1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1 ΣΥΝΤΟΜΗ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΤΟΥ ΟΡΟΥ ΟΦΙΟΛΙΘΟΙ

1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1 ΣΥΝΤΟΜΗ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΤΟΥ ΟΡΟΥ ΟΦΙΟΛΙΘΟΙ Η λέξη οφιόλιθος έχει τις ρίζες του στην ελληνική γλώσσα και προέρχεται από τις λέξεις όφις (φίδι) και λίθος. Σχετικά με τον όρο οφιόλιθοι έχουν προταθεί και χρησιμοποιηθεί πολλές εκδοχές για την διευκόλυνση της περιγραφής πολλών και διάφορων σχηματισμών. Ο πρώτος που πήρε την ευθύνη για την επίσημη εισαγωγή του όρου στην επιστήμη της Γεωλογίας ήταν ο BROGNIART (1813), για την περιγραφή σκουροπράσινων μαγματικών πετρωμάτων (σερπεντινίτες), που παρουσιάζουν διάστικτη, πρασινωπή και λαμπρή εμφάνιση, όμοια με αυτή των φιδιών. Αργότερα, ο ίδιος επιστήμονας, (BROGNIART 1827), διεύρυνε την σημασία του όρου συμπεριλαμβάνοντας επιπλέον γαββρικά και ηφαιστειακά πετρώματα. Αυτή η εκδοχή παρέμεινε στην χρήση μέχρι το 1927, όταν ο STEINMAN ανέφερε την στενή σχέση μεταξύ περιδοτιτών γαββρικών διαβασών αλλά και των ιζημάτων που τα καλύπτουν, γνωστή από τους επιστήμονες ως η Τριάδα του STEINMAN, η οποία και αποτέλεσε επανάσταση του όρου, επειδή οι οφιόλιθοι πλέον αφορούσαν μια ομάδα συγκεκριμένων πετρωμάτων και δεν περιοριζόταν στην περιγραφή ενός και μόνο λιθότυπου. Αξίζει να αναφερθεί ότι κατά καιρούς πολλοί ήταν εκείνοι που χρησιμοποίησαν τον όρο οφιόλιθοι, ή άλλες συγγενικές του έννοιες, όπως verde antique και οφιτοασβεστίτης, για την περιγραφή σερπεντινιτών που είναι αναμειγμένοι με ασβεστιτικά ορυκτά, η για τον προσδιορισμό άλλων σχηματισμών. Για την αποφυγή λανθασμένης χρήσης του όρου οφιόλιθοι, το 1972 στα πλαίσια του διεθνούς συνεδρίου με γεωλογικό χαρακτήρα, Penrose Conference of the Geological Society of America (Anonymous 1972), επιδιώκεται η προσπάθεια αποσαφήνισης και εύρεσης μιας κοινά αποδεκτής ερμηνεία (ΚΑΨΙΩΤΗΣ, 2008) που λέει ότι : Οι οφιόλιθοι αποτελούν ένα συγκεκριμένο σύμπλεγμα μαφικών και υπερμαφικών πετρωμάτων, τα οποία πολλές φορές συνδέονται και από ιζήματα βαθειάς θάλασσας. Ο όρος οφιόλιθος δεν πρέπει να χρησιμοποιείται για την ονομασία ενός είδους πετρώματος η μίας λιθολογικής μονάδας κατά την χαρτογράφηση, αλλά αντίθετα για να εκφράσει ένα σύμπλεγμα από συγκεκριμένα πετρώματα. Με λίγα λόγια, οι οφιόλιθοι εκπροσωπούν τμήματα του ωκεάνιου φλοιού και του ανώτερου μανδύα, τα οποία ανυψώθηκαν πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας και τελικτοποθετήθηκε πάνω σε μια ήπειρο. Η πλήρης ακολουθία ενός οφιολιθικού συμπλέγματος, από τα κατώτερα προς τα ανώτερα στρώματα, περιλαμβάνει τα εξής : Υπερβασικό σύμπλεγμα: αποτελείται από χαρτσβουργίτες, λερζόλιθους και

δουνίτες, συνήθως µε μεταμορφική τεκτονική υφή (μεταμορφικοί τεκτονίτες), οι οποίοι συχνά συνοδεύονται από χρωµιτικά κοιτάσµατα λοβόµορφου τύπου Γαββρικό σύµπλεγµα: περιλαμβάνει περιδοτίτες, πυροξενίτες, γάββρους, διορίτες και πλαγιογρανίτες, συνήθως µε σωρειτικούς χαρακτήρες Βασικό σύμπλεγμα πολλαπλών φλεβών: αποτελείται από διαβασικά σώματα, ή/και διαβασικές φλέβες Βασικό ηφαιστειακό σύμπλεγμα: περιλαμβάνει λάβες οι οποίες εμφανίζουν προσκεφαλοειδείς δοµές (pillow lavas) Εναλλαγές λαβών µε πελαγικά ιζήματα Ιζηματογενείς σειρές βαθιάς θάλασσας Για να θεωρηθεί μια οφιολιθική ακολουθία πλήρης, θα πρέπει να αναφερθούν και λοιπά μέρη που την συνθέτουν, ακόμη κι αν αυτά μπορεί να μην εντοπίζονται μερικές φορές. Χαρακτηριστικά παραδείγματα είναι η μεταμορφική σόλα και το οφιολιθικό μίγμα (ofiolitic melange κατά GANSSER 1974), σχηματισμοί οι οποίοι τις περισσότερες φορές απουσιάζουν, πράγμα που οφείλεται στους διάφορους εξωγενείς παράγοντες που επιδρούν και μορφοποιούν την επιφάνεια της γης, όπως η διάβρωση και η αποσάθρωση, καθώς και σε ενδογενούς παράγοντες όπως τεκτονισμό και μεταμορφισμό. Όταν εντοπισθούν, τοποθετούνται στη βάση του οφιολιθικού συμπλέγματος. Αυτοί οι σχηματισμοί δομούνται από πετρώματα που έχουν μεταμορφωθεί κάτω από υψηλές συνθήκες πίεσης (HP), παρουσιάζοντας ένα χαοτικό χαρακτήρα. Συστασιακά ποικίλουν μιας και κατά την διαδικασία σχηματισμού τους, συμμετείχαν λιθότυποι τόσο του οφιολιθικού συμπλέγματος, όσο και των περιβαλλόντων που συνάντησαν κατά το πέρασμά τους μέχρι την τελική τους τοποθέτηση. Η μελέτη και η περιγραφή αυτών είναι καθοριστική, καθώς παρέχουν άμεσες και σημαντικές πληροφορίες που σχετίζονται με διαδικασίες γένεσης, τον τρόπο μεταφοράς και την τοποθέτηση του οφιολιθικού συμπλέγματος στην σημερινή του θέση. 1.2 ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΥ ΤΩΝ ΟΦΙΟΛΙΘΩΝ Το περιβάλλον σχηματισμού του ωκεάνιου φλοιού συνδέεται άμεσα με επιμήκεις ρηξιγενείς ζώνες κανονικού χαρακτήρα, τις λεγόμενες ζώνες rift, μήκους εκατοντάδων χιλιομέτρων και βάθους που δεν ξεπερνά τα 15 km. Οι ζώνες αυτές χαρακτηρίζονται από διάρρηξη του ηπειρωτικού φλοιού και άνοδο μαγματικού υλικού προς την επιφάνεια, με τροφοδοσία από κανονικά ρήγματα.

Η πλήρης ωκεανοποίηση των ρηξιγενών ζωνών επιτυγχάνεται με μία διαδικασία που περιλαμβάνει τρία εξελικτικά στάδια. Στη διάρκεια του αρχικού σταδίου εξέλιξης έχουμε δημιουργία τάφρων με επιμήκεις γεωμετρία, όπως η τάφρος του Ρήνου στην Ευρώπη, το Αφρικανικό Rift στην Αφρική, και μείωση του πάχους του ηπειρωτικού φλοιού με αποτέλεσμα η ασυνέχειας Moho να εντοπίζεται σε μικρότερα βάθη σχετικά με τις υπόλοιπες ηπειρωτικές περιοχές. Κατά το δεύτερο στάδιο εξέλιξης, οι λιθοσφαιρικές πλάκες αρχίζουν και απομακρύνονται αισθητά μεταξύ τους και σχηματίζεται νέος ωκεάνιος φλοιός. Το στάδιο είναι γνωστό ως το ενδιάμεσο στάδιο απόκλισης των πλακών και τυπικό παράδειγμα αποτελεί η Ερυθρά θάλασσα. Στο τελευταίο στάδιο εξέλιξης του περιθωρίου απόκλισης, που αναφέρεται ως στάδιο ανοιχτού ωκεανού, έχουμε την πλήρη ανάπτυξη του παθητικού περιθωρίου και του ωκεάνιου φλοιού, με χαρακτηριστικό παράδειγμα την Μεσο-Ατλαντική ωκεάνια ράχη. Κύρια χαρακτηριστικά του σταδίου είναι η έντονη απολέπτυνση του ηπειρωτικού φλοιού και η μεγάλη έκταση που καταλαμβάνει πλέον ο ωκεανός. Τα εξελικτικά στάδια των ζωνών rift λαμβάνουν χώρα όταν το πεδίο τάσεων στην περιοχή χαρακτηρίζεται από εφελκυσμό. Στην περίπτωση που οι τάσεις αντιστραφούν και γίνουν συμπιεστικές ξεκινά η αντίστροφή διαδικασία (subduction) που περιλαμβάνει σύγκλιση των λιθοσφαιρικών πλακών η οποία συνοδεύεται από καταβύθιση και καταστροφή ωκεάνιου φλοιού. Η διαδικασία αυτή περιλαμβάνει δύο εξελικτικά στάδια. Κατά το πρώτο στάδιο αρχίζει η καταστροφή ενός τμήματος του ωκεάνιου φλοιού, με αποτέλεσμα να σχηματίζονται ωκεάνια τόξα και ενεργά περιθώρια. Στο δεύτερο εξελικτικό στάδιο, όλο το ωκεάνιο τμήμα της υπωθημένης πλάκας έχει ήδη καταστραφεί, ώστε τελικώς να συμβεί σύγκρουση μεταξύ των ηπείρων. Βέβαια, υπάρχουν και περιπτώσει κατά τις οποίες τμήματα της καταβυθισμένης πλάκας δεν ακολουθούν του υπόλοιπο μέρος και επωθούνται πάνω στα ηπειρωτικά περιθώρια. Αυτά τα τμήματα είναι γνωστά σήμερα ως οφιολιθικά συμπλέγματα και είναι η μόνη ζωντανή απόδειξή για την ύπαρξη πρώην ωκεανού στην περιοχή. Η μελέτη και η περιγραφή των οφιολίθων είναι αρκετά δύσκολη, μιας και αυτό που εντοπίζουμε στην ύπαιθρο είναι διάφορα αποκολλημένα τεμάχια του οφιολιθικού συμπλέγματος, που έχουν διατηρηθεί και είναι διασκορπισμένα πάνω στην επιφάνεια της γης για εκατοντάδες χιλιόμετρα, και όχι ολόκληρο το σύμπλεγμα. Αυτή η διαδικασία αναφέρατε ως το φαινόμενο διαμελισμού των οφιολιθικών συμπλεγμάτων και είναι πολύ συχνό, πράγμα που δυσκολεύει τους επιστήμονες στην μελέτη και στην περιγραφή τους. Επιπλέον οι οφιόλιθοι εκπροσωπούν μόλις το 1% του αρχικού ωκεάνιου φλοιού, με το υπόλοιπο να έχει

