ΜΕΛΕΤΗ ΘΕΙΟΥΧΟΥ ΜΕΤΑΛΛΟΦΟΡΙΑΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΕΠΤΑ ΕΝ ΡΟΥ ΚΑΙ ΡΑΧΗΣ ΣΤΗΝ ΑΝΑΤΟΛΙΚΗ ΡΟ ΟΠΗ

Transcript

1 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑΣ - ΠΕΤΡΟΛΟΓΙΑΣ - ΚΟΙΤΑΣΜΑΤΟΛΟΓΙΑΣ ΑΘΑΝΑΣΙΟΥ. ΧΑΤΖΗΚΥΡΚΟΥ ΓΕΩΛΟΓΟΥ ΜΕΛΕΤΗ ΘΕΙΟΥΧΟΥ ΜΕΤΑΛΛΟΦΟΡΙΑΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΕΠΤΑ ΕΝ ΡΟΥ ΚΑΙ ΡΑΧΗΣ ΣΤΗΝ ΑΝΑΤΟΛΙΚΗ ΡΟ ΟΠΗ Ι ΑΚΤΟΡΙΚΗ ΙΑΤΡΙΒΗ ΠΟΥ ΥΠΟΒΛΗΘΗΚΕ ΣΤΟ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΗΣ ΣΧΟΛΗΣ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ 2003

2 Η εκπόνηση της διατριβής αυτής έγινε υπό την επίβλεψη της Τριµελούς Συµβουλευτικής Επιτροπής που την αποτελούσαν οι: Επιβλέπων Καθηγητής Κ. Μιχαηλίδης, Καθηγητής του Τοµέα Ορυκτολογίας Πετρολογίας Κοιτασµατολογίας του Τµήµατος Γεωλογίας του Α.Π.Θ. Μέλη Γ. Χριστοφίδης, Καθηγητής του Τοµέα Ορυκτολογίας Πετρολογίας Κοιτασµατολογίας του Τµήµατος Γεωλογίας του Α.Π.Θ. Σ. Σκλαβούνος, Καθηγητής του Τοµέα Ορυκτολογίας Πετρολογίας Κοιτασµατολογίας του Τµήµατος Γεωλογίας του Α.Π.Θ. Η υποστήριξη της διατριβής έγινε στις ενώπιον της Επταµελούς Εξεταστικής Επιτροπής που την αποτελούσαν οι: 1. Κ. Μιχαηλίδης, Καθηγητής, Τµήµα Γεωλογίας Α.Π.Θ. Επιβλέπων 2. Γ. Χριστοφίδης, Καθηγητής, Τµήµα Γεωλογίας Α.Π.Θ. 3. Σ. Σκλαβούνος, Καθηγητής, Τµήµα Γεωλογίας Α.Π.Θ. 4. Α. Κασσώλη - Φουρναράκη, Καθηγήτρια, Τµήµα Γεωλογίας Α.Π.Θ. 5. Α. Βγενόπουλος, Καθηγητής, Ε.Μ.Π. Αθηνών 6. Ν. Σκαρπέλης, Αναπλ. Καθηγητής Τµήµα Γεωλογίας Παν/µίου Αθηνών 7. Α. Κελεπερτζής, Καθηγητής Τµήµα Γεωλογίας Παν/µίου Αθηνών 2

3 Η έγκριση της διδακτορικής διατριβής από το Τµήµα Γεωλογίας της Σχολής Θετικών Επιστηµών του Αριστοτελείου Πανεπιστηµίου Θεσσαλονίκης δεν υποδηλώνει αποδοχή των γνωµών του συγγραφέα. (Ν. 5343/1932, άρθρο 202, παρ.2) 3

4 4 Στη σύζυγό µου Κατερίνα, στο γιο µου ηµήτρη και στη µνήµη των γονιών µου

5 Π Ε Ρ Ι Ε Χ Ο Μ Ε Ν Α ΠΡΟΛΟΓΟΣ 9 I. Ε Ι Σ Α Γ Ω Γ Η ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΤΟΠΟΘΕΤΗΣΗ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΕΡΕΥΝΑΣ ΜΕΘΟ ΟΙ ΕΡΕΥΝΑΣ Εργασίες υπαίθρου Εργαστηριακή έρευνα Χηµικές αναλύσεις Μικροαναλύσεις 15 ΙΙ. Γ Ε Ω Λ Ο Γ Ι Α ΓΕΝΙΚΑ ΤΕΚΤΟΝΟΜΕΤΑΜΟΡΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΡΟ ΟΠΙΚΗΣ 18 ΜΑΖΑΣ 3. ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΟΙ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΙ ΣΤΗΝ ΑΝΑΤΟΛΙΚΗ ΡΟ ΟΠΗ Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα Περιροδοπική ζώνη Ενότητα Μάκρης Ενότητα ρυµού Μελίας Τριτογενείς σχηµατισµοί Τεταρτογενείς σχηµατισµοί 28 ΙΙΙ. Π Ε T Ρ Ο Λ Ο Γ Ι Α Λιθολογικοί σχηµατισµοί της περιοχής έρευνας Μετα-υπερβασικά πετρώµατα Μεταβασικά πετρώµατα Αµφιβολίτες Κεροστιλβίτες Μεταγάββροι Όξινα πετρώµατα Γρανιτοειδή Γνεύσιοι Πηγµατίτες Μάρµαρα 35 IV. Γ Ε Ω Χ Η Μ Ε Ι Α ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ ΤΩΝ ΜΕΤΑ -ΥΠΕΡΒΑΣΙΚΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ ΤΩΝ ΜΕΤΑΒΑΣΙΚΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ Προέλευση των µεταβασικών πετρωµάτων ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ ΤΩΝ ΟΞΙΝΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ Προέλευση των όξινων πετρωµάτων Χηµικά χαρακτηριστικά των όξινων πετρωµάτων ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΑ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΑ Γενικά Γεωτεκτονικό περιβάλλον των µετα-υπερβασικών πετρωµάτων Γεωτεκτονικό περιβάλλον των µεταβασικών πετρωµάτων 57 5

6 4.4. Γεωτεκτονικό περιβάλλον των όξινων πετρωµάτων 62 V. Ο Ρ Υ Κ T Ο Χ Η Μ Ε Ι Α ΑΜΦΙΒΟΛΟΙ Γενικά Ταξινόµηση και ονοµατολογία των αµφιβόλων Σχέση του χηµισµού των αµφιβόλων µε το βαθµό µεταµόρφωσης ΠΛΑΓΙΟΚΛΑΣΤΑ Σύσταση των πλαγιοκλάστων Η περιεκτικότητα των πλαγιοκλάστων σε ανορθίτη και ο βαθµός µεταµόρφωσης ΟΜΑ Α ΕΠΙ ΟΤOΥ Σύσταση ορυκτών της οµάδας επιδότου ΛΕΥΚΟΙ ΜΑΡΜΑΡΥΓΙΕΣ Σύσταση των λευκών µαρµαρυγιών Σχέση της σύστασης των λευκών µαρµαρυγιών µε το βαθµό µεταµόρφωσης ΒΙΟΤΙΤΕΣ Σύσταση των βιοτιτών Σχέση της σύστασης των βιοτιτών µε το βαθµό µεταµόρφωσης ΧΛΩΡΙΤΕΣ ΓΡΑΝΑΤΕΣ Σύσταση των γρανατών Σχέση της σύστασης των γρανατών µε το βαθµό µεταµόρφωσης ΠΥΡΟΞΕΝΟΙ Σύσταση των πυροξένων ΣΠΙΝΕΛΛΙΟΙ ΑΛΛΑ ΟΡΥΚΤΑ 98 VI. Γ Ε Ω Θ Ε Ρ Μ Ο Β Α Ρ Ο Μ Ε T Ρ Ι Α Γενικά Γεωθερµόµετρο γρανάτη - µοσχοβίτη σε αµφιβολίτη Γεωθερµόµετρο γρανάτη - κεροστίλβης σε αµφιβολίτη Γεωθερµόµετρο µοσχοβίτη - βιοτίτη σε γρανιτοειδές Γεωθερµοβαρόµετρο κεροστίλβης - πλαγιοκλάστου σε αµφιβολίτη Αποτελέσµατα γεωθερµοβαροµετρίας 104 VII. Σ Υ Ν Θ Η Κ Ε Σ Μ Ε T Α Μ Ο Ρ Φ Ω Σ Η Σ Γενικά Μεταµορφικό επεισόδιο τύπου Barrow Μεταµορφικό επεισόδιο της πρασινοσχιστολιθικής φάσης Εξέλιξη της µεταµόρφωσης της Ανώτερης τεκτονικής ενότητας 107 VIII. Κ Ο Ι Τ Α Σ Μ Α Τ Ο Λ Ο Γ Ι Α ΜΕΤΑΛΛΟΦΟΡΙΑ ΤΥΠΟΥ ΧΑΛΚΟΥΧΟΥ ΣΙ ΗΡΟΠΥΡΙΤΗ (Cu -FeS 2 ) ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΕΠΤΑ ΕΝ ΡΟΥ ΚΑΙ ΡΑΧΗΣ 112 6

7 1.1. Γενικά Μεταλλοφόρες εµφανίσεις Επταδένδρου και Ράχης Ορυκτολογική σύσταση του µεταλλεύµατος Σιδηροπυρίτης Χαλκοπυρίτης 126` Ορυκτά του Bi Ορυκτά του Te - Ag Θειούχα ορυκτά Co - Ni Σπινέλλιοι Αιµατίτης Σφαλερίτης Γαληνίτης Μαγνητοπυρίτης Οξείδια Fe Ti Σύνδροµα ορυκτά ΙΣΤΟΛΟΓΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΗΣ ΜΕΤΑΛΛΟΦΟΡΙΑΣ Γενικά Ιστοί και υφές από τη µεταµόρφωση ΧΗΜΙΚΗ ΣΥΣΤΑΣΗ ΤΟΥ ΜΕΤΑΛΛΕΥΜΑΤΟΣ ΟΡΥΚΤΟΧΗΜΕΙΑ ΤΩΝ ΜΕΤΑΛΛΙΚΩΝ ΟΡΥΚΤΩΝ Σιδηροπυρίτης (FeS 2 ) Χαλκοπυρίτης (CuFeS 2 ) Ορυκτά του Bi Ορυκτά του Te -Ag και Co - Ni Σφαλερίτης (ZnS)) Γαληνίτης (PbS) Ο ΛΟΓΟΣ Co/Ni ΣΤΟΝ ΣΙ ΗΡΟΠΥΡΙΤΗ ΙΣΟΤΟΠΑ ΜΟΛΥΒ ΟΥ Γενικά Αναλυτική µέθοδος Συζήτηση ΙΣΟΤΟΠΑ ΘΕΙΟΥ Γενικά Αναλυτική µέθοδος Συζήτηση ΡΕΥΣΤΑ ΕΓΚΛΕΙΣΜΑΤΑ Γενικά Μελέτη ρευστών εγκλεισµάτων στην περιοχή έρευνας ΓΕΩΘΕΡΜΟΜΕΤΡΟ ΧΛΩΡΙΤΗ 180 IX. ΜΕΤΑΛΛΟΓΕΝΕΣΗ Γενικά Ταξινόµηση των κοιτασµάτων Ανάλογες περιπτώσεις κοιτασµάτων στον κόσµο Ερµηνεία της γένεσης κοιτασµάτων σουλφιδίων σε ωκεάνιο πυθµένα Γένεση µεταλλοφορίας στην περιοχή Επταδένδρου και Ράχης Τροποποίηση της µεταλλοφορίας µε τη µεταµόρφωση Πιθανότητα για αξιοποίηση 202 7

8 ΠΕΡΙΛΗΨΗ 201 SUMMARY 203 X. Β Ι Β Λ Ι Ο Γ Ρ Α Φ Ι Α 205 8

9 Π Ρ Ο Λ Ο Γ Ο Σ Το κοιτασµατολογικό ενδιαφέρον της περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στην Ανατολική Ροδόπη (νοµοί Ροδόπης και Έβρου) διαγράφεται από τις υπάρχουσες ερευνητικές στοές που διανοίχτηκαν από την περίοδο της Τουρκοκρατίας µέχρι σήµερα στις εκεί θειούχες µεταλλοφόρες εµφανίσεις. Στην περιοχή Επταδένδρου διανοίχτηκαν ερευνητικές στοές το 1912 από τους Τούρκους, το 1935 από τους Άγγλους και το 1968 από τη ΓΕΜΕΕ Α.Ε., ενώ στην περιοχή Ράχης από τους Τούρκους το Επίσης στην περιοχή Ράχης πραγµατοποιήθηκε γεωχηµική έρευνα εδάφους και επαναδιάνοιξη παλαιών στοών από το ΙΓΜΕ το Αντικείµενο και σκοπός της εργασίας είναι: 1. Η µελέτη των θειούχων µεταλλοφόρων συγκεντρώσεων και η σχέση τους µε τα πετρώµατα ξενιστές 2. Η συσχέτιση των µεταλλοφόρων συγκεντρώσεων µε γνωστούς κοιτασµατολογικούς τύπους ανά τον κόσµο 3. Η προσέγγιση του µεταλλογενετικού προτύπου γένεσης της µεταλλοφορίας. Για να επιτευχθούν οι παραπάνω στόχοι ήταν αναγκαίο να γίνει : α) λεπτοµερής µελέτη των µεταµορφωµένων πετρωµάτων που φιλοξενούν τη µεταλλοφορία β) να προσδιορισθούν οι πρωτόλιθοι των πετρωµάτων γ) να διερευνηθεί το γεωτεκτονικό περιβάλλον σχηµατισµού τους δ) να µελετηθούν οι συνθήκες µεταµόρφωσης Επιθυµώ να ευχαριστήσω όλους όσους µε βοήθησαν στην πραγµατοποίηση της εργασίας αυτής. Ιδιαίτερα δε αισθάνοµαι υποχρέωση να εκφράσω ευχαριστίες: Στον Καθηγητή κ. Κλεόπα Μιχαηλίδη, επιβλέποντα της Τριµελούς Συµβουλευτικής Επιτροπής, για το αµείωτο ενδιαφέρον του σ' όλη τη διάρκεια της εκπόνησης της διατριβής και τις ατέλειωτες συζητήσεις σ όλα τα θέµατα. Στα δύο άλλα µέλη τις Τριµελούς Συµβουλευτικής Επιτροπής, τους Καθηγητές κ.κ. Γεώργιο Χριστοφίδη και Σπύρο Σκλαβούνο για τις υποδείξεις τους, καθώς και για τις συζητήσεις που είχαµε σε γεωχηµικά και πετρογραφικά θέµατα αντίστοιχα. Ευχαριστίες εκφράζονται επίσης στο ρ. κ. Κ. Κατιρτζόγλου για την πολύτιµη βοήθειά του στην παρουσίαση του κειµένου, καθώς και για την ηθική συµπαράσταση του, καθ' όλη τη διάρκεια εκπόνησης της διατριβής, στους συναδέλφους κ. Α. Ηλιάδη και Α. Πήττα για την ανταλλαγή απόψεων πάνω σε θέµατα των υπερβασικών πετρωµάτων και για την ψηφιοποίηση ορισµένων σχηµάτων αντίστοιχα, στους ρες. κ. Μ. Νυµφόπουλο και Β. Μέλφο για την ανταλλαγή απόψεων πάνω σε θέµατα ρευστών εγκλεισµάτων, στο ρ. κ. Ν. Αρβανιτίδη για την ανταλλαγή απόψεων πάνω σε θέµατα λιθογεωχηµείας, κυρίως αυτών των σπανίων γαιών, στο ρ. κ. Γ. Οικονόµου και γεωλόγο κ. Ι. 9

10 Κατσίκη του Ι.Γ.Μ.Ε. για τις µικροαναλύσεις των µεταλλικών και πετρογενετικών ορυκτών αντίστοιχα, καθώς και τους υπευθύνους στο µικροαναλυτή του Πανεπιστηµίου Θεσσαλονίκης ρ. κα Ε. Παυλίδου και κ. Β. Κυριακόπουλο για τη βοήθειά τους στην εκτέλεση µικροαναλύσεων και λήψης φωτογραφιών µε το ηλεκτρονικό µικροσκόπιο σάρωσης (SEM). Στους ρες. κ. κ. Jan Urbanek και R. Frei για τις ισοτοπικές αναλύσεις θείου και µολύβδου αντίστοιχα και στο χηµικό κ. Γ. Γρηγοριάδη για τις χηµικές αναλύσεις των πετρωµάτων και του µεταλλεύµατος. Τέλος αισθάνοµαι βαθιά υποχρέωση να ευχαριστήσω από τη θέση αυτή τη σύζυγό µου για την ηθική συµπαράσταση σ' όλη τη διάρκεια της εκπόνησης της διδακτορικής διατριβής. 10

11 I. Ε Ι Σ Α Γ Ω Γ Η 1. ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΗ ΤΟΠΟΘΕΤΗΣΗ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΕΡΕΥΝΑΣ Η περιοχή έρευνας αποτελεί τµήµα του ορεινού συγκροτήµατος της οροσειράς της Ροδόπης. Βρίσκεται βόρεια και βορειοανατολικά της Αλεξανδρούπολης (Σχ.1) και καθορίζεται από τις γεωγραφικές συντεταγµένες: έως βόρειο πλάτος και έως ανατολικό µήκος. Την περιοχή καλύπτουν οι παρακάτω τοπογραφικοί χάρτες ή φύλλα, κλίµακας 1:50.000, που έχουν εκδοθεί από τη Γεωγραφική Υπηρεσία Στρατού (Γ.Υ.Σ.): Αισύµη, Μέγα έρειο, Σουφλί, ιδυµότειχο και Μεταξάδες. Σηµειώνεται ότι κανένα από τα παραπάνω τοπογραφικά φύλλα δεν έχει εκδοθεί ακόµα σε γεωλογικό χάρτη από το Ινστιτούτο Γεωλογικών και Μεταλλευτικών Ερευνών ή άλλη Υπηρεσία. Στην περιοχή Επταδένδρου και Ράχης (Σχ.1) της ανατολικής Ροδόπης, εντοπίζονται µεταλλοφόρες εµφανίσεις σιδηροπυρίτη και χαλκοπυρίτη στην τεκτονισµένη ζώνη της επαφής υπερβασικών - βασικών και γρανιτοειδών πετρωµάτων, καθώς και µέσα σε υπερβασικά βασικά πετρώµατα, οι οποίες έχουν υποστεί ανακρυστάλλωση. Στη συνέχεια θα γίνει προσπάθεια να µελετηθούν οι παραπάνω εµφανίσεις, αφού πρώτα εξετάσουµε τη γεωλογία της ευρύτερης και εγγύτερης περιοχής, την πετρολογία και ορυκτολογία των πετρωµάτων ξενιστών, καθώς και τη µεταµόρφωση αυτών. 2. ΜΕΘΟ ΟΙ ΕΡΕΥΝΑΣ Η έρευνα στην περιοχή περιέλαβε δύο στάδια. Στο πρώτο πραγµατοποιήθηκαν οι εργασίες υπαίθρου και στο δεύτερο οι εργαστηριακές εξετάσεις και αναλύσεις Εργασίες Υπαίθρου Η περιοχή µελέτης χαρτογραφήθηκε µε διατοµές σε τοπογραφικούς χάρτες κλίµακας 1:5.000 συνολικού µήκους 160 χλµ. και καλύφθηκε επιφάνεια περίπου 230 Km 2. Ανάλογα µε τις ανάγκες της µελέτης αυτής χαρτογραφήθηκαν σε κλίµακα 1:100 και 1:200 ορισµένες στοές ή τµήµατα στοών στις περιοχές Επταδένδρου και Ράχης γνωστές παλαιότερα και µε τα ονόµατα Αµπερντίν και Μπάϊκο αντίστοιχα. Η εργασία υπαίθρου περιλαµβάνει τη δειγµατοληψία των διαφόρων πετρολογικών τύπων που απαντώνται στην επιφάνεια και στις στοές των περιοχών Επταδένδρου και Ράχης, στην ευρύτερη περιοχή Γιαννούλη (Σχ.1), καθώς και τις αντίστοιχες µεταλλοφόρες συγκεντρώσεις που φιλοξενούνται στους λιθολογικούς αυτούς τύπους. Στην περιοχή Γιαννούλη εµφανίζονται τα ίδια πετρώµατα µε την περιοχή έρευνας και κρίθηκε σκόπιµο να γίνει δειγµατοληψία µια και βρίσκεται πολύ µακριά από τις περιοχές Επταδένδρου και Ράχης όπου απαντάται η µεταλλοφορία, για λόγους σύγκρισης. 11

