ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑΣ-ΠΕΤΡΟΛΟΓΙΑΣ- ΚΟΙΤΑΣΜΑΤΟΛΟΓΙΑΣ ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ ΑΡΙΘΜ. 83 ΜΑΡΙΑΣ ΒΛΑΧΟΥ ΓΕΩΛΟΓΟΥ ΤΡΙΤΟΓΕΝΗΣ ΗΦΑΙΣΤΕΙΟΤΗΤΑ ΤΗΣ ΣΑΜΟΘΡΑΚΗΣ ΚΑΙ ΣΥΝ Ε ΕΜΕΝΑ ΜΕ ΑΥΤΗΝ ΒΙΟΜΗΧΑΝΙΚΑ ΟΡΥΚΤΑ (ΖΕΟΛΙΘΟΙ, Κ-ΑΣΤΡΙΟΙ) Ι ΑΚΤΟΡΙΚΗ ΙΑΤΡΙΒΗ ΠΟΥ ΥΠΟΒΛΗΘΗΚΕ ΣΤΟ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΗΣ ΣΧΟΛΗΣ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ 2004
Η επταµελής εξεταστική επιτροπή *Χριστοφίδης Γεώργιος, Καθηγητής Τµήµατος Γεωλογίας Α.Π.Θ., επιβλέπων καθηγητής *Ελευθεριάδης Γεώργιος, Καθηγητής Τµήµατος Γεωλογίας Α.Π.Θ., µέλος συµβουλευτικής επιτροπής *Κασώλη-Φουρναράκη Αννα, Καθηγήτρια Τµήµατος Γεωλογίας Α.Π.Θ., µέλος συµβουλευτικής επιτροπής Κυριακόπουλος Κωνσταντίνος, Καθηγητής Τµήµατος Γεωλογίας Εθνικού και Καποδιστριακού Πανεπιστηµίου Αθηνών Φυτίκας Μιχαήλ, Καθηγητής Τµήµατος Γεωλογίας Α.Π.Θ. Σολδάτος Τριαντάφυλλος, Επίκουρος Καθηγητής Τµήµατος Γεωλογίας Α.Π.Θ. Κορωναίος Αντώνιος, Επίκουρος Καθηγητής Τµήµατος Γεωλογίας Α.Π.Θ.
Η έγκριση της διδακτορικής διατριβής από το Τµήµα Γεωλογίας της Σχολής Θετικών Επιστηµών του Α.Π.Θ. δεν υποδηλώνει αποδοχή των γνώµων του συγγραφέα. (Ν. 5343/1932, άρθρο 202, παρ. 2)
Αφιερωµένο στην µητέρα µου και τον Γιάννη
«και να µαι εγώ µε τόσα φώτα µωρός λοιπόν όπως και πρώτα!» Φάουστ Γκαίτε
ΠΡΟΛΟΓΟΣ i 1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1 2. ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗ ΜΕΛΕΤΗΣ 4 2.1 ΓΕΝΙΚΑ 4 2.2 Η ΜΑΖΑ ΤΗΣ ΡΟ ΟΠΗΣ 4 2.2.1 Ενότητες της µάζας της Ροδόπης 6 2.2.2 Μεταµόρφωση και τεκτονική της µάζας της Ροδόπης 7 2.2.3 Μαγµατισµός στη µάζα της Ροδόπης 8 2.3 Η ΠΕΡΙΡΟ ΟΠΙΚΗ ΖΩΝΗ 9 2.3.1 Ενότητες της Περιροδοπικής ζώνης στη Θράκη 11 2.3.2 Μεταµόρφωση και τεκτονική της Περιροδοπικής στη Θράκη 12 2.3.3 Μαγµατισµός στη Περιροδοπικής της Θράκης 13 2.4 ΤΟ ΤΡΙΤΟΓΕΝΕΣ ΣΥΣΤΗΜΑ 14 2.5 ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΡΟ ΟΠΗΣ ΚΑΙ ΤΗΣ 16 ΠΕΡΙΡΟ ΟΠΙΚΗΣ 3. ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΣΑΜΟΘΡΑΚΗΣ 24 3.1 ΓΕΝΙΚΑ 24 3.2 ΑΝΑΣΚΟΠΙΣΗ ΤΩΝ ΕΡΕΥΝΩΝ ΣΤΗ ΣΑΜΟΘΡΑΚΗ 25 4. ΤΑ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ ΤΗΣ ΣΑΜΟΘΡΑΚΗΣ 31 4.1 ΓΕΩΛΟΓΙΚΕΣ ΠΑΡΑΤΗΡΗΣΕΙΣ 31 4.2 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΑ 35 4.2.1 Ταξινόµηση των ηφαιστειακών πετρωµάτων της Σαµοθράκης 35 4.2.2 Περιγραφή ηφαιστειακών ενοτήτων 37 4.3 ΣΧΟΛΙΑ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 47 5. ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑ 49 5.1 ΧΑΛΑΖΙΑΣ 49 5.2 ΑΣΤΡΙΟΙ 50 5.2.1 Κ-ούχοι άστριοι 51 5.2.1.1 Ορυκτοχηµεία Κ-ούχων αστρίων 53 5.2.1.2 Σχέση χηµικής σύστασης Κ-ούχων αστρίων και 60 πετρωµάτων 5.2.2 Πλαγιόκλαστα 63 5.2.2.1 Ορυκτοχηµεία πλαγιοκλάστων 64 5.2.2.2 Σχέση χηµικής σύστασης πλαγιοκλάστων και 80 πετρωµάτων 5.3 ΒΙΟΤΙΤΗΣ 80 5.3.1 Ορυκτοχηµεία βιοτιτών 83 5.3.2 Σχέση χηµικής σύστασης βιοτιτών και πετρωµάτων 93 5.4 ΑΜΦΙΒΟΛΟΙ 96 5.4.1 Ορυκτοχηµεία αµφιβόλων 99 5.4.2 Σχέση χηµικής σύστασης κεροστιλβών και πετρωµάτων 109 5.5 ΠΥΡΟΞΕΝΟΙ 111 5.5.1 Ορυκτοχηµεία πυροξένων 113 5.6 Α ΙΑΦΑΝΗ ΟΡΥΚΤΑ 123 5.6.1 Μαγνητίτης 124
5.6.2 Τιτανίτης 130 5.7 ΑΠΑΤΙΤΗΣ 131 5.8 ΑΛΛΑΝΙΤΗΣ 132 5.9 ΖΙΡΚΟΝΙΟ 134 5.10 ΖΕΟΛΙΘΟΙ 134 5.10.1 Εµφάνιση ζεολίθων στη Σαµοθράκη 138 5.10.2 Ορυκτοχηµεία των ζεολίθων της Σαµοθράκης 140 5.10.3 Γένεση των ζεολίθων της Σαµοθράκης 142 5.11 ΣΧΟΛΙΑ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 145 6. ΣΧΕΣΕΙΣ ΜΕΤΑΞΥ ΣΥΝΥΠΑΡΧΟΝΤΩΝ ΟΡΥΚΤΩΝ 149 ΦΥΣΙΚΟΧΗΜΙΚΈΣ ΣΥΝΘΗΚΕΣ ΚΡΥΣΤΑΛΛΩΣΗΣ 6.1 ΣΥΝΥΠΑΡΧΟΝΤΑ ΟΡΥΚΤΑ 149 6.1.1 Σχέση βιοτιτών κεροστιλβών 149 6.2 ΣΥΝΘΗΚΕΣ ΚΡΥΣΤΑΛΛΩΣΗΣ 152 6.2.1 Γενικά 152 6.2.2 Γεωβαρόµετρα 152 6.2.3 Γεωθερµόµετρα 155 6.2.4 Αλλες συνθήκες 162 6.3 ΣΧΟΛΙΑ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 162 7. ΗΛΙΚΙΑ 164 7.1 ΓΕΝΙΚΑ 164 7.2 ΜΕΘΟ ΟΣ Rb- Sr 166 7.3 ΜΕΘΟ ΟΣ Sm-Nd 168 7.4 ΜΕΘΟ ΟΣ K-Ar 170 7.5 Η ΗΛΙΚΙΑ ΤΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΤΗΣ ΣΑΜΟΘΡΑΚΗΣ 171 7.6 ΣΧΟΛΙΑ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 174 8. ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ 175 8.1 ΓΕΝΙΚΑ 175 8.2 ΚΥΡΙΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ 176 8.2.1 Γενικά 176 8.2.2 ιαγράµµατα µεταβολής 176 8.2.3 Χηµικός χαρακτήρας των τριτογενών ηφαιστειακών πετρωµάτων 194 της Σαµοθράκης 8.3 ΙΧΝΟΣΤΟΙΧΕΙΑ 197 8.3.1 Γενικά 197 8.3.2 ιαγράµµατα µεταβολής 201 8.4 ΣΠΑΝΙΕΣ ΓΑΙΕΣ 209 8.4.1 Γενικά 209 8.4.2 Παρουσίαση αποτελεσµάτων σπανίων γαιών (REE) 210 8.5 ΣΧΟΛΙΑ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 218 9. ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΟ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ 222 9.1 ΓΕΝΙΚΑ 222 9.2 ΙΑΚΡΙΤΙΚΑ ΙΑΓΡΑΜΜΑΤΑ 222 9.3 ΠΟΛΥΣΤΟΙΧΕΙΑΚΑ ΙΑΓΡΑΜΜΑΤΑ 228 9.4 ΣΧΟΛΙΑ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 232
10. ΠΕΤΡΟΓΕΝΕΣΗ 235 10.1 ΓΕΝΙΚΑ 235 10.2 ΧΡΗΣΗ ΙΧΝΟΣΤΟΙΧΕΙΩΝ ΓΙΑ ΤΗΝ ΑΝΑΓΝΩΡΙΣΗ 237 ΠΕΤΡΟΓΕΝΕΤΙΚΩΝ ΙΑ ΙΚΑΣΙΩΝ 10.3 ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ ΙΣΟΤΟΠΩΝ 244 10.3.1 Ισοτοπική εξέλιξη Rb-Sr και Sm-Nd στη γη 245 10.3.2 Ισότοπα και πηγή 247 10.3.3 Συνδυασµός ισοτόπων Sr-Nd 254 10.4 ΙΣΟΤΟΠΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ ΓΙΑ ΤΑ ΤΡΙΤΟΓΕΝΗ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΑ 256 ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ ΤΗΣ ΣΑΜΟΘΡΑΚΗΣ 10.5 ΕΞΕΛΙΞΗ 267 10.6 ΘΕΩΡΙΕΣ ΕΞΕΛΙΞΗΣ ΤΩΝ ΤΡΙΤΟΓΕΝΩΝ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΩΝ 268 ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΤΗΣ ΕΝΙΑΙΑΣ ΘΡΑΚΗΣ 10.7 ΜΟΝΤΕΛΑ ΕΞΕΛΙΞΗΣ ΤΩΝ ΤΡΙΤΟΓΕΝΩΝ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΩΝ 271 ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΤΗΣ ΣΑΜΟΘΡΑΚΗΣ 10.7.1 Μοντέλο εξέλιξης της παλαιότερης οµάδας 274 10.7.2 Μοντέλο εξέλιξης της νεότερης οµάδας 281 10.8 ΠΡΟΕΛΕΥΣΗ ΜΑΓΜΑΤΟΣ 283 10.9 ΣΧΟΛΙΑ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 287 11. ΒΙΟΜΗΧΑΝΙΚΑ ΟΡΥΚΤΑ 290 11.1 Κ-ΟΥΧΟΙ ΑΣΤΡΙΟΙ 290 11.1.1 Γενικά 291 11.1.2 ειγµατοληψία και µέθοδοι ανάλυσης 293 11.1.3 Αποτελέσµατα 295 11.2 ΖΕΟΛΙΘΟΙ 303 11.2.1 Γενικά 304 11.2.2 ειγµατοληψία και µέθοδοι ανάλυσης 307 11.2.3 Αποτελέσµατα δοκιµών 308 11.3 ΣΧΟΛΙΑ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 311 ΠΕΡΙΛΗΨΗ 313 SUMMARY 321 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ 328 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ 1 353 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ 2 355 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ 3 (Φωτογραφίες)
