουλο που δείχνει πετρώματα του Ιουρασικού επωθημένα πάνω σε Ηωκαινικό φλύσχη. Η παρουσία αυτών των ανάδρομων επωθήσεων (επωθήσεις προς την οπισθοχώρα) προϋποθέτουν ότι η προοδευτική παραμόρφωση της Ιονίου ζώνης κατά την προς τα δυτικά κίνησή της παρεμποδίστηκε στην κεντρικό τμήμα της. Το μπλοκάρισμα αυτής της κίνησης θεωρείται ότι έγινε πάνω από ένα 42