12

13 2.2. Εργαστηριακή έρευνα Η εργαστηριακή έρευνα περιλαµβάνει την ορυκτολογική και χηµική µελέτη των πετρωµάτων και της µεταλλοφορίας, τη µελέτη ισοτόπων του θείου και του µολύβδου στο µετάλλευµα, καθώς επίσης και τη µελέτη των ρευστών εγκλεισµάτων που απαντούν σε χαλαζία και ασβεστίτη των µεταλλοφοριών. Για την υλοποίηση της παραπάνω εργαστηριακής µελέτης πάρθηκαν δείγµατα από διάφορες θέσεις της περιοχής, ανάλογα µε τις ανάγκες που προέκυπταν κατά την πρόοδο της έρευνας. Η ταυτότητα κάθε δείγµατος παρουσιάζεται στον Πίνακα 1. Για τη µελέτη της σύστασης της µεταλλοφορίας συγκεντρώθηκαν δείγµατα από τις στοές και τα µπάζα αυτών στις περιοχές Επταδένδρου και Ράχης Χηµικές αναλύσεις Οι χηµικές αναλύσεις των πετρωµάτων, του µεταλλεύµατος, των σπανίων γαιών, των ισοτόπων και των ρευστών εγκλεισµάτων έγιναν µε τις παρακάτω µεθόδους: 1. Τα στοιχεία Si, Ti, Al, Fe, Mn, Mg, Ca, K, Na, P των πετρωµάτων ξενιστών και τα στοιχεία Fe, Cu, Pb, Zn, Mn, Ag, Mg, Al, Ca και Si του µεταλλεύµατος προσδιορίσθηκαν µε φασµατόµετρο ατοµικής απορρόφησης, τύπου Varian-875 και Perkin-Elmer-603, στο χηµείο του Ι.Γ.Μ.Ε. Παραρτήµατος Ξάνθης. 2. Οι ποσοτικοί προσδιορισµοί Cu, Pb, Zn, Co, Ni, Cr, V, Ba, Ga, Zr, Sr, Rb, Y και Nb, πραγµατοποιήθηκαν µε συσκευή φθορισµού ακτίνων-χ (X-ray fluorence) της SIEMENS τύπου SRS-303, στο Ι.Γ.Μ.Ε Αθηνών. Χρησιµοποιήθηκε λυχνία ροδίου, αναλυτής κρύσταλλος LiF (200) και διεθνή δείγµατα αναφοράς. 3. Οι αναλύσεις των σπάνιων γαιών U, Th, Hf και Ta έγιναν στο εργαστήριο ACTLABS του Καναδά µε τη µέθοδο ενόργανης ανάλυσης µε ενεργοποιηµένα νετρόνια (INAA: Instrumental neutron activation analysis). 4. Οι ισοτοπικές αναλύσεις θείου έγιναν στο Πανεπιστήµιο του Brno της Τσεχίας. Όλα τα θειούχα ορυκτά οξειδώθηκαν στους C σε κενό µέσω του CuO (Grinenko 1962). Το SO 2 µετρήθηκε σε Mass Spectrometer Mat M86. Τα ισοτοπικά αποτελέσµατα παρουσιάζονται στη σταθερή δ-µορφή ως επί τοις χιλίοις ( ) σε σχέση µε τον Τροϊλίτη Canon Diablo που χρησιµοποιήθηκε ως πρότυπο. Τα αναλυτικά σφάλµατα είναι ± 0.2 % για δ 34 S και ± 0.3 για 34 S. 5. Οι ισοτοπικές αναλύσεις του µολύβδου έγιναν στο Πολυτεχνείο της Ζυρίχης µε Mass Spectrometer MAT Οι µικροθερµοµετρήσεις των ρευστών εγκλεισµάτων του χαλαζία και ασβεστίτη έγιναν στο Ι.Γ.Μ.Ε. µε τη συσκευή LINKAM THM 600 µε ειδικά κατασκευασµένη τράπεζα θέρµανσης - ψύξης LINKAM THM 600. Η τράπεζα ενσωµατώθηκε σε µικροσκόπιο τύπου LEITZ ORTHOLUX µε αντικειµενικό φακό NIKON PLAN 40. Η διαδικασία λειτουργίας αναφέρεται στον Shepherd (1981). Η ακρίβεια των µετρήσεων εξαρτάται από τη ρύθµιση µε συγκεκριµένα πρότυπα και υπολογίζεται σε ± C (µεταξύ 100 και C), ± C (µεταξύ -20 και 30 0 C), ± C (µεταξύ 30 και C) και ± C (µεταξύ 200 και C).

14 Πίνακας 1. είγµατα πετρωµάτων που µελετήθηκαν από την περιοχή έρευνας. Αρ. είγµατος Περιοχή Χαρακτηρισµός δείγµατος AΒ-3 Επτάδενδρο Αµφιβολίτης ΑΒ-6 " Κεροστιλβίτης ΑΒ-7 " Γρανιτοειδές ΑΒ-8 " Αµφιβολίτης F-56 " Γρανιτοειδές F-57 " Γρανιτοειδές F-58 " Μεταγάββρος F-60 " Αµφιβολίτης F-63 " Αµφιβολίτης F-66 " Γρανιτοειδές F-68 " Γρανιτοειδές F-69 " Μετα-υπερβασικό F-74 " Γνεύσιος F-212 " Πηγµατίτης F-213 " Γρανιτοειδές F-214 " Γρανιτοειδές F-112 Λεπτοκαρυά Μετα-υπερβασικό F-113 " Μετα-υπερβασικό F-115 " Μετα-υπερβασικό F-117 " Κεροστιλβίτης F-120 " Κεροστιλβίτης F-121 " Κεροστιλβίτης F-127 " Αµφιβολίτης F-130 " Μετα-υπερβασικό F-134 " Μετα-υπερβασικό F-136 " Μετα-υπερβασικό F-137 " Μετα-υπερβασικό F-142 " Κεροστιλβίτης F-143 " Αµφιβολίτης BA-1 Ράχη Γρανιτοειδές BA-2 " Κεροστιλβίτης BA-5 " Γρανιτοειδές BA-6 " Γρανιτοειδές F-1 " Γρανιτοειδές F-2 " Γρανιτοειδές F-3 " Γρανιτοειδές F-6 " Γρανιτοειδές F-9 " Μετα-υπερβασικό F-11 " Γνεύσιος F-13 " Αµφιβολίτης F-14 " Μεταγάββρος F-17 " Αµφιβολίτης F-19 " Αµφιβολίτης F-24 " Γρανιτοειδές F-25 " Μεταγάββρος F-26 " Γνεύσιος F-147 " Αµφιβολίτης F-201 Γιαννούλη Μεταγάββρος F-202 " Γνεύσιος F-203 " Κεροστιλβίτης F-204 " Πηγµατίτης F-209 " Μεταγάββρος F-210 " Μεταγάββρος 14

15 Επίσης, µικροθερµοµετρήσεις έγιναν στον Τοµέα Ορυκτολογίας Πετρολογίας - Κοιτασµατολογίας του Α.Π.Θ. σε θερµαινόµενη τράπεζα Linkam THM 600 προσαρµοσµένη σε µικροσκόπιο Leitz SM-LUX-POL και σύστηµα ελέγχου θερµοκρασίας TMS 90. Στο µικροσκόπιο προσαρµόσθηκε φακός µακρινής απόστασης τύπου Leitz L32. Το σύστηµα Linkam THM 600 έχει δυνατότητα ψύξης και θέρµανσης του δείγµατος που κυµαίνονται από C έως C (Shepherd 1981) Μικροαναλύσεις Η χηµική σύσταση των ορυκτών προσδιορίσθηκε µε τη χρήση δυο τύπων µικροαναλυτή: 1. τύπου Jeol Superprobe 753 του Ι.Γ.Μ.Ε. µε συνθήκες λειτουργίας:20 KV, 5 na ρεύµα δέσµης, 1 µm διάµετρος δέσµης, χρόνος µέτρησης 20 sec και χρήση συνθετικών και φυσικών προτύπων όπως: βολλαστονίτης (Si, Ca), κορούνδιο (Al), περίκλαστο (Mg), ρουτίλιο (Ti), ιαδεϊτης (Na), ορθόκλαστο (K), συνθετικό GaAs (As), σιδηροπυρίτης (S) και καθαρά µέταλλα για τα στοιχεία Fe, Mn, Cr, Zn, Pb, Cu, Ag, Co, Cd, Bi, Sb, και 2. Jeol JSM-840A SEM-EDS του Πανεπιστηµίου Θεσσαλονίκης σε συνθήκες λειτουργίας: 15 kv, 3 na ρεύµα δέσµης, 1 µm διάµετρος δέσµης, χρόνος µέτρησης 100 sec. Χρησιµοποιήθηκαν τα παρακάτω φυσικά ή συνθετικά πρότυπα: Βολλαστονίτης (Si, Ca), κορούνδιο (Al), περίκλαστο (Mg), ολιβίνης (Fe), αλβίτης (Na), ορθόκλαστο (K), σιδηροπυρίτης (S), InAs (As) και καθαρά µέταλλα για Ti, Cr, Mn, Ni, Co, Cu, Zn, Se, Ag, Cd, Sn, Sb, Bi. Οι διορθώσεις έγιναν µε τη χρήση προγράµµατος επεξεργασίας ZAF-4/FLS. 15

16 II. Γ Ε Ω Λ Ο Γ Ι Α 1. ΓΕΝΙΚΑ Η περιοχή µελέτης αποτελεί τµήµα της Μάζας της Ροδόπης, η οποία δοµείται από µεταµορφωµένα πετρώµατα υψηλού µέχρι µέσου βαθµού µεταµόρφωσης, πυριγενή και ιζηµατογενή πετρώµατα. Στα δυτικά χωρίζεται από τη Σερβοµακεδονική ζώνη (Kockel and Walther 1965, Mercier 1968, Koukouzas 1972) από τη λεκάνη του Στρυµόνα. Τη «γραµµή του Στρυµόνα» οι παραπάνω συγγραφείς τη θεωρούν ως εφίππευση της Σερβοµακεδονικής ζώνης επί της Ροδοπικής µάζας. Ο Χατζηπαναγής (1991) διαπίστωσε υπολείµµατα της Σερβοµακεδονικής ζώνης πάνω στη µάζα της Ροδόπης, ενώ οι Καρυστιναίος (1984) και Zagorcev (1969, 1992) τη θεωρούν ρηξιγενή ζώνη. Αντίθετα οι Dinter and Royden (1993) πιστεύουν ότι η Σερβοµακεδονική ζώνη, στην κοιλάδα του Στρυµόνα, αποκολλήθηκε από τη Ροδόπη. Προς βορρά η Ροδόπη χωρίζεται από τη ζώνη Σρεντνογκόρια (Srednogorie) και τη ζώνη Στράντζα (Strandja) µε το ρήγµα Μαρίτσα (Maritsa). Ανατολικά οριοθετείται από το ανατολικό Θρακικό ρήγµα (Foose and Manheim 1975), ενώ νότια µεταβαίνει στην Περιροδοπική ζώνη (Μαράτος και Ανδρονόπουλος 1964β, 1965, Kauffman et al. 1976). Η Ροδοπική µάζα εθεωρείτο στο παρελθόν ότι είναι µια σταθερή ενδιάµεση µάζα µεταξύ των Βαλκανίδων και Ελληνίδων (Kobber 1931, στον Παπανικολάου 1986, Aubouin et al. 1961). Με τη θεωρία των λιθοσφαιρικών πλακών θεωρήθηκε ότι είναι µια «οπισθοχώρα» των Ελληνίδων που αντιπροσωπεύει, είτε µία ανεξάρτητη µικρο-ήπειρο (Dewey et al. 1973) ή ένα µέλος ενός µεγαλύτερου ηπειρωτικού τµήµατος που περιλαµβάνει τη Μοέσια πλάκα, τις Βαλκανίδες και τη Ροδόπη (Hsu et al. 1977). Ο Boncev (1978, 1987) πρότεινε ότι η Ροδόπη είναι ένα κοµµάτι της Παννόνιας - Θρακικής - Ανατολικής ηπειρωτικής πλάκας, η οποία διαµελίστηκε στο Φανεροζωϊκό. Ο Papazachos (1976) και οι Fytikas et al. (1984) πιστεύουν ότι υπάρχουν υπολείµµατα µιας παλιάς ζώνης καταβύθισης στο βόρειο Αιγαίο. Στην περίπτωση αυτή οι σχηµατισµοί των Τριτογενών λεκανών ταιριάζουν στην υπόθεση της εφελκυστικής τεκτονικής, που εξηγεί επίσης το µαγµατισµό. Το ίδιο πιστεύουν ότι µπορεί να συµβαίνει και οι Robertson and Dixon (1984). Τα αποτελέσµατα αυτά επιβεβαιώνουν την εφελκυστική παραµόρφωση που χαρακτηρίζει το βόρειο Αιγαίο από το Μέσο Μειόκαινο. Η γεωχηµεία των περισσότερων γρανιτοειδών στη βόρειο Ελλάδα, καθώς επίσης και οι µελέτες της τεκτονικής και του ιστού, επιβεβαιώνουν ότι αυτά τοποθετήθηκαν σε εφελκυστικό περιβάλλον (Koukouvelas and Pe-Piper 1991, Jones et al. 1992). Οι Dinter and Royden (1993) αναφέρουν ότι το σύστηµα αποκόλλησης της κοιλάδας του Στρυµόνα αποκαλύπτεται ως ένα κανονικό ρήγµα το οποίο βυθίζεται Ν µε µικρή γωνία, για απόσταση µεγαλύτερη από 150 χλµ. από τις ακτές του Αιγαίου, µέσα στην κοιλάδα του Στρυµόνα, µέχρι τη νότιο Βουλγαρία. Τα υπερκείµενα πετρώµατα του συστήµατος αποκόλλησης κινήθηκαν µε διεύθυνση Ν53 σε σχέση µε τα υποκείµενα, έχοντας ως αποτέλεσµα την αποκάλυψη του µεταµορφικού πυρήνα του συµπλέγµατος της Ροδόπης. Η µετακίνηση αυτή σταµάτησε µε τη νεότερη Πλειοκαινική εξέλιξη των λεκανών Στρυµόνα και ράµας. Οι λεκάνες αυτές µαζί µε άλλες στο βόρειο Αιγαίο βυθίζονται ΒΑ πάνω από µία ενεργό ζώνη επέκτασης και αποκόλλησης, 16

17 σχηµατίζοντας ένα ενωµένο κινηµατικό σύστηµα µε τη δυτική υποθαλάσσια συνέχεια του δεξιόστροφου ρήγµατος της βορείου Ανατολίας. Οι Sokoutis et al. (1993) πιστεύουν ότι τα πλουτωνικά και µεταµορφωµένα πετρώµατα της νοτιοδυτικής Ροδόπης αντιστοιχούν στον εύκαµπτο κατώτερο φλοιό που έχει εκταφεί και παραµορφωθεί κατά µήκος µιας µεγάλης αποκόλλησης κατά τη διάρκεια τεκτονικού εφελκυσµού µετά από πάχυνση του φλοιού. Ο εφελκυσµός αυτός άρχισε στο Ολιγόκαινο και είναι υπεύθυνος για την εξέλιξη των Μειοκαινικών-Τεταρτογενών λεκανών. Ο Dinter (1994) πιστεύει ότι η Ροδοπική Μάζα ήταν ένα τµήµα του ηπειρωτικού φλοιού που εγκλωβίσθηκε µεταξύ Απουλίας και Ευρώπης. Παραµορφώθηκε και µεταµορφώθηκε στην οπισθοχώρα στη διάρκεια της ορογενετικής σύγκρουσης των Ελληνίδων. Με τη βοήθεια νέων ραδιοχρονολογήσεων µε U-Pb και 40 Ar/ 39 Ar υποστηρίζει µια εναλλακτική άποψη δεχόµενος ότι η νοτιοδυτική Ροδόπη αντιπροσωπεύει τον πυρήνα της Αλπικής ορογενετικής σύγκρουσης. Ένα χαρακτηριστικό γνώρισµα της Ροδοπικής Μάζας είναι τα µεγάλα ρήγµατα που είναι υπεύθυνα για τη δηµιουργία των Τριτογενών λεκανών. Οι λεκάνες αυτές από τα δυτικά προς τα ανατολικά είναι των Σερρών, ράµας Πρίνου, Νέστου, Ξάνθης-Κοµοτηνής, Κίρκης-Αισύµης και Ορεστιάδας (Innocenti et al. 1984, Erki et al. 1984, Lalechos 1986, Maltezou and Brooks 1989 και Dinter and Royden 1993). Το βόρειο όριο των λεκανών Ξάνθης- Κοµοτηνής ελέγχεται από µεγάλες τεκτονικές δοµές, δηλαδή το ρήγµα Καβάλας - Ξάνθης- Κοµοτηνής. Το βύθισµα του ρήγµατος αυτού είναι µεγαλύτερο από 5 χλµ. (Aubouin 1973, Aranitis 1977 και Lyberis 1984) και δηµιουργήθηκε στο Ηώκαινο-Ολιγόκαινο. Ένα άλλο µεγάλο ρήγµα είναι αυτό που βρίσκεται στα Άβδηρα, το οποίο διαχωρίζει τις δυο λεκάνες κάθετα στο προηγούµενο. Οι Boccaletti et al. (1974) υποστηρίζουν ότι η Ηωκαινική σύγκρουση µεταξύ της Ευρωπαϊκής και Αφρικανικής πλάκας προκάλεσε µια τέτοια τεκτονική που επηρέασε το σύνολο των εσωτερικών Ελληνίδων. Απόρροια της σύγκρουσης αυτής ήταν ο σχηµατισµός των Τριτογενών τεκτονικών βυθισµάτων και η εκδήλωση έντονης ηφαιστειακής δραστηριότητας από το Πριαµπόνιο µέχρι το Ολιγόκαινο (Fytikas et al. 1984). Από τις τεκτονικές και γεωχρονολογικές µελέτες της Ελληνικής Ροδόπης από τους Meyer and Pilger (1963), Meyer (1968), Kronberg (1969), Kronberg et al. (1970) και Kronberg and Raith (1977), διαπιστώθηκε Τριτογενής ηλικία για τους γρανιτοειδείς πλουτωνίτες που σχετίζονται µε µεταµορφισµό και παραµόρφωση και συνεπώς τα δεδοµένα αυτά δεν µπορούν να συµβαδίζουν µε ένα µοντέλο ενδιάµεσης µάζας ή οπισθοχώρας. Στη συνέχεια ο Ivanov (1981) στη Βουλγαρία και οι Papanikolaou and Panagopoulos (1981) στην Ελλάδα αναγνώρισαν ότι η Ροδοπική µάζα αποτελείται από αλλεπάλληλα λέπια. Σήµερα είναι αποδεκτό ότι η Ροδοπική µάζα στη Βουλγαρία αποτελείται από πέντε µεταµορφικά λέπια, τα οποία έχουν υποστεί µέσου έως υψηλού βαθµού µεταµόρφωση, µε ποικίλες λιθοστρωµατογραφίες και προελεύσεις, οι οποίες περιλαµβάνουν και εκλογιτικά πετρώµατα (Tzontcheva et al. 1991). Τα λέπια αυτά από τα κάτω προς τα πάνω είναι, η ενότητα της Θράκης, η ενότητα Arda, η ενότητα Madan, η ενότητα Asenica και η βόρειος Ροδοπική ενότητα (Ivanov 1988, Burg et al. 1990). Το πάνω µέρος κάθε λεπίου καθορίζεται από ένα κάλυµµα µη µεταµορφωµένων Άνω Κρητιδικών ή Ηωκαινικών ιζηµάτων, τα 17