ΠΡΟΛΟΓΟΣ Στον Ελλαδικό χώρο εντοπίζεται πληθώρα ηφαιστειακών πετρωµάτων, µάρτυρες των έντονων γεωλογικών διεργασιών που επηρέασαν την ευρύτερη περιοχή καθ όλη τη διάρκεια εξέλιξής του. Η παρούσα διδακτορική διατριβή περιλαµβάνει την µελέτη των τριτογενών ηφαιστειακών πετρωµάτων της Σαµοθράκης, ενώ παράλληλα ερευνά τους Κ-ούχους αστρίους και τους ζεολίθους, που φιλοξενούνται στα πετρώµατα αυτά, ως προς κάποια τεχνολογικά τους χαρακτηριστικά για τη χρήση τους ως πρώτες ύλες. Προτού προχωρήσω στην παρουσίαση των επιστηµονικών στοιχείων και συµπερασµάτων πάνω στο θέµα αυτής της διατριβής, θα ήθελα να αναφερθώ και να ευχαριστήσω όλους αυτούς τους ανθρώπους που µε βοήθησαν και µου συµπαραστάθηκαν ηθικά, υλικά ή µε οποιονδήποτε άλλο τρόπο κατά την εκπαίδευσή µου. Κατ αρχάς οφείλω ευχαριστίες στον Καθηγητή κ. Γ. Χριστοφίδη, ο οποίος µου ανέθεσε το θέµα, τόσο για την εµπιστοσύνη που µου έδειξε όσο και για την συνεχή και ουσιαστική του βοήθεια σε όλα τα στάδια της διατριβής. Το ειλικρινές ενδιαφέρον και οι υποδείξεις του όλα αυτά τα χρόνια συντέλεσαν καταλυτικά στην προσπάθειά µου. Εξίσου σηµαντική ήταν η βοήθεια και η συµπαράσταση των άλλων δύο µελών της συµβουλευτικής µου επιτροπής, του Καθηγητή κ. Γ. Ελευθεριάδη και της Καθηγήτριας κ. Α. Κασώλη-Φουρναράκη τους οποίους και ευχαριστώ θερµά. Ολα τα µέλη και το προσωπικό του Τοµέα Ορυκτολογίας-Πετρολογίας- Κοιτασµατολογίας ο καθένας από την πλευρά του αισθάνοµαι ότι µε βοήθησαν κατά το διάστηµα αυτό και γι αυτό οφείλω σε όλους ένα µεγάλο ευχαριστώ. Θα ήθελα να ευχαριστήσω όλα τα µέλη ΕΠ του Τοµέα για την επιστηµονική βοήθεια που µου προσέφεραν κατά καιρούς. Ιδιαίτερα ευχαριστώ τον Επίκουρο Καθηγητή κ. Τ. Σολδάτο για την υποστήριξή του και τις διευκολύνσεις που µου παρείχε, τον Επίκουρο Καθηγητή κ. Α. Κορωναίο για τις εύστοχες παρατηρήσεις και υποδείξεις του, τον Καθηγητή κ. Κ. Μιχαηλίδη για τη βοήθειά του στη µελέτη των αδιαφανών ορυκτών. Ευχαριστώ τον Καθηγητή κ. Σ. Σκλαβούνο καθώς και τον κ. Β. Κυριακόπουλο και την κ. Ε. Παυλίδου που µου παρείχαν κάθε διευκόλυνση και αρωγή στη συλλογή δεδοµένων από το ηλεκτρονικό µικροσκόπιο σαρώσεως (SEM). Επίσης ευχαριστώ τους παρασκευαστές Γ. Μιχαηλίδη και. Κατσίκα για την κατασκευή λεπτών τοµών που χρησιµοποιήθηκαν στην διατριβή αυτή καθώς και την κ. Ε. Κόταλη για την αµέριστη βοήθειά της στις εργασίες χηµείου i
καθώς και για τις µετρήσεις µε ατοµική απορρόφηση. εν θα ήθελα να µην αναφέρω και να ευχαριστήσω τους κ.κ. Χ. Εµµανουηλίδη και Γ. Παπαδηµητρίου και τις κ.κ. Β. Λυµπεροπούλου-Κατή και Φ. Μήτσα-Ρετσέλη για την πολύ καλή συνεργασία µας όλο αυτό το διάστηµα. Τέλος θα ήθελα να ευχαριστήσω τους Καθηγητές κ.κ. Α. Φιλιππίδη και Α. Τσιραµπίδη που µου έδωσαν το ψυχολογικό κίνητρο για µεγαλύτερη προσπάθεια. Στο σηµείο αυτό θα ήθελα να ξεχωρίσω για την σηµαντικότατη βοήθεια, την συνάδελφο και φίλη µου κ. Λ. Παπαδοπούλου που όλο το διάστηµα της εκπόνησης της διατριβής µου συµπορευτήκαµε και µου παρείχε πολύτιµη βοήθεια και ηθική στήριξη. Επίσης αισθάνοµαι την ανάγκη να ευχαριστήσω θερµά τον Επίκουρο Καθηγητή του Τµήµατος Χηµικών Μηχανικών του Α.Π.Θ. κ. Κ. Σικαλίδη για την βοήθεια και την καθοδήγησή του στη µελέτη των τεχνολογικών χαρακτηριστικών των βιοµηχανικών ορυκτών που µελετήθηκαν, καθώς και τις διαφωτιστικές µας συζητήσεις σχετικά µε αυτά τα θέµατα. Θερµότατες ευχαριστίες οφείλω στην Dr. L. Pinarelli για τη φιλοξενεία της στο Istituto di Geocronologia e Geochimica Isotopica του CNR στην Πίζα. Οι πολύτιµες υποδείξεις της, οι συζητήσεις και οι συµβουλές της σε θέµατα ισοτοπικής γεωχηµικής µελέτης µε βοήθησαν στην κατανόηση και ερµηνεία των ισοτοπικών δεδοµένων. Εκτός από την Dr. Pinarelli κατά την παραµονή µου στην Ιταλία µε βοήθησαν πολύ και θα ήθελα να τους ευχαριστήσω γι αυτό η Dr. L. Francalanci καθώς και η G. Vaggelli στην ανάκτηση χηµικών αναλύσεων. Επίσης θα ήθελα να ευχαριστήσω την Dr. G. Vezzalini από το Πανεπιστήµιο της Modena, η οποία µε φιλοξένησε στο εργαστήριό τους και µε καθοδήγησε στις πρώτες µικροαναλύσεις που έκανα σε ζεολίθους της Σαµοθράκης. Μέρος των αναλύσεων που παρατίθενται στην παρούσα διατριβή έγιναν που παραχωρήθηκαν απλόχερα από τα µέλη της συµβουλευτικής επιτροπής κ.κ. Χριστοφίδη και Ελευθεριάδη καθώς και τον Dr. J. Esson τα οποία είχαν δηµοσιευθεί στην εργασία Ελευθεριάδης κ.ά (1989). Ο κ. Esson είχε την ευγενή καλοσύνη να κάνει αντ εµού συµπληρωµατικές αναλύσεις σε µερίδα δειγµάτων και για αυτό τον ευχάριστώ θερµότατα. Επίσης θερµά ευχαριστώ τον Dr. Z. Pecskay για τις ισοτοπικές αναλύσεις Κ-Ar που έκανε στο εργαστήριο όπου εργάζεται. Πολύ σηµαντική θεωρώ την γνωριµία και συνεργασία µου µε τον κ. Γ. Βουγιουκαλάκη, γεωλόγο του Ι.Γ.Μ.Ε. Τον ευχαριστώ ιδιαίτερα για τη βοήθειά ii
του σε εργασίες υπαίθρου, τις συζητήσεις και υποδείξεις και γενικότερα την υποστήριξη που µου έδειξε. Επίσης θα ήθελα να ευχαριστήσω τον κ. Α. Χατζηνικολάου, γενικό διευθυντή της Microfine Hellas A.M.E. για τις αναλύσεις λευκότητας υλικών που έγιναν στις εγκαταστάσεις τους. Από τη θέση αυτή θα ήθελα να ευχαριστήσω το Ιδρυµα Κρατικών Υποτροφιών, του οποίου υπήρξα υπότροφος, για την πολύτιµη οικονοµική βοήθεια τα πρώτα χρόνια της εργασίας µου. Τέλος θα ήθελα να ευχαριστήσω την οικογένειά µου και τον σύζυγό µου Γιάννη για την ηθική και υλική υποστήριξη που µου παρείχαν όλα αυτά τα χρόνια και να τους αφιερώσω το συγκεκριµένο σύγγραµµα. Πιστεύω ότι αν δεν είχα τον σύζυγό µου στο πλευρό µου, ο τόµος αυτός ίσως να µη βρισκόταν στα χέρια σας αυτή τη στιγµή. iii
1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Τα πετρώµατα που µελετώνται στη συγκεκριµένη διατριβή βρίσκονται στο νησί της Σαµοθράκης, το οποίο εντοπίζεται 29 ναυτικά µίλια νότια από τις ακτές της Αλεξανδρούπολης. Αποτελεί το βορειανατολικότερο νησί του Αιγαίου, αλλά και το νησί που διαθέτει το υψηλότερο βουνό του πελάγους. Το όρος Σάος, µε υψηλότερη κορυφή το Φεγγάρι, που βρίσκεται περίπου 1600m πάνω από το επίπεδο της θάλασσας, δίνει στο νησί µια επιβλητική και άγρια οµορφιά. Σύµφωνα µε την παράδοση, ο θεός Ποσειδώνας παρακολουθούσε τον Τρωικό πόλεµο καθισµένος στην κορυφή αυτή. Ιστορικά και αρχαιολογικά στοιχεία αποδεικνύουν ότι η Σαµοθράκη κατοικήθηκε ήδη από τη νεολιθική εποχή, ενώ µέχρι την εποχή µας είναι γνωστή για τα Καβύρια µυστήρια καθώς και για τις δωρεές των προσκυνητών τους, όπως το Τέµενος και το άγαλµα της «Νίκης της Σαµοθράκης», το οποίο σήµερα βρίσκεται σε περίοπτη θέση στο µουσείο του Λούβρου στο Παρίσι. Το µεγαλύτερο µέρος του ορεινού όγκου της Σαµοθράκης αποτελείται από γρανιτικά και οφειολιθικά πετρώµατα, ενώ περιφερειακά του όγκου αυτού εντοπίζονται λοφίσκοι που απαρτίζονται από ηφαιστειακά πετρώµατα. Οι παραλίες του νησιού αποτελούνται κυρίως από µεγάλες κροκάλες και αλλουβιακές αποθέσεις που προέρχονται από τα έντονα τεκτονισµένα πετρώµατα του Σάου. Οι λιγοστές του πεδιάδες συνίστανται από νεογενή και τεταρτογενή ιζήµατα που αποτέθηκαν σε θαλάσσιο κυρίως και σε χερσαίο περιβάλλον. Φυσικά, το νησί είναι γνωστό για την οµορφιά της κατάφυτης φύσης, για τους καταρράκτες του (βάθρες), καθώς και για τα θερµά λουτρά που λειτουργούν υπό την αιγίδα του ήµου Σαµοθράκης εδώ και αρκετά χρόνια. Η Σαµοθράκη εµφανίζει ιδιαίτερο γεωλογικό ενδιαφέρον. Η θέση της ως συνδετικός κρίκος µεταξύ του δυτικού και ανατολικού κλάδου της Περιροδοπικής ζώνης αλλά και η εµφάνιση σε αυτήν ηφαιστειακών πετρωµάτων που ανήκουν στη νεότερη ηφαιστειότητα του βόρειου Αιγαίου, την καθιστούν θέση κλειδί για την επίλυση ορισµένων γεωλογικών προβληµάτων της ευρύτερης περιοχής. Για παράδειγµα, οι απόψεις για την παλαιογεωγραφική και γεωδυναµική τοποθέτηση του νησιού δεν είναι πλήρως σαφείς και αποδεκτές. Η κατανόηση επίσης των συνθηκών γένεσης και εξέλιξης της τριτογενούς ηφαιστειότητας στο Αιγαίο είναι απαραίτητη για τον προσδιορισµό της σχέσης της µε τη σύγχρονη ηφαιστειότητα στο τόξο του νότιου Αιγαίου. Τα ηφαιστειακά πετρώµατα της Σαµοθράκης µέχρι στιγµής δεν είχαν τύχει 1
