background image














Geological Institute Bulgarian Academy of Sciences, Department of Paleontology and Stratigraphy, BG-1113 Sofia, Bulgaria;


University of Patras, Department of Geology, Laboratory of Sedimentology, 26500 Patras, Greece;,

(Manuscript received July 1, 2002; accepted in revised form December 12, 2002)

Abstract: In the Klematia-Paramythia Basin, which belongs to the middle Ionian zone and is part of the Pindos Foreland

Basin, submarine fan deposits accumulated from the Middle Eocene to the Middle Miocene. Calcareous nannofossils are

used as a tool for dating and correlation of the fan sediments. Calcareous nannofossil assemblages have been studied in

four main geological cross-sections, located in the Pindos Foreland Basin. Seven nannofossil biostratigraphic units were

detected — two in the Middle and Upper Eocene (NP16, NP17–20), one in the Lower Oligocene (NP21), one in the

Upper Oligocene (NP24–25), two in the Lower Miocene (NN1, NN2–3) and one in the Middle Miocene (NN7). The

Upper Miocene NN8–12 interval probably occurs in the section A–A’. These age data indicate that the Pindos foredeep,

as a result of Pindos thrust activity, began subsiding during the Middle Eocene. The basin was filled by submarine fan

deposits until the Middle (Late?) Miocene, when internal thrusting ended sedimentation.

Key words: Eocene, Oligocene, Miocene, NW Greece, Pindos Foreland Basin, biostratigraphy, calcareous nannofossils.

Introduction and geological setting

The study area, located in northwestern Greece, is a part of the

external Hellenides and belongs to the Pindos Foreland Basin

of the Hellenide orogen. The basin is filled by submarine fan

deposits  and  is  segmented  during  its  evolution  by  thrusting

and strike-slip motions (Fig. 1).

The Pindos Foreland Basin (Underhill 1989; Clews 1989;

Leigh  &  Hartley  1992;  Avramidis  1999;  Avramidis  et  al.

2000)  comprises  the  Gavrovo  and  the  Ionian  geotectonic

zones sensu Aubouin (1965). The studied area is part of the

Ionian Zone, which due to the differentiation of the carbonate

facies, the flysch (turbidite) deposits and the existence of the

internal thrusting, is subdivided from east to west in the inter-

nal,  middle  and  external  Ionian  zones  (IGSR  &  IFP  1966)

(Fig. 1). The subdivision of the Ionian Zone occurred during

Late Oligocene to Early Miocene.

The evolution of the Pindos Foreland Basin was mainly in-

fluenced by the activity of the Pindos and Ionian thrusts, and

secondarily by the Gavrovo thrust and internal thrusts of the

Ionian Zone (Fig. 1). Due to the Pindos thrust activity a fore-

deep was formed during Middle Eocene (IGSR & IFP 1966),

whereas due to the internal thrusting the foreland changed to a

complex type foreland basin, during the Late Oligocene in its

northern part (studied area — Avramidis et al. 2000), and to a

piggy back basin, during Early Pliocene in its southern part

(Zakynthos area — Zelilidis et al. 1998). The Pindos foredeep

during  the  Middle  Eocene  was  an  example  of  an  undefiled

foreland basin and these conditions can be related to narrow

linear basins where submarine fans accumulated (Avramidis

&  Zelilidis  2001).  The  distribution  of  submarine  fan  facies

was influenced mainly by tectonically driven subsidence and

to  a  lesser  degree  by  sea-level  variations  (Avramidis  et  al.


The objectives of the present paper are to correlate and com-

pare stratigraphical data, obtained from the study of calcare-

ous nannofossils from the turbidites in order to estimate the

timing of the major events, which influenced the evolution of

the Pindos Foreland Basin.

P. Avramidis and A. Zelilidis (University of Patras, Greece)

carried out all field studies, sedimentological and tectonic in-

terpretations.  K.  Stoykova  (Geological  Institute,  Sofia)  per-

formed calcareous nannofossil studies and the biostratigraphic

interpretation of the obtained data.

Depositional environments

The  Pindos  Foreland  Basin  consists  of  several  thousand

metres thick flysch sequences (submarine fans). Their tectoni-

cally  controlled  deposition  took  place  during  the  westward

progradation of the external Hellenides and extended longitu-

dinally to the axes of the synclines that formed during this de-

formation (Fig. 1). The source material of the submarine fans

was mainly within the Pindos Mountains (Piper et al. 1978;

Faupl et al. 1998; Avramidis & Zelilidis 2001).

A number of researchers have interpreted the flysch of the

Pindos foreland as parts of a submarine fan (turbidite deposits)

(Piper et al. 1978; Clews 1989; Wilpshaar 1995; Avramidis &

Kontopoulos 1998; Avramidis & Zelilidis 1998; Avramidis et

background image

108                                                                  STOYKOVA, AVRAMIDIS and ZELILIDIS

al. 2000). Adjacent to the Pindos thrust front (internal Ionian

zone — in  the  north  and  Gavrovo  Zone — in  the  south,

Fig. 1) coarse-grained sediments were deposited, representing

the proximal part of a submarine fan, while westward (middle

and external Ionian zone), fine-grained sediments accumulat-

ed representing the distal parts of the fan (Fig. 1).

Flysch  deposits  usually  overlie  conformably  the  Eocene

limestones, but there are some places, where their contact is

marked  by  an  unconformity.  The  age  of  the  onset  of  flysch

sedimentation in the Pindos Foreland Basin is a controversial

point. I.G.S.R & I.F.P. (1966) proposed that the onset of fly-

sch sedimentation took place in the Late Eocene, while Fleury

(1980), Leigh & Hartley (1991), Wilpshaar (1995) and Bellas

(1997)  proposed  an  Early  Oligocene  age.  In  contrast  to  the

above studies, B.P. (1971) proposed an Early to Middle Mi-

ocene age for the onset of flysch sedimentation, an age which

has not been widely accepted.

