Vor 250 Millionen Jahren, am Ende des Paläozoikums, war die kontinentale Oberfläche der Erde ein einziger Superkontinent, Pangäa, der von den Becken des Superozeansystems Panthalassa umgeben war. Es folgte der Bruch Pangäas in tektonische Platten, die sich mal wegbewegen und mal kollidieren, um die Kontinente in ihrer heutigen Form zu bilden. Aus dem ersten Bruch der Pangäa vor 200 Millionen Jahren entstand der Ozean von Tethys. Die Felsen, die wir heute in Griechenland finden, entstanden am Fuße der Tethys. Anschließend verschmolzen die geotektonischen Zonen Griechenlands durch das Untertauchen des Tethys-Ozeans und die Kollision der eurasischen und afrikanischen tektonischen Platten mit den äußeren und inneren Helleniden. Daher stellt das Mittelmeer einen Überrest des Tethys-Ozeans dar.
Die Inseln Kefalonia und Ithaka bilden den westlichsten Teil der Äußeren Helleniden. Sie liegen ganz in der Nähe des griechischen Bogens, der tektonisch aktivsten Region Europas. Aufgrund ihrer geotektonischen Lage weisen die Inseln eine reiche Geologie und eine große seismische Aktivität auf, auf der wir durch die zahlreichen und vielfältigen geologischen Merkmale eine hervorragende Darstellung der Dynamik terrestrischer Prozesse finden.
Ein weiteres Merkmal dieser beiden Inseln ist, dass der größte Teil ihrer Oberfläche mit Kalkstein bedeckt ist. Diese Tatsache führt in Kombination mit der tektonischen Aktivität, den klimatischen Bedingungen und den Erosions- und Ablagerungsprozessen zum Auftreten zahlreicher unterirdischer und oberflächlicher Karstgeomorphe wie Höhlen, Täler, Dolinen, Buchten, Formen der Oberflächenerosion usw. Daher bilden solche Prozesse ein reiches Karstsystem hauptsächlich im Gebiet von Sami, aber auch überall auf den Karbonatgesteinen auf beiden Inseln, jedoch in geringerem Ausmaß.
Von besonderem Interesse ist die Tatsache, dass ein Teil des Karstnetzwerks unterhalb des Meeresspiegels liegt, was nicht nur aufgrund der reichen Speläotheme wie Stalaktiten und Stalagmiten, sondern auch aufgrund seiner Ausdehnung weltweites Interesse hervorruft. Diese Besonderheit wird durch das Untertauchen aufgrund intensiver Tektonik, aber auch durch den Anstieg des Meeresspiegels verursacht, der durch das Abschmelzen der letzten Gletscher verursacht wurde und zur Überflutung vieler Höhlen von Kefalonia führte.
Die geologische Struktur von Kefalonia besteht aus zwei verschiedenen geotektonischen Zonen (alpinen Formationen) der Äußeren Helleniden mit einer Gesamtausrichtung von NNW nach SSO. Die vorapulianische oder Paxos-Zone im Westen, die relativ einheimisch ist und den größten Teil der Insel bedeckt (483,4 km2), und die ionische Zone, die im südöstlichen Teil der Insel in einem kleineren Gebiet (68,72 km2) vorkommt und sich über die vorherige schiebt.
Die Front dieser Überschiebung mit einer NNW-SSE-Ausrichtung verläuft durch das nordwestliche Ende von Ithaka und den südöstlichen Teil von Kefalonia. Darüber hinaus lassen sich plioquaternäre Formationen (postalpine Orogenesebildung) identifizieren, die sich diskordant auf den älteren ablagern. Dementsprechend besteht die Insel Ithaka fast ausschließlich aus der ionischen Zone und hauptsächlich aus der ionischen Karbonatreihe, die zwischen dem Jura (201–145 Mio.) und dem Eozän (56–33,9 Mio.) abgelagert wurde. Die ionische Zone auf Ithaka wird durch das Oligozän-Mittelmiozän-Flysh (33,9–13,82 My) vervollständigt (Abbildung 1).
Die vorapulianische oder Paxos-Zone (Abbildung 2) ist die äußerste Zone der äußeren Helleniden. Man geht davon aus, dass sie den östlichsten Teil der apulischen Platte darstellt, die sich bis zum südöstlichen Rand der italienischen Halbinsel erstreckt. Die präapuliische Zone der Insel Kefalonia ist durch eine kontinuierliche Abfolge neritischer Karbonatgesteine (Dolomite, Kalksteine, Mergelkalksteine) gekennzeichnet, deren Ablagerung in der Unterkreide (145-100,5 Mio.) beginnt und sich bis zum Obermiozän (12 -5,332My).