ιδιαίτερης και συστηµατικής µελέτης, παρόλο που η πολυµορφία τους και το συστασιακό τους εύρος σηµειώθηκαν από τις πρώτες µελέτες που έγιναν στην περιοχή. Επιπρόσθετα, αν και ήταν γνωστή η εξόρυξη αστρίων προς εκµετάλλευση σε παλαιότερες δεκαετίες, αλλά και η εµφάνιση ζεολίθων σε συγκεκριµένες περιοχές, δεν έγινε κάποια εµπεριστατωµένη µελέτη σχετικά µε τα τεχνολογικά τους χαρακτηριστικά και τις προοπτικές βελτίωσής τους. Στη διατριβή αυτή, εστιάζεται η προσοχή στα ηφαιστειακά πετρώµατα που βρίσκονται στο νησί και µέσα από τη διεξοδική τους µελέτη, γίνεται απόπειρα να προσδιοριστούν οι συνθήκες γένεσής τους και κατ επέκταση οι γεωλογικές επιδράσεις που δέχτηκε η περιοχή κατά το Τριτογενές, καθώς και ο ρόλος της στη γεωτεκτονική εξέλιξη της ευρύτερης περιοχής του βόρειου Αιγαίου. ευτερευόντως, προσδιορίζονται κάποια τεχνολογικά χαρακτηριστικά των αστρίων και των ζεολίθων που βρίσκονται στο νησί και µπορούν να χρησιµοποιηθούν στον προσδιορισµό της ποιότητάς τους ώς βιοµηχανικές πρώτες ύλες. Αναλυτικότερα, στη δοµή της συγκεκριµένης εργασίας το πρώτο κεφάλαιο αποτελεί η παρούσα εισαγωγή. Στο δεύτερο κεφάλαιο παρουσιάζονται τα βιβλιογραφικά στοιχεία που συλλέχθηκαν για την ευρύτερη περιοχή του βόρειου Αιγαίου, αλλά και την ηπειρωτική περιοχή βορειότερα του νησιού, που θεωρείται ότι αποτελούν µια ενιαία ενότητα. Νεότερες θεωρίες σχετικά µε τη γένεση και εξέλιξη της περιοχής, που αµφισβητούν τα µέχρι τώρα δεδοµένα, παρουσιάζονται στο τέλος του κεφαλαίου αυτού. Πιο συγκεκριµένα στοιχεία για τη γεωλογία αλλά και τις µέχρι τώρα µελέτες που αφορούν αποκλειστικά τα πετρώµατα της Σαµοθράκης αναφέρονται στο τρίτο κεφάλαιο. Στο κεφάλαιο τέσσερα ταξινοµούνται τα υπό µελέτη ηφαιστειακά πετρώµατα και περιγράφονται τα µακροσκοπικά και µικροσκοπικά τους χαρακτηριστικά ανά ενότητα, όπως αυτές διαχωρίστηκαν για τις ανάγκες της παρούσας µελέτης. Στο πέµπτο κεφάλαιο µελετώνται τα πετρογενετικά ορυκτά των τριτογενών ηφαιστειακών πετρωµάτων της Σαµοθράκης, αφού πρώτα γίνεται σύντοµη θεωρητική εισαγωγή για το καθένα από αυτά. Στο κεφάλαιο αυτό γίνεται κάπως πιο διεξοδική αναφορά στους αστρίους και τους ζεολίθους, αφού αποτελούν ένα ιδιαίτερο κοµµάτι της συγκεκριµένης διατριβής. Στο έκτο κεφάλαιο παρουσιάζονται τα αποτελέσµατα της χρήσης διαφόρων γεωθερµοµέτρων και γεωβαροµέτρων µε σκοπό τον προσδιορισµό των φυσικοχηµικών συνθηκών κρυστάλλωσης των ορυκτών. Ο υπολογισµός αυτός έγινε κυρίως µέσω προγραµµάτων ηλεκτρονικών υπολογιστών, που 2
στηρίχθηκαν και αναπτύχθηκαν από πειραµατικές ή/και εµπειρικές σχέσεις συνάρτησης. Στο κεφάλαιο επτά παρατίθενται ισοτοπικά δεδοµένα δειγµάτων ολικού πετρώµατος και ορυκτών πετρώµατος µε σκοπό τον προσδιορισµό της απόλυτης ηλικίας των τριτογενών ηφαιστειακών πετρωµάτων της Σαµοθράκης. Στο όγδοο κεφάλαιο µελετάται η γεωχηµεία των εν λόγω πετρωµάτων. Πιο συγκεκριµένα δίνονται χηµικές αναλύσεις από όλους τους πετρογραφικούς τύπους και όλες τις ενότητες που διακρίθηκαν. Τα δεδοµένα αυτά χρησιµοποιούνται για να κατασκευαστούν διάφορα διαγράµµατα ενδεικτικά του χηµισµού και της εξέλιξης των πετρωµάτων. Στο κεφάλαιο εννέα γίνεται προσπάθεια προσδιορισµού του περιβάλλοντος γένεσης των ηφαιστειακών πετρωµάτων µε τη βοήθεια των γεωχηµικών στοιχείων που παραθέτονται στο κεφάλαιο οκτώ. Στο κεφάλαιο δέκα µελετώνται πιο επισταµένα τα γεωχηµικά καθώς και τα ισοτοπικά δεδοµένα που συλλέχθηκαν µε τις µεθόδους Rb-Sr και Sm-Nd, ώστε να προκύψουν τελικά κάποια συµπεράσµατα σχετικά µε την πηγή και την εξέλιξη των τριτογενών ηφαιστειακών πετρωµάτων της Σαµοθράκης. Στο κεφάλαιο αυτό παρουσιάζονται επίσης τα µέχρι τώρα στοιχεία, σχετικά µε το περιβάλλον που επικρατούσε στην ευρύτερη περιοχή κατά το Τριτογενές, καθώς και οι θεωρίες γένεσης αντίστοιχων πετρωµάτων σε γειτονικές περιοχές. Στη συνέχεια, ερευνάται η µεταξύ τους σχέση των υπό µελέτη πετρωµάτων και η τοποθέτησή τους σε κάποιο αντίστοιχο γενικότερο πλαίσιο, ενώ παρατίθενται επίσης µοντέλα γένεσης και εξέλιξης, που αναπτύχθηκαν µε βάση προγράµµατα ηλεκτρονικού υπολογιστή. Το ενδέκατο κεφάλαιο αναφέρεται στην εφαρµοσµένη έρευνα και αποτελείται από δύο µέρη. Το πρώτο µέρος ασχολείται µε τους Κ-ούχους αστρίους ως πρώτη ύλη σε διάφορες βιοµηχανίες, ενώ το δεύτερο αναφέρεται σε κάποιες τεχνολογικές ιδιότητες των ζεολίθων. Και τα δύο µέρη εισάγονται µε κάποια βιβλιογραφικά στοιχεία σχετικά µε τα τεχνολογικά χαρακτηριστικά των συγκεκριµένων ορυκτών υλικών, που εκµεταλλεύεται ο άνθρωπος σε βιοµηχανική κλίµακα, ενώ στη συνέχεια δίνονται τα πειραµατικά µας δεδοµένα και τα συµπεράσµατα σχετικά µε τις πιθανές χρήσεις των συγκεκριµένων υλικών. 3
2. ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΕΥΡΥΤΕΡΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ 2.1 ΓΕΝΙΚΑ Η γεωλογία καθώς και η γεωτεκτονική εξέλιξη της ευρύτερης περιοχής της βορείου Ελλάδος αποτελούσε - και συνεχίζει να αποτελεί - θέµα έντονου επιστηµονικού διαλόγου. Η µέχρι πρόσφατα επικρατούσα άποψη, που στηρίχθηκε κυρίως σε µια υποθετική Αλπική παλαιογεωγραφία, υποστηρίζει τον διαχωρισµό σε γεωτεκτονικές ζώνες βάση της γεωδυναµικής εξέλιξης του Αλπικού συστήµατος. Ο διαχωρισµός των ζωνών αυτών για την Βαλκανική χερσόνησο φαίνεται στο σχήµα 2.1. Μολαταύτα, τα τελευταία χρόνια έχουν γίνει πολλές µελέτες στην ευρύτερη περιοχή των Βαλκανίων, που ανατρέπουν τα µέχρι τώρα δεδοµένα και προτείνουν νέους συσχετισµούς µεταξύ των σχηµατισµών και άρα διαφορετική ιστορία γεωλογικής εξέλιξης της περιοχής. Στα παρακάτω υποκεφάλαια θα αναπτυχθούν αρχικά η µέχρι πρότινος ευρύτερα αποδεκτή άποψη σχετικά µε τη γεωλογία της βόρειας Ελλάδας. Θα περιγραφούν οι σχηµατισµοί που καλύπτουν τον χώρο της βορειοανατολικής χώρας αλλά και µέρος της Βουλγαρίας και της Τουρκίας αφού συνδέονται άρρηκτα µε αυτούς. Επίσης, θα αναφερθούν οι κυρίαρχες θεωρίες γεωτεκτονικής εξέλιξης του χώρου κυρίως µετά το Μεσοζωϊκό. Στο τελευταίο υποκεφάλαιο θα αναφερθούν µερικές µόνο µελέτες που τις ανατρέπουν και αντιπαραθέτουν νέα δεδοµένα. 