Avramidis et al. (2000), studying the turbidite deposits in

the middle Ionian zone, interpreted them as submarine fan de-

posits and classified them with the main facies types and fa-

cies association of turbidite depositional environments (Mutti

&  Ricci  Lucchi  1972,  1975;  Walker  1978).  The  Middle

Eocene to Upper Oligocene turbidite sediments, deposited in

the middle Ionian zone, represent the distal parts of a subma-

rine fan (lobe, lobe-fringe and basin plain), while the Lower to

Upper Miocene turbidite sediments, due to differential tecton-

ic evolution of Pindos Foreland Basin, represent both proxi-

mal and distal depositional facies of inner and outer submarine

fans. According to Avramidis et al. (2000) the Middle Eocene

to Upper Oligocene formations of turbidites are up to 1050 m

thick  and  were  deposited  before  the  division  of  the  Ionian

Zone. The Lower Miocene to Upper Miocene turbidites were

deposited after the segmentation of the Ionian Zone within a

restricted basin, and are up to 2300 m thick.

Fig. 1. Simplified geological map of western Greece, showing the Ionian and Gavrovo Zones (after Avramidis et al. 2000) and the location

of the studied basin.

background image


In the middle Ionian zone, the major thickness of submarine

fan deposits (up to 3300 m thick) is present in the Klematia-

Paramythia  Basin.  The  Klematia-Paramythia  Basin  involves

the  Botzara  and  Dragopsa  synclines  and  their  deposits  were

examined in four geological cross-sections (Fig. 2).

Section  A–A’  has  a  total  stratigraphic  thickness  of  up  to

3300 m. From the base to the top it consists of outer fan de-

posits (up to 800 m), basin plain deposits (up to150 m), inner

fan  deposits  (up  to  90 m)  and  outer  fan  deposits  (up  to

2260 m) (Fig. 3). A total of 16 samples have been examined

for calcareous nannofossils.

Eastern part of Botzara syncline. This section has a thick-

ness of up to 1250 m and consists of outer fan (up to 450 m)

and inner fan deposits (up to 800 m). Three samples were ex-

amined from the outer fan deposits (FL1, FL2 and FL7) and

three samples from the inner fan deposits (MI1, MI6 and MI 11)

(Fig. 4).

Section B–B’. It is up to 1720 m thick and from the base up-

ward consists of outer fan deposits (up to 646 m) and inner fan

deposits (up to 1074 m). From outer fan deposits three sam-

ples were examined (P1, P5 and P7) and from the inner fan —

four samples (P8, P9, P12 and P13) (Fig. 5).

Section C–C’ has a stratigraphic thickness of up to 360 m

and from the base upward consists of basin plain (up to 50 m)

and outer fan deposits (up to 310 m). One sample was exam-

ined from the basin plain (D2) and three samples from the out-

er fan deposits (D8, D12 and D13) (Fig. 6).

Calcareous nannofossils — material and methods

Our calcareous nannofossil study is based on 33 samples,

taken from the different sections (A–A’ — 16 samples, East-

ern part of Botzara syncline — 6 samples, B–B’ — 7 samples,

C–C’ — 4  samples — Fig.  2).  All  samples  were  processed

and the smear-slides were prepared without centrifuging in or-

der to avoid changes in the composition of the original assem-

blages. A biostratigraphic evaluation was conducted under the

light  microscope  with  1250


  magnification.  Each  slide  was

observed  in  normal  and  cross-polarized  light.  Most  samples

were logged two or three times for an average of 40–60 min-

utes. Some critical samples were examined for several hours.

Semi-quantitative analysis has been performed on each sam-

ple. The relative abundance of nannofossils was determined in

the following way: the species was termed “abundant” if more

than 10 specimens can be observed per field of view, “com-

mon” (9–2 spec./f.v.) and “rare” (< 2 spec./f.v.).

Calcareous nannofossils are common and moderately well

preserved throughout the sections. Only a few samples (4) are

devoid of nannofossils. Because of the turbiditic depositional

environment, reworking of the nannofossils is commonly ob-

served,  as  indicated  by  the  presence  of  many  Upper  Creta-

ceous, Paleocene and Lower Eocene species.

Our biostratigraphic interpretations are based on precise de-

termination  of  the  first  (FO)  and  last  (LO)  occurrences  of

stratigraphically important nannofossil species, including zon-

al markers and taxa with well-known stratigraphic range, as

well as on careful taxonomic identification of the nannofos-

sils. We tried to use generally accepted taxonomic concepts,

following Aubry (1984, 1988, 1989, 1990) and Perch-Nielsen


In order to achieve an accurate biostratigraphic correlation

between the studied sections, we used the standard zonation of

Martini (1971). Special attention was paid to samples within

important  stratigraphic  intervals,  especially  around  zonal

boundaries.  All  observations  were  made  on  dense  smear

slides, in order to register the occurrences of rare species. Sev-

eral of the important boundary markers were absent or scarce

in the studied samples. Then in most cases we used combined

range of recorded taxa. A calcareous nannofossil range chart is

produced for each of the sections studied (Figs. 3–6).


Section A–A’

The section is situated in the central part of the basin (Fig. 2).

The thickness of the exposed sediments (turbidites) is up to

3300 m.  Stratigraphically  the  section  spans  from  the  Lower

Oligocene  NP21  Zone  up  to  the  Upper  Miocene  NN8–12

zones. Sixteen samples were investigated, only one containing

a poor nannofossil assemblage (M38).