καταβυθιστεί και καταστραφεί ολοσχερώς κάτω από νησιωτικά τόξα η κάτω από ηπειρωτικά περιθώρια. Το οφιολιθικό σύμπλεγμα που προσεγγίζει περισσότερο την κανονική εικόνα ενός ζωντανού οφιολιθικού συμπλέγματος συνδέεται με την Κύπρο και το οφιολιθικό σύμπλεγμα του Τρόοδος. 1.3 Η ΣΗΜΑΝΤΙΚΟΤΗΤΑ ΤΗΣ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗΣ ΤΩΝ ΟΦΙΟΛΙΘΩΝ Οι οφιόλιθοι προσφέρουν στους επιστήμονες την ευκαιρία να μελετήσουν τις διάφορες διεργασίες που σχετίζονται με τον σχηματισμό, την εξέλιξη και την τελική ενσωμάτωσή τους στις ηπείρους με την σημερινή τους μορφή. Κάποιες από τις διεργασίες αυτές είναι : Η μελέτη της δομής του ωκεάνιου φλοιού και ο προσδιορισμός των πετρολογικών, τεκτονικών, υδροθερμικών διεργασιών που έλαβαν χώρα κατά τον σχηματισμό τους Ο προσδιορισμός του παλαιοτεκτονικού περιβάλλοντος και της γεωδυναμικής εξέλιξης της περιοχής γένεσης και τελικής τοποθέτησης Η περιγραφή των διεργασιών του μανδύα καθώς και η κατανόηση της δομής του Η σύνδεση των οφιολίθων με ωκεάνια συστήματα και ορογενετικές ζώνες Η μελέτη της κοιτασματολογικής τους αξίας μιας και μπορούν να φιλοξενήσουν κοιτάσματα χρωμίτη, πλατινοειδών και συμπαγών θειούχων ορυκτών με πολύτιμα μέταλλα 1.4 ΟΦΙΟΛΙΘΙΚΕΣ ΕΜΦΑΝΊΣΕΙΣ ΣΤΟΝ ΕΛΛΗΝΙΚΟ ΧΩΡΟ H εξάπλωση των οφιολίθων στον Ελλαδικό χώρο διακρίνεται σε δυο κύριες ευδιάκριτες ζώνες (μία στα δυτικά και μία στα ανατολικά,), βορειοδυτικής-νοτιοανατολικής διεύθυνσης, μεταξύ των οποίων παρεμβάλλεται η Πελαγονική ζώνη. Η δυτική ζώνη καταλαμβάνει τα κεντρικά και εξωτερικά τμήματα των Ελληνίδων οροσειρών (Εξωτερική οφιολιθική λωρίδα ERO), ενώ η ανατολική ζώνη περιορίζεται στα εσωτερικά τμήματα των Ελληνίδων ισοπικών ζωνών (Εσωτερική οφιολοθική λωρίδα IRO). Γενικά μπορεί να διαπιστωθεί ότι οι εμφανίσεις των οφιολίθων της Βαλκανικής χερσονήσου κατανέμονται και αυτά σε δύο κύριες ζώνες, αποτελούν συνέχεια των ελληνικών οφιολίθων, και μαζί συνιστούν τη γνωστή διπλή οφιολιθική λωρίδα των Βαλκανίων (NICOLAS & JACKSON 1972, BEBIEN et al. 1980). Παρόμοια διάταξη οφιολιθικών συμπλεγμάτων υπό παράλληλες ζώνες συναντάμε στην Τουρκία και Ινδία (ACHARYYA et al. 1989, SENGUPTA et al. 1990).

Το σύμπλεγμα της Πίνδου (CAPEDRI et al. 1980, 1981, KOSTOPOULOS 1989, JONES & ROBERTSON 1991, ΚΑΨΙΩΤΗΣ 2008), της Όθρυος (SMITH et al. 1975, RASSIOS 1990), του Βούρινου (BECCALUVA et al. 1984, KONSTANTOPOULOU & ECONOMOU-ELIOPOULOS 1990, ΚΑΨΙΩΤΗΣ 2008) και της Εύβοιας (SIMANTOV- BERTRAND 1987, ROBERTSON 1991) απαρτίζουν τα μεγαλύτερα τμήματα της δυτικής ζώνης, ενώ έχουμε και μικρότερες εμφανίσεις όπως του Βερμίου (ECONOMOU 1983, ECONOMOU & ECONOMOU 1986), της Οίτης (ΚΑΡΙΠΗ 2004, KARIPI et al. 2006), της Αργολίδας (XATZIPANAGIOTOU 1990, CLIFT & DIXON 1998), του Κόζιακα (FERRIERE 1982, CAPEDRI et al. 1985, ΛΕΚΚΑΣ 1988, ΠΟΜΩΝΗΣ 2003, POMONIS et al. 2007 ), της Καστοριάς (MOUNTRAKIS 1982, 1984, 1986) και της ανατολικής Θεσσαλίας (MIGIROS & ECONOMOU 1988). Την ανατολική ζώνη απαρτίζουν οι οφιολιθικές εμφανίσεις του Ωραιόκαστρου, της Θεσσαλονίκης, του Τριαδίου, των Βασιλικών, της Βάβδου, της Γερακινής-Ορμύλιας και της Μεταμόρφωσης. Κοινό χαρακτηριστικό που συνδέει τα συγκεκριμένα οφιολιθικά συμπλέγματα είναι οι μεγάλες όξινες πλουτώνιες διεισδύσεις πλούσιες σε Κ, που προσδίδουν έναν αυτόχθονο χαρακτήρα (BEBIEN et al. 1986), όπως αυτή του Φανού στη Γευγελή, με ηλικία που κυμαίνεται από 145 μέχρι 180 Ma. Εκτός από αυτές τις δύο κύριες ζώνες έχει εντοπιστεί και μια τρίτη ζώνη, που ξεκινά από το οφιολιθικό σύμπλεγμα της Γευγελής, διέρχεται μέσω της χερσονήσου της Χαλκιδικής και της Σαμοθράκης, περνάει από το Σουφλί και καταλήγει στη ΒΔ Τουρκία (ΤΣΙΚΟΥΡΑΣ 1992, TSIKOURAS & XATZIPANAGIOTOU 1998) καθώς και μικρότερων διαστάσεων οφιολιθικά συμπλέγματα σε διάφορα τμήματα της Σέρβο-Μακεδονικής και της Ροδοπικής Μάζας. Τέτοιες χαρακτηριστικές περιοχές είναι, η Βύρσινη στη μάζα της Ροδόπης, Νιγρίτας καθώς και το Γομάτι στη περιοχή της Χαλκιδικής. Η αρχική χρονολόγηση των τεμαχών αυτών συσχετιζόταν με Παλαιοζωική ηλικία, όμως εξαιτίας ταυτόχρονης πτύχωσης με τα φιλοξενούμενα πετρώματα (DIXON & DIMITRIADIS 1984) πολλοί ερευνητές τις αμφισβήτησαν, θεωρώντας ότι η μέγιστη ηλικία που μπορεί να δοθεί είναι μικρότερη της Προαλπικής. Το Αιγαίο Πέλαγος φιλοξενεί και αυτό πολλά οφιολιθικά συμπλέγματα τόσο στο κεντρικό όσο και στο νότιο μέρος (π.χ. Κυκλάδες, Ρόδος, Κάρπαθος), από το οποίο δεν θα μπορούσε να απουσιάσει και η Κρήτη με τις μικρές της εμφανίσεις (XATZIPANAGIOTOU 1983, 1988, 1991, KOEPKE et al. 1985, 2002).