2.2 Η ΜΑΖΑ ΤΗΣ ΡΟ ΟΠΗΣ Σύµφωνα µε την επικρατούσα άποψη, η µάζα της Ροδόπης αποτελεί τµήµα της ονοµαζόµενης «Ελληνικής Ενδοχώρας», δηλαδή του πυρήνα που περιβάλλονταν από τον ιναρικό και τον Αλπιδικό κλάδο και καλύπτει τµήµατα της Ελλάδας, της νότιας Βουλγαρίας και της ευρωπαϊκής Τουρκίας (Σχήµα 2.1). Πρώτος ο Dimitrov (1955) όρισε ως «Μάζα της Ρίλα Ροδόπης» την περιοχή που βρίσκεται ανατολικά της «γραµµής Στρυµώνα» (Mercier 1966, Koukouzas 1972), δηλαδή της τεκτονικής ζώνης που βρίσκεται κατά µήκος της κοιλάδας του ποταµού Στρυµώνα, ενώ δυτικά της και µέχρι τη ζώνη Αξιού διακρίθηκαν οι ζώνες της Περιροδοπικής (Kauffmann et al. 1976) και της Σερβοµακεδονικής (Dimitrijevic 1963, Kockel & Walther 1965, Mercier 1966). Το βόρειο όριο της µάζας αποτελεί το ρήγµα του Εβρου ή Maritźa στην οµώνυµη περιοχή της Βουλγαρίας, ενώ ανατολικά καλύπτεται ασύµφωνα, είτε 4
Σχήµα 2.1. Γενικευµένο σκίτσο γεωτεκτονικών ζωνών της Βαλκανικής χερσονήσου (από Marchev et al. 1998). από µεταϊζήµατα της Περιροδοπικής, είτε από καινοζωϊκά ιζήµατα της ζώνης Στράντζα (Stranča). Το νότιο όριο της µάζας πιστεύεται ότι βρίσκεται κάπου στο Αιγαίο Πέλαγος. Πολλοί ερευνητές ασχολήθηκαν µε τη διαίρεση της µάζας της Ροδόπης σε λιθοστρωµατογραφικές ενότητες (Dimitrov 1955, Kockel & Walther 1965, Kronberg et al. 1970). Η διαίρεση στηρίχθηκε κυρίως σε λιθολογικές µελέτες του κρυσταλλοσχιστώδους, αφού η απουσία σαφούς στρωµατογραφίας και ιζηµατογενών πετρωµάτων απέτρεπε άλλου είδους µεθόδους. Στην ελληνική επικράτεια, η µάζα της Ροδόπης αποτελείται λιθολογικά κυρίως από µεταµορφωµένα πετρώµατα (χαλαζιοαστριούχους γνευσίους, µιγµατίτες, αµφιβολίτες, µαρµαρυγιακούς σχιστόλιθους, µάρµαρα) και υπερβασικά πετρώµατα που επηρεάστηκαν αρχικά από µεταµόρφωση γρανουλιτικής φάσης και κατόπιν αµφιβολιτικής φάσης κατά το Ηώκαινο (Liati & Seidel 1996). Πολυάριθµα πυριγενή σώµατα τριτογενούς ηλικίας διεισδύουν ή/και καλύπτουν το µεταµορφωµένο υπόβαθρο. 5
Στη συνέχεια θα αναφερθούµε διεξοδικότερα σε αυτό που ονοµάζεται«ελληνική Ροδόπη», δηλαδή στα πετρώµατα της µάζας της Ροδόπης, που βρίσκονται µέσα στα ελληνικά σύνορα. 2.2.1 Ενότητες της µάζας της Ροδόπης Η µάζα της Ροδόπης που βρίσκεται στην Ελληνική περιοχή διαιρέθηκε για πρώτη φορά από τον Osswald (1938) σε τέσσερις σειρές µεταµορφωµένων πετρωµάτων, που από κάτω προς τα πάνω αποτελούνται κυρίως από γνευσίους, µάρµαρα, µαρµαρυγιακούς σχιστόλιθους και σχιστόλιθους µε µάρµαρα. Αργότερα επικράτησε η άποψη ότι τα µεταµορφωµένα πετρώµατα της µάζας της Ροδόπης χωρίζονται σε τρία κύρια συστήµατα. το κατώτερο των σχιστογνευσίων, το µεσαίο των µαρµάρων και το ανώτερο των σχιστογνευσίων, σχιστολίθων και µαρµάρων (Kronberg et al. 1970). Η άποψη αυτή γρήγορα απορρίφθηκε, αφού διαπιστώθηκε ότι ανάστροφα ρήγµατα, επωθήσεις και πτυχές δηµιουργούν επαναλήψεις πετρωµάτων, που δίνουν την εικόνα τριών οµάδων (Papanikolaou & Panagopoulos 1981, Kilias & Mountrakis 1990). Τελικά, επικράτησε ο διαχωρισµός της δυτικής και κεντρικής µάζας της Ροδόπης σε δύο ενότητες. την «Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα» (Lower Tectonic Unit) ή αλλιώς «Ενότητα Παγγαίου» και την «Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα» (Upper Tectonic Unit) που ονοµάζεται και «ενότητα Σιδηρόνερου» (Papanikolaou & Panagopoulos 1981, Kilias & Mountrakis 1990, Mposkos & Liati 1993). Οι ενότητες αυτές διαχωρίζονται από το ρήγµα του Νέστου, ΒΒΑ- ΝΝ διεύθυνσης. Η ενότητα Παγγαίου χαρακτηρίζεται από µεταµόρφωση άνω πρασινοσχιστολιθικής έως κάτω αµφιβολιτικής φάσης. Αποτελείται από κάτω προς τα πάνω από γνευσίους, πηλιτικούς γνευσίους, µαρµαρυγιακούς σχιστολίθους και µαρµαρυγιακούς σχιστολίθους σε εναλλαγές µε µάρµαρα όπου ενίοτε παρεµβαίνουν αµφιβολίτες, ενώ επιστεγάζεται από µια σειρά µαρµάρων γνωστή ως «µάρµαρα Φαλακρού». Η ενότητα Σιδηρόνερου εφιππεύει το βορειοανατολικό περιθώριο της Κατώτερης Τεκτονικής Ενότητας και περιλαµβάνει γνευσίους, που ακολουθούνται από εναλλαγές αµφιβολιτών µε µάρµαρα, στα οποία παρεµβάλλονται µαρµαρυγιακοί σχιστόλιθοι. Η κύρια µεταµόρφωση που επέδρασε σε αυτά τα πετρώµατα ήταν µέσο-άνω αµφιβολιτικής φάσης. Αντίστοιχα, στην κεντρική και ανατολική Ροδόπη αναγνωρίστηκαν παρόµοιες ενότητες, όπως η ενότητα Κύµης και η ενότητα Κεκρού που ορίστηκε από τους Mposkos (1989) και Mposkos & Krohe (2000). Στην 6
κατώτερη τεκτονική ενότητα της ανατολικής Ροδόπης απουσιάζουν τα µάρµαρα Φαλακρού, ενώ αφθονούν οι εµφανίσεις µεταβασικών και µεταϋπερβασικών πετρωµάτων. Η ανώτερη τεκτονική ενότητα, στην ίδια περιοχή, εµφανίζει πηγµατιτικές διεισδύσεις, που κόβουν τους περισσότερους πετρογραφικούς τύπους. 2.2.2 Μεταµόρφωση και τεκτονική της µάζας της Ροδόπης Τόσο από τις µελέτες των προαναφερθέντων ερευνητών αλλά και από άλλες (Smith & Moores 1974, Ivanov 1988) προκύπτει ότι κατά την τεκτοορογενετική εξέλιξη της Ροδόπης τα πετρώµατα έχουν υποστεί τρείς φάσεις πτυχώσεων. Η πρώτη φάση προκάλεσε ισοκλινείς πτυχές, συµµεταµορφικές της πρώτης κύριας µεταµόρφωσης (Παλαιοζωϊκού), γενικής αξονικής διεύθυνσης Β-Ν. Η δεύτερη φάση, που έλαβε χώρα κατά το Τριτογενές, δηµιούργησε πτυχές υποϊσοκλινείς, µε άξονες διεύθυνσης ΒΑ-Ν έως ΑΒΑ- Ν, που συνοδεύονται από γράµµωση που προκύπτει από την τοµή της Παλαιοζωϊκής φύλλωσης και µιας σύγχρονης σχιστότητας. Στους πυρήνες µεγααντικλίνων αυτής της φάσης τοποθετήθηκαν τα περισσότερα πλουτωνικά πετρώµατα (Kilias & Mountrakis 1998). Τέλος παρατηρήθηκε και τρίτη τεκτονική φάση η οποία χαρακτηρίζεται από ανοιχτές πτυχές µε διεύθυνση αξόνων Β -ΝΑ, που επαναπτυχώνουν τις προγενέστερες και σχηµατίστηκαν πιθανότατα κατά το Ανω Ηώκαινο - Ολιγόκαινο. Τέλος, ρήγµατα µεγάλης γωνίας κλίσης, Νεογενούς και Τεταρτογενούς ηλικίας, διαµόρφωσαν το σηµερινό ανάγλυφο. Σχετικά µε τις συνθήκες µεταµόρφωσης στην περιοχή της Ροδόπης, όπως έχει ήδη αναφερθεί, παρατηρείται αρχικά µεταµόρφωση γρανουλιτικής φάσης και κατόπιν αµφιβολιτικής φάσης κατά το Ηώκαινο (Liati & Seidel 1996). Πιο συγκεκριµένα, στην ενότητα Σιδηρόνερου διακρίθηκαν τρία µεταµορφικά γεγονότα: αρχικά παρατηρείται µεταµόρφωση εκλογιτικής φάσης σε συνθήκες υψηλής πίεσης (P 19 kbar και T 700 ο C) (Liati & Mposkos 1990, Liati & Seidel 1996). Ακολούθως τα πετρώµατα υπέστησαν ανάδροµη µεταµόρφωση αµφιβολιτικής φάσης (P ~8,5 kbar και Τ = 600 ο C έως 740 ο C) (Liati 1986, Kotopouli et al. 1991). Τα προϊόντα των παραπάνω γεγονότων επηρεάστηκαν επιλεκτικά από πρασινοσχιστολιθική µεταµόρφωση χαµηλής πίεσης (Liati 1986, Mposkos 1989). Η ενότητα Παγγαίου κυριαρχείται από µυλωνιτική και πρασινοσχιστολιθικής φάσης µεταµόρφωση, που επέδρασε κατά το Ολιγόκαινο Μειόκαινο (Kronberg et al. 1970, Kilias & Mountrakis 1990, Dinter et al. 7