Fig. 2. Geological map, showing the turbidite sub-environment dis-

tribution within the Klematia-Paramythia Basin and the position of

the sections studied.

background image

110                                                                  STOYKOVA, AVRAMIDIS and ZELILIDIS

Notably, it was only in this section that we observed the

presence  of  the  nannofossil  genera  Braarudosphaera  and

Pontosphaera, regarded as indicators of a shallow depth of

deposition — shelf or hemipelagic environments (Bramlette

&  Sullivan  1961).  Relatively  large-sized  forms  of  Braaru-

dosphaera bigelowii (Fig. 8.14) are recorded in samples M2

and  M12,  in  the  Upper  Oligocene  zones  NP24–25.

Pontosphaera sp. (Fig. 7.13) is determined in sample M44,

in the Middle Miocene Zone NN7.

The occurrence of the recognized calcareous nannofossil

species is reported on Fig. 3.

Lower  Oligocene,  NP21  Ericsonia  subdisticha  Zone.

According to its definition (Roth & Hay 1967 emend. Marti-

ni  1970),  the  zone  spans  the  interval  from  the  LO  of  Dis-

coaster  saipanensis  to  the  LO  of  Ericsonia  formosa.  The

lower part of A–A’ section is assigned to NP21. The nanno-

fossil  assemblage  of  this  zone  is  dominated  by  Ericsonia

formosa (Fig. 7.9), E. subdisticha (Fig. 7.3b,4), Dictyococ-

cites bisectus (Fig. 7.2,3a,17), Coccolithus pelagicus, Cycli-

cargolithus floridanus (Fig. 7.18), Reticulofenestra dictyoda

and  Sphenolithus  moriformis.  Several  species  are  common

in  this  zone:  Reticulofenestra  umbilica  (Fig.  7.5,6),  Dis-

coaster  deflandrei,  Discoaster  nodifer,  Sphenolithus  pseu-


Fig. 3. Range chart of calcareous nannofossils and stratigraphic subdivision of section A–A’.

The two basal samples of the section (F1, F2), contain a

large  number  of  reworked  Eocene  species  such  as:  Rhom-

boaster  contortus,  R.  orthostylus,  Discoaster  lodoensis,  D.

saipanensis,  Toweius  eminens,  T.  gammation,  Chiasmo-

lithus modestus, Nannotetrina cristata, N. fulgens.

Because  of  the  uncertainty  of  reworking  in  the  turbidite

deposits, the LO Ericsonia formosa could not be used as a

reliable datum for the upper boundary of the zone. Therefore

it is drawn above the sample F23, by the first occurrence of

Cyclicargolithus abisectus, Discoaster adamanteus and Dis-

coaster calculosus in sample F33.

Upper  Oligocene,  NP24–25  Sphenolithus  distentus–

Sphenolithus ciperoensis zones. These two zones span the

Upper Oligocene and could not be separated because of the

scarcity of sphenoliths in this part of the section. The age as-

signment of the samples F33, F34, M1 to M23 to NP24–25

zones is based on the combined range of the detected spe-

cies. The lower boundary of the zone is traced by the FO of

Cyclicargolithus abisectus (Fig. 7.19), Discoaster adaman-

teus  (Fig.  9.1)  and  Discoaster  calculosus.  For  the  upper

boundary  (which  is  the  Oligocene/Miocene  boundary  as

well),  the  LO  of  Dictyococcites  bisectus  and  Sphenolithus

pseudoradians  and/or  the  FO  of  Sphenolithus  conicus  and

Helicosphaera scissura is used for approximation.

background image


Lower  Miocene,  NN1–2  T.  carinatus-Discoaster  druggi

zones. The presence of these basal Miocene zones is proven in

the middle part of the section, in sample M25. The distinguish-

ing criteria for its lower boundary were stated above in the pre-

vious zone. The FO of Sphenolithus belemnos is an important

nannofossil event, largely used for correlation. This event marks

the upper boundary of the zone in our A–A’ section, which is

drawn between the samples M25 and M28 (Fig. 3).

NN3 S. belemnos Zone. This zone was originally defined

as an interval between the LO of Triquetrorhabdulus carina-

tus and the LO of S. belemnos (Bramlette et Wilcoxon, 1967).

Since Triquetrorhabdulus carinatus was not found in our ma-

terials, we used the FO of S. belemnos as an approximation of

the lower boundary and its LO for the upper boundary. Practi-

cally, in this section the zone equates with the total range of S.


Coccolithus  pelagicus,  Cyclicargolithus  floridanus  and

Helicosphaera scissura dominate the nannofossil assemblages

of the zone.

The upper boundary of NN3 Zone falls between the samples

M38 and M42.

Middle  Miocene,  NN7  Discoaster  kugleri  Zone.  This

Middle Miocene zone is located in the upper part of the section

Fig. 4. Range chart of calcareous nannofossils and stratigraphic subdivision of the section E-part of Botzara syncline.

(samples M42, M46 — Fig. 3). It is identified by the presence

of Discoaster kugleri. The total range of this species defines the

lower and upper boundary of the zone. Discoaster deflandrei

and Discoaster variabilis are common taxa. Small, difficult to

determination reticulofenestrids are observed in the zone.

? NN8–12 zones. The questionable presence of these Upper

Miocene zones in the topmost sample of the section (M48) is

based on the common occurrence of Discoaster pansus (Fig.

9.5,6). According to Perch-Nielsen (1985) its range is NN12–

NN15,  and  our  initial  age-estimation  was  the  NN12  Zone.