18 οποία εγκλωβίσθηκαν κατά την παραµόρφωση, λόγω της κινήσεως των λεπίων (Burg et al. 1990). Στην Ελληνική Ροδόπη διακρίνουµε δύο µεγάλες τέκτονο-µεταµορφικές ενότητες, που χωρίζονται µεταξύ τους από µία επώθηση, που ξεκινά από την Ξάνθη, περνά βόρεια της ράµας και φθάνει µέχρι τα Ελληνο-Βουλγαρικά σύνορα (Ivanov 1981, Papanikolaou et al. 1982). Οι Papanikolaou and Panagopoulos (1981) και Zachos and Dimadis (1983) αναγνώρισαν δύο κύριες τεκτονικές ενότητες, την Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα του Παγγαίου και την Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα του Σιδηρόνερου και υποστηρίζουν ότι τα µεταµορφικά επεισόδια περιλαµβάνουν ένα εύρος που κυµαίνεται από την Άνω πρασινοσχιστολιθική φάση µέχρι την ανάτηξη. Η Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα αποτελείται από πετρώµατα που υπέστησαν µεταµόρφωση αµφιβολιτικής φάσης και περιλαµβάνει γνευσίους, µιγµατίτες, µαρµαρυγιακούς σχιστόλιθους, βασικά και υπερβασικά πετρώµατα, αµφιβολίτες και µάρµαρα. Η Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα αποτελείται από πετρώµατα άνω πρασινοσχιστολιθικής - κατώτερης αµφιβολιτικής φάσης και περιλαµβάνει γνευσίους, αµφιβολίτες, µαρµαρυγιακούς σχιστόλιθους και µάρµαρα (Papanikolaou and Panagopoulos1981, Kilias and Mountrakis 1990). Ο Chatzipanagis (1990) µελετώντας την περιοχή του όρους Φαλακρού στη δυτική Ροδόπη, τη διαιρεί σε τρεις ενότητες από κάτω προς τα πάνω, τη γνευσιακή ενότητα, τη µεταβατική ενότητα και την ανθρακική ενότητα. Η γνευσιακή ενότητα αποτελείται από µοσχοβιτικούς γνευσίους, βιοτιτικούς γνευσίους, οφθαλµογνευσίους και µιγµατίτες. Η µεταβατική ενότητα έχει πάχος µέτρα και αποτελείται από ενστρωµένα σιπολινικά µάρµαρα, σχιστόλιθους µε ενστρώσεις γνευσίων, λευκά µάρµαρα, αµφιβολίτες και εκλογίτες. Η ανθρακική ενότητα έχει πάχος περίπου 1200 µέτρα και αποτελείται από λευκά µάρµαρα του Φαλακρού, δολοµιτικούς φακούς και ενστρώσεις σιπολινικών µαρµάρων. Οι Κατιρτζόγλου κ.ά. (1994) στην περιοχή Μενοικίου - Βροντούς - Αγκίστρου εκτός των παραπάνω ενοτήτων εντοπίζουν και µία σειρά σχιστόλιθων - σχιστογνευσίων, που υπέρκειται της ανθρακικής ενότητας, η οποία αποτελείται από µαρµαρυγιακούς σχιστόλιθους που πλευρικά µεταπίπτουν σε σχιστογνεύσιους, µε ενστρώσεις µαρµάρων. Την ίδια ενότητα εντοπίζουν και οι Τσόµπος κ. ά. (1989) στη νήσο Θάσο. Από χρονο - στρωµατογραφικής απόψεως βρέθηκαν µικροφυτοαπολιθώµατα στα µάρµαρα της Βουλγαρίας που δείχνουν Προκάµβρια ηλικία (Kozhoukharov and Timofeev 1980, Tchoumatchenko and Sapunov 1989) ή Μέσο Ορδοβίσιο - Κάτω Λιθανθρακοφόρο ηλικία απόθεσης των πετρωµάτων (Ancirev et al. 1983). Αντίθετα οι Meyer and Pilger (1963) υποθέτουν µε βάση ευρήµατα κακώς διατηρηµένων κοραλλίων στα µάρµαρα του όρους Φαλακρού, Προ-Ορδοβίσια ηλικία απόθεσης. 2. ΤΕΚΤΟΝΟΜΕΤΑΜΟΡΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΡΟ ΟΠΙΚΗΣ ΜΑΖΑΣ Η τεκτονοµεταµορφική εξέλιξη της Kατώτερης Tεκτονικής Eνότητας της Ροδοπικής µάζας στην Ελλάδα, που έχει µελετηθεί από τους Kronberg et al. (1970), Papanikolaou and Panagopoulos (1981), Dimadis and Zachos (1989), υπέστει τρεις µεταµορφικές παραµορφώσεις, µία αρχική µε διεύθυνση Β - Ν µε ισοκλινείς πτυχές, που είναι και η παλαιότερη φάση, την Β 1 φάση πτυχώσεων µε ΒΑ διευθυνόµενους άξονες και την Β 2 φάση µε Β διευθυνόµενες πτυχές. Οι 18

19 τρεις αυτές φάσεις δεν αποδίδονται από τους ανωτέρω ερευνητές σε κάποια συγκεκριµένη ορογενετική φάση αλλά αναφέρονται, είτε ως Ερκύνιες, είτε ως Αλπικές. Για τα πετρώµατα της ενότητας Παγγαίου οι Patras et al. (1989) διαπιστώνουν µια παραµόρφωση D 1 που συνδέεται µε χαµηλού βαθµού µεταµόρφωση, ενώ για τα πετρώµατα της ενότητας Σιδηρόνερου η ίδια παραµόρφωση συνδέεται µε υψηλού βαθµού µεταµόρφωση. Η εξήγηση που δίνεται είναι ότι υπήρξε µια παραµορφωτική φάση µε δυο µεταµορφικά επεισόδια, Προ-Αλπικής ηλικίας, πιθανότατα Παλαιοζωικής. Επίσης εντοπίζουν τις παραµορφώσεις D 2 και D 3 που τις καθορίζουν Αλπικής ηλικίας. Οι Kilias and Mountrakis (1990) µελετώντας τις ελαστικές δοµές, την εξέλιξη παραµόρφωσης, καθώς και τις συνθήκες P/T του µεταµορφισµού της δυτικής Ροδόπης (Σχ.2), διαπιστώνουν µία προοδευτική παραµόρφωση Αλπικής ηλικίας, της οποίας η εξέλιξη συνοψίζεται ως ακολούθως: Σχ. 2. ιάγραµµα P/T των µεταµορφικών συνθηκών της κρυσταλλικής µάζας της υτικής Ροδόπης (Kilias and Mountrakis 1990). α: Ενότητα Παγγαίου (UPG), β: Ενότητα Σιδηρόνερου (USN), H: Al 2 SiO 5 τριπλό σηµείο σύµφωνα µε το Holdaway (1971), R: Al 2 SiO 5 τριπλό σηµείο σύµφωνα µε τους Richardson et al. (1969). Καµπύλες αντίδρασης: 1, Holland (1980), 2, Perchuk & Aranovich (1980), 3, Maresch (1977), 4, Heinrich & Althaus (1980), 5, Winkler (1970), 6, Nitsch (1970), 7, Liou (1977), 10, καµπύλη αντίδρασης της ανακρυστάλλωσης του SiO 2, 11, 12, Winkler (1979), 13, Johannes & Puhan (1971), 17, Goffe (1982), 18, Rao & Johannes (1979). Μ 1Π και Μ 1Σ : Κύριος µεταµορφισµός των ενοτήτων Παγγαίου και Σιδηρόνερου αντίστοιχα, Md: ανάδροµη µεταµόρφωση, D 1, D 1, D 2 : φάσεις παραµόρφωσης. 19

20 (α) Στο Κατώτερο έως Μέσο Κρητιδικό έχουµε µία ισοκλινή πτύχωση Β 1 του παλαιότερου σταδίου S 0 επιπέδου σχιστότητας, τη δηµιουργία µίας διεισδυτικής σχιστότητας S 1 παράλληλη προς το αξονικό επίπεδο των πτυχώσεων Β 1, ενώ οι µεταµορφικές συνθήκες P/T για µεν τους ανώτερους ορίζοντες (ενότητα Παγγαίου) είναι T= C, P=4-7 Kb, για δε τους κατώτερους ορίζοντες (ενότητα Σιδηρόνερου) αυτές είναι T= C, P=8 έως <4 Kb. (β) Από το Ηώκαινο µέχρι το Ολιγόκαινο έχουµε µία σταθερή πτώση στις συνθήκες P/T µε µεταµόρφωση χαµηλού βαθµού σε συνθήκες χλωριτικής φάσης. Οι Mposkos et al. (1990) προσδιορίζουν κατάτι υψηλότερες θερµοκρασίες από 520 έως C, χρησιµοποιώντας τη γεωβαροµετρία γρανάτη-βιοτίτη στους µεταπηλίτες της κατώτερης τεκτονικής ενότητας και αναφέρουν δύο µεταµορφικά επεισόδια, ένα µε υψηλή πίεση και µεταµόρφωση τύπου Barrow αµφιβολιτικής φάσης και ένα µε χαµηλή πίεση και µεταµόρφωση πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Οι Atzori et al. (1990) εντοπίζουν στη Θάσο µία αµφιβολιτική φάση µεταµόρφωσης µε θερµοκρασίες µέχρι C και πίεση 5 Kb. Επί πλέον ο Dimitriadis (1989) ανέφερε ότι στην Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα στη Θάσο, υπάρχουν συνθήκες σιλλιµανιτικής φάσης στους µεταπηλίτες και στα ασβεστοπυριτικά ιζήµατα. Αυτή η συν-παραµορφωτική µεταµόρφωση θεωρείται από τους Mposkos et al. (1990) ότι έπεται ενός παλιού µεταµορφικού επεισοδίου υψηλής πίεσης που αναγνωρίσθηκε για πρώτη φορά στην Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα. Πιο συγκεκριµένα αυτοί ανέφεραν την παρουσία φεγγίτη µε υψηλή περιεκτικότητα σε Si στους χαλαζιοαστριούχους γνεύσιους και µεταπηλίτες για τους οποίους η γεωβαροµετρία φεγγίτη έδωσε πιέσεις µεταξύ 11 και 12 Kb για µία υποτιθέµενη θερµοκρασία C. Οι Arvanitidis et al. (1989a) στην Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα στην περιοχή Θερµών, βόρεια της Ξάνθης, χρησιµοποιώντας ως γεωθερµοβαρόµετρο τα ορυκτά γρανάτη - βιοτίτη δίνουν σ' αυτή θερµοκρασία από 580 µέχρι C και πίεση από 5 µέχρι 7 Kb που αντιστοιχεί στην αµφιβολιτική φάση µεταµόρφωσης. Ο Mposkos (1989) διαχωρίζει τη "σιλλιµανιτική" ισόβαθµη από την "σταυρολιθική - κυανιτική" ζώνη που εκτείνεται ΒΒΑ της Κοµοτηνής και από την "κυανιτική - σιλλιµανιτική" ζώνη που εκτείνεται Β της Κοµοτηνής. Χρησιµοποιώντας ως γεωθερµόµετρο τα ορυκτά γρανάτη - βιοτίτη, δίδει στην πρώτη ζώνη πίεση 8 Kb και θερµοκρασία από 575 µέχρι C, ενώ στη δεύτερη η θερµοκρασία είναι από 640 µέχρι C. Η εξελικτική φάση D 1 του κύριου επεισοδίου παραµόρφωσης συνέβη σε συνθήκες σταδιακής ψύξης, όπως προτείνουν οι Kilias and Mountrakis (1990). Αυτοί αναφέρουν συνθήκες χλωριτικής φάσης C και πίεση Kb, από τη δηµιουργία πράσινου βιοτίτη, χλωρίτη, σερικίτη και επιδότου, καθώς και ανακρυστάλλωση του χαλαζία κατά µήκος εφελκυστικών πτυχών. Η τεκτονική εξέλιξη που προτείνεται από τους Kilias and Mountrakis (1990), υποστηρίζεται από τις µελέτες των Κουκουβέλας (1989) και Koukouvelas and Doutsos (1990) που εργάσθηκαν στη τοµή Εχίνος-Ξάνθη και των Stavropoulou et al. (1991) στην περιοχή του Νέστου. Αυτές οι µελέτες συµφωνούν µε τις τεκτονικές παρατηρήσεις των Burg et al. (1990) στη Βουλγαρία. 20

21 Λεπτοµερής µελέτη του µεταµορφισµού στην Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα έγινε από τους Liati (1986), Mposkos et al. (1990), Kilias and Mountrakis (1990) και Kotopouli et al. (1991), Mposkos and Liati (1993), Μπόσκος κ.ά. (1998). Σ αυτήν την ενότητα εντοπίσθηκε ένα αρχικό µεταµορφικό επεισόδιο υψηλής πίεσης από υπολείµµατα εκλογιτογενών αµφιβολιτών, όπως φαίνεται από την παρουσία υπολειµµατικού οµφακίτη και συµπλεκτιτών οµφακίτη και γρανάτη. Οι υπολογισµοί της πίεσης γι αυτό το γεγονός έδωσαν τιµή µεγαλύτερη από 15 Kb (Liati 1986), ενώ από τους Mposkos and Liati (1993) υπολογίσθηκαν θερµοκρασίες 630 µέχρι C και πιέσεις από 7 µέχρι 12.5 Kb. Το εκλογιτικό αυτό γεγονός επισκιάζεται από ένα συν-παραµορφωτικό γεγονός µεταµόρφωσης τύπου Barrow Άνω αµφιβολιτικής φάσης, µε αποκορύφωση τη µιγµατιτίωση. Η Liati (1986) πρότεινε συνθήκες από 7-9 Kb και θερµοκρασίες από C για τη µεταµόρφωση αυτή, οι Liati and Mposkos (1990) πιέσεις από 7 µέχρι 9.5 Kb και θερµοκρασίες 650 µέχρι C, ενώ οι Kilias and Mountrakis (1990) ανέφεραν θερµοκρασίες από C και πίεση από 4-8 Kb. Οι Kotopouli et al. (1991) οι οποίοι µελέτησαν τη µιγµατιτίωση σε λεπτοµέρεια ανέφεραν παρόµοιες πιέσεις από 7.5 έως 8.5 Kb για υποτιθέµενη θερµοκρασία C, αλλά υψηλότερες θερµοκρασίες µιγµατιτίωσης ( C). Παρόµοια µιγµατιτικά φαινόµενα παρατηρούνται από το Χατζηδηµητριάδη (1990) στον πυρήνα της Σερβοµακεδονικής Ζώνης. Τελικά, το µεταµορφικό γεγονός τύπου Barrow επικαλύπτεται από µια νεότερη πρασινοσχιστολιθικής φάσης µεταµόρφωση. Σύµφωνα µε τους Kilias and Mountrakis (1990) αυτό το γεγονός επηρέασε οµοιόµορφα και τις δύο τεκτονικές ενότητες. Μία παρόµοια εξέλιξη των µεταµορφικών γεγονότων έχει περιγραφεί πιο ανατολικά της περιοχής Ξάνθης-Εχίνου από τους Mposkos (1989) και Mposkos and Perdikatsis (1989). Το εκλογιτικό γεγονός είναι καλύτερα διατηρηµένο στους αµφιβολίτες της ανατολικής Ροδόπης. Γεωχρονολογήσεις µε K/Ar σε κεροστίλβες αµφιβολιτών, οι οποίες δεν έχουν υποστεί µεταµόρφωση εκλογιτικού βαθµού, δίνουν Ηωκαινικές ηλικίες ( εκ.) για την Barrow τύπου µεταµόρφωση (Liati 1986). Ένα συνκινηµατικό γρανιτοειδές σώµα, ο χαλαζιακός µονζονίτης του Κενταύρου, έχει χρονολογηθεί στα 38±0.4 εκ. έτη (K/Ar σε κεροστίλβη) από τη Liati (1986). 3. ΛΙΘΟΛΟΓΙΚΟΙ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΙ ΣΤΗΝ ΑΝΑΤΟΛΙΚΗ ΡΟ ΟΠΗ Η περιοχή έρευνας βρίσκεται στην ανατολική Ροδόπη στο νοµό Έβρου και ένα µικρό τµήµα στο νοµό Ροδόπης. Το όριο µεταξύ της ανατολικής και της κεντρικής Ροδόπης ορίζεται µε την επωθητική γραµµή Σώστης ύµης - Πανδρόσου - Παντέρµου -- Καρδάµου (Σχ. 3,Τοµή ΑΒ). Η ανατολική Ροδόπη είναι επωθηµένη στο ανατολικό τµήµα της κεντρικής (Μπόσκος κ.ά. 1988α, 1988β, Μπόσκος 1989). Η ανατολική Ροδόπη δοµείται από τους σχηµατισµούς του προαλπικού υποβάθρου, τα πετρώµατα της Περιροδοπικής Ζώνης, τα πετρώµατα των Τριτογενών λεκανών και τις Τεταρτογενείς αποθέσεις (Σχ.4). Το Προαλπικό υπόβαθρο συνιστούν τα µεταµορφωµένα πετρώµατα τα οποία ανήκουν στην Κατώτερη και Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα. 21

22 Σχ.3. Απλοποιηµένος γεωλογικός χάρτης της ανατολικής και τµήµατος της κεντρικής Ροδόπης (από Μπόσκο κ.ά. 1988β) Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα Η Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα διαιρείται σε δύο σειρές, τη γρανιτογνευσιακή και την µεταηφαιστειοϊζηµατογενή. Η γρανιτογνευσιακή σειρά, αποτελείται από ένα γρανιτογνεύσιο που κατά θέσεις εµφανίζεται ως οφθαλµογνεύσιος. Το γρανιτογνεύσιο τέµνουν µικρά υπερβασικά και αµφιβολιτικά σώµατα. Η σειρά περιλαµβάνει ελάχιστες ενστρώσεις µαρµάρων που παρουσιάζουν φαινόµενα θερµοµεταµόρφωσης. Επίσης στην περιοχή παρατηρούνται µικρά αµφιβολιτιωµένα εκλογιτικά σώµατα. Τα µεγάλα υπερβασικά σώµατα της περιοχής αδιάς - Σουφλίου - Σµιγάδας έχουν βορειοανατολική- νοτιοδυτική διεύθυνση και έχουν υποστεί την ίδια µεταµόρφωση µε τα πετρώµατα που τα περιβάλλουν. Η µετα-ηφαιστειοϊζηµατογενής σειρά υπέρκειται αυτής του γρανιτογνεύσιου και αποτελείται από χλωριτικούς, µοσχοβιτικούς και σερικιτικούς σχιστόλιθους Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα Η Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα περιλαµβάνει µια µεταµορφωµένη οφιολιθική σειρά, πάνω στην οποία επικάθονται ασύµφωνα οι σχηµατισµοί της ηφαιστειοϊζηµατογενούς λεκάνης του Πριαµπονίου - Ολιγοκαίνου. Στην περιοχή Λεπτοκαρυάς - Αισύµης είναι επωθηµένη στους σχηµατισµούς της Κατώτερης τεκτονικής ενότητας µε διεύθυνση Βόρεια και πάχος που ξεπερνά τα 800 µ. (Billett and Nesbitt 1986), ενώ στην περιοχή Γιαννούλη η ενότητα αυτή έχει πολύ µεγαλύτερο πάχος και είναι επωθηµένη δυτικά στους σχηµατισµούς της Κατώτερης Τεκτονικής Ενότητας (Σχ.4).

23

24 Οι λιθολογικοί σχηµατισµοί της τεκτονικής αυτής ενότητας αποτέλεσαν το αντικείµενο λεπτοµερούς πετρολογικής µελέτης, αφού σ αυτούς εντοπίζονται οι µεταλλοφόρες εµφανίσεις που µελετώνται. Η λιθοστρωµατογραφική ανάλυση της περιοχής δίνεται στο Σχήµα 5. Τα πετρώµατα της Ανώτερης τεκτονικής ενότητας εµφανίζονται σε διαφορετικές διαστάσεις και θέσεις λόγω της παραµόρφωσης. Οι γρανατούχοι αµφιβολίτες συσχετίζονται µε πτυχωµένα γρανιτοειδή και σταυρωτά τεµνόµενους µοσχοβιτικούς πηγµατίτες. Σ ορισµένες θέσεις εµφανίζονται αµφιβολίτες µε «παρεµβολές» µε γρανιτοειδή και µάρµαρα τα οποία είναι πτυχωµένα (Εικ.1). Το πάχος αυτών είναι µέτρα. Τοπικά οι αµφιβολίτες διατέµνονται από µικρές ή µεγάλες φλέβες τροντγεµιτικής σύστασης συχνά διασταυρούµενες. Σ άλλες θέσεις εγκλωβίζονται σώµατα αµφιβολιτών µέσα σε όξινης σύστασης πετρώµατα (γρανιτοειδή, πηγµατίτες) και δηµιουργούν ένα χαοτικό σύστηµα. Oι εξαλλοιωµένοι αµφιβολίτες έχουν µικρές διαστάσεις και εµφανίζονται χλωριτιωµένοι κατά µήκος ζωνών κατάτµησης. Σχ. 5. Λιθοστρωµατογραφική στήλη της ερευνούµενης περιοχής. 1: ρυόλιθος-ρυοδακίτης, 2: γρανοδιορίτης, 3: ψαµµιτοπηλίτης, 4: πηγµατίτης, 5: γρανιτοειδή (τροντγεµίτης), 6: αµφιβολίτες, 7: µάρµαρα, 8: χλωριτικοί σχιστόλιθοι, 9: κεροστιλβίτες 10: υπερβασικά 11: γνεύσιοι και 12: µεταλλοφορία. 23