Παρόλο που τα οφιολοιθικά συμπλέγματα του ελληνικού χώρου αποτελούν τμήμα πρώην ωκεάνιων φλοιών και πιο σωστά τμήμα ανώτερου μανδύα και φλοιού, υπάρχουν αρκετές συστασιακές και λιθολογικές διαφορές που βοηθούν στον διαχωρισμό τους. Οι οφιόλιθοι που απαρτίζουν τη δυτική ζώνη περιλαμβάνουν κυρίως λερζόλιθους, πλαγιοκλαστικούς χαρτσβουργίτες, γάββρους και ολιβινικούς θολεϊτες (λερζολιθικός τύπος οφιολίθων), ενώ οι σχηματισμοί της ανατολικής ζώνης αποτελούνται κυρίως από χαρτσβουργίτες, δουνίτες, τροκτόλιθους και τοναλίτες (χαρτσβουργιτικός τύπος οφιολίθων) (NICOLAS & JACKSON 1972, ROCCI et al. 1975). Από τα παραπάνω καταλήγουμε στο συμπέρασμα ότι οι οφιόλοθοι της δυτικής ζώνης έχουν προέλθει από εμπλουτισμένο μανδύα σε σχέση με τους οφιόλιθους της ανατολικής ζώνης, οι οποίοι φαίνεται να είναι υπόλειμμα απεμπλουτισμένου μανδύα, που έχει υποστεί κάποιο βαθμό μερικής τήξης (BEBIEN et al. 1980). Εκτός από την πετρολογική της σημασία, η διαφορά αυτή έχει και ιδιαίτερο κοιτασματολογικό αντίκτυπο, αφού στις χαρτσβουργιτικού τύπου εμφανίσεις και των δύω ζωνών, απαντούν πλούσια κοιτάσματα χρωμίτη σουλφιδίων. Εκπρόσωπο αυτού του τύπου στη Ελλάδα είναι το οφιολιθικό σύμπλεγμα του Βούρινου που είναι παγκόσμιας αναγνώρισης. Μια σημαντική δομική διαφορά μεταξύ της δυτικής και ανατολικής ζώνης οφιολίθων, είναι η απουσία οφιολιθικών μιγμάτων (mélange) από την πρώτη. Σχετικά με την συγκεκριμένη θεωρία έχουν ειπωθεί δύο απόψεις. Η πρώτη αναφέρει ότι η mélange σχηματίστηκε, αλλά εξαιτίας της έκθεσης στην επιφάνεια και της επίδρασης των εξωγενών διεργασιών υπέστη ολοκληρωτική διάβρωση με αποτέλεσμα να μην είναι ορατή σήμερα. Η δεύτερη και πιο επικρατέστερη αναφέρει ότι δεν σχηματίστηκαν ποτέ. Η ορθότητα της δεύτερης άποψης προκύπτει από επιπλέον στοιχεία όπως, ότι μέχρι σήμερα δεν έχουν εντοπισθεί ολισθοστρωτατικοί χαρακτήρες και διαστροφικές διεργασίες, που σε συνδυασμό με την παρουσία γρανιτικών διεισδύσεων στα οφιολιθικά σώματα αποτελούν ένδειξη της αυτόχθονης φύσης τους και ότι σχηματίστηκαν σε μια ενσιαλική περιοχή (BEBIEN et al. 1986, MIGIROS & GALEOS 1988, PLATEVOET & BEBIEN 1992). Τα στοιχεία αυτά έρχονται σε αντίθεση με την εμφάνιση χαοτικής δομής σχηματισμών στη δυτική ζώνη και επιβεβαιώνει τον αλλόχθονο χαρακτήρα τους (BAUMGARTNER & BERNOULI 1976, XATZIPANAGIOTOU 1990, JONES & ROBERTSON 1991, LANGOSH et al. 2000). Ανάλογα παραδείγματα οφιολίθων που συνδέονται με πλουτώνιας φύση διεισδύσεις, έχουν παρατηρηθεί και σε παγκόσμια κλίμακα και είναι τα συμπλέγματα Sarmiento και Tortuga στη Χιλή (DALZIEL et al. 1974, STERN et al. 1976, BRUHN & DALZIEL 1977, SAUNDERS et al. 1979, ELTHON & RIDLEY 1980) ή ακόμα το σύμπλεγμα Semail του

Ομάν (SEARLE et al. 1980, SEARLE & MALPAS 1982, ROBERTSON 1987, BERNOULI & WEISSERT 1987). Ένα από τα κύρια χαρακτηριστικά των οφιολίθων της δυτικής ζώνης είναι η παρουσία στη βάση αυτών μεταμορφικών πελμάτων ή ανεστραμμένων μεταμορφικών άλω, πρασινοσχιστολιθικής έως αμφιβολιτικής φάσης μεταμόρφωσης. Τα πέλματα αυτά δημιουργούνται στα τελικά στάδια κλεισίματος ενός ωκεάνιου φλοιού όπου το υπολειμματικό 1% της αρχικής μάζας αρχίζει και τεμαχίζεται στοιβάζεται πριν την πρώτη τοποθέτηση επί γειτονικών ηπειρωτικών τεμαχών, ενώ είναι ακόμη το υλικό ζεστό. Από ραδιοχρονολογήσεις έχει διαπιστωθεί ότι οι οφιόλιθοι της δυτικής ζώνης κερματίστηκαν λίγο μετά τον σχηματισμό τους σε μια διανοιγόμενη ωκεάνια περιοχή. Σχετικά με την προέλευση των οφιολιθικών εμφανίσεων του ελληνικού χώρου έχουν προταθεί και διατυπωθεί αρκετές θεωρίες. Από αυτές, τρείς φαίνεται να συγκλίνουν πιο κοντά στην επίλυση του προβλήματος. Η πρώτη αναφέρει σχηματισμό και των δυο ζωνών οφιολίθων στον ωκεανό του Αξιού, η δεύτερη σχηματισμός ζωνών οφιολίθων σε δύο ξεχωριστές λεκάνες, του Αξιού και της Πίνδου ενώ η Τρίτη αναφέρει σχηματισμός οφιολίθικού συμπλέγματος σε μια ενιαία λεκάνη και μεταγενέστερος διαμελισμός σε δύο παράλληλες ζώνες, εξαιτίας τεκτονικής επίδρασης. Σύμφωνα με την πρώτη θεωρία οι οφιόλιθοι σχηματίστηκαν είτε σε περιβάλλον μεσοωκεάνιας ράχης από ΜΟRB τήγμα, είτε σε περιβάλλον με κέντρο διάνοιξης πάνω από ενδοωκεάνια καταβύθιση από μερική τήξη της καταβυθιζόμενης πλάκας, γνωστό διεθνώς ως SSZ περιβάλλον ή σε συνδυασμό των δύο παραπάνω θεωριών και στη συνέχεια τοποθετήθηκαν προς τα ΝΔ πάνω στην Πελαγονική μικροήπειρο (AUBOUIN et al. 1970). Η άποψη της πρώτης θεωρία σε περιβάλλον μεσοωκεάνιας ράχης, αν και απλή και υποστηριζόμενη από αρκετούς ερευνητές (BERNOULI & LAUBSCHER 1972, ZIMMERMAN 1972, VERGELY 1976, 1977, JACOBSHAGEN et al. 1978, JACOBSHAGEN 1986), δεν μπορεί να δώσει απαντήσεις που σχετίζονται με την τοποθέτηση των οφιολίθων κατά μια ΒΑ διεύθυνση. Το συμπέρασμα αυτό προκύπτει τόσο από μελέτη πλαστικών δομών στους οφιόλιθους (RASSIOS et al. 1994), όσο και από στοιχεία κινηματικής στα μεταμορφικά πέλματα. Η δεύτερη άποψη, που είναι η επικρατέστερη και υποστηρίζεται από τους περισσότερους ερευνητές (HYNES et al. 1972, MERCIER et al. 1975, SMITH 1979, 1993, SMITH et al. 1979, JONES & ROBERTSON 1991, ROBERTSON et al. 1991, DOUTSOS et al. 1993, RASSIOS et al. 1994), προτείνει ανάπτυξη οφιολίθων σε SSZ περιβάλλον στο νότιο τμήμα της λεκάνης της Πίνδου. Άλλος επιστήμονας που συμφωνεί με την άποψη της ανάπτυξης οφιολίθων στην λεκάνη της Πίνδου είναι ο

SMITH (1993), ο οποίος σε σχέση με τους υπόλοιπους ερευνητές προτείνει γένεση οφιολίθων από διάνοιξη μιας περιθωριακής λεκάνης πίσω από την ενδοωκεάνια καταβύθιση, σαν περιβάλλον σχηματισμού των οφιολίθων. Σύμφωνα με το μοντέλο αυτό, στο ανατολικό περιθώριο του ωκεανού του Αξιού εκδηλώταν καταβύθιση με ΝΔ διεύθυνση, με αποτέλεσμα το προϊόν της μερικής τήξης της καταβυθισμένης πλάκας να είναι σε θέση να επηρεάζει τον χημισμό των οφιολίθων που σχηματίζονταν στην γειτονική λεκάνη της Πίνδου. Η Τρίτη άποψη της πρώτης θεωρίας παρουσιάζει ένα μοντέλο σύμφωνα με το οποίο η δυτική και ανατολική ζώνη οφιολίθων αποτελούσαν μια ενιαία μάζα (SMITH & SPRAY 1984), η οποία διαχωρίστηκε από αριστερόστροφο ρήγμα, με τελικό αποτέλεσμα την σημερινή τους κατανομή σε δύο ανεξάρτητες ζώνες. Παρόλο που η παραπάνω άποψη φαντάζει αρκετά καλή υπάρχει ένα πρόβλημα που έχει σχέση με μετατόπιση του αριστερού σκέλους του ρήγματος σε μια απόσταση 700 km προς βορά σε διάστημα 20 Ma χρόνων. Μετατοπίσεις τέτοιων διαστάσεων είναι εφικτές με ετήσια μετατόπιση 3,5 cm του ανατολικού σκέλους σε σχέση με το δυτικό. Αυτό το όριο υπερβαίνει αρκετά τους σημερινούς ρυθμούς μετακινήσεως, έτσι όπως πηγάζουν από τεκτονικές μελέτες, με αποτέλεσμα το μοντέλο των SMITH & SPRAY (1984) να βρει λίγους υποστηρικτές. Η δεύτερη θεωρία ανήκει στον MOUNTRAKIS (1986), που υποστηρίζει ότι έχουν εντοπισθεί αρκετές ομοιότητες μεταξύ των δυτικών περιθωρίων της Πελαγονικής και Σερβομακεδονικής που αμφότερα αποτελούσαν στο παρελθόν Τριαδικά ηπειρωτικά παθητικά περιθώρια (VERGELY 1984). Στις παρυφές των παθητικών αυτών περιθωρίων θεωρείται ότι αναπτύχθηκαν δύο περιθωριακές λεκάνες σε SSZ περιβάλλον, η λεκάνη της Πίνδου στα δυτικά (π.χ. Πίνδος, Όθρυος κ.τ.λ.) της Πελαγονικής μάζας και αντίστοιχα η λεκάνη του Αξιού στα ανατολικά αυτής (π.χ. Δυτική Χαλκιδική), στις οποίες αναπτύχθηκαν οφιόλιθοι, τμήματα των οποίων τοποθετήθηκαν συγχρόνως από τα δυτικά πάνω στη Πελαγονική και στην Σερβομακεδονική μάζα. Παρόμοιο μοντέλο χρησιμοποιεί και ο KARAMATA για αντίστοιχες οφιολιθικές εμφανίσεις στην περιοχή της πρώην Γιουγκοσλαβίας. Σχετικά με τα οφιολιθικά συμπλέγματα που απαντούν στην περιοχή της ΒΑ Ελλάδας έχουν προταθεί δύο εξελικτικά μοντέλα (TSIKOURAS & XATZIPANAGIOTOU 1998). Το πρώτο αναφέρει μια ενδοωκεάνια ζώνη καταβύθισης προς τον Βορρά στη λεκάνη του Αξιού. Κατά τη διάρκεια της καταβύθισης με την βοήθεια επωθητικού μηχανισμού έχουμε την αποκόλληση και τοποθέτηση των οφιολιθικών συμπλεγμάτων της Γευγελής, του Ωραιοκάστρου, της κεντρικής Χαλκιδικής Έβρου, της Λέσβου και της Σαμοθράκης (Innermost Hellenic Ophiolite Belt IMHOB κατά BEBIEN et al. 1986, και ESL, αντίστοιχα, κατά TSIKOYRAS & XATZIPANAGIOTOU 1998). Όσον αφορά τα οφιολιθικά