Aubry (1984, p. 155) in her comprehensive book on Discoast-

er stated that “Its FO is later than for D. variabilis and before

D.  decorus”,  that  is  the  FO  of  D.  pansus  is  not  a  precisely

fixed event, but occurred in a large stratigraphic interval  — 

NN6 to NN15. Therefore it cannot be used for a precise age


Section in the eastern part of the Botzara syncline

The  section  is  located  in  the  northern  parts  of  the  basin

and  comprises  up  to  1250  m  a  turbiditic  succession  up  to

1250 m thick (Fig. 2). Middle-Upper Eocene (NP17–20) to

Lower Miocene (NN1–3) sediments are exposed in this sec-

background image

112                                                                  STOYKOVA, AVRAMIDIS and ZELILIDIS

Fig. 5. Range chart of calcareous nannofossils and stratigraphic subdivision of section B–B’.

tion. Six samples were studied, all displaying good preserva-

tion of the calcareous nannofossil assemblages (Fig. 4).

Middle–Upper  Eocene,  NP17–20  Discoaster  saipanen-

sis–Sphenolithus  pseudoradians  zones.  The  lower  part  of

the section (samples FL1 and FL2) is assigned to this large

stratigraphic  interval,  because  we  did  not  find  any  of  the

marker species Chiasmolithus oamaruensis, Isthmolithus re-

curvus and Sphenolithus pseudoradians. Instead, we recorded

a  moderately  rich  species  association  with  common Dictyo-

coccites  bisectus,  Reticulofenestra  umbilica  (Fig.  7.7),  R.

hillae (Fig. 7.8),  Cribrocentrum  reticulatum  (Fig.  7.1), Dis-

coaster  barbadiensis,  D.  saipanensis  (Fig.  4).  The  first  two

species have their FO within the NP17 Zone, whereas the last

two have their LO at the top of the NP20 Zone. For this reason

we infer the NP17–20 zones for these samples. We avoid us-

ing the LO of Chiasmolithus grandis (Fig. 8.16) as an event

marking  the  top  of  NP17,  supposing  it  might  be  easily  re-


Upper  Oligocene,  NP24–25  Sphenolithus  distentus–

Sphenolithus ciperoensis zones. These zones are inferred for

sample FL7. It is proven by the FO of Cyclicargolithus abi-

sectus, Helicosphaera recta, Discoaster calculosus and D. ad-

amanteus. The nannofossil association is similar to that ob-

served  in  A–A’  section  (see  Fig.  4  for  details).  The  upper

zonal boundary is placed between the samples FL7 and MI1,

at the FO of Sphenolithus conicus and Helicosphaera scissura

in MI1.

Lower  Miocene,  NN1–3  T.  carinatus–S.  belemnos  zones.

These  zones  span  the  middle  and  upper  part  of  the  section

(samples MI1 to MI11, Fig. 4). The recognition is based on

the occurrence of Sphenolithus conicus, ranging from NN1 to

NN3, as well as the presence of abundant Early Miocene nan-

nofossil species such as Helicosphaera scissura, H. interme-

dia (Fig. 7.14), Coccolithus pelagicus, C. miopelagicus.

Section B–B’

This  section  is  located  in  the  western  part  of  the  Botzara

syncline, in the southern part of the basin (Fig. 2). The succes-

sion of calcareous nannofossil zones established and their ver-

tical distribution is reported in Fig. 5. The succession covers a

large stratigraphic interval — from the Middle-Upper Eocene

(NP17–20 zones) to the Middle Miocene (NN7 Zone) and is

up to 1720 m thick.

Middle–Upper  Eocene,  NP17–20  Discoaster  saipanen-

sis–Sphenolithus pseudoradians zones. These zones are rec-

ognized in the base of the section, in sample P1 (Fig. 5). The

nannofossil association is rich and diverse, dominated by Dic-

background image


tyococcites bisectus and D. scrippsae. It is similar to the asso-

ciation of the same zone, recorded in the Eastern part of the

Botzara Section. The FO of Ericsonia subdisticha in the sam-

ple P5 marks the upper boundary of the zone.

Lower  Oligocene,  NP21  Ericsonia  subdisticha  Zone.

This  zone  is  recorded  in  sample  P5.  Its  lower  boundary  is

drawn by the FO  Ericsonia subdisticha (Fig. 7.4) — a spe-

cies, which occurs commonly in NP21 only.

Upper  Oligocene,  NP24–25  Sphenolithus  distentus–

Sphenolithus ciperoensis zones. These zones are identified

by the co-occurrence of Helicosphaera recta (Fig. 7.15) and

Discoaster calculosus in sample P7. The nannofossil associa-

tion is analogous to those observed in A–A’ and in the Eastern

part of the Botzara sections.

Lower Miocene, NN1–3 T. carinatus–S. belemnos zones.

The lower boundary is fixed at the FO of Sphenolithus coni-

cus and Helicosphaera scissura (by analogy with A–A’ and

the  E-part  of  the  Botzara  sections)  between  the  samples  P7

and P8 (Fig. 5). The upper boundary is marked by the LO of

Sphenolithus belemnos and S. conicus. It is traced above the

sample  P9.  Typical  Lower  Miocene  association,  containing

Discoaster  calculosus,  Cyclicargolithus  abisectus,  Cocco-

lithus  pelagicus,  C.  miopelagicus,  Sphenolithus  conicus  and

Helicosphaera scissura is documented from the samples P8

and P9.

Middle Miocene, NN7 Discoaster kugleri Zone. The zone

is distinguished in the upper part of the section (samples P12,

P13 — Fig. 5). It is based on the total range of its index-spe-

cies, Discoaster kugleri. Small-sized reticulofenestrids (main-

ly Reticulofenestra pseudoumbilica) dominate the nannofossil

associations of this zone. Discoaster variabilis, D. exilis and

Coccolithus pelagicus–C. miopelagicus occur commonly.