25 Oι γνεύσιοι εµφανίζονται σε ελάχιστες θέσεις και µε µικρές διαστάσεις. Τα γρανιτοειδή που είναι γρανοδιοριτικής έως διοριτικής σύστασης διεισδύουν στους αµφιβολίτες (Εικ.2) και µερικές φορές περικλείουν κοµµάτια τους (Εικ. 3). Οι πηγµατίτες έχουν πάχος από λίγα εκατοστά µέχρι µερικές δεκάδες µέτρα και διακόπτουν όλους τους σχηµατισµούς. Τα υπερβασικά πετρώµατα βρίσκονται σε µικρά φακοειδή σώµατα διαφόρων διαστάσεων. Στις επαφές µε τα γειτονικά πετρώµατα (όξινα) παρατηρούνται ζώνες εξαλλοίωσης, µικρής ή µεγάλης έκτασης, πάχους µέχρι 20 εκατοστά, που αποτελούνται από τάλκη, ακτινόλιθο µαζί µε χλωρίτη (Εικ.4). Πολλές φορές τα σώµατα αυτά εγκλωβίζονται µέσα σε όξινης σύστασης πετρώµατα (γρανιτοειδή, πηγµατίτες) και παρουσιάζονται έντονα χλωριτιωµένα. Πρωτογενή µαγµατικά ορυκτά όπως ολιβίνης, πυρόξενος διατηρούνται στο κέντρο των µεγάλων φακοειδών σερπεντινιτικών µαζών. Τα συµπαγή γαββρικά πετρώµατα, οι αµφιβολίτες, τα γρανιτοειδή και τα σερπεντινιτικά πετρώµατα αντιπροσωπεύουν κατά πάσα πιθανότητα ένα µεταµορφωµένο και παραµορφωµένο οφιολιθικό σύµπλεγµα. Στα πετρώµατα αυτά διείσδυσε πηγµατιτικό υλικό το οποίο προκάλεσε φαινόµενα µετασωµάτωσης. Η διείσδυση πηγµατιτικού µάγµατος και συνυπαρχόντων ρευστών στα περιβάλλοντα πετρώµατα είναι δυνατόν να δηµιουργήσει µεταβολές στη σύσταση των πρωτογενών φάσεων των περιβαλλόντων πετρωµάτων ή εκτεταµένη µετατροπή της αρχικής ορυκτολογικής σύστασής τους, µε συνέπεια τη δηµιουργία µιας µετασωµατικής ζώνης. Οι µαγµατικές αυτές διεισδύσεις, φλεβικού χαρακτήρα και ο διαποτισµός µε όξινο υλικό του αµφιβολίτη, µε επακόλουθα φιλτραρίσµατα πνευµατολυτικών - υδροθερµικών διαλυµάτων, οδήγησαν σε ποικίλες ορυκτολογικές µεταβολές και ανακρυσταλλώσεις στα αµφιβολιτικά πετρώµατα. Οι πηγµατίτες αυτοί, είναι πλούσιοι σε αλβίτη και ο νατριούχος αυτός χαρακτήρας γίνεται σαφέστερος ύστερα από σύγκριση τους µε τους πηγµατίτες τις κεντρικής και δυτικής Ροδόπης που είναι καλιούχοι και φαίνεται να συνδέονται µε τις εκεί µάζες ανατηκτικών γρανιτών. Όλο το σύστηµα αµφιβολιτών-µετασωµατιτών µε τις όξινες παραλλαγές και τους πηγµατίτες είναι µεταφερµένο και αποκοµµένο από τους µητρικούς τους ανατηξίτες. Αυτή είναι και η πιθανή αιτία που δεν εµφανίζονται εδώ "όξινοι" πλουτωνίτες, οι οποίοι ενδεχόµενα να βρίσκονται σε βαθύτερους ορίζοντες. Οι µοσχοβιτικοί πηγµατίτες σύµφωνα µε την ταξινόµηση του Cerny (1982) είναι χαρακτηριστικοί σε Barrow τύπου µεταµόρφωση σε πετρώµατα της υποφάσης κυανίτη - αλµανδίνη (Winkler 1967) της αλµανδινικής αµφιβολιτικής φάσης, και η γένεσή τους συνδέεται µε το βαθµό µεταµόρφωσης των σχηµατισµών αυτών. Oι Αρίκας κ.ά. (1993) αναφέρουν επίσης ότι οι πηγµατίτες στην Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα της ανατολικής Ροδόπης έχουν τροντγεµιτικό χαρακτήρα και αποτελούν πιθανόν τα τελευταία τήγµατα των ίδιων των τροντγεµιτικών µαγµάτων τα οποία διείσδυσαν σ' όλο το σύµπλεγµα των πετρωµάτων. Η Ανώτερη και η Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα, καθώς και οι σχηµατισµοί του Πριαµπονίου διακόπτονται από πλουτώνια πετρώµατα, όπως ο γρανοδιορίτης της Λεπτοκαρυάς που έχει ηλικία 28 εκ. έτη (Bitzios 1973, Σιδέρης 1975) ή 31.9 εκ. έτη (Κυριακόπουλος 1987), είναι γρανίτης ηφαιστειακού τόξου και συνδέεται µε ζώνη καταβύθισης (Eleftheriadis et al. 1989). Επίσης διακόπτονται από όξινες φλέβες οι οποίες έχουν Β -ΝΑ διεύθυνση και η σύστασή τους είναι ρυολιθική έως ρυοδακιτική, ενώ η ηλικία τους είναι µικρότερη από 28 εκ. έτη (Bitzios 1973, Σιδέρης 1975, Κατιρτζόγλου 1986, Alfieris et al. 1989). 24

26 Η Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα, όπως αναφέρθηκε στο προηγούµενο κεφάλαιο έχει επηρεασθεί από δύο κύριες φάσεις πτυχώσεων: 1. Μία αρχική, προηγούµενη ή ταυτόχρονη µε τη σχιστοποίηση που δηµιούργησε µια σειρά σφιχτών ισοκλινών πτυχών. Τα αξονικά επίπεδα των δοµών αυτών είναι παράλληλα µε την καθολική σχιστότητα που έχει διεύθυνση βορειοανατολική. Εικ.1. Πτυχωµένα µάρµαρα (µ) σε επαφή µε γρανιτοειδή (γρ). Εικ.2. Επαφή αµφιβολιτών (α) µε γρανιτοειδή (γρ). Εικ.3. Γρανιτοειδή (γρ) που περικλείουν τµήµατα αµφιβολίτη (α). 25

27 2. Μία µεταγενέστερη φάση πτυχώσεων µετά την σχιστοποίηση που δηµιούργησε ανοιχτές συµµετρικές πτυχές µεγέθους από µερικά εκατοστά (Εικ.5) µέχρι 2 µ. µε διεύθυνση αξονικών επιπέδων Βορράς-Νότος. Ολόκληρη η ενότητα τέµνεται από µικρά ρήγµατα του τελευταίου τεκτονικού σταδίου. Τα ρήγµατα αυτά παρουσιάζουν µια ποικιλία διευθύνσεων µε κύρια τη βόρειο-βορειοδυτική, παράλληλη προς τη διεύθυνση των ρυολιθικών-ρυοδακιτικών φλεβών. Η καθολική σχιστότητα στην Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα βυθίζεται βορειοδυτικά µέχρι βορειοανατολικά και προσανατολίζεται µε µία χαρακτηριστική γωνία ως προς τη διεύθυνση των λευκοκρατικών οφθαλµογνευσίων που βυθίζονται ανατολικά έως βορειοανατολικά (Μπόσκος 1988β). Συνεπώς υπάρχει µια κυρίαρχη τεκτονική ασυνέχεια µεταξύ της Ανώτερης τεκτονικής ενότητας και των λευκοκρατικών οφθαλµογνευσίων της κατώτερης τεκτονικής ενότητας της ανατολικής Ροδόπης Περιροδοπική Ζώνη Η Περιροδοπική Ζώνη θεωρείται ως η εσωτερικότερη ζώνη των Ελληνίδων και γι αυτό καθιερώθηκε από τους Kauffmann et al. (1976), ως ξεχωριστή ζώνη. Η επαφή της Περιροδοπικής ζώνης µε τη Σερβοµακεδονική µάζα και τη µάζα της Ροδόπης είναι τεκτονική (Kockel et al και Παπαδόπουλος 1980, 1982). Στο χώρο της ανατολικής Ροδόπης ο Παπαδόπουλος (1980, 1982) διαιρεί την Περιροδοπική ζώνη σε δύο ενότητες, την Eνότητα Μάκρης και την Ενότητα ρυµού - Μελίας. Εικ.4. Μικρό σώµα µετα-υπερβασικού πετρώµατος (α) εγκλεισµένο σε πηγµατίτη (γ). ιακρίνεται η ανάπτυξη ζώνης τάλκη (β) στα περιθώρια του υπερβασικού σώµατος. Εικ.5. Μικροπτυχές σε αµφιβολίτη. 26

28 Ενότητα Μάκρης Σύµφωνα µε τον Παπαδόπουλο (1982), η ενότητα Μάκρης βρίσκεται σε ασυµφωνία µε την µάζα της Ροδόπης και αποτελείται από δύο σειρές, την υποκείµενη µεταϊζηµατογενή σειρά και την υπερκείµενη µετα-ηφαιστειοιζηµατογενή σειρά ή σειρά πρασινοσχιστολίθων. Σύµφωνα µε τον Μαγκανά (1988), οι πρωτόλιθοι των πετρωµάτων αυτών ήταν ηφαιστειακά πετρώµατα βασικής έως ενδιάµεσης σύστασης, χωρίς να αποκλείεται η πυροκλαστική προέλευση. Ο Ιωαννίδης (1998) παρατηρεί από τους βαθύτερους προς τους ανώτερους ορίζοντες τις παρακάτω λιθολογικές σειρές: 1. Κρυσταλλοσχιστώδεις σχηµατισµοί µε µιγµατιτικούς γνευσίους και οφθαλµογνευσίους. 2. Μετακροκαλοπαγή έως µεταγραουβάκες. Στη σειρά αυτή εντάσσονται και οι κρυσταλλικοί ασβεστόλιθοι έως µάρµαρα, φυλλίτες, αργιλικοί σχίστες και πρασινόλιθοι. 3. Επικλυσιγενείς µαζώδεις ασβεστόλιθοι, οι οποίοι δεν παρουσιάζουν στοιχεία µεταµόρφωσης και πλαστικής παραµόρφωσης. 4. Λεπτοστρωµατώδεις έως λεπτοπλακώδεις ασβεστόλιθοι Ηωκαινικής ηλικίας, χωρίς παραµόρφωση και µεταµόρφωση. Όσον αφορά την ηλικία της ενότητας Μάκρης αυτή υπολογίζεται από Περµοτριαδική µέχρι Κάτω Κρητιδική (Μαράτος και Ανδρονόπουλος 964α, β, Κουρής 1980, Παπαδόπουλος 1982, Biggazzi et al. 1989, Ιωαννίδης 1998, Όσον αφορά τη µεταµόρφωση τη θεωρούν χαµηλού έως µέσου βαθµού (Μαράτος και Ανδρονόπουλος 1964α, β, Κουρής 1980, Παπαδόπουλος 1982, Cheliotis 1986, Μαγγανάς 1988, Papadopoulos et al. 1989, και Ιωαννίδης 1998) Ενότητα ρυµού - Μελίας Τα πετρώµατα της σειράς αυτής απαντώνται βόρεια και βορειοανατολικά της Αλεξανδρούπολης και επικάθονται ασύµφωνα στην Ενότητα Μάκρης (Παπαδόπουλος, 1982). Η σειρά έχει πάχος µεγαλύτερο από 900 µέτρα (Ποµόνη- Παπαϊωάννου και Παπαδόπουλος 1988) και αποτελείται σύµφωνα µε τους Κουρή (1980) και Παπαδόπουλο (1982), από γραουβάκες, χαλαζιακούς ψαµµίτες, χαλαζίτες, αργιλικούς σχιστόλιθους και ένα µικρό λατυποπαγές στη βάση. Ο Cheliotis (1986) στα κατώτερα τµήµατα της Ενότητας ρυµού-μελίας εντοπίζει ένα παχύ στρώµα ηφαιστειακού πετρώµατος, το οποίο διαπέρασε την ενότητα πρασινοσχιστολίθων και αποτέθηκε πάνω απ αυτήν. Τα ανώτερα τµήµατα της ενότητας ρυµού-μελίας αποτελούνται από µία ιζηµατογενή ακολουθία µε µαύρους-σκοτεινότεφρους φυλλίτες, φακούς κερατόλιθου, οργανικό υλικό και παρεµβολές κροκαλοπαγών και σπάνια χαλαζίτες. Με την παραπάνω άποψη συµφωνεί και ο Μαγγανάς (1988), ο οποίος θεωρεί ότι το κατώτερο τµήµα της ενότητας αποτελείται από βασικές ή ενδιάµεσες λάβες και πυροκλαστικά πετρώµατα, τα οποία διατηρούν σε µεγάλο βαθµό τους αρχικούς ιστούς και υφές. 27

29 ιαφορετικές απόψεις υπάρχουν για την ηλικία των πετρωµάτων της ενότητας. Οι Μαράτος και Ανδρονόπουλος (1964γ) την κατατάσσουν στο Μέσο Ηώκαινο, ο Kopp (1965) προσδιόρισε ηλικία Άνω Λιάσιο- Κάτω ογγέριο, ο Κουρής (1980) στο Άνω Κρητιδικό και ο Παπαδόπουλος (1980, 1982) δέχεται Ιουρασική - Κάτω Κρητιδική ηλικία. Τέλος οι Κωνσταντινίδης κ.ά. (1983) υποθέτουν ότι οι σχηµατισµοί της Σειράς ρυµού - Μελίας συνιστούν ένα φλύσχη που σχετίζεται µε την πρώτη αλπική τεκτονική φάση των Ελληνίδων του Μέσου και Ανώτερου Ιουρασικού. Τα ηφαιστειακά πετρώµατα της ενότητας ρυµού-μελίας, έχουν υποστεί µία χαµηλού βαθµού µεταµόρφωση από 220 έως C και πιέσεις από 1 έως 4 Kb (Cheliotis 1986, Μαγγανάς 1988) Τριτογενείς σχηµατισµοί Κατά τις απόψεις του Bogdanov (1977), η Ροδοπική Μάζα χωρίστηκε σε µεγάλα τµήµατα (blocks) στα οποία αναπτύχθηκαν βυθίσµατα, που πληρώθηκαν κατά τη διάρκεια του Τριτογενούς από ηφαιστειοϊζηµατογενείς σχηµατισµούς. Αντίθετα οι Boccaletti et al. (1974) υποστηρίζουν ότι η Ηωκαινική σύγκρουση µεταξύ της Ευρωπαϊκής και Αφρικανικής πλάκας προκάλεσε την τεκτονική που επηρέασε το σύνολο των εσωτερικών Ελληνίδων. Εποµένως τα Τριτογενή τεκτονικά βυθίσµατα µπορούν να συνδεθούν γενετικά µε την τεκτονική αυτή δραστηριότητα. Έτσι στα βυθίσµατα αυτά εναποτέθηκαν οι σχηµατισµοί του Τριτογενούς. Στο νοτιοανατολικό τµήµα της Θράκης, η ιζηµατογένεση του Τριτογενούς αρχίζει από το Λουτήσιο και εξελίσσεται σ' ορισµένες θέσεις µέχρι το Πλειόκαινο. Είναι κυρίως κλαστική ιζηµατογένεση στη διάρκεια της οποίας εκδηλώνεται έντονη ηφαιστειακή δραστηριότητα. Η ιζηµατογένεση αυτή δεν ήταν συνεχής κατά τη διάρκεια του Τριτογενούς και είχε σαν αποτέλεσµα τη δηµιουργία ασυµφωνιών µεταξύ των διαφόρων σχηµατισµών. Σύµφωνα µε τον Κατιρτζόγλου (1986) η τριτογενής λεκάνη Αισύµης - Κίρκης δοµείται από ιζηµατογενείς και ηφαιστειοϊζηµατογενείς σχηµατισµούς. Τα ιζηµατογενή πετρώµατα συνιστούν οι ψαµµιτοπηλιτικές εναλλαγές, τα δε ηφαιστειογενή, τα διεισδυτικά σώµατα µε τις παράγωγες µορφές τους, οι λάβες και τα πυροκλαστικά. Αρκετοί από τους Τριτογενείς σχηµατισµούς καθώς και αυτοί του µεταµορφωµένου συστήµατος διακόπτονται στην περιοχή Αισύµης - Κίρκης από πλουτώνια και ηφαιστειακά πετρώµατα Τεταρτογενείς αποθέσεις Το Τεταρτογενές στην περιοχή έρευνας αντιπροσωπεύεται από το Πλειστόκαινο, κυρίως στην περιοχή Φερρών, είναι χερσαίας φάσης και αποτελεί το ανώτερο και κατώτερο σύστηµα αναβαθµίδων. Οι Ολοκαινικές αποθέσεις εµφανίζονται στον ποταµό Έβρο και στο Θρακικό πέλαγος. Περιλαµβάνουν τη θαλάσσια αναβαθµίδα, τις παράκτιες αποθέσεις, τα πλευρικά κορήµατα, τις αποθέσεις του δέλτα καθώς και τις σύγχρονες αποθέσεις των χειµάρρων. 28

30 III. Π Ε Τ Ρ Ο Λ Ο Γ Ι Α Η αναγνώριση των ορυκτολογικών παραγενέσεων που απαντούν στην περιοχή έρευνας και ο προσδιορισµός των διαφόρων τύπων πετρωµάτων βασίστηκε στη µικροσκοπική µελέτη πλέον των 400 λεπτών τοµών δειγµάτων από την περιοχή µελέτης. 1. Λιθολογικοί σχηµατισµοί της περιοχής έρευνας Στην περιοχή µελέτης (Σχ.4) οι λιθολογικοί σχηµατισµοί που αναγνωρίσθηκαν ταξινοµήθηκαν στις παρακάτω τέσσαρες οµάδες: (α) µετα-υπερβασικά πετρώµατα, (β) µεταβασικά (όπως προκύπτει από τη γεωχηµική τους ταξινόµηση), (γ) όξινα πετρώµατα (δ) µάρµαρα και (ε) ηφαιστειακά (ρυοδακίτης). Τα µετα-υπερβασικά πετρώµατα είναι κυρίως σερπεντινίτες, που περιφερειακά και τοπικά µετατρέπονται σε τάλκη και ακτινόλιθο µε χλωρίτη. Σε ορισµένες µόνο περιπτώσεις διατηρούν υπολείµµατα από τα αρχικά συστατικά του υπερβασικού πετρώµατος, όπως ολιβίνης. Τα µεταβασικά µε βάση τα µακροσκοπικά, µικροσκοπικά και ορυκτολογικά τους χαρακτηριστικά ταξινοµούνται στους εξής πετρολογικούς τύπους: αµφιβολίτες, γρανατούχους αµφιβολίτες µία οµάδα βασικών - υπερβασικών (κεροστιλβίτες) και µεταγάββρους. Τα όξινα πετρώµατα αποτελούνται από τα γρανιτοειδή (τροντγεµίτες, γρανοδιορίτες), τα οποία εµφανίζονται µε διάφορες ορυκτολογικές παραγενέσεις και διατηρούν συχνά τον αρχικό γρανιτικό τους ιστό, τους γνεύσιους που έχουν µικρή ανάπτυξη και συναντώνται σε λεπτές ενστρώσεις, πάχους µέχρι 2 µέτρα µέσα στους αµφιβολίτες και τους πηγµατίτες που παρουσιάζονται ως αδροκρυσταλλικά πετρώµατα αποτελούµενα από χαλαζία, αστρίους και πακέτα φύλλων µαρµαρυγία µε διάµετρο µέχρι 10 εκατοστά. Αναπτύσσουν ένα πυκνό δίκτυο φλεβών που τέµνουν όλους τους προηγούµενους πετρολογικούς σχηµατισµούς. Το πάχος των φλεβών κυµαίνεται από µερικά εκατοστά έως µερικές δεκάδες µέτρα. Τα µάρµαρα συναντώνται στην περιοχή Ράχης µε µορφή ενστρώσεων και τοποθετούνται σ' εναλλαγές µε τους αµφιβολίτες και τα γρανιτοειδή. Το σύστηµα µαρµάρων αµφιβολιτών και γρανιτοειδών έχει πάχος που δεν ξεπερνά τα 50 µέτρα. Στην περιοχή παρατηρούνται και ηφαιστειακά (ρυοδακίτες ολιγοκαινικής ηλικία), τα οποία δεν έχουν σχέση µε τη µεταλλοφορία Μετα-υπερβασικά πετρώµατα Τα µετα-υπερβασικά πετρώµατα σχηµατίζουν φακοειδή σώµατα των οποίων οι διαστάσεις κυµαίνονται από ένα µέχρι εκατό µέτρα κατά το µεγάλο άξονά τους, που τοποθετούνται τεκτονικά στα διάφορα πετρώµατα της περιοχής. Στην ύπαιθρο αναγνωρίζονται από το σκούρο πράσινο ή σκούρο γκρι χρώµα τους. Πρόκειται για οµοιογενή λεπτόκοκκα έως µεσόκοκκα πετρώµατα. Από πλευράς υφής χαρακτηρίζονται από ένα πλέγµα αλληλοεγκλειόµενων ελασµάτων σερπεντίνη και τοπικά τάλκη, που συνδέονται µε διάσπαρτο χρωµίτη και κατά θέσεις µε ανθρακικά (ασβεστίτη, µαγνησίτη) και χλωρίτη. 29