συμπλέγματα της Βόλβης, του Γοματίου και των Θερμών, πιστεύεται ότι είναι αποτέλεσμα εφελκυστικών δυνάμεων και ανόδου του μάγματος στις λεκάνες πίσω από το ηφαιστειακό τόξο (Therma Volvi Gomati Complex-TVG, κατά DIMITRIADIS 1980) που δημιουργήθηκε εξαιτίας της καταβύθισης. Το δεύτερο μοντέλο σε σύγκριση με το πρώτο θεωρεί ότι η ενδοωκεάνια υποβύθιση έγινε προς νότο με αποτέλεσμα τη δημιουργία του ηφαιστειακού τόξου, την εμφάνιση TVG, καθώς και των IMHOB στην λεκάνη όπισθεν αυτού, με εμπλοκή της Παλαιοτηθύος. Για την περιγραφή του μηχανισμού και του της διεύθυνσης τοποθέτησης των οφιολιθικών συμπλεγμάτων του ελληνικού χώρου επί των παθητικών περιθωρίων προτάθηκαν : αρχική τοποθέτηση οφιολίθων από τα ανατολικά προς τα δυτικά πάνω στην Πελαγονική, κατά τη διάρκεια του Άνω Ιουρασικού (Αξιός, Εύβοια) και από τα δυτικά προς τα βορειοανατολικά στο Κατώτερο Κρητιδικό (Όθρυς, Βούρινος, Πίνδος) Οι μηχανισμοί που προτάθηκαν για την μηχανική τους τοποθέτηση είναι : τοποθέτηση κατά μήκος ανοιχτού ενεργού περιθωρίου (π.χ. Όθρυς, SMITH & WOODCOCK 1976) εμπροσολίσθηση κατά τη διάρκεια συνεχούς υπώθησης (ROBERTSON & DIXON 1984, SMITH & SPRAY 1984) Από τη μελέτη των πτυχωμένων οφιολιθικών πετρωμάτων της δυτικής Όθρυς (SMITH et al. 1975) έχει βρεθεί μια ABA αρχική διεύθυνση κίνησης τοποθέτησης η οποία τελικά αλλάζει προς τα δυτικά, εξαιτίας συμπιεστικής τεκτονικής κατά τη διάρκεια του Ηωκαίνου, τοποθετώντας τους οφιόλιθους πάνω από τον Πινδικό φλύσχη. Η γενική διεύθυνση όλου του συμπλέγματος είναι προς τα δυτικά, αποτέλεσμα στο οποίο κατέληξε ο WRIGHT (1986), μετά από μελέτες δομών υψηλής Τ στους τεκτονίτες του Βούρινου. Όμως από την εύρεση γραμμών ολίσθησης νοτιοδυτικής κλίσης στους περιδοτίτες της ενότητας Καβάλας και δομών υψηλών Τ, όμοιων με αυτών του Βούρινου, αναγνωρίστηκε μία ακόμη κίνηση που έλαβε χώρα στα αρχικά στάδια τοποθέτησης του οφιολιθικού συμπλέγματος της Πίνδου (ROBERTSON et al. 1991) η οποία συμφωνεί με το μοντέλο του αμφίπλευρου ορογενούς. Όλα τα προαναφερθέντα γεωτεκτονικά μοντέλα και όλοι οι μηχανισμοί τοποθέτησης των οφιολιθικών συμπλεγμάτων είναι ελλιπής καθώς δεν μπορούν να εξηγήσουν τον πολύπλοκο χαρακτήρα των οφιολίθων και το τεκτονικό περιβάλλον σχηματισμού τους σε σχέση με τη σημερινή τους μορφή. Στη κατηγορία αυτή συμπεριλαμβάνεται και το μοντέλο της διπλής λωρίδας, που έχει υιοθετηθεί για να περιγράψει τους ελληνικούς οφιόλιθους στο οποίο θα πρέπει να δοθεί ιδιαίτερη έμφαση στα εξής :

κάποια οφιολιθικά συμπλέγματα δεν έχουν κατηγοριοποιηθεί σε μια από τις δυο ζώνες, με χαρακτηριστικό παράδειγμα, οι οφιόλιθοι του Βούρινου ορισμένα μικρότερα οφιολιθικά συμπλέγματα φαίνεται να συνθέτουν ένα μικρότερο οφιολιθικό κλάδο περιορισμένες οφιολιθικές εμφανίσεις εντοπίζονται και στο νοτιοανατολικό τμήμα του Ελληνικού τόξου (Κρήτη, Κάρπαθος, Ρόδος) 1.5 ΣΚΟΠΟΣ ΕΡΕΥΝΑΣ Η παρούσα πτυχιακή εργασία, κύριο σκοπό έχει την μελέτη, την περιγραφή και την κατανόηση των γεωτεκτονικών περιβαλλόντων σχηματισμού καθώς και των επιμέρους διεργασιών που υπέστησαν οι οφιόλιθοι, κατά τη διάρκεια σχηματισμού τους, κατά τη διάρκεια επώθησής τους σε ηπειρωτικό περιθώριο καθώς και μετά την τελική τους τοποθέτηση επί αυτού. Για τη υλοποίηση του σκοπού αυτού, πραγματοποιήθηκε έρευνα υπαίθρου που περιέλαβε συστηματική μακροσκοπική, μικροσκοπική περιγραφή και ταξινόμηση των πετρωμάτων με τη βοήθεια του συστήματος της I.U.G.S. (International Union of Geological Science, STRECKEISEN et al. 2000). Κατά τη διάρκεια της εργασίας υπαίθρου ελήφθησαν αντιπροσωπευτικά δείγματα των λιθολογιών της περιοχής, με στόχο την μικροσκοπική ανάλυση από λεπτές τομές που σχηματίστηκαν και πάρθηκαν από αυτά, καθώς και μακροσκοπική ανάλυση της δομής, των ορυκτών, του ιστού και της υφής, όπου αυτά που μπορούν και διακρίνονται με το γυμνό μάτι και με την αφή. Η μικροσκοπική ανάλυση πραγματοποιήθηκε στις λεπτές τομές, με την βοήθεια πολωτικού μικροσκοπίου, που σε συνδυασμό με το ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης έδωσαν πιο σαφή και ολοκληρωμένα αποτελέσματα στην έρευνα μας. Εκτός από τις παραπάνω μεθόδους κρίθηκε απαραίτητη και η συμβολή γνώσεων που θα πάρουμε από τη διεξαγωγή ορυκτοχημικών και πετροχημικών αναλύσεων και θα διαφωτίσουν την μελέτη των πετρογενετικών και ιδιαίτερα των μετασωματικών διεργασιών. Στις ορυκτοχημικές αναλύσεις δόθηκε ιδιαίτερη έμφαση στον ακριβή προσδιορισμό της χημικής σύστασης του σπινελίου, του ολιβίνη, του χλωρίτη και των πυροξέων που αναγνωρίστηκαν σε σερπεντινίτες και υπολειμματικούς λιθότυπους καθώς και της αλλαγής σύστασης ορυκτών ίδιας ομάδας στη δομή του ίδιου λιθότυπο ή ακόμα και σε διαφορετικούς λιθότυπους. Από την συνένωση των αποτελεσμάτων που προέκυψαν μετά την ολοκλήρωση της μελέτης και των ερευνών, προτάθηκαν ερμηνείες που αφορούν την πετρογενετική εξέλιξη

του μανδύα της περιοχής και την γεωτεκτονική τοποθέτηση των οφιολίθων στη σημερινή τους θέση. Η μελέτη αυτή έχει επιπλέον στόχο να βοηθήσει στην κατανόηση της παλαιογεωγραφικής και γεωδυναμικής εξέλιξη του ευρύτερου χώρου της βορειοανατολικής Ελλάδας και να συμπλήρωση τα ήδη υπάρχοντα γεωλογικά στοιχεία που θα οδηγήσουν στην επίλυση του μυστηρίου της γεωλογίας των οφιολίθων της ανατολικής ζώνης. Η επιλογή του Γοματίου ως πεδίου έρευνας υπαγορεύτηκε από το γεγονός ότι τα πετρώματα τόσο του οφιολιθικού συμπλέγματος της περιοχής όσο και των επιμέρους οφιολοθικών συμπλεγμάτων της Σερβομακεδονικής ζώνης δεν έχουν υποστεί τόσο συστηματική και εντατική μελέτη. Ακόμα κι αν υπάρχουν μερικές αναφορές σχετικά με τους οφιόλιθους του Γοματίου, αυτές είναι παλιές και τις περισσότερες φορές αφορούν μόνο συγκεκριμένα αναπάντητα ερωτήματα με αποτέλεσμα να υπάρχουν μεγάλα κενά στο βιογραφικό των συγκεκριμένων οφιολίθων. 1.6 ΜΕΘΟΔΟΙ ΕΡΕΥΝΑΣ 1.6.1 Πολωτικό μικροσκόπιο μικροσκοπική μελέτη τομών Για την μικροσκοπική μελέτη των πετρωμάτων χρησιμοποιήθηκε πολωτικό μικροσκόπιο μέσω του οποίου ήταν δυνατή η διάκριση των διάφορων ορυκτών που απαρτίζουν τους λιθότυπους, του ιστού που τα αντιπροσωπεύουν αλλά και των διαφόρων διεργασιών που μπορεί να έχει υποστεί το πέτρωμα, όπως μεταμόρφωση π.χ. σερπεντινίωση, οξείδωση, εξαλλοίωση κ.α. Η μελέτη πραγματοποιήθηκε στο εργαστήριο Πετρογραφίας Ορυκτολογίας που διαθέτει το Πανεπιστήμιο Πατρών, το είδος πολωτικού μικροσκοπίου που χρησιμοποιήθηκε είναι το μοντέλο SM-LUX POL ORTHOPLAN και ανήκει στη κατηγορία της μάρκας Leitz. Εκτός από στιγμιαία παρατήρηση ήταν δυνατή και η αποκόμιση φωτογραφιών με την βοήθεια κάμερας PROGRESS για τον εμπλουτισμό της πτυχιακής εργασίας, ώστε να υπάρχουν αποδεικτικά στοιχεία για την έρευνα αλλά και για να γίνει πιο ευχάριστη κατά την ανάγνωση. Επειδή το μικροσκόπιο αποτελεί βασικό εργαλείο εργαστηριακής μελέτης κάθε πετρολόγου, περιγράφονται παρακάτω τα διάφορα τμήματα που το απαρτίζουν : Προσοφθάλμιος φακός : Αποτελεί το τμήμα που συνδέει τον παρατηρητή με την λεπτή τομή. Βρίσκεται στο πάνω μέρος του σωλήνα του μικροσκοπίου και μεγεθύνει το είδωλο που δημιουργείται από τους αντικειμενικούς φακούς Φακός Bertrand : Είναι ένας μικρός φακός ακριβώς πάνω από τον αναλυτή και παρεμβάλλεται στην πορεία του φωτός κατά βούληση. Χρησιμεύει για την παρατήρηση των κωνοσκοπικών εικόνων.