Section C–C’

The section is situated in the Dragopsa syncline, at the east-

ern  margin  of  the  basin  (Fig.  2).  The  thickness  of  the  sedi-

ments is relatively small — up to 360 m, due to the incom-

pleteness  of  the  section.  Middle  Eocene  (NP16),  Upper

Eocene (NP17–20) and Lower Miocene (NN1–3 zones) has

been proven (Fig. 6). The whole Oligocene is missing in this


Middle  Eocene,  NP16  Discoaster  tanii  nodifer  Zone.

This is the oldest zone recognized in this study. Its presence in

sample  D2  is  undoubtedly  proven  by  the  co-occurrence  of

Discoaster bifax and Chiasmolithus modestus, ranging only in

the NP16 Zone. An additional argument for this age determi-

nation is the occurrence of  Nannotetrina  cristata (Fig. 9.8),

Chiasmolithus solitus and Ch. expansus (Fig. 8.3), which has

its LO at the top of NP16 (Fig. 6).

Middle–Upper  Eocene,  NP17–20  Discoaster  saipanen-

sis–Sphenolithus  pseudoradians  zones.  These  zones  are

based  on  the  rich  and  various  nannofossil  association,  ob-

served in sample D8. The lower boundary is approximated by

the FOs of  Discoaster  tanii  nodifer,  Dicyococcites  bisectus,

D. scrippsae and Helicosphaera compacta (Fig. 8.1).

There appears to be an unconformity at the top of this zone,

as indicated from the overlying Lower Miocene sediments.

Lower Miocene, NN1–3 T. carinatus–S. belemnos zones.

These  zones  are  recognized  in  the  samples  D12  and  D13.

They  are  based  on  the  total  range  of  Sphenolithus  conicus.

The nannofossil assemblages are abundant, dominated by S.

conicus,  Cyclicargolithus  floridanus,  C.  abisectus.  Rework-

ing of Eocene species from the underlying sediments is no-

ticeable in D12 sample.


A relatively expanded Middle Eocene to Middle (Upper?)

Miocene turbiditic sequence was recovered from the studied

area (Pindos Foreland Basin, NW Greece), indicating that the

Pindos foredeep was filled from the Middle Eocene onwards.

Calcareous  nannofossils  are  moderately  well  preserved  and

Fig. 6. Range chart of calcareous nannofossils and stratigraphic subdivision of section C–C’.

background image

114                                                                  STOYKOVA, AVRAMIDIS and ZELILIDIS

Fig. 7. LM microphotographs of calcareous nannofossil taxa from the studied sections, all pictures with crossed nicols, scale bar — 10 



1.  Cribrocentrum reticulatum (Gartner et Smith) Perch-Nielsen, sample FL1, section E-part of Botzara syncline. 2, 3a.  Dictyococcites bi-

sectus (Hay, Mohler et Wade) Bukry et Percival, sample F1, section A–A’. 3b, 4.  Ericsonia subdisticha (Roth et Hay) Roth; 3b — sample

F1, section A–A’; 4 — sample P5, section B–B’. 5–7.  Reticulofenestra umbilica (Levin) Martini et Ritzkowski; 5 — sample F2; 6 — sample

F23, section A–A’; 7 — sample FL2, section E-part of Botzara syncline. 8.  Reticulofenestra hillae Bukry et Percival, sample FL1, section

E-part of Botzara syncline. 9–10.  Ericsonia formosa (Kamptner) Haq; 9 — sample F2, section A–A’; 10 — sample P5, section B–B’. 11.

Ericsonia subdisticha (Roth et Hay) Roth, sample F2, section A–A’. 12.  Reticulofenestra oamaruensis (Deflandre) Stradner, sample P5, sec-

tion  B–B’.  13.    Ponthosphaera  sp.,  sample  M44,  section  A–A’.  14.    Helicosphaera  intermedia  Martini,  sample  MI1,  section  E-part  of

Botzara syncline. 15.  Helicosphaera recta (Haq) Jafar et Martini, sample P7, section B–B’. 16.  Coccolithus pelagicus (Wallich) Schiller,

sample M23, section A–A’. 17.  Dictyococcites bisectus (Hay, Mohler et Wade) Bukry et Percival, sample P5, section B–B’. 18.  Cyclicar-

golithus floridanus (Roth et Hay) Bukry, sample FL1, section E-part of Botzara syncline. 19–20.  Cyclicargolithus abisectus (Muller) Wise;

19 — sample F33; 20 — sample M42, section A–A’.

background image


Fig. 8.  LM microphotographs of calcareous nannofossil taxa from the studied sections, all pictures with crossed nicols, scale bar — 10 



1. Helicosphaera compacta Bramlette et Wilcoxon, sample D8, section C–C’. 2. Helicosphaera euphratis Haq, sample FL1, section E-part

of Botzara syncline. 3. Helicosphaera lophota Bramlette et Sullivan, sample FL1, section E-part of Botzara syncline. 4. Chiasmolithus con-

suetus (Bramlette et Sullivan) Hay et Mohler, sample P1, section B–B’. 5–6. Cyclicargolithus floridanus (Roth et Hay) Bukry; 5 — sample

P5, section B–B’; 6 — sample M2, section A–A’. 7. Dictyococcites bisectus (Hay, Mohler et Wade) Bukry et Percival, sample M2, section

A–A’. 8. Coccolithus pelagicus (Wallich) Schiller, sample M25, section A–A’. 9. Sphenolithus editus Perch-Nielsen, sample M2, section A–

A’, reworked from the Lower Eocene. 10. Sphenolithus capricornutus Bukry et Percival, sample M28, section A–A’. 11. Sphenolithus mori-

formis  (Bronnimann  et  Stradner)  Bramlette  et  Wilcoxon,  sample  MI1,  section  E-part  of  Botzara  syncline.  12.  Helicosphaera  intermedia