1995, Wawrzenitz et al. 1995, Lips et al. 2000). Ο Atzori et al. (1990) υποστήριξαν για την ενότητα αυτή, επίδραση µιας παλαιότερης υψηλού βαθµού µεταµόρφωσης κυανίτη-σιλλιµανίτη. Πρόσφατα διαπιστώθηκε στη Ροδόπη από τους Mposkos & Kostopoulos (2001) και Liati et al. (2002) µεταµόρφωση υπερυψηλής πίεσης (Ultra High Pressure Metamorphism) µε χαρακτηριστικά πίεσης >2,5 έως 4Gpa και ~1,6Gpa για την ενότητα Κύµης (Mposkos & Krohe 2000). Γενικότερα, σύµφωνα µε την Liati et al. (2002), η µάζα της Ροδόπης δεν µεταµορφώθηκε ως ενιαίο γεωτεκτονικό σύνολο. Πιο πιθανή είναι η υπόθεση ότι υπήρχαν διακριτά τµήµατα που καταδύονταν και ανυψώνονταν σε διαφορετικές χρονικές περιόδους. Το τελευταίο θερµικό γεγονός, που επέδρασε στα µεταµορφωµένα πετρώµατα της µάζας της Ροδόπης, υπολογίστηκε από γεωχρονολογήσεις K-Ar σε κεροστίλβες αµφιβολιτών και µαρµαρυγίες γνευσίων (Liati 1986, Liati & Kreuzer 1990). Σύµφωνα µε τα αποτελέσµατα αυτών των µετρήσεων, το σύστηµα των αµφιβολιτών έκλεισε πρίν 40-47 εκ.έτη και των γνευσίων πρίν 35-37 εκ.έτη. Η Liati et al. (2002), παρατήρησαν ότι η µεταµόρφωση στην ανατολική Ροδόπη είναι σαφώς παλαιότερη (περίπου 74 εκ.έτη) από ότι στο κεντρικό της τµήµα. ιαφορά στην ηλικία από ανατολικά προς τα δυτικά διαπίστωσαν και ο Lips et al. (2000) βάση ραδιοχρονολογήσεων Ar-Ar. 2.2.3 Μαγµατισµός στη µάζα της Ροδόπης Μέσα στο κρυσταλλοσχιστώδες υπόβαθρο της µάζας της Ροδόπης διεισδύουν όπως αναφέρθηκε και στο υποκεφάλαιο 2.1 πυριγενή πετρώµατα κυρίως ενδιάµεσης έως όξινης σύστασης, ενώ δεν απουσιάζουν και κάποιες εµφανίσεις βασικής σύστασης. Οι κυριότεροι όγκοι είναι οι πλουτωνίτες των Σερρών ράµας (Παπαδάκης 1965, Theodorikas 1982, Soldatos et al. 1998), της Καβάλας (Kokkinakis 1977, Neiva et al. 1996), της Ξάνθης (Χριστοφίδης 1977, Christofides 1990), του Φαλακρού όρους και της Ελατιάς Σκαλωτής Παρανεστίου (Κοτοπούλη 1981, Σκλαβούνος 1981, Σολδάτος 1985, Soldatos & Christofides 1986, Soldatos et al. 2001α, β, Christofides et al. 2001). ιάσπαρτα πλουτωνικά σώµατα έχουν βρεθεί επίσης στην Θράκη, σχηµατίζοντας ζώνη µε διεύθυνση ΑΒΑ - Ν (Σιδέρης 1975, Eleftheriadis et al. 1987α). Εχουν γίνει επίσης συγκριτικές µελέτες µεταξύ των διαφόρων πλουτωνιτών σε µια προσπάθεια προσδιορισµού των κοινών χαρακτηριστικών και ιδιαιτεροτήτων τους (Κυριακόπουλος 1987, Del Moro et al. 1988, 8
Kotopouli & Pe Piper 1989, Maltezou & Brooks 1989, Jones et al. 1992, Christofides et al. 1998). Στο Ελληνικό τµήµα της µάζας της Ροδόπης βρέθηκαν, επίσης, εµφανίσεις ηφαιστειακών προϊόντων, οι οποίες µπορούν να οµαδοποιηθούν σε µια ηφαιστειακή επαρχία. Τα πετρώµατα αυτά βρίσκονται κυρίως στην περιοχή µεταξύ των χωριών ιπόταµα και Καλότυχο, βόρεια και ανατολικά της Ξάνθης (Σολδάτος & Παπαδάκης 1971, Sideris 1973, Eleftheriadis & Lippolt 1984, Sklavounos & Kassoli-Fournaraki 1989, Eleftheriadis 1995). Εκτενέστερες εµφανίσεις πετρωµάτων αυτής της ηφαιστειακής επαρχίας απαντώνται στη νότια Βουλγαρία. Λεπτοµέρειες σχετικά µε τις παραπάνω εµφανίσεις πυριγενών πετρωµάτων δίνονται σε επόµενο υποκεφάλαιο, µια και συνδέονται κυρίως µε την γεωτεκτονική εξέλιξη της περιοχής κατά το Τριτογενές. 2.3 Η ΠΕΡΙΡΟ ΟΠΙΚΗ ΖΩΝΗ Η Περιροδοπική θεωρείται ως η εσωτερικότερη ζώνη των Ελληνίδων και για το λόγο αυτό καθιερώθηκε από τον Kauffmann et al. (1976) ως ξεχωριστή γεωλογική ζώνη (Σχήµα 2.2). Βρίσκεται κατά µήκος του δυτικού περιθωρίου της Σερβοµακεδονικής ζώνης και έχει πάχος 10-20 km. Εκτείνεται από βόρεια της λίµνης οϊράνη µε διεύθυνση Β -ΝΑ µέχρι το νοτιότερο άκρο της χερσονήσου του Αθω, όπου και κάµπτεται προς βορειοανατολικά. Η προέκταση της ζώνης βρέθηκε ότι γίνεται υποθαλάσσια προς το νησί της Σαµοθράκης, την Αλεξανδρούπολη και τα βουνά της βορειοανατολικής Ροδόπης, απ όπου και συνεχίζει στη ζώνη Στράντζα (Stranča) (Boyanov et al. 1963), στη νοτιοανατολική Βουλγαρία και βορειοδυτική Τουρκία. Από διάφορες µελέτες που έγιναν στην περιοχή (Kauffmann et al. 1976, Boyanov & Trifonova 1978, Ivanov 1981, Παπαδόπουλος 1980, 1982) προκύπτει ότι η Περιροδοπική ζώνη αποτελείται από Ανω-Παλαιοζωικούς και Μεσοζωικούς σχηµατισµούς οι οποίοι βρίσκονται σε τεκτονική επαφή µε τις ζώνες της Ελληνικής ενδοχώρας, δηλαδή τη µάζα της Ροδόπης και τη Σερβοµακεδονική. Σύµφωνα µε τον Tranos et al. (1999) η τεκτονική δοµή της Περιροδοπικής ζώνης αποτελείται από µεσοζωικά και τριτογενή µεταµορφικά τεκτονικά λέπια, που έχουν κύρια διεύθυνση Ν ΒΑ. Παρ όλα αυτά, η ηλικία, καθώς και οι ακριβείς διεργασίες διαµόρφωσης αυτών των τεκτονικών ορίων δεν έχουν πλήρως αποσαφηνιστεί. Εν τούτοις, από τις µέχρι τώρα µελέτες έγινε δεκτή η γενικότερη παραδοχή ότι η Περιροδοπική ζώνη αντιπροσωπεύει 9
Σχήµα 2.2. Η Περιροδοπική ζώνη όπως ορίστηκε από τον Kaufmann et al. (1976). την ηπειρωτική κατωφέρεια της ηπειρωτικής ελληνικής ενδοχώρας προς την ωκεάνια περιοχή της ζώνης Αξιού η οποία λειτούργησε κατά το Μεσοζωϊκό. Το δυτικό τµήµα της Περιροδοπικής ζώνης χωρίστηκε σε τρείς βασικές ενότητες (Kockel et al. 1971, Mercier 1968, 1973, Kauffman et al. 1976, Μουντράκης 1985, De Wet 1989) που από ανατολικά προς τα δυτικά είναι: η ενότητα Ντεβέ Κοράν- ουµπιά, η ενότητα Μελισοχωρίου-Χολοµώντα και η ενότητα Ασπρης Βρύσης-Χορτιάτη. Το ανατολικό τµήµα της Περιροδοπικής ζώνης, που βρίσκεται στην ανατολική Ελληνική Θράκη, έχει διαχωριστεί σε δύο ενότητες, που από ανατολικά προς τα δυτικά είναι η ενότητα ρυµού-μελίας και η ενότητα Μάκρης. H Περιροδοπική ζώνη αποτελείται, κυρίως, από µεταϊζηµατογενή και µεταηφαιστειακά πετρώµατα χαµηλού βαθµού µεταµόρφωσης. Γενικά, οι συνθήκες µεταµόρφωσης θεωρείται ότι είναι πρασινοσχιστολιθικής φάσης, αν και κατά τόπους εµφανίζονται αισθητές διαφορές στην έντασή της. Στη συνέχεια θα αναφερθούν εκτενέστερα οι δύο ενότητες που αποτελούν το ανατολικό τµήµα της Περιροδοπικής µια και µόνο αυτές βρίσκονται στην ευρύτερη περιοχή µελέτης. 10