31 Στον πυρήνα των πλέον συµπαγών σωµάτων διατηρούνται υπολείµµατα των πρωτογενών ορυκτών. Έτσι, η κύρια ορυκτολογική παραγένεση που παρατηρήθηκε στα µεταυπερβασικά πετρώµατα είναι: Σερπεντίνης + ολιβίνης + χρωµίτης ή ζωνώδης σπινέλλιος ± πυρόξενος +µαγνητίτης ± µαγνησίτης ± ασβεστίτης Σε ορισµένες θέσεις παρατηρούνται εκτός των παραπάνω, τάλκης, χλωρίτης και τρεµολίτης. Τα περισσότερα µετα-υπερβασικά έχουν ενυδατωθεί πλήρως και είναι πλέον σερπεντινίτες. Το κύριο συστατικό τους είναι ο σερπεντίνης που εµφανίζεται µε τη λεπτο-πρισµατική µορφή του αντιγορίτη. Οι κρύσταλλοι του αντιγορίτη έχουν σχετικά µικρό µέγεθος και τις περισσότερες φορές διατάσσονται ακανόνιστα. Στις περιπτώσεις όπου διατηρούνται υπολείµµατα των αρχικών ορυκτών όπως ολιβίνης και πυρόξενος, η υφή είναι τυπική ψευδοµορφική. Η µετατροπή του ολιβίνη δίνει χαρακτηριστικές µορφές διχτυωτού (mesh) µε ποικίλο βαθµό ανάπτυξης, ενώ από την µετατροπή των πυροξένων δηµιουργούνται βαστίτες που ξεχωρίζουν ως "φαινοκρύσταλλοι" µέσα στην υπόλοιπη µάζα του πετρώµατος. Η σερπεντινίωση στους πυρόξενους αρχίζει από τα περιθώρια των κρυστάλλων και ακολουθεί τις ρωγµές και το σχισµό τους. Στα υπερβασικά πετρώµατα που βρίσκονται τοπικά σε γειτονία µε τη µεταλλοφορία παρατηρείται έντονη χλωριτίωση, ενώ αυτή µετριάζεται όσο αποµακρυνόµαστε από τη µεταλλοφορία. Ο ολιβίνης παρουσιάζεται µερικές φορές σε µικρούς κόκκους που σχηµατίζουν τριπλά σηµεία επαφής και έχουν διαφορετική οπτική διάταξη ο ένας από τον άλλο. Πρόκειται πιθανόν για µεταµορφικό ολιβίνη, που προέκυψε από ανακρυστάλλωση. Ο χρωµίτης των πετρωµάτων παρουσιάζεται µε διαφορετικό µέγεθος και συνήθως έχει ακανόνιστο σχήµα. Στις περιπτώσεις όπου το πέτρωµα παρουσιάζεται σερπεντινιωµένο µε χαρακτηριστική ψευδοµορφική υφή είναι συνήθως αναλλοίωτος ή παρουσιάζει λεπτές ζώνες στα περιθώρια µε φωτεινότερο χρώµα, ως αποτέλεσµα µετατροπής του σε σιδηροχρωµίτη. Μερικές φορές αναπτύσσεται σ αυτόν ασυνεχές περίβληµα µαγνητίτη. Όταν το πέτρωµα έχει ταλκοποιηθεί ή αποτελείται από αντιγορίτη, συνήθως παρουσιάζεται µε τη µορφή ζωνωδών κρυστάλλων που µπορεί να περιλαµβάνουν επιµέρους περιπτώσεις όπως: α) Πυρήνας χρωµίτη και περίβληµα µαγνητίτη διαφορετικού πάχους (Εικ. 6). β) Πυρήνας σιδηροχρωµίτη ή υπολείµµατα σιδηροχρωµίτη και περίβληµα µαγνητίτη. γ) Πυρήνας χρωµίτη + σιδηροχρωµίτη και περίβληµα µαγνητίτη. Ο µαγνητίτης δηµιουργείται από το σίδηρο που ελευθερώνεται κατά την σερπεντινίωση και συνήθως αναπτύσσεται επιταξικά πάνω στο χρωµίτη ή το χρωµίτη + σιδηροχρωµίτη. Η διαδικασία της µεταµόρφωσης είναι εκείνη που προκαλεί µε την ανακρυστάλλωση τη χαρακτηριστική εικόνα των ζωνωδών κρυστάλλων που παρατηρήθηκαν, όπως χαρακτηριστικά αναφέρουν µεταξύ άλλων οι Bliss and McLean (1975), Evans and Frost (1975), Takla (1982), Michailidis (1990, 1991, 1993, 1995), Candia and Gaspar (1997) και Μπαντή (2002). 30

32 1.2. Μεταβασικά πετρώµατα Είναι πετρώµατα µε σκούρο και σκουροπράσινο χρώµα, είτε οµοιογενούς κατανοµής της ορυκτολογικής σύστασης, είτε µε στρωµάτωση. Τα µεταβασικά πετρώµατα υποδιαιρούνται σε τρεις κατηγορίες: (α) αµφιβολίτες και γρανατούχους αµφιβολίτες (β) κεροστιλβίτες και (γ) µεταγάββρους Αµφιβολίτες Στην περιοχή έρευνας εµφανίζονται αµφιβολίτες και γρανατούχοι αµφιβολίτες που έχουν σκουροπράσινο χρώµα και παρουσιάζονται είτε οµοιογενείς είτε µε στρωµάτωση. Η στρωµάτωση αυτή σε µερικές περιπτώσεις είναι σαφής, η σχιστότητα ατελής και η γραµµωτή διάταξη των ορυκτών τους πολύ εµφανής, µε έντονο το φαινόµενο της εναλλαγής σκουρόχρωµων και ανοικτόχρωµων στρώσεων (Stripped Amphibolites). Στις σκουρόχρωµες επικρατούν η κεροστίλβη και το επίδοτο, ενώ στις ανοικτόχρωµες τα πλαγιόκλαστα και µερικές φορές ο χαλαζίας. Οι σκουροπράσινοι αµφιβολίτες είναι λεπτόκοκκοι έως µεσόκοκκοι και παρουσιάζουν σχιστοποίηση. Εικ.6. Μικροφωτογραφία σε SEM ζωνώδους χρωµίτη, (cr = χρωµίτης στο κέντρο, mgt = µαγνητίτης στα περιθώρια). 31

33 Οι κύριες ορυκτολογικές παραγενέσεις που έχουν εντοπισθεί είναι οι ακόλουθες: 1. Κεροστίλβη + ολιγόκλαστο + επίδοτο ± ακτινόλιθος ± λευκός µαρµαρυγίας ± χλωρίτης. 2. Κεροστίλβη + ανδεσίνης + επίδοτο + τιτανίτης + ρουτίλιο ± λευκός µαρµαρυγίας ± χλωρίτης. 3. Κεροστίλβη + ολιγόκλαστο + γρανάτης + επίδοτο + ρουτίλιο + τιτανίτης + λευκός µαρµαρυγίας + χαλαζίας + χλωρίτης. Οι παραπάνω παραγενέσεις συνοδεύονται τοπικά και από µεταλλικά ορυκτά (κύρια σιδηροπυρίτης). Οι αµφιβολίτες παρουσιάζουν ποικιλία στο ιστό που τοπικά µπορεί να είναι γρανοβλαστικός, ινοβλαστικός, ιδιοβλαστικός και ποικιλοβλαστικός ιστός. Η κεροστίλβη έχει ανοικτό πράσινο έως καφέ χρώµα, παρουσιάζεται µε τριπλά σηµεία επαφής και συχνά περιέχει εγκλείσµατα χαλαζία. Ο ακτινόλιθος παρουσιάζει αδύνατο πλεοχροϊσµό και αναπτύσσεται µε µορφή µικρών βελονοειδών προσανατολισµένων κρυστάλλων. Τα πλαγιόκλαστα παρουσιάζουν διδυµίες, κατά θέσεις έχουν ζωνώδη δοµή και περιέχουν εγκλείσµατα χαλαζία, κλινοζοϊσίτη, µοσχοβίτη. Τα εγκλείσµατα κλινοζοϊσίτη πιθανόν να είναι υπολείµµατα σωσσυριτίωσης των πλαγιοκλάστων του µητρικού πετρώµατος του αµφιβολίτη ή κατά τον Mehta (1976) να είναι προϊόντα "απασβεστοποίησης" των πλαγιοκλάστων, πράγµα που πιστοποιεί ότι τα τελευταία θα πρέπει να ήταν βασικότερα απ' ότι παρουσιάζονται σήµερα. Ο κλινοζοϊσίτης αναπτύσσεται, µε ιδιόµορφους κρυστάλλους καθώς και σε κρυστάλλους ανάµεσα στις κεροστίλβες. Κατά θέσεις παρουσιάζεται σε συµπλεκτική σύµφυση µε το πλαγιόκλαστο και πιθανώς ν' αντικαθίσταται απ' αυτό ή το αντικαθιστά. Επίσης παρουσιάζει συµπλεκτικές συµφύσεις µε το χαλαζία. Ο χλωρίτης προέρχεται από εξαλλοίωση της κεροστίλβης και του ακτινόλιθου. Ο λευκός µαρµαρυγίας παρουσιάζεται συνήθως κατά µήκος σχισµών και διδυµιών σε θυσανοειδείς συγκεντρώσεις και σχηµατίζεται δευτερογενώς σε βάρος των αστρίων Κεροστιλβίτες Εµφανίζονται µε σκούρο πράσινο χρώµα, είναι κυρίως οµοιογενούς σύστασης συµπαγή πετρώµατα και η κύρια ορυκτολογική τους παραγένεση είναι: Κεροστίλβη + ακτινόλιθος + επίδοτο ± πλαγιόκλαστο ± λευκός µαρµαρυγίας ± χλωρίτης ± χαλαζίας ± τιτανίτης ± πυρόξενος. Η παραπάνω παραγένεση συνοδεύεται τοπικά και από µεταλλικά ορυκτά (κύρια σιδηροπυρίτη). Οι κεροστιλβίτες έχουν ποικιλία στον ιστό που τοπικά µπορεί να είναι λεπιδοβλαστικός, νηµατοβλαστικός, διαβλαστικός και γρανοβλαστικός. Στα πετρώµατα αυτά παρατηρούνται διαστρώσεις πλούσιες σε κεροστίλβη και πλούσιες σε κλινοζοϊσίτη. 32

34 Η κεροστίλβη παρουσιάζεται µε χρώµατα που κυµαίνονται από ανοικτό πράσινο µέχρι καφέ, σχηµατίζουν τριπλά σηµεία επαφής που η γωνία τους φθάνει τις και µεταξύ της κεροστίλβης αναπτύσσονται µεγάλοι κρύσταλλοι κλινοζοϊσίτη. Ο ακτινόλιθος αναπτύσσεται υπό µορφή βελονοειδών κρυστάλλων. Ο κλινοζοϊσίτης αναπτύσσεται είτε εντός των τριπλών σηµείων επαφής της κεροστίλβης, είτε σε πλούσιες διαστρώσεις στο πέτρωµα και σχηµατίζει συµπλεκτικές συµφύσεις µε το χαλαζία. Ο λευκός µαρµαρυγίας παρουσιάζεται κατά µήκος σχισµών, ενώ ο χλωρίτης προέρχεται από την εξαλλοίωση της κεροστίλβης και του ακτινόλιθου Μεταγάββροι Τα πετρώµατα αυτά εµφανίζονται µε οµοιογενή σύσταση σε συµπαγείς µάζες, όπου παρατηρείται καλή οφιτική υφή, ορισµένες φορές µε υπολειµµατικό πρωτογενή µαγµατικό κλινοπυρόξενο που εξαλλοιώνεται σε ακτινόλιθο. Σ άλλες περιπτώσεις όταν η εξαλλοίωση δεν έχει προχωρήσει παρατηρούνται καλά αναπτυγµένοι κρύσταλλοι λαβραδόριου µε τα ενδιάµεσα να πληρούνται από πυροξένους και ολιβίνη (οφιτικός ιστός). Στα πετρώµατα αυτά µερικές φορές παρατηρείται υπολειµµατική ψευδοµόρφωση πλαγιοκλάστων σε µια πλούσια µάζα αµφιβόλου. Οι κύριες ορυκτολογικές παραγενέσεις είναι: 1. Κεροστίλβη + ακτινόλιθος + πυρόξενος + επίδοτο ± λευκός µαρµαρυγίας. 2. Κεροστίλβη + πλαγιόκλαστο + πυρόξενος + ολιβίνης. Οι παραπάνω παραγενέσεις συνοδεύονται και από µεταλλικά ορυκτά (κύρια σιδηροπυρίτη). Η κεροστίλβη παρουσιάζεται µε έντονα χρώµατα πόλωσης. Τα πλαγιόκλαστα εµφανίζονται µε καλά αναπτυγµένους κρυστάλλους και είναι σύστασης λαβραδορίου. Οι πυρόξενοι παρουσιάζονται σε ιδιόµορφους κρυστάλλους και εξαλλοιώνονται σε κεροστίλβη και ακτινόλιθο. Σε ορισµένες περιπτώσεις παρατηρείται µια στεφάνη γύρω από τον πυρόξενο που χαρακτηρίζεται ως ουραλίτης (πράσινη κεροστίλβη). Ο ολιβίνης µερικές φορές παρουσιάζεται εξαλλοιωµένος σε σερπεντίνη Όξινα πετρώµατα Στα όξινα πετρώµατα υπάγονται τα γρανιτοειδή (τροντγεµίτες), οι γνεύσιοι και οι πηγµατίτες Γρανιτοειδή Πρόκειται για πετρώµατα όξινης έως ενδιάµεσης σύστασης (τροντγεµίτες, τοναλίτες και γρανοδιορίτες). Το µέγεθος των κόκκων τους δεν είναι το ίδιο σ' όλες τις θέσεις. Υπάρχουν θέσεις όπου το πέτρωµα είναι εξαιρετικά χονδρόκοκκο, ενώ σε άλλες θέσεις εµφανίζεται λεπτόκοκκο. Μακροσκοπικά παρουσιάζουν µια επίπεδη υφή που συχνά πτυχώνεται. Η υφή αυτή πιστεύουµε ότι δηµιουργήθηκε σε ένα στάδιο 33

35 έντονης τεκτονικής παραµόρφωσης του πετρώµατος. Τα πετρώµατα αυτά παρουσιάζουν γρανιτικό, µικροπηγµατιτικό και γρανοβλαστικό ιστό. Οι κύριες ορυκτολογικές παραγενέσεις που παρατηρήθηκαν είναι οι ακόλουθες: 1. Χαλαζίας + ανδεσίνης ± λευκός µαρµαρυγίας ± βιοτίτης ± επίδοτο ± χλωρίτης ± κεροστίλβη ± γρανάτης ± απατίτης ± τιτανίτης. 2. Χαλαζίας + ολιγόκλαστο ± λευκός µαρµαρυγίας ± επίδοτο ± χλωρίτης ± γρανάτης ± µικροκλινής. Ο χαλαζίας παρουσιάζει κυµατοειδή κατάσβεση, γραφική σύµφυση, καθώς και οδοντωτή σύνδεση µε τα πλαγιόκλαστα. Παρατηρούνται συµπλεκτικές συµφύσεις χαλαζία - πλαγιοκλάστων και χαλαζία - µοσχοβίτη. Τα πλαγιόκλαστα έχουν υποστεί σερικιτίωση και ασβεστιτίωση. Υπερέχουν σε µέγεθος των άλλων ορυκτών. Πολλά από τα πλαγιόκλαστα παρουσιάζουν θολότητα που χαρακτηρίζεται ως ελαφράς µορφής εξαλλοίωση. Λόγω της τεκτονικής παραµόρφωσης του πετρώµατος, σε πολλά πλαγιόκλαστα παρατηρείται ρωγµάτωση και µετατώπιση των τµηµάτων, όπως αυτό φαίνεται σαφώς στα ελασµάτια πολυδυµίας. Ορισµένα πλαγιόκλαστα παρουσιάζουν ζωνώδη ανάπτυξη. Περιέχουν εγκλείσµατα χαλαζία, κλινοζοϊσίτη και µοσχοβίτη. Επίσης τα πλαγιόκλαστα είναι σωσσυριτιωµένα (µίγµα ζοϊσίτη, επιδότου και αλβίτη) και υπάρχει συγκρυστάλλωση πλαγιοκλάστου - µοσχοβίτη και πλαγιοκλάστου - κλινοζοϊσίτη. Η συµµετοχή του µικροκλινή είναι σχετικά περιορισµένη. Εµφανίζεται σε αλλοτριόµορφους κυρίως διαυγείς κρυστάλλους, ελαφρώς εξαλλοιωµένους (σερικιτιωµένους). Ο λευκός µαρµαρυγίας βρίσκεται σε παράλληλη σύµφυση µε το χλωρίτη, αναπτύσσεται σε µεγάλους κρυστάλλους χωρίς προσανατολισµό, οι οποίοι περιέχουν εγκλείσµατα χαλαζία. Μερικές φορές ο µοσχοβίτης εγκλείεται στο πλαγιόκλαστο, συχνά το αντικαθιστά. Μερικές φορές φαίνεται κεκαµµένος και µε κυµατοειδή κατάσβεση. Ο χλωρίτης προέρχεται από την εξαλλοίωση του βιοτίτη και λιγότερο από την κεροστίλβη και αναπτύσσεται κυρίως κατά µήκος ζωνών που υπέστησαν εντονότερη παραµόρφωση. Το επίδοτο - κλινοζοϊσίτης εµφανίζεται σε διάσπαρτους ακανόνιστους κόκκους, σε µακρόστενους κρυστάλλους, ή σε ροµβικά σχήµατα. Περιέχει εγκλείσµατα ρουτιλίου. Σε θέσεις κοντά στη ζώνη επαφής γρανιτοειδών µε τα µετα-υπερβασικά βασικά πετρώµατα, όπου αναπτύσσεται και η χαλκούχος µεταλλοφορία, διαπιστώνονται έντονες ορυκτολογικές µεταβολές στα γρανιτοειδή που οφείλονται στη διακίνηση ρευστών κατά την ανάπτυξη της µεταλλοφορίας αλλά και µετά από αυτή. Έτσι, οι άστριοι παρουσιάζονται συχνά έντονα σερικιτιωµένοι ή τοπικά καολινιτιωµένοι. Επίσης, παρατηρείται κατά θέσεις ανάπτυξη καλά κρυσταλλωµένου υδροθερµικού χαλαζία. 34

36 Γνεύσιοι Οι γνεύσιοι, όπως αναφέρθηκε, συναντώνται σε περιορισµένες θέσεις στην περιοχή έρευνας και µε περιορισµένη ανάπτυξη. Η ορυκτολογική τους παραγένεση που παρατηρήθηκε είναι: Αλβίτης + χαλαζίας + µοσχοβίτης ± επίδοτο ± χλωρίτης ±τιτανίτης. Ο χαλαζίας παρουσιάζεται µε κυµατοειδή κατάσβεση. Τα πλαγιόκλαστα σ ορισµένες περιπτώσεις παρουσιάζονται σερικιτιωµένα. Ο µοσχοβίτης παρουσιάζεται µε µακρόστενα φυλλάρια που έχουν την ίδια διεύθυνση µε τη σχιστότητα του πετρώµατος. Το επίδοτο, καθώς και ο χλωρίτης είναι επιµηκυσµένα και δίνουν στρώση στο πέτρωµα Πηγµατίτες Τα πηγµατιτικά σώµατα συναντώνται µε τη µορφή φλεβών και τέµνουν όλα τα προηγούµενα πετρώµατα. Το πάχος των φλεβών κυµαίνεται από µερικά εκατοστά µέχρι µερικές δεκάδες µέτρα. Η ορυκτολογική παραγένεση των πηγµατιτών είναι σχετικά απλή: Αλβίτης + χαλαζίας + µοσχοβίτης ± επίδοτο ± χλωρίτης ± γρανάτης. Έχουν πηγµατιτικό και σπάνια τοπικά απλιτικό ιστό και λόγω της αρκετά µεγάλης περιεκτικότητας σε µοσχοβίτη τους αποκαλούµε µοσχοβιτικούς πηγµατίτες. Οι κρύσταλλοι του χαλαζία έχουν κατά κανόνα µικρότερο µέγεθος και παρουσιάζουν στο µικροσκόπιο κυµατοειδή κατάσβεση. Σχηµατίζει συµπλεκτικές συµφύσεις µε το πλαγιόκλαστο και το µοσχοβίτη. Τα πλαγιόκλαστα είναι εν µέρει ιδιόµορφα και έχουν µέγεθος ένα έως δύο mm, µερικές φορές έως και τέσσερα mm. Τα πλαγιόκλαστα των πηγµατιτών έχουν αλβιτικό χαρακτήρα. Ο µοσχοβίτης παρουσιάζεται σε υπιδιόµορφους έως αλλοτριόµορφους κρυστάλλους µε τέλειο σχισµό Μάρµαρα Είναι µονόµικτα αδρόκοκκα πετρώµατα µε γρανοβλαστικό ιστό και αποτελούνται αποκλειστικά από ασβεστίτη. Στο µεγαλύτερο ποσοστό τους οι κρύσταλλοι του ασβεστίτη είναι πολύ µεγάλοι. Τοπικά υπάρχουν όµως και µεσόκοκκα ασβεστιτικά συσσωµατώµατα αναµεµειγµένα µε χλωρίτη ο οποίος έχει προέλθει από την εξαλλοίωση πυροξένων και αστρίων, υπολείµµατα των οποίων διατηρούνται στο πέτρωµα. Επίσης παρατηρούνται µικρές προσµίξεις ακτινόλιθου και επιδότου. Τα πετρώµατα αυτά τέµνονται από νεότερα λεπτά φλεβίδια ασβεστίτη και χλωρίτη τα οποία µαρτυρούν την τεκτονική καταπόνηση που υπέστησαν. 35