Πρίσμα : Χρησιμοποιείται για την κάμψη της φωτεινής δέσμης, ώστε να βρίσκεται σε κατάλληλη θέση για παρατήρηση. Σε πιο προχωρημένα μικροσκόπια το πρίσμα οδηγεί την φωτεινή δέσμη σε κατάλληλη θέση για την λήψη φωτογραφιών. Αναλυτής : Βρίσκεται πάνω από τους αντικειμενικούς φακούς και παρεμβάλλεται στην πορεία του φωτός κατά βούληση. Είναι όμοιος με τον πολωτή, έχει όμως διεύθυνση κράδανσης Β-Ν, δηλαδή κάθετη σε αυτή του πολωτή. Ο πολωτής και ο αναλυτής αναφέρονται και ως Nicols, διότι στα πρώτα μικροσκόπια για την πόλωση του φωτός χρησιμοποιούνταν πρίσματα Nicol. Αντισταθμιστής : Είναι πλακίδιο που τοποθετείται σε μία σχισμή υπό γωνία 45 o ως προς το σταυρόνημα ακριβώς πάνω από το περιστρεφόμενο σύστημα των αντικειμενικών φακών και κάτω από τον αναλυτή. Τα πιο κοινά χρησιμοποιούμενα πλακίδια από χαλαζία αν και υπάρχουν και πλακίδια γύψου, μοσχοβίτη, καθώς και ο αντισταθμιστής Berek. Αντικειμενικοί φακοί : Οι αντικειμενικοί φακοί είναι μεγεθυντικοί φακοί προσαρμοσμένοι σ ένα περιστρεφόμενο σύστημα με τρεις αντικειμενικούς φακούς των οποίων οι μεγεθύνσεις είναι συνήθως 4x, 10x και 40x. Τράπεζα μικροσκοπίου : Είναι κυκλική και τοποθετημένη κατά τέτοιο τρόπο ώστε να περιστρέφεται περί κατακόρυφο άξονα. Συγκεντρωτικός φακός : Είναι τοποθετημένος πάνω από το διάφραγμα και κάτω από την τράπεζα του μικροσκοπίου. Χρησιμοποιείται για την κωνοσκοπική παρατήρηση, δημιουργούντος μια ισχυρή συγκλίνουσα δέσμη φωτός, κατά την οποία σχηματίζονται κωνοσκοπικές εικόνες που εξετάζονται με το μεγάλης μεγέθυνσης αντικειμενικό φακό και το φακό Bertrand. Διάφραγμα ίριδας : Βρίσκεται πάνω από τον πολωτή και ρυθμίζει τη διάμετρο της φωτεινής δέσμης, που περνά από το μικροσκόπιο. Κλείνοντας το διάφραγμα μειώνεται η διάμετρος της φωτεινής δέσμης και τα όρια των ορυκτών διαγράφονται εντονότερα. Πολωτής : Μετασχηματίζει το μη πολωμένο φως της πηγής σε επίπεδα πολωμένο. Φωτιστική πηγή : Τοποθετείται στη βάση του μικροσκοπίου και αποτελείται από μία λάμπα αλογόνου λευκού φωτός και ένα σύστημα φακών και κατόπτρων, που κατευθύνουν το φως προς τα επάνω. Κοχλίες εστίασης : Περιστρεφόμενοι, ανυψώνουν ή υποβιβάζουν το σύστημα της τράπεζας.

2. ΕΡΓΑΣΙΑ ΥΠΑΙΘΡΟΥ 2.1 ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΕΣΩΤΕΡΙΚΩΝ ΕΛΛΗΝΙΔΩΝ ΚΑΙ ΕΛΛΗΝΙΚΗΣ ΕΝΔΟΧΩΡΑΣ 2.1.1 Γεωλογία των Εσωτερικών Ελληνίδων Η περιοχή μελέτης εντοπίζεται στις Εσωτερικές Ελληνίδες και συγκεκριμένα στην Σερβομακεδονική Μάζα που δομείται σε μεγάλο μέρος από μεταμορφωμένα πετρώματα, πιθανόν Παλαιοζωικής ηλικίας. Οι Εσωτερικές Ελληνίδες απλώνονται στα ανατολικά όρια της Απουλίας πλατφόρμας και δομούνται από μια σειρά ισοπικών ζωνών, των οποίων κύριο χαρακτηριστικό είναι τα δυο ορογενετικά φαινόμενα που τις επηρέασαν, ένα παλαιότερο και ένα νεότερο. Το παλαιότερο έλαβε χώρα κατά Κατώτερο Κρητιδικό και αναφέρεται ως Παλαιοαλπικό ενώ το νεώτερο κατά το τέλος Ηωκαίνου και ονομάζεται Μεσοαλπικό. Η κατανομή των ζωνών ξεκινά από τα δυτικά προς τα ανατολικά με τη Ζώνη Βοιωτίας, Υποπελαγονική Ζώνη, Πελαγονική Ζώνη, Αττικοκυκλαδική Μάζα, Ζώνη Αξιού, και τις ζώνες Περιροδοπική, Σερβομακεδονική,Ροδόπη. Εκτός από τις ζώνες αυτές στην γεωγραφική περιοχή των Εσωτερικών Ελληνίδων περιλαμβάνετε και η περιοχή του Αιγαίου πελάγους για την οποία τόσο η γεωλογική όσο και η γεωτεκτονική εξέλιξη παραμένουν σχεδόν άγνωστες, επειδή το μεγαλύτερο μέρος της περιοχής καλύπτεται από θάλασσα και οι μόνες πληροφορίες που προσφέρονται προς γνώση προέρχονται από μελέτες στα απομονωμένα νησιά. 2.1.2 Γεωλογία της Ελληνικής Ενδοχώρας Σύμφωνα με τις κλασικές έρευνες που έγιναν στην Βόρεια Ελλάδα (BRUN 1956, MERCIER 1968, KRONBERG et al. 1970, KOCKEL et al. 1971, KAYFFMAN et al. 1976, MOUNTRAKIS et al. 1983, ΜΟUΝΤΡΑΚIS 1983), ο χώρος της Ανατολικής Μακεδονίας και της Θράκης αντιπροσωπεύει την Ελληνική Ενδοχώρα (Μάζες Ροδόπης και Σερβομακεδονικής), ενώ η Κεντρική και Δυτική Μακεδονία τις Εσωτερικές Ελληνίδες, δηλαδή την Περιροδοπική ζώνη, την ζώνη Αξιού, την Πελαγονική και την Υποπελαγονική Ζώνη. Τα πετρώματα που μελετήθηκαν, βρίσκονται στην ανατολική Χαλκιδική, που απαντά στη ΒΑ Ελλάδα και γεωτεκτονικά ανήκει στην Σερβομακεδονική Μάζα. Οι σχηματισμοί που συναντώνται στην Περιροδοπική ζώνη αντιπροσωπεύουν την παλαιογεωγραφική κατωφέρεια της Σερβομακεδονικής Μάζας, η οποία αποτελούσε το περιθώριο του ηπειρωτικού κρατώνα της Ροδόπης. Η εξέλιξη των ενοτήτων που απαρτίζουν

ξεχωριστά την καθεμία από της δυο ισοπικές ζώνες, έχει ξεκίνημα το Πέρμιο, με την Μάζα της Ροδόπης να είναι η μοναδική που έχει δεχθεί προγενεστέρα την επίδραση των ορογενετικών επεισοδίων. Το τελικό στάδιο εξέλιξής τους, που οδήγησε στη σημερινή τους μορφή έγινε κατά τη διάρκεια του Ηώκαινου με την Λαμαρική ορογενετική φάση. Η ζώνη της Ροδόπης η αλλιώς Ρίλα Ροδόπη καθιερώθηκε από τον DIMITROV (1955) και θεωρείται κρατωνικός πυρήνας, που στο παρελθόν αποτελούσε την νοτιότερη παρυφή της Ευρασιατικής ηπείρου (DEWEY & BIRD 1970, DEWEY et al. 1973, ROBERTSON & DIXON 1984). Σχετικά με τα πετρολογικά χαρακτηριστικά της περιοχής αναφέρεται ότι επικρατούν κατά κύριο λόγο μεταμορφωμένα πετρώματα, με το τελευταίο επεισόδιο μεταμόρφωσης να έχει συμβεί το Ηώκαινο. Ο προσδιορισμός της ηλικίας είναι αποτέλεσμα ραδιοχρονολογικών δεδομένων (LIATI 1986), ενώ βάση τεκτονολιθοστρωτατογραφικών συσχετισμών έχουν υποτεθεί τόσο Προκάμβριες (DIMITROV & ZIDAROV 1969) όσο και Μεσοζωικές ηλικίες (KRONBERG et al. 1970, BILLET & NESBIT 1986). Από το γενικό σύνολο των ερευνών που πραγματοποιήθηκαν στην Μάζα της Ροδόπης έχει διαπιστωθεί ότι υπάρχει μια γενική αύξηση των συνθηκών πίεσης/θερμικρασίας των σταδίων μεταμόρφωσης των πετρωμάτων. Έτσι ενώ στα νότια τμήματα της Ροδόπης τα πετρώματα έχουν μεταμορφωθεί στην ανώτερη πρασιχοσχιτολιθική φάση τα πετρώματα του βορείου τμήματος παρουσιάζουν στοιχεία αμφιβολιτικής φάσης μεταμόρφωσης. Επιπλέον στην μάζα της Ροδόπης έχουν αναγνωριστεί και εκτεταμένες καλυμματικές κινήσεις αλπικής ηλικίας ( KRONBERG 1966, 1969, MEYER 1966, 1968, 1969, KRONBERG et al. 1970, KOKKINAKIS 1980, MOUNTRAKIS 1985, KOUKOUVELAS & DOUTSOS 1990). Σε πολλές των περιπτώσεων η τεκτονική που εκδηλώθηκε την περίοδο εκείνη συνδέεται με φαινόμενα ανάτηξης του φλοιού και μαγματογένεση γρανιτικών και ρυολιθικών ανδεσιτικών σχηματισμών Ηωκαινικής Ολιγοκαινικής ηλικίας (ΚΟΤΟΠΟΥΛΗ 1981, KOTOPOULI & PE-PIPER 1989a, KOTOPOULI & PE-PIPER 1991). H Σερβομακεδονική Μάζα αν και αρχικά θεωρούσαν ότι αποτελεί ενιαίο κομμάτι με την Μάζα της Ροδόπης, τελικά διαχωρίστηκε από αυτήν από τους DIMITRIJEVIC (1963), JARANOV (1960), ARSOVSKI (1961) και KOCKEL & WALTHER (1965). Από πετρολογική άποψη αποτελείται και αυτή, όπως και τα προαναφερόμενα πετρώματα της Ροδόπης, από σχηματισμούς που έχουν μεταμορφωθεί στην αμφιβολιτική φάση. Οι ηλικίες των πετρωμάτων είναι τόσο Ερκύνειες όσο και Αλπικές (KOCKEL et al. 1971, PAPADOPOULOS & KILIAS 1985, KASSOLI-FOURNARAKI et al. 1985, ΚΟΥΡΟΥ 1991, ΣΙΔΗΡΟΠΟΥΛΟΣ 1991), πράγμα που έχει διαπιστωθεί και επιβεβαιωθεί μέσω