2.3.1 Ενότητες της Περιροδοπικής ζώνης στη Θράκη Οι σχηµατισµοί των ενοτήτων Μάκρης και ρυµού-μελίας πιστεύεται ότι αντιπροσωπεύουν την Kιµµερίδιο ορογένεση των Ελληνίδων, ενώ αποτελούσαν πλευρικές παλαιογεωγραφικές µεταβάσεις (Κωνσταντινίδης κ.ά 1983, Ποµώνη- Παπαϊωάνου & Παπαδόπουλος 1986). Οσο αφορά τη σχέση τους µε τις µάζες Ροδόπης και Σερβοµακεδονικής, µελέτες υποστηρίζουν ότι διαφορετικές ενότητες βρίσκονται σε διαφορετική κάθε φορά τεκτονική σχέση µε τις κρυσταλλικές µάζες, στις διάφορες περιοχές της περιφέρειάς τους (Kockel et al. 1971, Παπαδόπουλος 1980, 1982). Η γεωλογία και στρωµατογραφία του τµήµατος αυτού της Περιροδοπικής µελετήθηκε από τους Μαράτο & Ανδρονόπουλο (1964α,β, 1965), Κουρή (1980), Παπαδόπουλο (1980, 1982), Ποµώνη-Παπαϊωάνου & Παπαδόπουλο (1986), Cheliotis (1986), Μαγκανά (1988) και Papadopoulos et al. (1989). Η ενότητα Μάκρης είχε ονοµαστεί και «Σειρά Φυλλιτών» (Μαράτος & Ανδρονόπουλος 1964β). Απαντάται δυτικά της Αλεξανδρούπολης και καταλαµβάνει την έκταση έως το όρος Ίσµαρος. Αποτελείται κυρίως από σερικιτικούς, ασβεστιτικούς και χαλαζιακούς φυλλίτες και ασβεστόλιθους. Σύµφωνα µε την ιζηµατολογική µελέτη των ασβεστολίθων, η απόθεσή τους έγινε σε συνθήκες αβαθούς θάλασσας ενώ η ηλικία της παραπάνω σειράς προσδιορίστηκε βάση απολιθωµάτων ως Τριαδική-Ανω Ιουρασική (Μαράτος & Ανδρονοπουλος 1965, Ποµώνη-Παπαϊωάννου & Παπαδόπουλος, 1986). Τα ανώτερα τµήµατα της ενότητας αποτελούνται από σχιστολίθους, οι πρωτόλιθοι των οποίων σύµφωνα µε τον Μαγκανά (1988) ήταν έκχυτα ηφαιστειακά πετρώµατα βασικής και ενδιάµεσης σύστασης, χωρίς να αποκλείεται όµως και η «πυροκλαστική» προέλευση. Η ανώτερη αυτή µεταηφαιστειοϊζηµατογενής σειρά αντιστοιχεί λιθολογικά στο σύµπλεγµα πρασινοσχιστολίθων Μέσο-Ανω Ιουρασικής ηλικίας στη Βουλγαρία, που αναφέρεται από τους Boyanov & Trifonova (1978). Η ενότητα Μάκρης έχει µεταµορφωθεί σε συνθήκες ανώτερης πρασινοσχιστολιθικής φάσης (Patras et al. 1989). Η ενότητα ρυµού-μελίας βρίσκεται ΒΑ της Αλεξανδρούπολης και επικάθεται ασύµφωνα πάνω στην ενότητα Μάκρης. Η ενότητα αυτή διαχωρίστηκε για πρώτη φορά από τους Μαράτο & Ανδρονόπουλο (1964γ) και αποτελείται κυρίως από µετακλαστικά και µεταβασικά πυροκλαστικά πετρώµατα µε ισχυρή διαγένεση. Πιο συγκεκριµένα, σύµφωνα µε τους Cheliotis (1986) και Μαγκανά (1988), το κατώτερο τµήµα της ενότητας θεωρείται ότι αποτελείται από βασικές ή ενδιάµεσες λάβες και πυροκλαστικά 11
πετρώµατα, ενώ τα ανώτερα στρώµατα σχετίζονται µε τον «άτυπο» φλυσχικό σχηµατισµό που αναφέρεται από τους Boyanov & Budurov (1979) και αντιστοιχεί µε τον «φλύσχη της Σβούλας» που χαρακτηρίζει την ενότητα Μελισοχωρίου-Χολοµώντα. Η ηλικία των πετρωµάτων της ενότητας ρυµού- Μελίας είναι ένα θέµα µε µεγάλη ασυµφωνία µεταξύ των ερευνητών. Έτσι, στους γεωλογικούς χάρτες της περιοχής προσδίδεται από τον Κουρή (1980) Ανωκρητιδική ηλικία, ενώ από τον Παπαδόπουλο (1982) Ιουρασική- Κατωκρητιδική ηλικία. Εντούτοις, ο Κopp (1965) δέχεται Ιουρασική ηλικία βάση απολιθωµάτων, ενώ από στρωµατογραφικούς συσχετισµούς οι Μαράτος & Ανδρόπουλος (1964γ) αποδίδουν Τριτογενή ηλικία και ο Bitzios et al. (1981) Ανωκρητιδική έως Παλαιογενή. 2.3.2 Μεταµόρφωση και τεκτονική της Περιροδοπικής στη Θράκη Όπως αναφέρθηκε και σε προηγούµενες παραγράφους, όλα τα πετρώµατα της Περιροδοπικής ζώνης εµφανίζονται ελαφρά µεταµορφωµένα. Σύµφωνα µε τον Μαγκανά (1988) ποικίλα µεταµορφικά και παραµορφωτικά γεγονότα, που συνδέονται µε ορογενετικές κινήσεις καθώς και υδροθερµική δράση, επηρέασαν τους σχηµατισµούς της Περιροδοπικής ζώνης στη Θράκη. Πιο συγκεκριµένα, για την ενότητα Μάκρης υποστηρίζεται µεταµόρφωση πρασινοσχιστολιθικής φάσης (Κουρής 1980, Παπαδόπουλος 1982) για τους ανώτερους ορίζοντες µε πίεση κατά τη µεταµόρφωση 2kb και θερµοκρασία από 300 έως 475 C (Μαγκανάς 1988). Αντίθετα, για τους ίδιους ορίζοντες οι Cheliotis (1986) και Papadopoulos et al. (1989) θεωρούν µεταµόρφωση χαµηλού βαθµού σε συνθήκες χαµηλής πίεσης και θερµοκρασία έως 350 C. Η ενότητα ρυµού-μελίας πιστεύεται ότι µεταµορφώθηκε σε ακόµη χαµηλότερες συνθήκες (Cheliotis 1986) για τις οποίες ο Μαγκανάς (1988) υπολόγισε θερµοκρασίες µεταξύ 220 και 350 C και πιέσεις από 1 έως 4kb. Εντούτοις, ο Ιωαννίδης κ.ά. (1999) υποστηρίζουν ότι τα µετα-ιζήµατα της ενότητας Μάκρης έχουν µεταµορφωθεί σε συνθήκες υψηλής πίεσης/χαµηλής θερµοκρασίας της πρασινοσχιστολιθικής φάσης (5,6-7,5kb και 310-340 C). Σύµφωνα µε τον Μουντράκη (1985) η µεταµόρφωση όλων των Περµοτριαδικών και Ιουρασικών πετρωµάτων έλαβε χώρα στο Ανώτερο Ιουρασικό-Κάτω Κρητιδικό. Εντούτοις, οι Kockel & Mollat (1977) µε βάση τον αµεταµόρφωτο µολασσικό σχηµατισµό Τιθώνιας ηλικίας, που περιέχει µεταµορφωµένες κροκάλες προϋπαρχόντων σχηµατισµών, υποστηρίζουν ότι οι µεταµορφικές διεργασίες ολοκληρώθηκαν πριν το Ανώτ. Ιουρασικό. 12
Από τεκτονική άποψη, δύο φάσεις πτυχώσεων έχουν αναγνωριστεί στην Περιροδοπική ζώνη. Η πρώτη κύρια φάση παραµόρφωσης λειτούργησε συγχρόνως µε τη µεταµόρφωση και προκάλεσε σχεδόν ισοκλινείς πτυχές και τη σχιστότητα των πετρωµάτων, ενώ η δεύτερη φάση πτυχώσεων περιλαµβάνει ανοιχτές, µετα- µεταµορφικές πτυχές, πτυχές τύπου knick τριτογενούς ηλικίας (Μουντράκης 1985, Ιωαννίδης κ.ά. 1998). Οι Kondopoulou & Pavlides (1990) υποστηρίζουν ότι οι κύριες διευθύνσεις των ρηγµάτων στα πετρώµατα της Περιροδοπικής ζώνης της Θράκης είναι ΒΒ -ΝΝΑ, ΒΑ-Ν και Α-. Τα στοιχεία αυτά συµφωνούν µε εκείνα του Κωνσταντινίδη κ.ά. (1983), οι οποίοι παρατήρησαν επίσης πτυχές µε άξονες ΒΑ-ΒΒΑ και κλίση Α-. Οµαλές πτυχές µε τα ίδια στοιχεία, είχαν σηµειώσει και οι Μαράτος & Ανδρονόπουλος (1964α, β). 2.3.3 Μαγµατισµός στην Περιροδοπική της Θράκης Οπως έχει ήδη αναφερθεί και στις δύο ενότητες της Περιροδοπικής ζώνης της Θράκης, παρατηρούνται µεταηφαιστειακά πετρώµατα. Σύµφωνα µε τον Μαγκανά (1988) η µαγµατική αυτή δραστηριότητα άρχισε κατά τη διάρκεια του Μεσοζωικού και συνεχίστηκε µέχρι το Τριτογενές. Οι Μαράτος & Ανδρονόπουλος (1964α,γ) αναφέρουν ένα γαββρικό σύµπλεγµα στην περιοχή των Πετρωτών και άλλα διαβασικά πετρώµατα, που διεισδύουν µε τη µορφή φλεβών στις ενότητες Μάκρης και ρυµού-μελίας. Ο γάββρος των Πετρωτών χρονολογήθηκε από τον Biggazzi et al. (1989) ως Ανω Ιουρασικής ηλικίας, δηλαδή 150Ma. Αντίστοιχα, οι διαβασικές φλέβες χαρακτηρίστηκαν αργότερα ώς µεταδιαβάσες ή µεταλάβες και θεωρείται ότι είναι ηλικίας Ανω Κρητιδικού- Κάτω Ηωκαίνου (Κουρής 1980, Παπαδόπουλος 1982). Τα ίδια πετρώµατα συναντώνται και στην περιοχή της Βουλγαρίας (Boyanov & Trifonova 1978, Παπαδόπουλος 1980). Ο Cheliotis (1986) αναφέρει ότι ο µαγµατισµός αυτός ξεκινά µε πετρώµατα θολεϊιτικής σύστασης και συνεχίζει µε διεισδύσεις ασβεσταλκαλικού χαρακτήρα. Τέλος, ο Μαγκανάς (1988) χαρακτηρίζει τα πετρώµατα αυτά ώς µεταγάββρους και θεωρεί ότι προέρχονται από βασικά πλουτωνικά πετρώµατα. Εκτός από τα πυριγενή πετρώµατα µεσοζωικής ηλικίας, που επηρεάστηκαν από µετέπειτα µεταµορφικές διαδικασίες, στην Περιροδοπική ζώνη έχουν βρεθεί και πυριγενή πετρώµατα τριτογενούς ηλικίας. Τα πλουτωνικά προϊόντα αντιπροσωπεύονται από τον πλουτωνίτη της Μαρώνειας ( ορυφόρου 1990, Παπαδοπούλου 2002) που διεισδύει στην ενότητα Μάκρης 13