37 IV. Γ Ε Ω Χ Η Μ Ε Ι Α Στην περιοχή µελέτης οι διάφοροι τύποι πετρωµάτων όπως αναφέρθηκε στο προηγούµενο κεφάλαιο οµαδοποιήθηκαν σε τέσσερις κατηγορίες: 1. Μετα-υπερβασικά πετρώµατα (σερπεντινίτες) 2. Μεταβασικά πετρώµατα (αµφιβολίτες, κεροστιλβίτες και µεταγάββροι). 3. Οξινα πετρώµατα (γρανιτοειδή, γνεύσιοι, πηγµατίτες). 4. Μάρµαρα. Στα µετα-υπερβασικά πετρώµατα (σερπεντινίτες) πραγµατοποιήθηκαν χηµικές αναλύσεις σε 8 δείγµατα, στα µεταβασικά πετρώµατα (αµφιβολίτες, γρανατούχοι αµφιβολίτες, κεροστιλβίτες και µεταγάββροι) σε 24 δείγµατα και στα όξινης σύστασης πετρώµατα (γρανιτοειδή, γνεύσιοι και πηγµατίτες) σε 21 δείγµατα. Οι αναλύσεις περιλαµβάνουν, πλην των κύριων στοιχείων και ολιγοστοιχείων, και µια σειρά από ιχνοστοιχεία. Επίσης έγιναν χηµικές αναλύσεις σπανίων γαιών σε 15 δείγµατα και συγκεκριµένα, 2 από τα µετα-υπερβασικά (σερπεντινίτες), 3 από τους αµφιβολίτες, 1 από τους κεροστιλβίτες, 4 από τους µεταγάββρους, 2 από τα γρανιτοειδή, 2 από τους γνεύσιους και 1 από τους πηγµατίτες. Στη συνέχεια εξετάζεται η γεωχηµική σύσταση των πετρωµάτων αυτών. 1. ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ ΤΩΝ ΜΕΤΑ - ΥΠΕΡΒΑΣΙΚΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ Η µελέτη των γεωχηµικών χαρακτηριστικών των µετα-υπερβασικών πετρωµάτων στηρίχθηκε στις χηµικές αναλύσεις των κύριων στοιχείων, ιχνοστοιχείων και σπανίων γαιών (Πίν.2). Οι χαµηλές τιµές Al 2 O 3, CaO και αλκαλίων συµβαδίζουν µε τα ορυκτολογικά συστατικά των µετα-υπερβασικών πετρωµάτων. Η αναλογία του MgO/(MgO+FeO) κυµαίνεται µεταξύ 0.70 και 0.85, µε µέση τιµή Οι διαφορές σ' αυτή τη σχέση αντιπροσωπεύουν πιθανόν µεταβολές στην αρχική αναλογία σε ορθοπυρόξενο και ολιβίνη στο πέτρωµα. Από τη χρήση του διαγράµµατος AFM του Σχήµατος 6 (Coleman 1977) φαίνεται ότι οι αναλύσεις των δειγµάτων των µετα-υπερβασικών πετρωµάτων προβάλλονται στο πεδίο που καλύπτει τους µεταµορφικούς περιδοτίτες και τα υπερβασικά σωρειτικά πετρώµατα. Στο τριγωνικό διάγραµµα CaO-Al 2 O 3 -MgO του Σχήµατος 7 (Coleman 1977) τα δείγµατά µας προβάλλονται στο πεδίο των µεταµορφικών περιδοτιτών. Από τη χρήση του διαγράµµατος του Σχήµατος 8 όπου προβάλλονται τα δυνητικά συστατικά Hy - Ol - Di (Strekheisen 1977) φαίνεται ότι οι πρωτόλιθοι των υπερβασικών πετρωµάτων είναι χαρτσβουργίτες. Άν χρησιµοποιήσουµε τις σπάνιες γαίες (Nakamura 1974) για τα µεταυπερβασικά πετρώµατα (Σχ.9) βλέπουµε ότι η συνολική περιεκτικότητα σε σπάνιες γαίες (Πίν.2) είναι χαµηλή, γεγονός που χαρακτηρίζει την περιδοτιτική προέλευσή τους. Και στα δύο δείγµατα παρατηρείται επικράτηση των ελαφρών σπανίων γαιών (LREE) έναντι των βαρέων (HREE), όπως φαίνεται χαρακτηριστικά από το λόγο των δύο οµάδων (LREE/HREE= 37.46). 36

38 Πίνακας 2. Χηµικές αναλύσεις µετα-υπερβασικών πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. % κ.β. F-9 F-69 F-112 F-115 F-130 F-134 F-136 F-137 SiO TiO Al 2 O Fe 2 O FeO MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O L.O.I. * Σύν L.O.I: Απώλεια πύρωσης ΙΧΝΟΣΤΟΙΧΕΙΑ σε ppm Cu Pb Zn Co Ni Cr V Ba U Th Zr Sr Rb Y Nb Cs Hf Ta La Ce Nd 3 2 Sm Eu Tb Yb Lu ΣREE

39 Σχ. 6. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των µετα-υπερβασικών πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα AFM (Coleman 1977). Στο σχήµα υπάρχουν τα πεδία των µεταµορφικών περιδοτιτών, των βασικών και υπερβασικών σωρειτικών οφιολίθων, των κοµατιϊτών, των Mar (µέση σύσταση βασαλτών από µεσοωκεάνια ράχη) και η τάση διαφοροποίησης τήγµατος του Skaergaard. Σχ.7. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των µετα-υπερβασικών πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο τριγωνικό διάγραµµα CaO - Al 2 O 3 - MgO (Coleman 1977). Στο σχήµα υπάρχουν τα πεδία των µεταµορφικών περιδοτιτών, των υπερβασικών σωρειτών, οι βασικοί σωρείτες,οι κοµατιϊτες, οι Mar και η τάση διαφοροποίησης τήγµατος του Skaergaard. 38

40 Σχ.8. Προβολή της δυνητικής σύστασης σε ολιβίνη (Ol), ορθοπυρόξενο (Opx) και κλινοπυρόξενο (Cpx) των µετα-υπερβασικών πετρωµάτων της περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. Σχ.9. ιάγραµµα σπανίων γαιών των µετα-υπερβασικών πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. 39

41 Με βάση τα παραπάνω χαρακτηριστικά συµπεραίνουµε ότι τα µετα-υπερβασικά πετρώµατα της περιοχής, έχουν ως αρχικό πρωτόλιθο χαρτσβουργίτη, γεγονός που, όπως θα δούµε, επιβεβαιώνεται και από τη σύσταση του επουσιώδους χρωµίτη που περιέχουν. 2. ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ ΤΩΝ ΜΕΤΑΒΑΣΙΚΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ 2.1 Προέλευση των µεταβασικών πετρωµάτων Ένα από τα προβλήµατα στην πετρολογία των µεταµορφωµένων βασικών πετρωµάτων είναι η προέλευση τους. Τα µεταβασικά πετρώµατα είναι αµφιβολίτες, γρανατούχοι αµφιβολίτες, κεροστιλβίτες και µεταγάββροι. Ένας αµφιβολίτης µπορεί να αντιπροσωπεύει ένα µεταµορφωµένο ίζηµα ή ένα µεταµορφωµένο γαββρικό ή βασαλτικό πέτρωµα. Η πρώτη χρήση των αναλυτικών δεδοµένων µας (Πίν. 3, 4 και 5) γίνεται για να εξακριβώσουµε αν πρόκειται για πυριγενούς ή όχι προέλευσης µεταβασικά πετρώµατα. Ένα σηµείο που πρέπει να τονίσουµε είναι ότι δεν είµαστε καθόλου βέβαιοι για τη χρονική ή γενετική οµοιογένεια όλων των αµφιβολιτικών πετρωµάτων στην περιοχή µελέτης. Ο χωρισµός τους σε αµφιβολίτες, γρανατούχους αµφιβολίτες, κεροστιλβίτες και µεταγάββρους, µπορεί να µη σηµαίνει υποχρεωτικά χρονική ή γενετική ανοµοιότητα, όµως δεν αποκλείει να υπάρχει τέτοια ανοµοιότητα, είτε µεταξύ αυτών των τύπων, είτε και κατά οµάδες µέσα σε κάθε τύπο χωριστά. Προβολή των αναλυθέντων δειγµάτων στο διάγραµµα Zr/TiO 2 - Ni (Σχ.10) των Winchester and Max (1982) δείχνει ότι όλα τα µεταβασικά πετρώµατα έχουν πυριγενή προέλευση. Η προβολή των ίδιων δειγµάτων στο διάγραµµα Zr/TiO 2 - Nb/Y (Σχ.11) των Winchester and Floyd (1976) µας καθορίζει ότι οι πρωτόλιθοι των µεταβασικών πετρωµάτων είναι ανδεσιτοβασάλτες και υποαλκαλικοί βασάλτες. Ο χηµικός τους χαρακτήρας είναι υπαλκαλικός (θολεϊτικός) όπως δείχνουν τα Σχήµατα 12 και 13. Από τη χρήση των σπανίων γαιών (Nakamura 1974) στο Σχήµα 14 προκύπτουν τα παρακάτω: Οι αµφιβολίτες παρουσιάζουν γενικά οµοιογενή συµπεριφορά στην κατανοµή των σπανίων γαιών. Το γεγονός αυτό, σε συνδυασµό µε την ανύπαρκτη µέχρι ασήµαντη διάσπαση µεταξύ ελαφρών και βαρέων λανθανιδών (LREE/HREE= 8.85) είναι ενδεικτικό για την απουσία µαγµατικής διαφοροποίησης και συνεπώς για τη βασαλτική προέλευση των αµφιβολιτών. Από τη χρήση των σπανίων γαιών (Nakamura 1974) στο Σχήµα 15 για τους κεροστιλβίτες προκύπτει ότι και οι κεροστιλβίτες έχουν ασήµαντη διάσπαση µεταξύ των ελαφρών και βαρέων λανθανιδών που είναι αποτέλεσµα απουσίας µαγµατικής διαφοροποίησης. Από τη χρήση των σπανίων γαιών (Nakamura 1974) στο Σχήµα 16 προκύπτουν τα παρακάτω: Τα τρία µεταγγαββρικά πετρώµατα παρουσιάζουν γενικά χαµηλές και διαφορετικές απόλυτες συγκεντρώσεις σπανίων γαιών. Το δείγµα F-58 παρουσιάζει τη χαµηλότερη ολική τιµή σπανίων γαιών µε ανώµαλη σχετική κατανοµή στο εξοµοιωµένο διάγραµµα. Η ανώµαλη αυτή διάσπαση των 40

42 Πίνακας 3. Χηµικές αναλύσεις αµφιβολιτών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. % κ.β. AB-3 AB-8 F-17 F-19 F-60 F-63 F-127 F-143 F-147 SiO TiO Al O Fe2O FeO MnO MgO CaO Na O K2O P2O L.O.I Σύν L.O.I.:Απώλεια πύρωσης. ΙΧΝΟΣΤΟΙΧΕΙΑ σε ppm Cu Pb Zn Co Ni Cr V Ba Ga U Th `1 Zr Sr Rb Y Nb Cs Hf Ta La Ce Nd Sm Eu Tb Yb Lu ΣREE

43 Πίνακας 4. Χηµικές αναλύσεις κεροστιλβιτών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. % κ.β. AB-6 BA-2 F-25 F-117 F-120 F-121 F-142 F-203 F-211 SiO TiO Al 2 O Fe 2 O FeO MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O L.O.I Σύν L.O.I.:Απώλεια πύρωσης. ΙΧΝΟΣΤΟΙΧΕΙΑ σε ppm Cu Pb Zn Co Ni Cr V Ba Ga U Th Zr Sr Rb Y Nb Cs Hf 1 3 Ta La Ce Nd 7 22 Sm Eu Tb Yb Lu ΣREE

44 Πίνακας 5. Χηµικές αναλύσεις των µεταγάββρων της περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. % κ.β F-14 F-58 F-65 F-201 F209 F-210 SiO TiO Al 2 O Fe 2 O FeO MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O L.O.I Σύν L.O.I.:Απώλεια πύρωσης. ΙΧΝΟΣΤΟΙΧΕΙΑ σε ppm Cu Pb Zn Co Ni Cr V Ba Ga U Th Zr Sr Rb Y Nb Cs Hf Ta La Ce Nd Sm Eu Tb Yb Lu ΣREE

45 Σχ.10. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των µεταβασικών πετρωµάτων της περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο λογαριθµικό διάγραµµα Zr/TiO 2 ως προς Ni των Winchester and Max (1982). Σχ.11. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των µεταβασικών πετρωµάτων στο διάγραµµα Zr/TiO2 ως προς Nb/Y των Winchester and Floyd (1976). 44

46 Σχ.12. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των µεταβασικών πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα Na 2 O + K 2 O ως προς το SiO 2 των Irvine and Baragar (1971). Σχ.13. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των µεταβασικών πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο τριγωνικό διάγραµµα AFM. Η διαχωριστική γραµµή είναι από τους Irvine and Baragar (1971). 45

47 Σχ.14. ιάγραµµα σπανίων γαιών των αµφιβολιτών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. Σχ.15. ιάγραµµα σπανίων γαιών των κεροστιλβιτών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. 46

48 Σχ.16. ιάγραµµα σπανίων γαιών των µεταγάββρων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. λανθανιδών είναι πιθανά αποτέλεσµα µαγµατικής κλασµατικής διαφοροποίησης ενός βασικού µάγµατος, που εκφράζεται µε την παρουσία πλουτωνίων των ελαφρών λανθανιδίων, που οφείλεται στο γεγονός της προηγµένης διαφοροποίησης όπως προκύπτει και από τις υψηλότερες τιµές SiO 2. Απ όλα όσα αναφέρθηκαν αναφορικά µε τη χρήση κύριων στοιχείων, ιχνοστοιχείων και σπανίων γαιών για τα µεταβασικά πετρώµατα προκύπτουν τα παρακάτω συµπεράσµατα: α. Τα µεταβασικά πετρώµατα της περιοχής έχουν πυριγενή προέλευση. β. Οι πρωτόλιθοι των µεταβασικών πετρωµάτων ήταν υπαλκαλικοί βασάλτες και ανδεσιτοβασάλτες. γ. Τα περισσότερα στοιχεία παρουσιάζουν έντονη κινητικότητα στα πετρώµατα που έχουν υποστεί µεταµόρφωση, όπως στη δική µας περίπτωση. Παρ' όλα αυτά υπάρχει µια τάση των στοιχείων αυτών να δείχνουν θολεϊτικούς χαρακτήρες. Στο ίδιο συµπέρασµα καταλήγουν και οι Mposkos et al. (1989) για τους αµφιβολίτες της ίδιας τεκτονικής ενότητας. 47

49 3. ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ ΤΩΝ ΟΞΙΝΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ Στην οµάδα αυτή περιλαµβάνονται τα γρανιτοειδή, οι γνεύσιοι και οι πηγµατίτες. Στη συνέχεια διερευνάται η χηµική σύσταση αυτών, οι πιθανοί πρωτόλιθοί τους, και το γεωτεκτονικό περιβάλλον στο οποίο σχηµατίσθηκαν. Τα αποτελέσµατα των χηµικών αναλύσεων αυτών των δειγµάτων παρουσιάζονται στους Πίνακες 6 και Προέλευση των όξινων πετρωµάτων Πολλοί ερευνητές έχουν τονίσει τη δυσκολία που υπάρχει για τον προσδιορισµό των πρωτολίθων πλούσιων χαλαζιοαστριούχων πετρωµάτων που έχουν υποστεί έντονη µεταµόρφωση. Για το διαχωρισµό ορθο-γνευσίων από τους παρα-γνευσίους έχουν προταθεί κατά καιρούς διάφορες µέθοδοι επεξεργασίας στοιχείων. Ο συνδυασµός πολλών τέτοιων µεθόδων µε παράλληλη χρήση γεωλογικών δεδοµένων, µπορεί να υποδείξει την πιο πιθανή προέλευση τους, µε κάπως µεγαλύτερη ακρίβεια. Ο Shaw (1972) πρότεινε µια µέθοδο που στηρίζεται στην τιµή µιας διαχωριστικής συνάρτησης που προκύπτει από τη χρήση των κύριων στοιχείων στη χηµική σύσταση τους και δίνεται από τη σχέση: DF = * SiO * Fe 2 O 3 (ολικός Fe) * MgO * CaO * Na 2 O * K 2 O Θετικές τιµές της DF αποτελούν ένδειξη ότι το πέτρωµα έχει πυριγενή προέλευση. Αρνητικές τιµές αποτελούν ένδειξη ιζηµατογενούς προέλευσης. Η προέλευση των πετρωµάτων είναι προβληµατική όταν η τιµή της συνάρτησης DF βρίσκεται µεταξύ των τιµών και Η µέθοδος αυτή εφαρµόσθηκε σ' όλα τα δείγµατα που αναλύθηκαν. Τα γρανιτοειδή, οι γνεύσιοι και οι πηγµατίτες παρουσιάζουν θετικές τιµές που κυµαίνονται στα περισσότερα µεταξύ 1.26 και 4.28, ενώ δυο δείγµατα έχουν τιµές 5.38 και 5.84 αντίστοιχα, άρα έχουν πυριγενή προέλευση. Έγινε ακόµη προβολή των συστάσεων των όξινων πετρωµάτων της περιοχής µελέτης στο διάγραµµα P 2 O 5 /TiO 2 ως προς MgO/CaO του Σχήµατος 17 του Werner (1987), όπου παρατηρείται συγκέντρωση των χηµικών αναλύσεων στο πεδίο των πυριγενών πετρωµάτων. Απ αυτά προκύπτει το συµπέρασµα ότι οι πρωτόλιθοι των όξινων πετρωµάτων της περιοχής έχουν πυριγενή προέλευση Χηµικά χαρακτηριστικά των όξινων πετρωµάτων Οι αναλύσεις των όξινων πετρωµάτων προβάλλονται στο διάγραµµα AFM του Σχήµατος 18, η γραµµή διαχωρισµού είναι από τους Irvine and Baragar (1971) και Barker and Arth (1976). Όλα τα δείγµατα µας προβάλλονται στο ασβεσταλκαλικό πεδίο. Αν χρησιµοποιήσουµε το διάγραµµα Q=Si/3-(K+Na+2Ca/3) ως προς P=K- (Na+Ca) του Σχήµατος 19 των Debon and Le Fort (1983), παρατηρούµε ότι τα δείγµατα µας προβάλλονται στο πεδίο των τοναλιτών. Χρησιµοποιώντας το δυαδικό διάγραµµα Sr - Rb του Σχήµατος 20 των Coleman and Donato (1979) παρατηρούµε ότι τα πετρώµατα της περιοχής προβάλλονται στο πεδίο των ηπειρωτικών τροντγεµιτών. Οι σχέσεις Rb προς 48

50 Πίνακας 6. Χηµικές αναλύσεις των γρανιτοειδών της περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. % κ.β. AB-7 BA-1 BA-5 BA-6 F-1 F-2 F-3 F-6 SiO TiO Al 2 O Fe 2 O FeO MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O L.O.I Σύν L.O.I.:Απώλεια πύρωσης. ΙΧΝΟΣΤΟΙΧΕΙΑ σε ppm Cu Pb Zn Co Ni Cr V Ba Ga U Th Zr Sr Rb Y Nb

51 Συνέχεια του Πίνακα 6. % κ.β. F-24 F-56 F-57 F-66 F-68 F-213 F-214 SiO TiO Al 2 O Fe 2 O FeO MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O L.O.I Σύν L.O.I:Απώλεια πύρωσης. ΙΧΝΟΣΤΟΙΧΕΙΑ σε ppm Cu Pb Zn Co Ni Cr V Ba Ga U Th Zr Sr Rb Y Nb Cs Hf 1 4 Ta La Ce 2 47 Nd 2 22 Sm Eu Tb Yb Lu ΣREE

52 Πίνακας 7. Χηµικές αναλύσεις γνευσίων (1) και πηγµατιτών (2) περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. % κ.β. F-11(1) F-26(1) F-74(1) F-202(1) F-204(2) F-212(2) SiO TiO Al 2 O Fe 2 O FeO MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O L.O.I Σύν L.O.I.:Απώλεια πύρωσης. ΙΧΝΟΣΤΟΙΧΕΙΑ σε ppm Cu Pb Zn Co Ni Cr V Ba Ga U Th Zr Sr Rb Y Nb Cs Hf Ta La Ce Nd Sm Eu Tb Yb Lu ΣREE

53 Σχ.17. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των όξινων πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα P 2 O 5 /TiO 2 ως προς MgO/CaO του Werner (1987). Σχ.18. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των όξινων πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα AFM. Η διαχωριστική γραµµή είναι των Irvine and Baragar (1971) και Barker and Arth (1976). 52

54 Σχ.19. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των όξινων πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα Q=Si/3-(K+Na+2Ca/3) ως προς P=K-(Na+Ca) των Debon and Le Fort (1983). 1:γρανίτης, 2:αδαµελίτης, 3:γρανοδιορίτης, 4:τοναλίτης(τροντγεµίτης), 5: χαλαζιακός συηνίτης, 6: χαλαζιακός µονζονίτης, 7:χαλαζιακός µονζοδιορίτης, 8:χαλαζιακός διορίτης, 9:συηνίτης, 10:µονζονίτης, 11:µονζογάββρος και 12:γάββρος. Σχ.20. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των όξινων πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα Sr-Rb των Coleman and Donato (1979). 53