τεκτονικής ανάλυσης των πολύπλοκων παραμορφωτικών επεισοδίων που έχει υποστεί η Σερβομακεδονική Μάζα (KOCKEL et al. 1977, PAPADOPOULOS 1982, PAPADOPOULOS & KILIAS 1985, CHATZIDIMITRIADIS et al. 1985, ΣΙΔΗΡΟΠΟΥΛΟΣ 1991). Στα όρια της, η Σερβομακεδονική Μάζα φαίνεται να έχει επωθηθεί προς τα ανατολικά πάνω στην Μάζα της Ροδόπης μέσω της επώθησης του Στρυμόνα και προς τα δυτικά πάνω στην Περιροδοπική Μάζα κατά μήκος της ζώνης Δοϊράνης Κιλκίς Λαγκαδά (KOCKEL et al. 1971, MOUNTRAKIS 1985, ΠΑΠΑΝΙΚΟΛΑΟΥ 1986). Επίσης χαρακτηριστική είναι η ύπαρξη διαμελισμένων, τμημάτων οφιολιθικού συμπλέγματος, η γένεση των οποίο αναφέρεται σ ένα σύμπλεγμα τάφρων (DIMITRIADIS 1980, DIXON & DIMITRIADIS 1984), καθώς και πλήθους γρανιτικών σωμάτων Ιουρασικής και Ηωκαινικής Ολιγοκαινικής ηλικίας (ΜARAKIS 1969, KOCKEL et al. 1971, 1977, DURR et al. 1978, CHATZIDIMITRIADIS et al. 1983). Η Ελλάδα μαζί με τον χώρο του Αιγαίου, τόσο κατά το παρελθόν όσο και σήμερα, υπόκεινται σε μεγάλο βαθμό παραμόρφωσης που συναντάται κυρίως κατά μήκος της ζώνης σύγκρουσης μεταξύ Αφρικής και Ευρώπης (JACKSON and Mc KENZIE, 1998). Αυτή η παρατήρηση γίνεται σήμερα, καθώς το 60% της συνολικής σεισμικής δράσης στην Ευρώπη καταγράφεται και απελευθερώνεται γύρω και μέσα σε αυτή την περιοχή (PAPAZACHOS, 1990). Τα δεδομένα αυτά ενισχύονται και από παλαιότερες ενδείξεις που αντιπροσωπεύουν το σύνθετο και περίπλοκο γεωλογικό σύστημα που έχει αναπτυχθεί στον χώρο του Αιγαίου και στην ευρύτερη χώρα (SAVVAIDIS et al., 1999). 2.2. ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΤΟΠΟΘΕΤΗΣΗ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ 2.2.1 Σερβομακεδονική Μάζα Η Σερβομακεδονική Μάζα βρίσκεται στα δυτικά της Ροδόπης και στα ανατολικά της Ζώνης Αξιού. Από γεωλογική άποψη τα ανατολικά όρια αποτελούνται από την ευρισκόμενη ζώνη Ροδόπης και συγκεκριμένα από την μεγάλη λεκάνη του ποταμού Στρυμόνα πλάτους πολλών χιλιομέτρων, ενώ στα δυτικά τα όρια συντελούνται από την παρουσία γραμμής επαφής των κρυσταλλοσχιστώδων πετρωμάτων με Περμοτριαδικά μεταϊζήματα της Περιροδοπικής Ζώνης. Στον Ελληνικό χώρο, καθαρή ανατολική επαφή των δύο μαζών υπάρχει μόνο σε δυο θέσεις : η πρώτη και βορειότερη, στα σύνορα με την Βουλγαρία στο όρος Άγγιστρο και δεύτερη νοτιότερη, στην περιοχή μεταξύ των χωριών Κάτω Λακοβίκια και Παλιοκώμη. Παρόλα αυτά ο προσδιορισμός των ορίων τόσο στα ανατολικά όσο και στα δυτικά ήταν πάντοτε μια δύσκολη απόφαση : ανατολικά, όπως αναφέραμε και παραπάνω, επειδή έχουμε τις κλαστικές αποθέσεις

οι οποίες είναι μεγάλου πάχους με αποτέλεσμα να καλύπτεται η γραμμή επαφής και να μην γίνεται σωστή μελέτη της σχέσης μεταξύ των δύο μαζών δυτικά επειδή δεν υπάρχον σαφής στοιχεία, λόγω των ομοιοτήτων, που να δηλώνουν τον καθαρό διαχωρισμό αυτών Η εξάπλωση της ζώνης, δεν περιορίζεται μόνο στον ελληνικό χώρο αλλά συνεχίζεται και στη γειτονική πρώην Γιουγκοσλαβία όσο και στην Βουλγαρία. Ο καθορισμός της ζώνης έγινε από μια σειρά ερευνητών όπως DIMITRIEVIC (1959), JARANOV (1960), AROVSKI (1961), KOCKEL & WALTHER (1965,1968) και MERCIER (1968). 2.2.2 Λιθοστρωματογραφική περιγραφή των ενοτήτων Στον ελληνικό χώρο η ζώνη υποδιαιρέθηκε σε δύο ενότητες πετρωμάτων : την Ενότητα Κερδυλίων που χαρακτηρίζεται ως η κατώτερη αρχαιότερη και την ανώτερη νεότερη Ενότητα Βερτίσκου (KOCKEL et al. 1971; 1977). Αναφορικά με τις δύο ενότητες, οι παλαιότερες απόψεις υποστήριζαν ότι μεταξύ τους υπάρχει μια ομαλή μεταβατική ζώνη μέσω της οποία γίνεται το πέρασμα από την μια ενότητα προς την άλλη (KOCKEL & WALTHER 1968) εξαιτίας της παρουσίας ίδιων λιθοτύπων πετρωμάτων, γνεύσιοι /σχιστόλιθοι, και στις δυο ενότητες, καθώς και ίδιων τεκτονικών στοιχείων. Αντίθετα νεότερες έρευνες που πραγματοποιήθηκαν στην περιοχή δείχνουν ότι οι δύο ενότητες διαχωρίζονται καθαρά από μια τεκτονική επαφή, η οποία δεν έχει ακόμη προσδιορισθεί. 1) ΕΝΟΤΗΤΑ ΚΕΡΔΥΛΙΩΝ Εμφανίζεται στην ανατολική Χαλκιδική καταλαμβάνοντας την περιοχή από τις εκβολές του ποταμού Στρυμόνα έως και την περιοχή του Στρατωνίου. Σύμφωνα με κάποιους ερευνητές η σειρά Κερδυλίων θεωρείται τμήμα της Ροδόπης, όμως επειδή η θεώρηση αυτή δεν γίνεται αποδεκτή απ όλους τους ερευνητές καταλήγουμε στην αποδοχή ότι είναι τμήμα της Σερβομακεδονικής Μάζας. Το πάχος της σειράς δεν ξεπερνά τις 3000 μέτρα και τα πετρώματά της συνιστούν τους βαθύτερους ορίζοντες των Εσωτερικών Ελληνίδων, αν όχι και όλης της Ελλάδας. Από τα κατώτερα προς τα ανώτερα τμήματα η ενότητα περιλαμβάνει (ΜOYNTΡΑΚΗΣ 1984): Βιοτιτικούς γνευσίους πάχους περίπου 700 μέτρων Κατώτερο μάρμαρο μέγιστου πάχους 150 μέτρων Βιοτιτικούς γνευσίους πάχους 1000 μέτρων στους οποίους παρεμβάλλονται