νότια της Κοµοτινής, καθώς και τον γρανίτη της Σαµοθράκης ( άβη 1963α, Christofides et al. 1990, Seymour et al. 1992, Χριστοφίδης κ.ά. 1994, Christofides et al. 2000). Αντίθετα, πιο εκτεταµένη είναι η εµφάνιση των ηφαιστειακών προϊόντων που καλύπτουν σηµαντική έκταση στον νοµό Εβρου, βόρεια της Αλεξανδρούπολης (Ρεντζεπέρης 1956, Eleftheriadis & Christofides 1980, Arikas 1981, Eleftheriadis et al. 1989, Christofides et al. 2003). Eχουν επίσης αναφερθεί εµφανίσεις ανδεσιτικών τόφφων και πυροκλαστικών πετρωµάτων Ανω Ηωκαινικής ηλικίας στην περιοχή της Ξυλαγανής, η κατάταξη όµως των οποίων δεν είναι πλήρως αποδεκτή (Κουρής 1980, Cheliotis 1986, Μέλφος 1995). Τέλος, µεταξύ των παραπάνω, κατατάσσονται και τα ηφαιστειακά πετρώµατα της Σαµοθράκης, τα οποία είναι αντικείµενο µελέτης της παρούσας διατριβής. Οπως και στην περίπτωση των πυριγενών πετρωµάτων της µάζας της Ροδόπης (βλ. 2.1.3), ο µαγµατισµός της ευρύτερης περιοχής, που συνδέεται κυρίως µε γεωτεκτονικά φαινόµενα κατά το Τριτογενές, περιγράφεται συνοπτικά σε επόµενο υποκεφάλαιο. 2.4 ΤΟ ΤΡΙΤΟΓΕΝΕΣ ΣΥΣΤΗΜΑ Στην περιοχή της Θράκης, οι µη µεταµορφωµένοι τριτογενείς σχηµατισµοί βρίσκονται ασύµφωνα τοποθετηµένοι πάνω στο υπόβαθρο που αποτελείται από σχηµατισµούς των ζωνών Περιροδοπικής και Ροδόπης. Οι σχηµατισµοί αυτοί κατατάσσονται σύµφωνα µε τον Κωνσταντινίδη κ.ά. (1983) σε: (α) την «πρωτογενή» λεκάνη, (β) τις ηφαιστειοϊζηµατογενείς σειρές, (γ) τα πυριγενή πετρώµατα και (δ) τη µειοκαινική ιζηµατογενή σειρά. Στο τριτογενές σύστηµα παρατηρούνται αρκετές ασυµφωνίες µεταξύ Ηωκαίνου-Ολιγοκαίνου και Ολιγοκαίνου-Μειοκαίνου. Σύµφωνα µε τους Foose & Manheim (1975) και τον Innocenti et al. (1984) στην περιοχή της Ροδόπης δηµιουργήθηκαν κατά το Τριτογενές µεγάλα βυθίσµατα. Στη διάρκεια του Ηωκαίνου επαναδραστηριοποιούνται παλιά ρήγµατα και δηµιουργούν τεκτονικά βυθίσµατα στις περιοχές Κίρκης-Αισύµης- Βυρίνης, Ορεστιάδας-Πετρωτών, και Μαρώνιας. Οι λεκάνες αυτές πληρώθηκαν αρχικά από τα «ιζήµατα της πρωτογενούς λεκάνης» που εµφανίζουν την πλήρη σειρά επίκλησης και περιλαµβάνουν κροκαλοπαγή εναλλασσόµενα µε αργιλοπυριτικά ιζήµατα και ψαµµίτες, η απόθεση των οποίων άρχισε στο Κατ. Λουτήσιο. Στους ανώτερους ορίζοντες δε, παρεµβάλλονται και νουµουλιτοφόροι ασβεστόλιθοι, ενώ η όλη ενότητα παρουσιάζει σταθερά κλίση προς Ν (Μαράτος 14
& Ανδρόπουλος 1964γ). Οι παραπάνω µελετητές προσδιόρισαν την ηλικία της ενότητας αυτής ως Ηωκαινική, βάση νουµµουλιτοφόρων στρωµάτων. Οι ηφαιστειοϊζηµατογενείς σχηµατισµοί, η ηλικία των οποίων ποικίλει από Λουτήσιο έως Ολιγόκαινο, επικάθονται ασύµφωνα στους σχηµατισµούς της Περιροδοπικής ενώ άλλοτε εµφανίζονται σε συµφωνία και άλλοτε σε ασυµφωνία πάνω στα ιζήµατα της «πρωτογενούς» λεκάνης. Η ηφαιστειακή δραστηριότητα αντιπροσωπεύεται από υποθαλάσσιες εκχύσεις δακιτικής λάβας και τη γένεση ανδεσιτικών, δακιτικών και ρυολιθικών πετρωµάτων (Innocenti et al. 1984, Eleftherriadis et al. 1987, Harkovska et al. 1998, Magganas et al. 2003). Τα παραπάνω ιζηµατογενή πετρώµατα διακόπτονται από πυριγενή που σε πολλές θέσεις έχουν τη µορφή εκχύσεων (Παπαδόπουλος 1980, 1982). Ετσι ο Κωνσταντινίδης κ.ά. (1983) συµπεραίνουν ότι η ηφαιστειακή δραστηριότητα στην Θράκη εκδηλώθηκε ήδη κατά τη διάρκεια του Αν. Ηωκαίνου, αλλά η παροξυσµική φάση της ηφαιστειότητας στην περιοχή τοποθετείται στο Ολιγόκαινο. Εξάλλου ο Christofides et al. (2003), υποστηρίζουν ότι υπάρχουν δύο διακριτές περίοδοι ηφαιστειακής δραστηριότητας: µία κατά το Ολιγόκαινο (33,4-25,4 εκ.έτη) και η δεύτερη κατά το Κάτω Μειόκαινο (22,0-19,5 εκ.έτη) χωρίς να αποκλείουν το γεγονός τα πρώτα ηφαιστειακά προϊόντα να αποτέθηκαν κατά το Μέσo µε Άνω Ηώκαινο. Γενικότερα, η ηφαιστειότητα στην περιοχή διακρίνεται σε δύο επαρχίες: µία βόρεια της Ξάνθης και µια στην περιοχή Εβρου (βλ. 2.1.3 και 2.2.3). Βάση της βιβλιογραφίας, το µεγαλύτερο µέρος των ηφαιστειακών προϊόντων, χαρακτηρίζονται ως υψηλού Κ ασβεσταλκαλικά έως σωσσονιτικά ενδιάµεσα κυρίως πετρώµατα. Ο κύκλος της ηφαιστειακής δραστηριότητας πιστεύεται ότι έκλεισε κατά το Μειόκαινο µε την έκχυση τόσο ενδιάµεσων όσο και όξινων προϊόντων. Παρατηρήθηκε επίσης ένας «διττός» χαρακτήρας αυτών των ηφαιστιτών, µε την έννοια ότι κυριαρχούν πετρώµατα ενδιάµεσης και όξινης σύστασης, ενώ περιορισµένο είναι το ποσοστό συµµετοχής των µεταξύ τους πετρογραφικών τύπων. Στην περιοχή της Ανατολικής Μακεδονίας και Θράκης, όπως έχει ήδη αναφερθεί, υπάρχουν επίσης αρκετά τριτογενή πλουτώνια σώµατα, που διείσδυσαν τόσο στα πετρώµατα της Περιροδοπικής όσο και της µάζας της Ροδόπης. Πολλοί συγγραφείς έχουν µελετήσει τις εµφανίσεις αυτές (βλ. 2.1.3 και 2.2.3). Συνοψίζοντας τις µέχρι τώρα µελέτες, προκύπτει ότι οι πλουτωνίτες είναι κυρίως γρανίτες, γρανοδιορίτες, µονζονίτες, χαλαζιακοί µονζονίτες, διορίτες και γάββροι, µε τους χαλαζιακούς µονζονίτες να υπερτερούν (Del Moro 15
et al. 1988). Από γεωχρονολογικές µετρήσεις προκύπτει ότι είναι ηωκαινικής έως ολιγοκαινικής ηλικίας (25 50 εκ.έτη). Ο χαρακτήρας των περισσοτέρων είναι ασβεσταλκαλικός Ι-τύπου έως σωσσονιτικός. Τόσο τα πλουτώνια σώµατα όσο και τα ηφαιστειακά πετρώµατα, συνδέονται µε τον σχηµατισµό ιζηµατογενών εφελκυστικών λεκανών, που αναφέρθηκαν προηγούµενα (Fytikas et al. 1980, Innocenti et al. 1984, Eleftheriadis et al. 1989, Baker & Liati 1991). Η γένεση των πυριγενών πετρωµάτων της περιοχής πιστεύεται ότι συνδέεται µε περιβάλλον σύγκλισης λιθοσφαιρικών πλακών και πιο συγκεκριµένα, υποστηρίζεται ότι διείσδυσαν σε εφελκυστικό περιβάλλον µετά τη σύγκρουση (post-collision) (Fytikas et al. 1985, Dinter et al. 1995, Dinter 1998, Pe-Piper et al. 1998). Η δραστηριότητα αυτή, συνδέεται µε την πάχυνση/άνοδο του ελληνικού ορογενούς και την επακόλουθη κατάρρευσή του. Πάνω στους τριτογενείς σχηµατισµούς αποτίθεται επικλυσιγενώς σειρά από µειοκαινικά ιζήµατα, που ονοµάστηκε από τον Παπαδόπουλο (1980) «Νεογενές θαλάσσιο παράκτιας φάσης» και αποτελείται από πορώδεις λευκούς ασβεστολίθους µε κλαστικά υλικά, ψαµµίτες, µάργες και αργίλους. Τέλος, οι πλειστοκαινικές αποθέσεις είναι χερσαίας φάσης, ενώ οι ολοκαινικές αποθέσεις περιλαµβάνουν θαλάσσιες αναβαθµίδες και παράκτιες, δελταϊκές και αποθέσεις χειµάρρων, ενώ συµµετέχουν επίσης πλευρικά κορήµατα. 2.5 ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΡΟ ΟΠΗΣ ΚΑΙ ΤΗΣ ΠΕΡΙΡΟ ΟΠΙΚΗΣ Ολόκληρη η περιοχή όπου σήµερα βρίσκεται η Ελλάδα, πιστεύεται ότι ακολούθησε την πολύπλοκη εξελικτική πορεία του αλπικού συστήµατος από το Μεσοζωικό έως και το Καινοζωικό. Η θεωρεία του Kronberg et al. (1970) σχετικά µε τη γεωτεκτονική εξέλιξη της µάζας της Ροδόπης και της Περιροδοπικής, επιγραµµατικά υποστηρίζει ότι η βόρεια Ροδόπη (κυρίως στη Βουλγαρία) διαµορφώθηκε κατά την παλαιο- ή προπαλαιοζωϊκή εποχή και λειτούργησε ως πυρήνας, ο οποίος επηρεάστηκε από υψηλού βαθµού µεταµόρφωση και ισχυρή παραµόρφωση. Το ηπειρωτικό αυτό τέµαχος, ουσιαστικά αποτέλεσε την πλάκα κάτω από την οποία βυθίστηκε η ωκεάνια ζώνη του Αξιού έως το Παλαιόκαινο. Κατά το Τριτογενές, γύρω από τον πυρήνα αυτόν, πτυχώθηκαν και συγκολλήθηκαν µάζες µεταµορφωµένων και ηµιµεταµορφωµένων πετρωµάτων, που διαµορφώθηκαν στις αλπικές πτυχώσεις, οι οποίες συνιστούν κυρίως την Ελληνική Ροδόπη, ενώ συγχρόνως διεισδύουν γρανιτικά σώµατα. Η 16