55 Sr χαρακτηρίζουν συµπληρωµατικά τα όξινα πετρώµατα ως ηπειρωτικούς Τροντγεµίτες σύµφωνα µε τους Coleman and Donato (1979) και Malpas (1979). Ο λόγος Rb:Sr=0.1 είναι χαρακτηριστικός για ηπειρωτικούς τροντγεµίτες οι οποίοι έχουν ανατηκτική προέλευση (Malpas 1979). Στη δική µας περίπτωση ο λόγος αυτός κυµαίνεται από 0.02 µέχρι 0.09, ενώ δυο δείγµατα από τους γνευσίους έχουν τιµές 0.18 και 0.21 αντίστοιχα. Για την προέλευση των ερευνηθέντων όξινων πετρωµάτων από ανατηκτικά, τροντγεµιτικά µάγµατα, συνηγορούν και οι χαµηλές τιµές τους σε Ba, Y και Zr. Συγκρίνοντας µε αντίστοιχα δεδοµένα του Malpas (1979) (Τροντγεµίτες από µαγµατική διαφοροποίηση έχουν σαφώς υψηλότερες περιεκτικότητες σε Ba, Y και Zr). Οι τιµές των ιχνοστοιχείων αυτών στα όξινα πετρώµατα της περιοχής πλησιάζουν τις περιεκτικότητες που προσδιόρισε ο Malpas (1979) σε Τροντγεµίτες που δηµιουργήθηκαν από τη µερική τήξη αµφιβολιτικών πετρωµάτων. Τα διαγράµµατα κατανοµής σπανίων γαιών (Nakamura 1974) όλων των όξινων πετρωµάτων παρουσιάζουν γενικά ανάλογη συµπεριφορά και χαρακτηρίζουν αυτά των γρανιτών (Σχ.21). Ο λόγος ελαφρών και βαρέων σπανίων γαιών (LREE/HREE) αυξάνεται µε τον εµπλουτισµό των ελαφρών σπανίων γαιών και την περιεκτικότητα του SiO 2 στο γνεύσιο. Οι διαφορετικές απόλυτες συγκεντρώσεις σπανίων γαιών στα γρανιτοειδή, παρά τις οµοιότητές τους στις αναλύσεις των κύριων στοιχείων και των άλλων ιχνοστοιχείων πρέπει ν' αναζητηθεί στην ορυκτολογική τους σύσταση και σε ενδεχόµενες διαδικασίες εξαλλοίωσης. Από τα όσα ελέχθηκαν για τα όξινα πετρώµατα µπορούµε να συµπεράνουµε ότι: - τα γρανιτοειδή, οι γνεύσιοι και οι πηγµατίτες έχουν πυριγενή προέλευση, ασβεσταλκαλικό χαρακτήρα και χηµικούς χαρακτήρες όµοιους µε εκείνους των ηπειρωτικών τροντγεµιτών. Σχ.21. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των σπανίων γαιών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. Γρανιτοειδή (F-56, F-68), γνεύσιοι (F-11,F-74) και πηγµατίτης (F-212). 54

56 4. ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΟ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ 1. Γενικά Η κατανοµή των µαγµατικών σειρών συνδέεται µε τις τεκτονικές τάσεις στο φλοιό και τον ανώτερο µανδύα. Περιβάλλοντα στα οποία επικρατούν οι εφελκυστικές τάσεις, όπως µεσοωκεάνιες ράχες, περιθωριακές λεκάνες και ηπειρωτικά ανοίγµατα (Rifts), χαρακτηρίζονται κύρια από θολεϊτικές σειρές. Οι ζώνες καταβύθισης χαρακτηρίζονται κύρια από τάσεις συµπίεσης και από πετρώµατα ασβεσταλκαλικών σειρών. Περιβάλλοντα µε µικρές τάσεις (συµπίεσης ή εφελκυσµού) χαρακτηρίζονται από αλκαλικές ή θολεϊτικές σειρές (Pearce 1982a,1982b). Έτσι τα κύρια περιβάλλοντα στα οποία εµφανίζεται έντονος βασαλτικός µαγµατισµός µπορούν να ταξινοµηθούν σ' αυτά των περιθωρίων και σ' αυτά του εσωτερικού των πλακών. Αυτά µε τη σειρά τους µπορούν να ταξινοµηθούν σε τρία επί µέρους χαρακτηριστικά γεωτεκτονικά περιβάλλοντα (Pearce and Cann 1973, Pearce 1982a, 1982b): α. Βασάλτες που σχηµατίζονται στις µεσοωκεάνιες ράχες (MORB), δηλαδή σε θέσεις απόκλισης λιθοσφαιρικών πλακών. β. Βασάλτες νησιώτικου τόξου (IAT) που σχηµατίζονται σε θέσεις όπου σε ευρύτερη έκταση παρατηρείται σύγκλιση και απόκλιση λιθοσφαιρικών πλακών. γ. Βασάλτες ενδοπλακικούς (WPB) που σχηµατίζονται στο εσωτερικό λιθοσφαιρικών πλακών. Πέρα όµως από την παραπάνω ταξινόµηση υπάρχουν και ενδιάµεσοι πετρολογικοί τύποι, όπως υπάρχουν και ενδιάµεσοι τύποι γεωτεκτονικού περιβάλλοντος, µεταξύ αυτών που αναφέρθηκαν (Pearce 1982b), που προσδιορίζονται µε διάφορα στοιχεία. Ιδιαίτερη προσοχή πρέπει να δοθεί στο θέµα της γεωχηµικής κινητικότητας των χηµικών στοιχείων στη διάρκεια εξαλλοίωσης και µεταµόρφωσης των πετρωµάτων. Η κινητικότητα ενός στοιχείου είναι εξαρτώµενη άµεσα από το ιοντικό δυναµικό του στοιχείου αυτού. Έτσι, στοιχεία µε χαµηλό ή µε υψηλό ιοντικό δυναµικό θεωρούνται ευκίνητα, ενώ στοιχεία µε ενδιάµεσο ιοντικό δυναµικό είναι δυσκίνητα ή αµετακίνητα. Ένα ερώτηµα που προκύπτει είναι αν τα αµετακίνητα στοιχεία µπορούν να χρησιµοποιηθούν και σε περιπτώσεις που τα πετρώµατα έχουν υποστεί µεταµόρφωση. Ο Pearce (1982b) αναφέρει ότι η διαλυτότητα ενός στοιχείου (και συνεπώς η κινητικότητά του) αυξάνει µε τη θερµοκρασία. Όµως εµπειρικές παρατηρήσεις (Cann 1970, Humphris and Thompson 1978) σε υγιείς και σε µεταµορφωµένους στην πρασινοσχιστολιθική φάση βασάλτες επιβεβαιώνουν τη µη κινητικότητα των στοιχείων αυτών. Σε περιοχές όπου το CO 2 και το F είναι τα κύρια συστατικά των µεταµορφικών διαλυµάτων, είναι πιθανόν να επηρεάζεται η κινητικότητα των αµετακίνητων στοιχείων, γιατί αυτά σχηµατίζουν τα πιο σταθερά σύµπλοκα µε στοιχεία ενδιάµεσου ως υψηλού ιοντικού δυναµικού. Τέτοια διαλύµατα σχηµατίζονται στην γρανουλιτική φάση (Jonardhan et al. 1982), γι' αυτό και δεν µπορεί να γίνει χρήση των αµετακίνητων στοιχείων στα πετρώµατα που έχουν µεταµορφωθεί σ' αυτή τη φάση. Αντίθετα, για την κάτω αµφιβολιτική φάση αυτό δεν ισχύει και η κινητικότητα των στοιχείων αυτών δεν επηρεάζεται από τη µεταµόρφωση. Αναφορικά µε το γεωτεκτονικό περιβάλλον των γρανιτικών πετρωµάτων έχουν κατά καιρούς χρησιµοποιηθεί διάφορα διακριτικά διαγράµµατα, τόσο κύριων στοιχείων 55

57 όσο και ιχνοστοιχείων. Πιο γνωστά είναι τα διαγράµµατα των Pearce et al. (1984) και των Harris et al. (1986). Οι Pearce et al. (1984) ταξινόµησαν τους γρανίτες σύµφωνα µε το γεωτεκτονικό περιβάλλον σε τέσσερες κατηγορίες: - γρανίτες ωκεάνιων ράχεων (ORG), - γρανίτες ηφαιστειακού τόξου (VAG), - γρανίτες ενδοπλακικούς (WPG), - γρανίτες ηπειρωτικής σύγκρουσης (COLG) Γεωτεκτονικό περιβάλλον των µετα-υπερβασικών πετρωµάτων Από τη χρήση του πολυστοιχειακού διαγράµµατος (Σχ.22) των µεταυπερβασικών πετρωµάτων και σύµφωνα µε την οµαλοποίηση των Sun and Mac Donough (1989) και Pearce (1982b) αυτά τοποθετήθηκαν σε περιβάλλον νησιώτικου τόξου. Ο Pearce (1982b) αναφέρει ότι όταν τα δείγµατα στο τέλος του διαγράµµατος είναι κάτω από τη γραµµή MORB, σχηµατίσθηκαν σε περιβάλλον νησιώτικου τόξου. Σχ.22. Πολυστοιχειακό διάγραµµα των µετα-υπερβασικών πετρωµάτων σύµφωνα µε την οµαλοποίηση των Sun and Mc Donough (1989) και Pearce (1982b), περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. 56

58 4.3. Γεωτεκτονικό περιβάλλον των µεταβασικών πετρωµάτων Ο Pearce (1982a,b) προτείνει για τα βασικά πετρώµατα που έχουν έντονα παραµορφωθεί και µεταµορφωθεί, στα οποία έχει εξαφανισθεί η αρχική ορυκτολογική σύσταση και ο ιστός, να γίνεται ένα "καθάρισµα" για να ξεχωρίσουν και αποκλεισθούν από τις παραπέρα διακριτικές µεθόδους. Για το σκοπό αυτό χρησιµοποιούνται µη ευκίνητα στοιχεία και συγκεκριµµένα το Ti και το Zr. Στο διάγραµµα Ti - Zr του Pearce (1982a,b) φαίνονται τα πεδία MORB, των ενδοπλακικών λαβών και λαβών τόξου, καθώς και η διαγώνια γραµµή που ξεχωρίζει τις βασικές από τις ενδιάµεσες και όξινες συστάσεις. Όπως φαίνεται στο Σχήµα 23 όλα τα µεταβασικά πετρώµατα της περιοχής προβάλλονται πάνω από τη διαχωριστική γραµµή. Το διάγραµµα αυτό µας δίνει επίσης τη δυνατότητα να δούµε το πιθανό γεωτεκτονικό περιβάλλον που σχηµατίσθηκαν οι µεταβασίτες. Οι αµφιβολίτες προβάλλονται στο πεδίο βασαλτών νησιώτικου τόξου (IAT) και στο πεδίο των βασαλτών µεσοωκεάνιων ράχεων (MORB). Στα ίδια πεδία προβάλλονται οι κεροστιλβίτες και οι µεταγάββροι. Σχ.23. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των µεταβασικών πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα Ti-Zr του Pearce (1982a,b). 57

59 Η καλύτερη κατά τον Pearce (1982a,b) µέθοδος για τον προσδιορισµό του γεωτεκτονικού περιβάλλοντος στο οποίο εκδηλώθηκε ο βασαλτικός µαγµατισµός είναι η χρησιµοποίηση των ως προς MORB οµαλοποιηµένων πολυστοιχειακών διαγραµµάτων. Τα διαγράµµατα αυτά όπως είναι γνωστό παρέχουν τη δυνατότητα για άµεση οπτική σύγκριση των τυπικών γεωχηµικών χαρακτηριστικών των βασαλτών από διαφορετικά γεωτεκτονικά περιβάλλοντα. Οι τιµές για τα διάφορα στοιχεία των χηµικών αναλύσεων των πετρωµάτων που προβάλλονται στα διαγράµµατα αυτά έχουν οµαλοποιηθεί (normalized) ως προς µία τυπική MORB σύσταση των Sun and Mc Donough (1989) και Pearce (1982b). Από τη χρήση των διαγραµµάτων αυτών φαίνεται ότι µπορούµε να ξεχωρίσουµε δύο γεωτεκτονικά περιβάλλοντα, ένα IAT και ένα MORB, για όλα τα µεταβασικά πετρώµατα, µε την επιφύλαξη φυσικά του µικρού αριθµού αναλύσεων. Στο Σχήµα 24 για τους αµφιβολίτες έχουµε ένα εµπλουτισµό στα στοιχεία Rb, Ba, Th, και Sr, ενώ τα υπόλοιπα στοιχεία βρίσκονται πάνω ή στη γραµµή βάσης που είναι χαρακτηριστική για περιβάλλον MORB. Στο Σχήµα 25 για τους κεροστιλβίτες έχουµε ένα δείγµα το F-25 να βρίσκεται κάτω από τη γραµµή βάσης που σηµαίνει ότι έχουµε περιβάλλον IAT, ενώ το άλλο δείγµα F-203 να βρίσκεται επί της γραµµής βάσης που σηµαίνει περιβάλλον MORB. Σ αυτή την περίπτωση έχουµε ένα περιβάλλον µεταξύ του νησιώτικου τόξου και της µεσοωκεάνιας ράχης που είναι η οπισθοτόξια λεκάνη. Στο Σχήµα 26 για τα γαββρικά πετρώµατα παρατηρούµε το ένα δείγµα να βρίσκεται επί της γραµµής βάσης, ενώ τα άλλα δυο κάτω από τη γραµµή. Και σ αυτή την περίπτωση έχουµε οπισθοτόξια λεκάνη. Σχ.24. Πολυστοιχειακό διάγραµµα αµφιβολιτών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. 58

60 Σχ.25. Πολυστοιχειακό διάγραµµα κεροστιλβιτών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. Σχ.26. Πολυστοιχειακό διάγραµµα µεταγάββρων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. 59

61 Από τη χρήση των διαγραµµάτων Th-Hf-Ta και Th-Hf/3-Nb/16 (Σχ.27) του Wood (1980) φαίνεται ότι τα µεταβασικά πετρώµατα της περιοχής (αµφιβολίτες, κεροστιλβίτες και µεταγάββροι) τοποθετούνται στο πεδίο D όπου προβάλλονται βασάλτες καταστροφικών περιθωρίων και τα διαφοροποιηµένα προϊόντά τους. Τα διαγράµµατα που θα χρησιµοποιηθούν παρακάτω δίνουν τη δυνατότητα διαχωρισµού βασικών πετρωµάτων µε χαρακτηριστικά ΙΑΤ (Θολεϊτες νησιώτικου τόξου) και MORB (Βασάλτες µεσοωκεάνιας ράχης). Στο διάγραµµα Ti - Cr του Pearce (1975) γίνεται διαχωρισµός των MORB (βασάλτες µεσοωκεάνιων ράχεων) από τους IAT (θολεϊτες νησιωτικών τόξων). Όπως φαίνεται στο Σχήµα 28 οι περισσότερες αναλύσεις των δειγµάτων των µεταβασικών πετρωµάτων προβάλλονται στο πεδίο των θολεϊτών µε χαµηλό K (LKT) και οι λιγότερες στο πεδίο των βασαλτών ωκεάνιου πυθµένα (OFB), που είναι αντίστοιχα των IAT και MORB. Στο διάγραµµα V - Ti/1000 του Shervais (1982) παρέχεται η δυνατότητα διαχωρισµού των θολεϊτών που συνδέονται µε νησιώτικο τόξο (IAT) από τους βασάλτες µεσοωκεάνιας ράχης (MORB) και από τους ενδοπλακικούς βασάλτες (WPB). Ο Shervais (1982) µε βάση παρατηρήσεις του σε σύγχρονα ηφαιστειακά πετρώµατα προτείνει ότι ο λόγος Ti/V θα είναι: α) µικρότερος από 20 για ηφαιστειακά πετρώµατα από νησιώτικο τόξο, εκτός από ασβεσταλκαλικά ηφαιστειακά που δείχνουν να επηρεάζονται σηµαντικά από την κρυστάλλωση του µαγνητίτη. β) µεταξύ για MORB και ηπειρωτικούς WP flood βασάλτες. γ) µεγαλύτερος από 50 για αλκαλικούς βασάλτες (WPB). Επίσης οι βασάλτες οπισθοτόξιων λεκανών (back arc basin basalts) δίνουν για το λόγο Ti/V τιµές που µπορεί να κυµαίνονται από 10-50, δηλαδή να είναι όµοιες µε εκείνες των IAT και MORB. Στο Σχήµα 29 τα µεταβασικά πετρώµατα προβάλλονται στα πεδία των (IAT) και MORB, δηλαδή πρόκειται για οπισθοτόξια λεκάνη. Σχ.27. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των µεταβασικών πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα Th - Hf/3 Ta*3 (a) και Th -Hf/3 -Nb/16 (β) του Wood (1980). 60

62 Σχ.28. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των µεταβασικών πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα Ti-Cr του Pearce (1975). Σχ.29. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των µεταβασικών πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα V-Ti/1000 του Shervais (1982). 61

63 Από τη χρήση των παραπάνω διαγραµµάτων φαίνεται ότι τα µεταβασικά πετρώµατα αντιπροσωπεύουν βασάλτες στην πλειοψηφία τους που βρίσκονται σε τόξο, ενώ µικρό ποσοστό βασάλτες εµπίπτουν σε µεσο-ωκεάνια ράχη. Θα µπορούσαµε να θεωρήσουµε ότι τα αρχικά µάγµατα έχουν εκχυθεί σε δύο γειτονικά τεκτονικά περιβάλλοντα, ένα νησιώτικο τόξο και µια παρακείµενη οπισθοτόξια λεκάνη και λόγω της µεταµόρφωσης και τεκτονικής τα πετρώµατα αυτά εµφανίζονται σήµερα στην ίδια περιοχή Γεωτεκτονικό περιβάλλον των όξινων πετρωµάτων Θα προσπαθήσουµε µε µια σειρά διαγραµµάτων να καθορίσουµε το γεωτεκτονικό περιβάλλον στο οποίο σχηµατίσθηκαν τα όξινα πετρώµατα της περιοχής µελέτης. Για τη σύγκριση των αναλύσεων των γρανιτοειδών από διαφορετικά περιβάλλοντα οι Pearce et al. (1984) προτείνουν για το σκοπό αυτό κατάλληλα πολυστοιχειακά διαγράµµατα. Οι περιεκτικότητες των στοιχείων που χρησιµοποιούνται οµαλοποιούνται ως προς τις αντίστοιχες περιεκτικότητες ενός υποθετικού γρανίτη ωκεάνιας ράχης (ORG), σύµφωνα µε τους Pearce et al. (1984). Στο διάγραµµα του Σχήµατος 30 φαίνονται τα πολυστοιχειακά διαγράµµατα των γρανιτοειδών (F-56, F-68), των γνευσίων (F-11, F-74) και των πηγµατιτών (F-212) όπου είναι κατ' αρχήν αξιοσηµείωτη η οµοιότητα µεταξύ τους. Αυτό φαίνεται και από τους πίνακες χηµικών αναλύσεων των πετρωµάτων (Πίν. 6 και 7). Παρατηρούµε έναν εµπλουτισµό σε Sr, K, Rb, Ba, Th. Από το Nd έως το Yb όλα τα δείγµατά µας τοποθετούνται κάτω από τη βασική στάθµη που δηλώνει περιβάλλον ηφαιστειακού τόξου γρανιτών (VAG). Ιδανικό διάγραµµα (Σχ.31) για το διαχωρισµό του γεωτεκτονικού περιβάλλοντος των όξινων πετρωµάτων είναι το Hf - Rb/10 - Ta * 3 των Harris et al. (1986). Σύµφωνα µε το διάγραµµα αυτό τα πετρώµατά µας τοποθετούνται στο πεδίο γρανιτών ηφαιστειακού τόξου (VAG). Εξετάζοντας τα αποτελέσµατα που προέκυψαν από τη χρήση των διαγραµµάτων των µετα-υπερβασικών, µεταβασικών και γρανιτοειδών πετρωµάτων µπορούµε να δώσουµε τα παρακάτω συµπεράσµατα: α. Tα µετα-υπερβασικά πετρώµατα σχηµατίσθηκαν σε περιβάλλον νησιώτικου τόξου (IAT). β. Τα µεταβασικά πετρώµατα σχηµατίσθηκαν στην πλειοψηφία τους σε περιβάλλον νησιώτικου τόξου (ΙΑΤ), ενώ µικρό ποσοστό σε µεσοωκεάνια ράχη (MORB). γ.tα γρανιτοειδή πετρώµατα σχηµατίσθηκαν σε περιβάλλον ηφαιστειακού τόξου (VAG). Τα παραπάνω αποδεικνύουν ότι τα µετα-υπερβασικά πετρώµατα, οι αµφιβολίτες, οι κεροστιλβίτες, οι µεταγάββροι και οι τροντγιεµίτες πιθανόν αποτελούν ένα µεταµορφωµένο και παραµορφωµένο οφιολιθικό σύµπλεγµα στο οποίο διείσδυσε πηγµατιτικό υλικό. 62

64 Σχ.30. Πολυστοιχειακό διάγραµµα των γρανιτοειδών, γνευσίων και πηγµατιτών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. Γρανιτοειδή (F-56, F-58), γνεύσιοι (F-11, F-74) και πηγµατίτης (F-212). Σχ.31. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των όξινων πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα Hf - Rb/10 - Ta * 3 των Harris et al. (1986), όπου VA: ηφαιστειακό τόξο και WP: εντός της πλάκας. 63