αμφιβολίτες και ασβεστοπυριτικά πετρώματα Ενδιάμεσο μάρμαρο μέγιστου πάχους 200 μέτρων με παρεμβολές γνευσίων και αμφιβολιτών Βιοτιτικός γνέυσιος μέγιστου πάχους 700-1000 μέτρων με παρεμβολές βιοτιτικώνκεροστιλβικών γνευσίων, αμφιβολιτών και λεπτών ενστρώσεων μαρμάρων Ανώτερο μάρμαρο πάχους που κυμαίνεται από 30-300 μέτρα στο οποίο παρεμβάλλονται βιοτιτικοί γνεύσιοι, βιοτιτικοί-κεροστιλβικοί γνεύσιοι, μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι, επιδοτιτικοί-ακτινολιθικοί σχιστόλιθοι και αμφιβολίτες 2) ΕΝΟΤΗΤΑ ΒΕΡΤΙΣΚΟΥ Η ενότητα Βερτίσκου βρίσκεται δυτικά της προηγούμενης ζώνης, καταλαμβάνει το κύριο μέρος της Χαλκιδικής και επεκτείνεται στον βορρά μέχρι τα σύνορα της Ελλάδας. Από λιθολογική άποψη η ενότητα περιλαμβάνει μια ακολουθία μιγματιτικών, οφθαλμοειδών ορθογνευσίων και μαρμαρυγιακών σχιστολίθων στους οποίους παρεμβάλλονται μάρμαρα μικρού πάχους, ενώ στους ανώτερους ορίζοντες κάνουν την εμφάνισή τους μεταγάββροι μεταβασίτες και ορθοαμφιβολίτες, των οποίων αρχικό πρωτόλιθο αποτελούσαν πρώην βασικά πυριγενή πετρώματα που υπέστησαν μεταμόρφωση. Οι ορθοαμφιβολίτες απαντούν ως ενδιαστρώσεις και φακοειδή σώματα στην μάζα των γνευσίων. Αξίζει να σημειωθεί ότι εκτός από τις λιθολογίες αυτές συναντάμε και σερπεντινικά σώματα που εισχωρούν στην δομή άλλων πετρωμάτων μέσω τεκτονικών επαφών. Κατά τις νεότερες απόψεις η ενότητα αντιστοιχεί σε ένα σύστημα καλυμμάτων που δομείται από τρείς τεκτονοστρωματο-γραφικές ενότητες (BURG et al. 1995) που αναλύονται παρακάτω. Α. Κατώτερη γνευσιακή ενότητα Η ενότητα αποτελείται από μεταϊζήματα (παρα-γνεύσιοι) στα οποία είναι διακριτοί υπολειμματικοί χαρακτήρες που υποδηλώνουν τη σχέση μεταξύ αρχικού πρωτόλιθου και τουρβιδιτικής γένεσης ιζήματα. Επιπρόσθετα στην ενότητα είναι δυνατόν να συναντήσουμε σταυρολιθικούς-γρανατικούς ή βιοτιτικούς σχιστόλιθους μαζί με μεταγραουβάκες, ορίζοντες μαρμάρου στα ανατολικά και μικρής έκτασης αμφιβολίτες. Οι αμφιβολίτες αυτοί πιθανά συνδέονται με τεκτονικές διοριτικές έως γρανοδιοριτικές διεισδύσεις και ο χαρακτήρας τους είναι προτεκτονικό ή συντεκτονικό αυτής της διεργασίας.

Β. Ενδιάμεση μετα-οφιολιθική ενότητα Στην ενότητα αυτή συναντάμε αμφιβολίτες και μεταμορφωμένα υπερβασικά πετρώματα πάχους που δεν ξεπερνά τις μερικές εκατοντάδες μέτρα. Οι λιθολογίες αυτές επιπλέουν σε χαλαζοαστριούχα θεμελιώδη μάζα και είναι παρενστρωμένοι μαζί με μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους. Χαρακτηριστικό την ενότητας είναι η παρουσία ισχυρά διαπεραστικής φολίωσης που φέρνει πάνω της καλά εκφρασμένη κρυσταλλική γράμμωση. Από τα παραπάνω στοιχεία προκύπτει ότι τα πετρώματα αναφέρονται ως μυλωνίτες, που προέρχονται είτε από ιζηματογενή πετρώματα είτε από μαγματικά σώματα όξινης έως βασικής σύστασης. Με βάση τα χαρακτηριστικά τους, οι μυλωνίτες κατατάσσονται από πρώτο- έως αφανείς μυλωνίτες (ΚΟΥΚΟΥΒΕΛΑΣ 1998). Οι μεταμορφωμένοι υπερβασικοί φακοί αποτελούν τμήματα ενός υπολειμματικού οφιολιθικού συμπλέγματος και θεωρείται ότι αντιπροσωπεύουν τους αντίστοιχους χαρτσβουργίτες. Από μελέτες που πραγματοποιήθηκαν προέκυψε το συμπέρασμα ότι το σύμπλεγμα, εκτός των χαρτσβουργιτών περιλαμβάνει μεταγάββρους και αμφιβολίτες βασαλτικής σύστασης των οποίων τα ιχνοστοιχεία παραπέμπουν σε βασάλτες ωκεάνιου φλοιού (KASSOLI-FOYRNARAKI et al 1995; SAPOYNTZIS et al 1990). Από γεωγραφική και γεωλογική άποψη οι μυλωνίτες αποτελούν τα όρια μεταξύ του δυτικού και του ανατολικού τμήματος της Σερβομακεδονικής Μάζας και χωρίζουν την ανώτερη από την κατώτερη γνευσιακή ενότητα. Γ. Ανώτερη γνευσιακή ενότητα Η ενότητα περιλαμβάνει μιγματιτικούς γνευσίους οι οποίοι αναλόγως με την προέλευση μπορούν να διαχωριστούν σε όρθο ή πάρα. Οι ορυκτολογικές παραγενέσεις που συνθέτουν τα πετρώματα δείχνουν υψηλή μεταμόρφωση στην αλμανδινική-αμφιβολιτική φάση. Από τον χαρακτήρα και το είδος του ιστού των πετρωμάτων προκύπτει ότι είναι συνματαμορφικός, με χαρακτήρες πλαστικής παραμόρφωσης αν και υπάρχουν χαρακτήρες που δείχνουν πλαστικές-έυθραυστες συνθήκες. Τα στοιχεία αυτά παραπέμπουν σε παραμόρφωση κατά την ανάδρομη φάση της παραμόρφωσης (KOKKALAS et al. 2006). 2.3 ΕΞΛΙΞΗ ΤΗΣ ΣΕΡΒΟΜΑΚΕΔΟΝΙΚΗΣ ΜΑΖΑΣ 2.3.1 Μεταμόρφωση Το πρώτο μεταμορφικό επεισόδιο του κρυσταλλοσχιστώδους της Σερβομακεδονικής Μάζας χαρακτηρίζεται από θερμοκρασίες 700-1000 0 C και πιέσεις της τάξης των 13 14 kbar, δηλαδή HP/ΗT συνθήκες μεταμόρφωσης. Τα συμπεράσματα αυτά προέρχονται από μελέτες σε μεταβασικά πετρώματα (ορθοαμφιβολίτες) όπου εντοπιστήκαν ενδεικτικές

υπολειμματικές παραγενέσεις μιας εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωσης (SIDIROPOULOS 1991), ηλικίας που προσδιορίστηκε στο Παλαιοζωϊκό, προ-ερκύνια, χωρίς να υπάρχουν καθαρά αποδεικτικά στοιχεία. Στη συνέχεια, κατά τον εκταφιασμό τους, τα πετρώματα υπέστησαν μία ανάδρομη μεταμόρφωση αμφιβολιτικής φάσης, με αποτέλεσμα τα πετρώματα αυτά σήμερα να παρουσιάζονται ως αμφιβολιτιωμένοι εκλογίτες. Το κύριο μεταμορφικό επεισόδιο που επηρέασε τα πετρώματα χαρακτηρίζεται από την επίδραση αμφιλβολιτικής φάσης με συνθήκες μέσης πίεσης/θερμοκρασίας, 3,5 8,5 kbars/ 650 750 0 C αντίστοιχα και ορυκτολογική παραγένεση κεροστίλβη + ολιγόκλαστο + επίδοτο + βιοτίτης + χαλαζίας ± γρανάτη ± λευκός μαρμαρυγίας. Το γεγονός αυτό συνοδεύτηκε από παραμόρφωση και ανάπτυξη μιας κύριας διαπεραστικής σχιστότητας καθώς και από μερική ανάτηξη των υπαρχόντων πετρωμάτων που οδήγησε στην ανάπτυξη μιγματιτών και γρανιτών μιγματιτικής σύστασης. Σχετικά με την ηλικία της αμφιβολιτικής φάσης μεταμόρφωσης υπάρχουν δυο αντιφατικές απόψεις όπου η μια αναφέρει ως χρονολογία το Άνω Παλαιοζωϊκό και η άλλη το Ιουρασικό, κατά την Ερκύνια ορογένεση. Ως απάντηση σε αυτό το θέμα πολλοί ερευνητές θεωρούν ότι είναι πιθανόν η αμφιβολιτική φάση μεταμόρφωσης να ξεκίνησε το Άνω Παλαιοζωϊκό και να συνεχίστηκε μέχρι και το Ιουρασικό, γιαυτό και λαμβάνονται τόσες πολλές τιμές από ραδιοχρονολογήσεις που έχουν γίνει. Τέλος έχει εντοπιστεί και μια ανάδρομη πρασινοσχιστολιθική φάση μεταμόρφωσης που απαντά κατά θέσεις στα πετρώματα της Σερβομακεδονικής Μάζας (KOCKEL et al. 1977; KASSOLI-FOURNARAKI 1981; DIXON and DIMITRIADIS 1984; CHATZIDIMITRIADIS et al. 1985; PAPADOPOULOS and KILIAS 1985; SAKELARIOU 1989) με χαρακτηριστική ορυκτολογική παραγένεση που αντιπροσωπεύεται από χαλαζίας + χλωρίτης + λευκός μαρμαρυγίας + πλαγιόκλαστο + επίδοτο ± ακτινόλιθο. Και σε αυτή την περίπτωση υπάρχει διχασμός σχετικά με την χρονολόγηση του επεισοδίου μεταμόρφωσης, με κάποιους ερευνητές να υποστηρίζουν ότι έλαβε χώρα στο Κρητιδικό και άλλους να το τοποθετούν στο Τριτογενές. Τα παραπάνω συμπεράσματα δείχνουν ότι η μεταμορφική εξέλιξη της Σερβομακεδονικής Μάζας φαίνεται να είναι ανάλογη με αυτή της Μάζας Ροδόπης, όμως με μεγάλες διαφορές στις ηλικίες εξέλιξης των δύο μαζών.