διαµόρφωση αυτή είναι κυρίως αποτέλεσµα της ηπειρωτικής σύγκρουσης µε την Απούλια πλάκα που ακολούθησε την κατάδυση (Mercier et al. 1975). Η Περιροδοπική ζώνη πιστεύεται ότι αντιπροσωπεύει το ηφαιστειακό τόξο αυτής της κατάδυσης, που έδωσε αρχικά ηφαιστειακά πετρώµατα θολεϊιτικού χαρακτήρα που µετέβησαν σταδιακά σε ασβεσταλκαλικά (Cheliotis 1986). Εξάλλου, οι Μαγκανάς (1988) και Magganas et al. (1991) υποστηρίζουν ότι οι βασαλτικοί πρωτόλιθοι των πρασινοσχιστολίθων σχηµατίστηκαν σε λεκάνη οπισθοτόξου, ενώ οι θολεϊτικοί µεταηφαιστίτες σε ένα σύστηµα ηφαιστειακού τόξου, καθώς η Παλαιοτηθύς άρχισε να καταβυθίζεται κάτω από το νότιο περιθώριο της µάζας της Ροδόπης κατά το Ιουρασικό-Κρητιδικό. Γένεση σε περιβάλλον ηφαιστειακού τόξου αποδόθηκε και στα µαγµατικά πετρώµατα του δυτικού τµήµατος της Περιροδοπικής ζώνης (στη Μακεδονία), ενώ κάποιες πιο βασικές εκχύσεις αποδόθηκαν σε συνθήκες οπισθοτόξιας λεκάνης (Kougoulis et al. 1990, Ασβεστά 1992). Κατά το Τριτογενές, στον Ελλαδικό χώρο συντελέστηκε η ανύψωση των Αλπικών οροσειρών, αποτέλεσµα ηπειρωτικής σύγκρουσης. Στο στάδιο αυτό επήλθε ουσιαστικά η εξαφάνιση του ωκεάνιου φλοιού της Τηθύος (Μουντράκης 1990). Την ίδια περίοδο, µετά την κύρια φάση της ηπειρωτικής σύγκρουσης, έλαβε χώρα µια έντονη λιθοσφαιρική κατακερµάτωση, ιδιαίτερα στην περιοχή της Ανατολικής Μεσογείου (Dewey et al. 1973, από Fytikas et al. 1985). Στο Μέσο Ηώκαινο αρχίζει η δηµιουργία των λεκανών της Θράκης στην οπισθοχώρα της οροσειράς των ζωνών Αξιού και Πελαγονικής σύµφωνα µε τον Ρούσσο (1994) (Σχήµα 2.3), ενώ σύµφωνα µε τους Karfakis & Doutsos (1995), η ανάπτυξη των λεκανών αυτών άρχισε µετά την πλήρη κατάδυση της Παλαιοτηθύος κάτω από τη µάζα της Ροδόπης και την καθίζηση της Περιροδοπικής. Η τεκτονική και η εξέλιξη αυτών των λεκανών επηρεάστηκε κυρίως από δύο ρηγµατογενείς ζώνες: το ρήγµα της Θράκης και το ρήγµα του Γάνου στην περιοχή της Τουρκίας (Sakinc et al. 1999). Η ιζηµατογένεση στις λεκάνες αυτές αρχίζει στο Μέσο Ηώκαινο µε χερσαίους και στη συνέχεια µε ρηχούς θαλάσσιους ή και λιµνοθαλάσσιους σχηµατισµούς. Εξάλλου, την ίδια περίοδο πιστεύεται ότι επικρατούσε εφελκυστικό περιβάλλον διεύθυνσης Α-, ενώ παρατηρήθηκαν επίσης ΒΑ εφελκυστικά ρήγµατα, στοιχεία που διευκόλυναν την άνοδο ασβεσταλκαλικών µαγµάτων (Bitzios et al. 1981, Eleftehriadis & Lippolt 1984, Del Moro et al. 1988, Jones et al. 1992, Karfakis & Doutsos 1995). Η λειτουργία του εφελκυστικού πεδίου, κατά άλλους, άρχισε πολύ αργότερα και συνδέεται µε τη διακοπή της 17
Σχήµα 2.3. Παλαιογεωγραφική εξάπλωση παλαιογενών µολασσικών λεκανών κατά Α: Μέσο Ηώκαινο, Α+Β: Ηώκαινο Κατ. Ολιγόκαινο (από Ρούσο 1994). ιζηµατογένεσης, γενική άνοδο και διάβρωση σε όλες τις περιοχές κατά το Ολιγόκαινο Μειόκαινο (Dinter 1998, Kilias & Mountrakis 1998, Christofides et al. 2001). Στη νήσο Σαµοθράκη έχουµε την εµφάνιση κυρίως των κατώτερων µελών των συγκεκριµένων αποθέσεων. Πιστεύεται δε, ότι οι τοφφίτες που βρέθηκαν ενδοστρωµατωµένοι στα ιζήµατα του Ανώτ. Ηωκαίνου-Κατ. Ολιγοκαίνου στη Λήµνο, συνδέονται µε την έντονη ηφαιστειακή δραστηριότητα της Θράκης και αποτελούν τις πλέον αποµακρυσµένες αποθέσεις της (Innocenti et al. 1984, Ρούσσος 1994). Από γεωτεκτονικής άποψης πολλοί ερευνητές (Fytikas et al. 1980, 1984, Pe-Piper & Piper 1989, 1992, Innocenti et al. 1984, 1994, Eleftheriadis 1995, Shanov 1998, Magganas et al. 1999) υποστηρίζουν, ότι κατά το Ανω Ολιγόκαινο αναπτύχθηκε στην περιοχή του βόρειου Αιγαίου ένα ηφαιστειακό τόξο κατά µήκος του περιθωρίου της µάζας της Ροδόπης. Η κατάδυση της πλάκας λειτούργησε από το Ανω Ολιγόκαινο έως το Κάτω Μειόκαινο. Το ηφαιστειακό αυτό τόξο µετανάστευσε σταδιακά προς νότο, µε αποτέλεσµα την ανάπτυξη εφελκυστικού περιβάλλοντος οπισθοτόξιας λεκάνης στην περιοχή της Θράκης και του βόρειου Αιγαίου, ενώ κατά το Ανω Πλειόκαινο µεταπήδησε νοτιότερα για να σχηµατίσει το γνωστό ηφαιστειακό τόξο του νότιου Αιγαίου. Η 18
πρώτη δοµή έδωσε γένεση στα ηφαιστειακά πετρώµατα της Θράκης και του βόρειου Αιγαίου. Κατά το Μειόκαινο η περιοχή του Αιγαίου επηρεάστηκε από την κίνηση της Αραβικής µικροπλάκας προς την Ευρασιατική µάζα. Ετσι, πριν 12-13 εκ. έτη (Le Pichon & Angelier 1981, από Fytikas et al. 1985) τα όρια της µικροπλάκας του Αιγαίου εµφάνιζαν διαφορετική συµπεριφορά και τάσεις. Στο βόριο τµήµα έπαυσε η σύγκλιση των πλακών και ακολούθησε νέα κατάρρευση του υπερδιογκοµένου φλοιού σε εφελκυστικό περιβάλλον, που οδήγησε στη δηµιουργία νέων τεκτονικών λεκανών Β διεύθυνσης, ενώ οι παλαιότερες επανενεργοποιήθηκαν (Ρούσσος 1994, Karfakis and Doutsos 1995, Kilias & Mountrakis 1998, Papazachos & Skordilis 1998, Sakinc et al. 1999). Ο εφελκυσµός αυτός, σύµφωνα µε τους Papazachos & Skordilis (1998), θα πρέπει να λειτουργούσε πιο έντονα κατά µικρές χρονικές περιόδους, εκτός εάν επετεύχθη κάποια σηµαντική αλλαγή του παραµορφωτικού καθεστώτος κατά το Ανω Πλειόκαινο. Παράλληλα, µε τον εφελκυσµό παρατηρείται µία πολύ σηµαντική δοµή οριζόντιας µετατόπισης που θεωρείται ότι είναι προέκταση του ρήγµατος της βόρειας Ανατολίας, η οποία φαίνεται να χωρίζει την περιοχή του Αιγαίου σε δύο τµήµατα (Dewey & Sengor 1979, από Fytikas et al. 1985). Ετσι η περιοχή του βόρειου Αιγαίου εµφανίζει χαρακτηριστικά τεκτονικής εφελκυσµού και οριζόντιας µετατόπισης, ενώ από γεωφυσικά δεδοµένα προκύπτει ότι το πάχος του φλοιού στην περιοχή είναι περίπου 30 km και πιο συγκεκριµένα από την Ψάθουρα έως την Τένεδο µπορεί να φτάσει τοπικά και τα 25km (Makris 1977, Παναγιωτόπουλος 1984, Papazachos & Skordilis 1998). Φυσικά, το νότιο όριο της περιοχής του Αιγαίου, παρουσιάζει χαρακτηριστικά τυπικού συγκλίνοντος ορίου, µε την ανάπτυξη του γνωστού ηφαιστειακού τόξου του Νοτίου Αιγαίου. Είναι φανερό λοιπόν, ότι σήµερα έχει γίνει κοινώς αποδεκτή η άποψη, ότι η µάζα της Ροδόπης -µαζί µε την Περιροδοπική- επηρεάστηκε από τις Αλπικές πτυχώσεις, παρόλο που οι ιδιαίτεροι γεωτεκτονικοί της χαρακτήρες παραµένουν αβέβαιοι (Burg et al. 1996, Krohe & Mposkos 2001). Εντούτοις, διάφοροι ερευνητές έχουν εκφράσει επιφυλάξεις, κυρίως όσο αφορά στην ηλικία των πετρωµάτων που αποτελούν τον «αρχικό πυρήνα» (ή ηπειρωτικό τέµαχος) και την µεταµόρφωσή τους (Dercourt & Ricou 1987, Ricou et al. 1998, Barr et al. 1999). Βασιζόµενοι σε νέες θεωρίες και µοντέλα σχετικά µε τον µηχανισµό αντίδρασης πετρωµάτων του ηπειρωτικού και ωκεάνιου φλοιού σε συνθήκες 19