Martini,  sample  M2,  section  A–A’.  13.  Chiasmolithus  expansus  (Bramlette  et  Sullivan)  Gartner,  sample  D2,  section  C–C’.  14.  Braaru-

dosphaera bigelowii (Gran et Braarud) Deflandre, sample M2, section A–A’. 15. Reticulofenestra sp. ex gr. umbilica, sample P1, section B–

B’. 16. Chiasmolithus grandis (Bramlette et Riedel) Radomski, sample FL2, section E-part of Botzara syncline.

background image

116                                                                  STOYKOVA, AVRAMIDIS and ZELILIDIS

Fig. 9. LM microphotographs of calcareous nannofossil taxa from the studied sections, all pictures with parallel nicols, scale bar — 10 



1–2. Discoaster adamanteus Bramlette et Wilcoxon; 1 — sample F33; 2 — sample M2, section A–A’. 3. Discoaster deflandrei Bramlette et

Riedel, sample MI6, section E-part of Botzara syncline. 4. Discoaster cf. binodosus hirundus Martini, sample D2, section C–C’. 5–6. Dis-

coaster pansus (Bukry et Percival) Bukry, sample M48, section A–A’. 7. Discoaster sp. 1, sample M48, section A–A’. 8. Discoaster sp. 2,

sample FL7, section E-part of Botzara syncline. 9, 12. Discoaster sp. aff. calculosus Bukry; 9 — sample M25, section A–A’; 12 — sample

MI1, section E-part of Botzara syncline. 10–11. Discoaster calculosus Bukry; 10 — sample F33; 11 — sample M25, section A–A’. 13. Dis-

coaster intermediate between D. calculosus and D. deflandrei, sample M42, section A–A’. 14. Discoaster sp. aff. deflandrei, sample MI6,

section E-part of Botzara syncline. 15–16. Discoaster deflandrei Bramlette et Riedel, sample M42, section A–A’. 17. Rhomboaster orthosty-

lus (Shamrai) Bybel et Self-Trail, sample P5, section B–B’, reworked from the Lower Eocene. 18. Nannotetrina cristata (Martini) Perch-

Nielsen, sample D2, section C–C’. 19. Discoaster tanii ornatus Bramlette et Wilcoxon, sample F23, section A–A’.

background image


diverse throughout the sections studied. Martini’s (1970) zon-

al scheme was applied for biostratigraphic correlation of the

sections. Some of zonal marker species are present; however,

the scarcity or absence of others made biostratigraphic subdi-

visions  difficult.  Seven  nannofossil  biostratigraphic  units

were  recognized — two  in  the  Middle  and  Upper  Eocene

(NP16, NP17–20), one in the Lower Oligocene (NP21), one

in  the  Upper  Oligocene  (NP24–25),  two  in  the  Lower  Mi-

ocene (NN1, NN2–3) and one in the Middle Miocene (NN7).

The presence of the Upper Miocene NN8–12 zones is ques-

tionable in the section A–A’. These age data indicate that the

Pindos foredeep, as a result of Pindos thrust activity, began

subsiding during the Middle Eocene. The basin was filled by

submarine  fan  deposits  until  the  Middle  (Late?)  Miocene

when thrusting ended sedimentation.

Acknowledgments: The authors would like to dedicate this

work  to  the  memory  of  the  recently  deceased  Prof.  Vassil

Vuchev — an outstanding Bulgarian geologist, who made the

scientific  connection  between  the  Greek  and  Bulgarian  re-

searchers. The paper profited from thorough review and use-

ful suggestions by Ján Soták and two anonymous referees.


List of calcareous nannofossil species mentioned in the


A list of calcareous nannofossil taxa determined is given here. Figs. 7–9

illustrate some significant markers and other species of the nannofossil
assemblages, observed during the present study (scale bar





Braarudosphaera bigelowii (Gran et Braarud, 1935) Deflandre (1947)

Chiasmolithus  bidens  (Bramlette  et  Sullivan,  1961)  Hay  et  Mohler


Chiasmolithus  consuetus  (Bramlette  et  Sullivan,  1961)  Hay  et  Mohler


Chiasmolithus expansus (Bramlette et Sullivan, 1961) Gartner (1970)

Chiasmolithus gigas (Bramlette et Sullivan, 1961) Radomski (1968)

Chiasmolithus grandis (Bramlette et Riedel, 1954) Radomski (1968)

Chiasmolithus modestus Perch-Nielsen (1971)

Chiasmolithus solitus (Bramlette et Sullivan, 1961) Locker (1968)

Chiphragmalithus calatus Bramlette et Sullivan (1961)

Coccolithus pelagicus (Wallich, 1877) Schiller (1930)

Coccolithus miopelagicus Bukry (1971)

Cribrocentrum  reticulatum  (Gartner  et  Smith,  1967)  Perch-Nielsen


Cruciplacolithus tenuis (Stradner, 1961) Hay et Mohler (1967)

Cyclicargolithus abisectus (Muller, 1970) Wise (1973)

Cyclicargolithus floridanus (Roth et Hay, 1967) Bukry (1971)

Dictyococcites bisectus (Hay, Mohler et Wade, 1966) Bukry et Percival


Dictyococcites scrippsae Bukry et Percival (1971)

Discoaster adamanteus Bramlette et Wilcoxon (1967)

Discoaster barbadiensis Tan (1927)

Discoaster bifax Bukry (1971)

Discoaster binodosus Martini (1958)

Discoaster calculosus Bukry (1971)

Discoaster deflandrei Bramlette et Riedel (1954)

Discoaster delicatus Bramlette et Sullivan (1961)