Insbesondere bestehen die lithologischen Formationen, die in der vorapulianischen Zone beginnend mit den ältesten vorkommen, aus der Unterkreide-Formation (145-100,5 Mio.), die ein kleines, aber wichtiges Gebiet einnimmt, da sie nur auf der Insel Kefalonia vorkommt. Es ist charakteristisch, dass diese Gesteine die ältesten der vorapulianischen Zone sind, die auf der Oberfläche der Insel gefunden wurden, und aus Dolomiten und Kalksteinen bestehen.
Darauf folgt die Bildung der Oberkreide (100,5–66 Mio.) aus stark zerklüfteten und verkarsteten weißen Kalksteinen, reich an Fossilien von Meeresorganismen wie Hippuriten, die auf der Insel am weitesten verbreitet sind. Anschließend erfolgt die Bildung des Paläozäns (66,5–56 Millionen Jahre) bestehend aus dünnschichtigen pelagischen Kalksteinen, gefolgt von der Bildung des Eozäns (56–33,9 Millionen Jahre) bestehend aus nicht- oder dickschichtigen neritischen Kalksteinen, die große Foraminiferen enthalten. und die in Kefalonia stratigraphisch konform auf den Formationen der Kreidezeit (145-66 My) liegt.
Schließlich endet die vorapulianische Zone mit der miozänen Formation (23.03-5.332 My), bestehend aus Mergelsedimenten, oft Sandsteinen, die sich mit Brekzienkalken abwechseln und die typischen klastischen Sedimente der anderen geotektonischen Zonen ersetzen.
Die ionische Zone (Abbildung 3) auf der Insel Kefalonia erstreckt sich über ein viel kleineres Gebiet, im Gegensatz zu Ithaka, wo sie die gesamte Insel bedeckt. Insbesondere in Kefalonia kommt es nur im südöstlichen Teil der Insel vor und erstreckt sich, wie oben erwähnt, über die Paxos-Zone. Von allen lithologischen Formationen der ionischen Zone auf den beiden Inseln kommen hauptsächlich Kalksteine vom Jura (201,3–145 Mio.) bis zum Eozän (56–33,9 Mio.) sowie triassische Evaporite (251,2–201,3 Mio.) vor.
Insbesondere die ältesten Formationen der ionischen Zone sind Trias "Breccia", eine Mischung aus brecciaierten Kalksteinen, Dolomiten und Gips. Über ihnen befindet sich eine Karbonatsequenz der oberen Trias (230-201 My) Middle Lias (190-183 My), die massive, helle, dick bettete Kalksteine mit fossilen Algen und Kalksteine mit Cherts umfasst, die der neritischen "Pantocrator-Formation" entsprechen.
Diese Formation deckt einen großen Teil des Gebiets im Verhältnis zu den anderen Formationen der ionischen Zone ab. Die nachfolgende Formation ist der Ammonitico rosso von Upper Lias-Lower Dogger (ca. 183-170 My). Diese bestehen hauptsächlich aus roten, dünnbettigen, teilweise platigen Kalksteinen mit dünnen Mergelzwischenlagen, die Toarsian Ammoniten (183-174 My) im Alter enthalten. Dann folgen Kalksteine mit Cherts und Tonschiefer mit "Posidonia" des mittleren Dogger-Malmio-Alters (174-145 My).
Die Jura-Krett-Formationen (201.3-100.5 My) werden durch die gut betteten pelagischen Kalksteine von Vigla repräsentiert, die sich mit Schichten von Cherts abwechseln. Die obere Kreidezeit (100.5-66 My) wird jeweils durch massive rudistische, bretonische Kalksteine dargestellt. Wir fahren mit der Paläozän-Formation (66,5-56 My) fort, die aus feinkörnigen Kalksteinen besteht, gefolgt vom Eozän (56-33.9 My), das durch ungebettete Nummuliten mit Kalksteinen dargestellt wird. Und die Ionische Zone wird mit dem Auftreten der Oligozän-Mittel-Miozän-Flysh-Formation (33.9-13.82 My) abgeschlossen.
Die geologische Struktur der Inseln Kefalonia und Ithaca wird mit der postalpinen Orogeneseformation abgeschlossen, die aus Pliozänmellen (5.333- 2,58 My) besteht, sowie mit den quaternären (2.588 My bisher) marinen Sedimenten und terrestrischen Formationen.