2.3.2 Τεκτονική εξέλιξη Για να πάρει η Σερβομακεδονική Μάζα τη σημερινή της εικόνα χρειάστηκε να υποστεί επανειλημμένες τεκτονικές επιδράσεις. Η πρώτη κύρια τεκτονική δράση δραστηριοποιήθηκε προ Άνω Παλαιοζωική, αν και σύμφωνα με ιουγκοσλάβους γεωλόγους πρόκειται για μια προ Κάμβρια ορογενετική περίοδο που οδήγησε στην μεταμόρφωση και στη πτύχωση των υπαρχόντων πετρωμάτων. Στον ελληνικό χώρο από ραδιοχρονολογήσεις φαίνεται ότι η πρώτη ένδειξη τεκτονικής επίδρασης έχει να κάνει με την Ερκύνια ορογένεση που χρονολογείται στα 300 Ma. Κατά αυτήν, δημιουργήθηκαν ισοκλινείς πτυχές συμεταμορφικές, ως προς την πρώτη κύρια αμφιβολιτική μεταμόρφωση και η πρώτη σχιστότητα των μιγματιτών. Η δεύτερη επίδραση τοποθετείται στο Ιουρασικό, όταν έλαβε χώρα η δεύτερη φάση πτύχωσης που προκάλεσε ισοκλινείς πτυχές και την κύρια διαπεραστική σχιστότητα στην Σερβομακεδονική Μάζα. Στη διάρκεια Ανώτερου Ιουρασικού Κατώτερου Κρητιδικού συνεχίστηκε η τεκτονική εξέλιξη που συνοδεύτηκε από πτυχές κλειστές-ισοκλινείς. Μετά το τέλος Κρητιδικού, εξαιτίας της τελικής ηπειρωτικής σύγκρουσης μεταξύ Απουλίας και Ευρασίας, λαμβάνουν χώρα οι Τριτογενείς Αλπικές φάσεις πτυχώσεων. Τη περίοδο αυτή προκλήθηκαν τοπικές και μεγάλες επωθήσεις μαζί με μια αναστροφή των στρωμάτων κυρίως στο δυτικό περιθώριο της ζώνης. Ανοιχτές πτυχές και πτυχές τύπου kink είναι τα προϊόντα σχηματισμού κατά τα τελευταία στάδια εξέλιξης των Τριτογενών παραμορφώσεων. Νεότερες έρευνες στην τεκτονική αλλά και στην μεταμόρφωση των πετρωμάτων της Σερβομακεδονικής διαπιστώνουν ότι αυτά τα μεταμορφωμένα πετρώματα δέχτηκαν μια έκτακτη πλαστική τεκτονική που εξελίχθηκε από Άνω Κρητιδικό μέχρι το Νέο Τριτογενές (KILIAS et al 1999, ΦΑΛΑΛΑΚΗΣ 2004). Η έκτακτη τεκτονική φαίνεται να εμφανίζεται και κατά τη διάρκεια του Τριτογενούς (Ηώκαινο Ολιγόκαινο Κάτω Μειόκαινο) ως ημι-πλαστική, που προκάλεσε πυκνές ζώνες διάτμησης μικρής γωνίας κλίσης. 2.3.3. Μαγματισμός, πλουτώνια και ηφαιστειακά πετρώματα Ο γενικώς χώρος της Σερβομακεδονικής Μάζας έχει μια περίπλοκη τεκτονική δομή η οποία συνδυάζεται με μια ετερογενή μίξη από μεταμορφικές λιθολογικές ενότητες Παλαιοζωικής ηλικίας ή μεγαλύτερων ηλικιών, με διεισδύσεις γρανιτικών σωμάτων Μεσοζωικής και Καινοζωικής ηλικίας που διακόπτουν τη συνέχεια των μεταμορφωμένων

πετρωμάτων (DIMITRIJEVIE and CIRIE 1966; KOCKEL et al. 1971, 1977; JACOBSHAGEN et al. 1978; SAKELLARIOU 1989; CHATZIDIMITRIADIS et al. 1985; DE WET et al. 1989; SIDIROPOULOS 1991; KOYROY 1991). Συγκεκριμένα οι BORSI et al. (1965) χρονολόγησαν διεισδύσεις πημγατιτικών σωμάτων ηλικίας Ανώτερου Παλαιοζωικού που συνδέονται με τη Ερκύνια ορογένεση στη περιοχή Κερδυλλίων, Ολυμπιάδας, Βερτίσκου. Επίσης από ισοτοπικές αναλύσεις, διαπιστώθηκαν γρανιτικά σώματα Ιουρασικής ηλικίας, όπως ο γρανίτης της Αρναίας (DE WET et al. 1989) και του Μονοπήγαδου, Καινοζωικής ηλικίας όπως οι Ηωκαινικοί γρανίτες της Σιθωνίας, της Ουρανούπολης και του Χιλιανδαρίου (ca. 50 Ma 40Ar 39Ar, DE WET et al. 1989; Rb Sr, CHRISTOFIDES et al. 1990) καθώς και διεισδύσεις του Ολιγόκαινου στην περιοχή του Στρατωνίου (1.4 Ma K Ar ; PAPADAKIS 1971). Οι πλουτωνικοί όγκοι Ιουρασικής ηλικίας ανάγονται στην βύθιση του ωκεανού της ζώνης Αξιού και θεωρούνται σύγχρονοι με την κύρια αλπική ορογένεση που έλαβε χώρα εκείνη την περίοδο. Εκτός από αυτές τις τέσσερεις κύριες εμφανίσεις έχουν εντοπισθεί και μικρότερες εμφανίσεις ρυολίθων-ανδεσιτών, στο βόρειο χώρο της Σερβομακεδονικής, που οφείλονται στην ηφαιστειότητα που συνέβη στα τελευταία στάδια της μαγματικής φάσης του Τριτογενούς. 2.4 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΚΗ ΑΝΑΣΚΟΠΙΣΗ 2.4.1 Προέλευση των πετρωμάτων της Σερβομακεδονικής Μάζας Η ΚΑΣΩΛΗ ΦΟΥΡΝΑΡΑΚΗ (1981) αναφέρει ότι οι αμφιβολίτες της Ενότητας των Κερδυλίων και του Βερτίσκου είναι πυριγενούς προέλευσης και μάλλον σχηματίστηκαν από θολεϊτικού τύπου μάγμα. Ο PAPADOPOULOS (1982) θεωρεί και αυτός ότι οι αμφιβολίτες που υπάρχουν βόρεια από τη λίμνη Βόλβη και ανήκουν στην Ενότητα Βερτίσκου είναι πυριγενούς προέλευσης και προέρχονται από θολεϊτικής σύστασης μάγμα. Ο ΔΗΜΗΤΡΙΑΔΗΣ (1974) μελετώντας το χημισμό και τα γεωλογικά χαρακτηριστικά των μεταμορφωμένων πετρωμάτων από διάφορες περιοχές, κατέληξε στο συμπέρασμα ότι οι βιοτιτικοί γνεύσιοι, οι αμφιβολίτες και οι κεροστιλβικοί γνεύσιοι προέρχονται από αρχικά ιζηματογενή πετρώματα. Επιπλέον, αναφέρει ότι ο καλιοαστριούχος διαμαρμαρυγιακός γνεύσιος της Ολυμπιάδας προέρχεται από Κ-ούχα μετασωμάτωση των αρχικών βιοτιτικών γνευσίων της περιοχής.

Οι SAPOYNTZIS et al (1990) αναφορικά με του αμφιβολίτες, υποστηρίζουν ότι είναι πυριγενούς προέλευσης, ότι το μητρικό πέτρωμα ήταν θολεϊτικού τύπου και ότι αντιπροσωπεύουν μια διαφοροποιημένη θολεϊτική σειρά στην οποία συμμετέχουν πολύ πιθανόν και μέλη ανδεσιτικής σύστασης. Επίσης επισημαίνουν ότι η τεκτονική τοποθέτηση των αμφιβολιτών έγινε σε περιβάλλον ωκεάνιου φλοιού. Οι DIMITRIADIS & DIXON (1982) και DIXON & DIMITRIADIS (1984, 1989) για τα βασικά πετρώματα του συμπλέγματος της Βόλβης υποστηρίζουν ότι δείχνουν εμπλουτισμό σε λιθόφιλα στοιχεία καθώς και ότι παρουσιάζουν χαρακτήρες μεταξύ αλκαλικών και επάνω από την ζώνη υποβύθισης πετρωμάτων. Εκτός από τα παραπάνω αναφέρουν ότι το οφιολιθικό σύμπλεγμα της Βόλβης σχετίζεται με κάποια Μεσοζωικής ηλικίας ανοίγματα λεκανών και αποκλείουν την περίπτωση να είναι κάποιο υπόλειμμα της Παλαιοτηθύος. 2.4.2 Χρωμιτίτες H ECONOMOU (1984) αναφέρει ότι υπάρχει καθαρή διαφορά μεταξύ των κοιτασμάτων χρωμίτη που απαντούν στη περιοχή του Γοματίου, με αυτά του δυτικού συμπλέγματος της Χαλκιδικής (Βάβδος, Ορμύλια, Γερακινή), που έχουν να κάνουν όχι μόνο με την ηλικία αλλά και με τη συμμετοχή κυρίων στοιχείων στη σύστασή τους. Η τελευταία διαφορά αντανακλά το διαφορετικό επίπεδο σχηματισμού του καθενός από αυτά στο σύνολο του μανδύα καθώς και το διαφορετικό περιεχόμενο στοιχείων της ομάδας των πλατινοειδών (PGE). Επιπλέον, παρόλο που το φορστεριτικό μέλος (Fo) του ολιβίνη είναι σταθερός στον δουνίτη, γίνεται πιο μαγνησιούχος γύρω από στρώματα χρωμίτη. Αυτή η συστηματική μεταβολή πιθανόν οφείλεται σε αντιδράσεις που πραγματοποιούνται σε στερεά κατάσταση, κάτω από την solidus. Καθώς η τιμή του Mg Fe αλλάζει μεταξύ του ολιβίνη και του χρωμίτη, αυτή μπορεί να ελεγχθεί κυρίως από τη διάχυση του ολιβίνη, που δείχνει ότι το πάχος ζωνών εμπλουτισμένα σε φορστερίτη γύρω από στρώματα χρωμιτών εξαρτάται καθαρά από το πάχος των στρωμάτων χρωμίτη. Σύμφωνα με τους CHRISTODOULOU & HIRST (1984), το οφιολιθικό σύμπλεγμα του Γοματίου αντιπροσωπεύει ένα λεπτό τμήμα παλιού ωκεάνιου φλοιού. Τα κοιτάσματα χρωμίτη διαχωρίστηκαν από τήγμα πιο πλούσιο σε αλκαλικά στοιχεία, η εξαγωγή του οποίου έγινε από πρωτογενή γόνιμο περιδοτίτη ανώτερου μανδύα. Η διαδικασία αυτή έλαβε μέρος