Discoaster elegans Bramlette et Sullivan (1961)

Discoaster exilis Martini et Bramlette (1963)

Discoaster kuepperi Stradner (1959)

Discoaster kugleri Martini et Bramlette (1963)

Discoaster lenticularis Bramlette et Sullivan (1961)

Discoaster lodoensis Bramlette et Riedel (1954)

Discoaster multiradiatus Bramlette et Riedel (1954)

Discoaster nodifer (Bramlette et Riedel, 1954) Bukry (1973)

Discoaster pansus (Bukry et Percival, 1971) Bukry (1973)

Discoaster saipanensis Bramlette et Riedel (1954)

Discoaster sublodoensis Bramlette et Sullivan (1961)

Discoaster tanii Bramlette et Riedel (1954)

Discoaster tanii ornatus Bramlette et Wilcoxon (1967)

Discoaster variabilis Martini et Bramlette (1963)

Ericsonia formosa (Kamptner, 1963) Haq (1971)

Ericsonia subdisticha (Roth et Hay, 1967) Roth (1969)

Helicosphaera bramlettei Muller (1970)

Helicosphaera compacta Bramlette et Wilcoxon (1967)

Helicosphaera euphratis Haq (1966)

Helicosphaera intermedia Martini (1965)

Helicosphaera lophota Bramlette et Sullivan (1961)

Helicosphaera mediterranea Muller (1981)

Helicosphaera obliqua Bramlette et Wilcoxon (1967)

Helicosphaera recta Haq (1966)

Helicosphaera scissura Miller (1981)

Helicosphaera seminulum Bramlette et Sullivan (1961)

Micula decussata Vekshina (1959)

Nannotetrina fulgens (Stradner, 1960) Achuthan et Stradner (1969)

Nannotetrina cristata (Martini, 1958) Perch-Nielsen (1971)

Prediscosphaera cretacea (Arkhangelsky, 1912) Gartner (1968)

Prinsius dimorphosus (Perch-Nielsen, 1969) Perch-Nielsen (1977)

Prinsius martinii (Perch-Nielsen, 1969) Haq (1971)

Reticulofenestra dictyoda (Deflandre, 1954) Stradner (1968)

Reticulofenestra hillae Bukry et Percival (1971)

Reticulofenestra oamaruensis (Deflandre, 1954) Stradner (1968)

Reticulofenestra pseudoumbilica (Gartner, 1967) Gartner, (1969)

Reticulofenestra umbilica (Levin, 1965) Martini et Ritzkowski (1968)

Rhomboaster contortus (Stradner, 1958) Bybell et Self-Trail (1995)

Rhomboaster orthostylus (Shamrai, 1963) Bybell et Self-Trail (1995)

Sphenolithus belemnos Bramlette et Wilcoxon (1967)

Sphenolithus capricornutus Bukry et Percival (1971)

Sphenolithus compactus Backman (1980)

Sphenolithus conicus Bukry (1971)

Sphenolithus editus Perch-Nielsen (1978)

Sphenolithus  moriformis  (Bronnimann  et  Stradner,  1960)  Bramlette  et

Wilcoxon  (1967)

Sphenolithus radians Deflandre (1952)

Sphenolithus pseudoradians Bramlette et Wilcoxon (1967)

Toweius gammation (Bramlette et Sullivan, 1961) Romein (1979)

Toweius eminens (Bramlette et Sullivan, 1961) Perch-Nielsen (1971)
Zygrhablithus bijugatus (Deflandre, 1954) Deflandre (1959)


Alexander J., Nichols G.J. & Leigh S. 1990: The origins of marine

conglomerates in the Pindos foreland basin, Greece. Sed. Geol.

66, 243–254.

Aubouin J. 1965: Geosynclines. Elsevier, Amsterdam, 1–350.

Aubry M.P. 1984: Handbook of Cenozoic Calcareous Nannoplank-

ton. Book 1: Ortholithae (Discoasters). Micropal. Press, Amer.

Mus. Nat. Hist., N.Y., 1–266.

Aubry M.P. 1988: Handbook of Cenozoic Calcareous Nannoplank-

ton.  Book  2:  Ortholithae  (Catinasters,  Ceratoliths,  Rhabdo-

liths). Micropal. Press, Amer. Mus. Nat. Hist., N.Y., 1–279.

Aubry M.P. 1989: Handbook of Cenozoic Calcareous Nannoplank-

ton.  Book  3:  Ortholithae  (Pentaliths  and  others)  Heliolithae

(Fasciculiths, Sphenoliths and others). Micropal. Press, Amer.

Mus. Nat. Hist., N.Y., 1–79.

Aubry  M.P.  1990:  Handbook  of  Cenozoic  Calcareous  Nanno-

plankton. Book 4: Heliolithae (Helicoliths, Cribriliths, Lopa-

background image

118                                                                  STOYKOVA, AVRAMIDIS and ZELILIDIS

doliths  and  others).  Micropal.  Press,  Amer.  Mus.  Nat.  Hist.,

N.Y., 1–381.

Avramidis P. & Kontopoulos N. 1998: Hydraulic determination and

palaeoflow  trends  of  turbidite  deposits  in  Klematia-

Paramythia basin. Bull. Geol. Soc. Greece 32, 2, 165–173.

Avramidis P. & Zelilidis A. 1998: Two different submarine fan lobe

types  and  their  relationship  to  basin  evolution;  implication  to

hydrocarbon  reservoirs,  western  Greece.  Bull.  Geol.  Soc.

Greece 32, 2, 299–307.

Avramidis P., Zelilidis A. & Kontopoulos N. 2000: Thrust dissec-

tion  control  of  deep-water  clastic  dispersal  patterns  in  the

Klematia-Paramythia  Foreland  Basin,  Western  Greece.  Geol.

Mag. 137, 667–685.

Avramidis  P.  &  Kontopoulos  N.  2001:  Clay  minerals  distribution,

illite  crystallinity  and  Tmax  Rock-Eval  pyrolysis  of  turbidite

deposits  in  Klematia-Paramythia  basin,  in  relation  to  Pindos

foreland evolution, western Greece. GAIA 16, 59–69.

Avramidis P. & Zelilidis A. 2001: The nature of deep-marine sedi-

mentation  and  palaeocurrent  directions  as  evidence  of  Pindos

foreland basin fill conditions. Episodes 24, 4, 252–256.

Avramidis P., Zelilidis A., Vakalas I. & Kontopoulos N. 2002: In-

teractions  between  tectonic  activity  and  eustatic  sea-level

changes  in  the  Pindos  and  Mesohellenic  Basins,  NW  Greece:

basin evolution and hydrocarbon potential. J. Petroleum Geol.

25, 1, 53–82.

Bellas S. 1997: Calcareous nannofossils of the Tertiary Flysch (Post

Eocene  to  Early  Miocene  of  the  Ionian  Zone  in  Epirus,  NW-

Greece):  Taxonomy  and  biostratigraphical  correlations.  PhD

thesis, Freie Universität Berlin, 1–190.

Bramlette M.N. & Sullivan F.R. 1961: Coccolithophorids and relat-

ed nannoplankton of the early Tertiary in California. Micropal-

eontology 7, 129–188.

Bramlette M.N. & Wilcoxon J.A. 1967: Middle Tertiary calcareous

nannoplankton  of  the  Cipero  section,  Trinidad,  W.  I.  Tulane

Studies Geol. 5, 93–131.

British Petroleum Co. Ltd. (B.P.) 1971: The geological results of pe-

troleum  exploration  in  western  Greece.  Institute  for  Geology

and Subsurface Research, Special report 10, Athens.

Clews  J.  1989:  Structural  controls  on  basin  evolution:  Neogene  to

Quaternary  of  the  Ionian  zone  of  western  Greece.  Journal  of

the Geological Society London 146, 447–457.

Faupl P., Pavlopoulos A. & Migiros G. 1998: On the provenance of

flysch  deposits  in  the  external  Hellenides  of  mainland  Greece:

results from heavy mineral studies. Geol. Mag. 135, 3, 412–442.

Fleury J.J. 1980: Les zones de Gavrovo-Tripolitza et du Pinde-Olo-

nus  (Grèce  occidentale  et  Péloponnese  du  Nord):  evolution

d’une  plateforme  et  d’une  bassin  dans  leur  cadre  alpin.  Spec.

Publ. Soc. Geol. du Nord 4, 1–473.

Institute  for  Geology  Subsurface  Research  of  Greece  &  Institute

Francais  de  Pétrole  1966:  Etude  geologíque  de  l’Epire.  Tech-

nip, Paris.

Leigh S. & Hartley A.J. 1992: Mega-debris flow deposits from the

Oligo-Miocene  Pindos  foreland  basin,  western  mainland

Greece:  implication  for  transport  mechanisms  in  ancient  deep

marine basins. Sedimentology 39, 1003–1012.

Martini E. 1971: Standard Tertiary and Quaternary calcareous nan-

noplankton  zonation.  In:  Farinacci  A.  (Ed.):  Proceedings  2


Planktonic  Conference,  Roma,  1970.  Edizioni  Tecnoscienza,

Rome 2, 739–785.

Mutti E. & Ricci Lucchi F. 1972: Turbidites of the northern Apen-

nines  —  introduction  to  facies  analysis.  (Transl.  T.H.  Nilsen

1978). Int. Geol. Rev. 20, 125–166.

Mutti E. & Ricci Lucchi F. 1975: Turbidite facies and facies associ-

ations. In: Mutti E., Parea G.C., Ricci Lucchi F., Sagri M., Zan-

zucchi  G.,  Ghibaudo  G.  &  Saccarino  (Eds.):  Examples  of

turbidite  facies  and  facies  associations  from  selected  forma-

tions  of  the  northern  Apennines.  I.A.S.  fieldtrip  guidebook  A-

11, International Sedimentologic Congress IX, 21–36.

Perch-Nielsen  K.  1985:  Mesozoic  calcareous  nannofossils.  Ceno-

zoic calcareous nanno-fossils. In: Bolli H. et al. (Eds.): Plank-

ton  Stratigraphy.  Cambridge  University  Press,  Cambridge,


Piper D.J.W., Panagos A.G. & Pe-Piper G.G. 1978: Conglomeratic

Miocene  flysch,  western  Greece.  J.  Sed.  Petrology  48,  1,


Underhill  J.R.  1989:  Late  Cenozoic  deformation  of  the  Hellenide

foreland, western Greece. Geol. Soc. Amer. Bull. 101, 613–634.

Walker R.G. 1978: Deep-water sandstone facies and ancient subma-

rine fans: models for exploration for stratigraphic traps. Amer.

Assoc. Petrol. Geol. Bull. 62, 932–966.

Wilpshaar M. 1995: Applicability of dinoflagellate cyst stratigraphy

to the analyses of passive and active tectonic settings. PhD the-

sis, University of Utrecht, Netherlands, 1–132.

Zelilidis  A.,  Kontopoulos  N.,  Avramidis  P.  &  Piper  D.J.W.  1998:

Tectonic and sedimentological evolution of the Pliocene-Qua-

ternary  basins  of  Zakynthos  island,  Greece:  case  study  of  the

transition  from  compressional  to  extensional  tectonics.  Basin

Res. 10, 4, 393–408.