65 V. Ο Ρ Υ Κ Τ Ο Χ Η Μ Ε Ι Α Η λεπτοµερής γνώση της χηµικής σύστασης των διαφόρων ορυκτών συστατικών των πετρωµάτων της περιοχής µελέτης είναι απαραίτητη για την κατανόηση και ερµηνεία των φυσικοχηµικών παραµέτρων της µεταµόρφωσης, για το λόγο ότι οι διαφορές που υπάρχουν στο χηµισµό των ορυκτών είναι συνήθως αποτέλεσµα των διαφόρων διεργασιών στη διάρκεια της µεταµόρφωσης. Για το σκοπό αυτό αναλύθηκαν µε ηλεκτρονικό µικροαναλυτή τα παρακάτω ορυκτά: αµφίβολος, πλαγιόκλαστο, επίδοτο, λευκός µαρµαρυγίας (µοσχοβίτης και παραγονίτης) βιοτίτης, χλωρίτης, γρανάτης, πυρόξενος, σπινέλλιος, ολιβίνης, σερπεντίνης, τάλκης, τιτανίτης και ρουτίλιο. Στη συνέχεια παρατίθενται τα αποτελέσµατα αυτών των αναλύσεων κατά ορυκτό, µαζί µε κάποιες παρατηρήσεις για τη σηµασία που µπορούν να έχουν στην προσπάθεια διερεύνησης των συνθηκών µεταµόρφωσης των πετρωµάτων. 1. ΑΜΦΙΒΟΛΟΙ 1.1. Γενικά Οι αµφίβολοι στα πετρώµατα της περιοχής µελέτης αντιπροσωπεύονται από ασβεσταµφιβόλους. Έγιναν 84 µικροαναλύσεις αµφιβόλων από διάφορους πετρολογικούς τύπους. Τα αποτελέσµατα ορισµένων αντιπροσωπευτικών αναλύσεων παρουσιάζονται στον Πίνακα 8. Ο Fe 3+ προσδιορίσθηκε µε τη µέθοδο των Papike et al. (1974) µε βάση την οµαδοποίηση των κατιόντων (εκτός των Ca+Na+K) σε 13 (Laird and Albee 1981b). Οι χηµικοί τύποι υπολογίσθηκαν µε βάση 23 οξυγόνα, σύµφωνα µε το δοµικό τύπο κατά Leake (1978): A 0-1 B 2 C 5 VI T 8 IV O 22 (OH,F,CL) 2 Η κρυσταλλοδοµική έκφραση του τύπου είναι: A 0-1 (M 4 ) 2 (M 1, 2,3 ) 5 VI (T 1 ) 4 (T 2 ) IV O 22 (OH,F,CL) 2 Η κατανοµή των κατιόντων γίνεται ξεκινώντας από τη θέση T, όπου το άθροισµα των κατιόντων πρέπει να είναι 8. Σ' αυτή τη θέση χρησιµοποιούνται το πυρίτιο και το αργίλιο σε τετραεδρική διάταξη. Όταν το άθροισµα των κατιόντων αυτών είναι µικρότερο από το 8 προστίθενται κατά σειρά προτίµησης µέχρι τη συµπλήρωσή του, τα: Cr, Fe 3+, Ti. Στη θέση C (M 1,M 2,M 3 ) χρησιµοποιείται το υπόλοιπο αργίλιο εάν υπάρχει, το χρώµιο, δισθενής και τρισθενής σίδηρος και το µαγνήσιο µέχρι να έχουµε άθροισµα 5. Στη θέση Β(Μ 4 ) τοποθετούνται το Ca και ένα µέρος του Na µέχρι να έχουµε άθροισµα 2. Τέλος στη θέση Α χρησιµοποιείται το υπόλοιπο Na το Κ και το Ca. 64

66 Πίνακας 8. Αντιπροσωπευτικές χηµικές αναλύσεις αµφιβόλων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης Κεροστιλβίτες Μεταγάββροι αµφιβολίτες µετα-υπερβασικά γρανιτοειδή SiO TiO Al O FeO MnO MgO CaO Na2O K2 O Σύν Αριθµός ατόµων µε βάση 23 (Ο) Si Al iv T Al vi Ti Fe Mn Mg Fe M 1 -M Ca Na M Na K A Xmg* *Xmg:Mg/Mg+Fe 2+ 65

67 1.2. Ταξινόµηση και ονοµατολογία των αµφιβόλων Για την ταξινόµηση των αµφιβόλων έχουν γίνει πολλές εργασίες κι έχουν προταθεί διάφορα πρότυπα, είτε µε βάση καθαρά τις χηµικές αναλύσεις, είτε µε βάση ορισµένες σχέσεις των διαφόρων κατιόντων που συµµετέχουν στη δοµή τους. Εµείς θα αναφέρουµε τη µελέτη ταξινόµησης των αµφιβόλων και την ονοµατολογία τους που έγινε µε βάση το σύστηµα των Leake et al. (1997), όπου χρησιµοποιούνται κατά βάση οι τιµές Si, ο λόγος Mg/Mg+Fe 2+ και οι τιµές (Ca+Na) B και Na Β. Από τη µελέτη των αµφιβόλων στο Σχήµα 32 και Σχήµα 33 προέκυψαν τα παρακάτω: Πρόκειται για ασβεσταµφιβόλους µε (Ca+Na) B 1.00 και Na B = , Ca B 1.50 που διακρίνονται σε δύο οµάδες: α) (Na+K) A <0.50, Ca B 1.50, Ca A < 0.50 και β) (Na+K) A 0.50, Ca B 1.50, Tι < Οι χηµικές αναλύσεις αµφιβόλων που πραγµατοποιήθηκαν στους αµφιβολίτες προβάλλονται στα πεδία του τσερµακίτη και της µαγνησιοκεροστίλβης, (Σχ.32), του παργασίτη, και εδενίτη (Σχ.33). Οι χηµικές αναλύσεις αµφιβόλων που πραγµατοποιήθηκαν σε κεροστιλβίτες προβάλλονται στα πεδία της µαγνησιοκεροστίλβης και ακτινόλιθου (Σχ.32), του παργασίτη και εδενίτη (Σχ.33). Οι χηµικές αναλύσεις αµφιβόλων που πραγµατοποιήθηκαν στους µεταγάββρους προβάλλονται στα πεδία ακτινόλιθου (Σχ.32), του παργασίτη και εδενίτη (Σχ.33). Οι χηµικές αναλύσεις σε αµφιβόλους των γρανιτοειδών προβάλλονται κύρια στο πεδίο του σιδηροπαργασίτη και µια στο πεδίο του παργασίτη (Σχ.33). Οι χηµικές αναλύσεις που έγιναν στα µετα-υπερβασικά πετρώµατα προβάλλονται στο πεδίο της µαγνησιοκεροστίλβης και τρεµολίτη (Σχ.32). Οι αµφίβολοι των αµφιβολιτών, των κεροστιλβιτών και µεταγάββρων παρουσιάζουν ιδιαίτερο ενδιαφέρον, έχουν µια ποικιλία συστάσεων, κυρίως από άποψη περιεκτικότητας σε Si. Είναι φανερό ότι στα πετρώµατα αυτά δεν έχει επέλθει ορυκτολογική εξισορρόπηση, και δεν είναι δυνατόν στο ίδιο πέτρωµα - στην ίδια λεπτή τοµή - να συνυπάρχουν δύο, τρία ή και τέσσερα διαφορετικά είδη αµφιβόλων. Η διαφοροποίηση αυτή αφορά µόνο την τιµή Si, ενώ η τιµή του λόγου Mg/(Mg+Fe 2+ ) παραµένει σταθερή, µε µια ίσως τάση συναύξησης των δύο παραπάνω τιµών Σχέση του χηµισµού των αµφιβόλων µε το βαθµό µεταµόρφωσης Έρευνες που έγιναν σε πολλές περιοχές µεταµορφωµένων πετρωµάτων, έδειξαν ότι ο χηµισµός των αµφιβόλων µπορεί να συνδεθεί µε το βαθµό µεταµόρφωσης (Engel and Engel 1962, Binns 1965, Bard 1970, Cooper and Lovering 1970, Grapes et al. 1977, Laird and Albee 1981a,b, Hynes 1982). Οι ασβεσταµφίβολοι γενικά σχηµατίζονται σε µεγάλο εύρος θερµοκρασιών και πιέσεων. ιαφέρουν στη σύσταση δίνοντας έτσι τη δυνατότητα συσχέτισης της σύστασης τους µε τις συνθήκες σχηµατισµού των αντίστοιχων πετρωµάτων. Οι τυπικές αµφίβολοι σε πετρώµατα καθολικής µεταµόρφωσης συναντώνται από την πρασινοσχιστολιθική φάση µέχρι την κατώτερη βαθµίδα της γρανουλιτικής 66

68 Ασβεσταµφίβολοι (Ca+Na) Β 1.00 Na Β = , Ca B 1.50 A. (Na+K) A <0.50, Ca B 1.50, Ca A < 0.50 Σχ.32. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των αµφιβόλων στο διάγραµµα των Leake et al. (1997) όπου τα πεδία έχουν καθορισθεί ως εξής: 1: Τσερµακίτης, 2: Σιδηροτσερµακίτης, 3: Μαγνησιοκεροστίλβη, 4: Σιδηροκεροστίλβη, 5: Τρεµολίτης, 6: Ακτινόλιθος και 7: Σιδηροακτινόλιθος. 67

69 Ασβεσταµφίβολοι (Ca+Na) Β 1.00 Na Β = , Ca B 1.50 B. (Na+K) A 0.50, Ca B 1.50, T i < 0.50 Fe 3+ < Al VI Σχ.33. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των αµφιβόλων στο διάγραµµα των Leake et al. (1997) όπου τα πεδία έχουν καθορισθεί ως εξής: 1: Μαγνησιοσαδαναγκαϊτης, 2: Σαδαναγκαϊτης 3: Παργασίτης, 4: Σιδηροπαργασίτης, 5: Εδενίτης, 6: Σιδηροεδενίτης. 68

70 φάσης. Έτσι στην πρασινοσχιστολιθική φάση έχουµε αµφιβόλους µε σύσταση ακτινόλιθου, µε αύξηση του βαθµού µεταµόρφωσης στην κάτω αµφιβολιτική φάση έχουµε σύσταση τσερµακίτη και στην κεροστιλβική γρανουλιτική φάση έχουµε σύσταση παργασίτη. Πράγµα που σηµαίνει ότι µε την αύξηση του βαθµού µεταµόρφωσης έχουµε και αύξηση των αλκαλίων και τιτανίου, µε παράλληλη µείωση των Al VI και Fe 3+. Ορισµένοι ερευνητές υποστηρίζουν ότι η περιεκτικότητα του Ti στις αµφιβόλους αυξάνει µε την αύξηση του βαθµού µεταµόρφωσης (Binns 1965, Raase 1972, Kostyuk and Sobolev 1969). Παράλληλα ο Raase (1974) αποδεικνύει ότι το Ti αυξάνει µε τη θερµοκρασία, αλλά δεν φαίνεται να επηρεάζεται από την πίεση. Οι Binns (1965) και Bard (1970) παρατήρησαν ότι ο πλεοχροϊσµός της αµφιβόλου διαφέρει µε το βαθµό µεταµόρφωσης. Το χρώµα αλλάζει από κυανοπράσινο, πράσινο, καστανοπράσινο µέχρι καστανό όταν αυξάνει ο βαθµός µεταµόρφωσης. Υψηλότερα ποσοστά Ti συνδέονται µε έντονα καστανά χρώµατα, ενώ υψηλότερα ποσοστά Fe 3+ συνδυάζονται µε πρασινότερα χρώµατα (Frisch 1970). Αντίθετη σχέση του Ti προς το Si αµφιβόλων των µεταµορφωµένων πετρωµάτων, που περιέχουν όµως τιτανίτη ή και ρουτίλιο, αναφέρει ο Wetzel (1974). Σ ότι αφορά την περίσσεια του οξειδίου του τιτανίου, που δεν µπορεί να φιλοξενηθεί στο πλέγµα της αµφιβόλου κρυσταλλώνεται ως ιλµενίτης, ρουτίλιο ή τιτανίτης (Leake 1965, Cooper 1972). Η Hietanen (1974) δέχεται ότι το τιτάνιο των αµφιβόλων καθώς και η αναλογία σίδηρος-µαγνήσιο εξαρτώνται από τα Fe, Mg, Ti του πετρώµατος, παρά από το βαθµό µεταµόρφωσης. Ο Raase (1974) για τη συµµετοχή του Ti ισχυρίζεται ότι δεν επηρεάζεται άµεσα από την πίεση, αλλά εξαρτάται άµεσα από τη θερµοκρασία. Έτσι για τέσσερις µεταµορφικές φάσεις παραθέτει τις τιµές του Ti στις ασβεσταµφιβόλους, λαµβάνοντας υπόψη ένα µεγάλο αριθµό αναλύσεων: α) Για το µεταβατικό στάδιο από την πρασινοσχιστολιθική στην αµφιβολιτική φάση η συµµετοχή του Ti στο δοµικό τύπο είναι 0.02 έως 0.08 άτοµα Ti για 23 άτοµα οξυγόνου, β) για την κάτω αµφιβολιτική φάση από 0.03 έως 0.13, γ) για την άνω αµφιβολιτική φάση από 0.06 έως 0.21 και δ) για την κεροστιλβική γρανουλιτική φάση από 0.15 έως Στη δική µας περίπτωση η περιεκτικότητα των αµφιβόλων σε Ti στο δοµικό τύπο κυµαίνεται από 0.02 έως 0.13 για τους αµφιβολίτες, 0.04 µέχρι 0.09 για τους κεροστιλβίτες, των µεταγάββρων κυµαίνεται από 0.02 µέχρι 0.11 (µε εξαίρεση ένα δείγµα µεταγάββρου που κυµαίνεται από 0.25 µέχρι 0.31), των γρανιτοειδών από 0.07 µέχρι 0.12 και των µετα-υπερβασικών από 0.00 µέχρι Συγκρίνοντας τα αποτελέσµατα αυτά µε τις τέσσερις µεταµορφικές φάσεις του Raase (1974) έχουµε για τους αµφιβολίτες κάτω αµφιβολιτική φάση, για τους κεροστιλβίτες, µεταγάββρους και γρανιτοειδή στην κάτω αµφιβολιτική φάση, ένα δείγµα µεταγάββρου έχουµε κεροστιλβική γρανουλιτική φάση και τέλος τα µετα - υπερβασικά από την πρασινοσχιστολιθική µέχρι την αµφιβολιτική φάση. Σύµφωνα µε τον Hynes (1982) η τιµή του Ti µπορεί να χρησιµοποιηθεί ως δείκτης για την πίεση. Αµφίβολοι χαµηλών πιέσεων έχουν υψηλότερες τιµές Ti από τις µέσες πιέσεις. Προβάλλοντας τις αναλύσεις µας στο διάγραµµα (Σχ.34) του 69

71 Hynes (1982) φαίνεται ότι οι περισσότερες αµφίβολοι προβάλλονται στο πεδίο των µέσων - χαµηλών πιέσεων και ένας µικρότερος αριθµός στο πεδίο των χαµηλών πιέσεων. Ο Raase (1974) διαχώρισε τις αµφιβόλους χαµηλών πιέσεων από αυτές των υψηλών, δίνοντας τη σχέση Al VI προς Si (Σχ.35). Στο µεγαλύτερο µέρος τους οι αµφίβολοι των αµφιβολιτών και κεροστιλβιτών τοποθετούνται πάνω από τη γραµµή των 5 Kb, ενώ ένας µικρότερος αριθµός κάτω από τη γραµµή των 5 Kb. Οι περισσότερες αµφίβολοι των µεταγάββρων τοποθετούνται κάτω από τη γραµµή των 5 Kb, των γρανιτοειδών και των µετα - υπερβασικών τοποθετούνται πάνω από τη γραµµή των 5 Kb. Μια αξιόλογη προσπάθεια να συνδεθεί η χηµική σύσταση των αµφιβόλων µε τη θερµοκρασία και την πίεση είναι αυτή των Laird and Albee (1981a,b) και Laird et al. (1984). Τα περισσότερα δείγµατα έχουν την προϋπόθεση αυτή έτσι που η αµφίβολος να συµµετέχει σε µία συγκεκριµένη παραγένεση που τη χαρακτηρίζουν ως «κοινή» των µεταβασιτών: αµφίβολος + χλωρίτης + επίδοτο + πλαγιόκλαστο + χαλαζίας + τιτανιούχος φάση + ανθρακικά + Κ- µαρµαρυγίας + οξείδια του Fe. Σχ.34. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των αµφιβόλων στο διάγραµµα Ti-Al. Σύµφωνα µε τον Hynes (1982) η γραµµή χωρίζει το πεδίο των αµφιβόλων χαµηλών πιέσεων (επάνω) από το πεδίο µέσων πιέσεων (κάτω). 70

72 Τα περισσότερα δείγµατά µας έχουν αυτήν την προϋπόθεση. Τότε η χηµική της σύσταση δεν επηρεάζεται από τη χηµική σύσταση του πετρώµατος, παρά µόνο από το βαθµό µεταµόρφωσης. Για το σκοπό αυτό προτείνουν µια σειρά από διακριτικά διαγράµµατα. Για την οριοθέτηση των πεδίων στα διαγράµµατα χρησιµοποίησαν αναλύσεις αµφιβόλων που προέρχονται από τρεις διαφορετικές µεταµορφικές ζώνες και συγκεκριµένα τη ζώνη του βιοτίτη, τη ζώνη του γρανάτη και τη ζώνη του σταυρόλιθου - κυανίτη. Οι ζώνες αυτές έχουν διακριθεί µε χαρακτηριστικά ορυκτά δείκτες σε µεταπηλιτικά πετρώµατα. Στο διάγραµµα 100 * Na/(Ca+Na) ως προς το 100 * Al/(Si+Al) των ερευνητών αυτών (Σχ.36α), οι αµφίβολοι των αµφιβολιτικών πετρωµάτων προβάλλονται στη ζώνη του γρανάτη και εκτός ζωνών, των κεροστιλβιτών στη ζώνη του γρανάτη και βιοτίτη, ενώ των µεταγάββρων προβάλλονται στη ζώνη του βιοτίτη. Από τη χρήση των διαγραµµάτων των Σχηµάτων 36α, β, γ και δ φαίνεται ότι οι αµφίβολοι των αµφιβολιτικών πετρωµάτων προβάλλονται κύρια στο πεδίο του γρανάτη και σταυρόλιθου - κυανίτη και λιγότερο στο πεδίο του βιοτίτη, οι αµφίβολοι των κεροστιλβιτών προβάλλονται κύρια στο πεδίο του γρανάτη και στο πεδίο του βιοτίτη, ενώ οι µεταγάββροι στο πεδίο του βιοτίτη. Οι αµφίβολοι των γρανιτοειδών προβάλλονται κύρια στο πεδίο του γρανάτη ή εκτός αυτού και τέλος οι αµφίβολοι των µετα-υπερβασικών προβάλλονται στο πεδίο του βιοτίτη. Σχ.35. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των αµφιβόλων στο διάγραµµα Al IV -Si του Raase (1974). 71

73 Σχ.36.α,β. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των αµφιβόλων στα διαγράµµατα των Laird and Albee (1981b). 72

74 Σχ.36.γ,δ. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των αµφιβόλων στα διαγράµµατα των Laird and Albee (1981b). 73

75 Οι Laird et al. (1984) αναφέρουν ότι η αύξηση της πίεσης προκαλεί αύξηση της συµµετοχής του Na στη θέση M 4 σε σχέση µε το άθροισµα Al vi + Fe Ti + Cr στιςς αµφιβόλους που συµµετέχουν σε µεταβασικά πετρώµατα µε την «κοινή» παραγένεση. Η αύξηση της θερµοκρασίας προκαλεί την αύξηση της τιµής των δυο προηγούµενων παραµέτρων, ενώ ταυτόχρονα τα πλαγιόκλαστα γίνονται πιο πλούσια σε ανορθίτη. Οι Laird et al. (1984) προτείνουν το διάγραµµα στο Σχήµα 37, όπου διακρίνονται τα πεδία διαχωρισµού των αµφιβόλων. Από την προβολή των αµφιβόλων των αµφιβολιτών και κεροστιλβιτών της περιοχής, φαίνεται ότι αυτές τοποθετούνται στο πεδίο της µέσης και χαµηλής πίεσης, ενώ οι αµφίβολοι των µεταγάββρων τοποθετούνται οι περισσότεροι στο πεδίο της χαµηλής πίεσης (µε εξαίρεση ένα δείγµα όπου τοποθετείται στο πεδίο της µέσης - υψηλής πίεσης. Τέλος οι αµφίβολοι των γρανιτοειδών και µετα-υπερβασικών τοποθετούνται στο πεδίο των χαµηλών πιέσεων. Σχ.37. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των αµφιβόλων στο διάγραµµα Na(M 4 ) Al vi + Fe Ti + Cr των Laird et al. (1984). 74

76 2. ΠΛΑΓΙΟΚΛΑΣΤΑ 2.1. Σύσταση των πλαγιοκλάστων Από τους διάφορους πετρολογικούς τύπους έγιναν αναλύσεις µε ηλεκτρονικό µικροαναλυτή σε πλαγιόκλαστα (κέντρο-περιφέρεια). Σηµειώνουµε ότι ένα µέρος των πλαγιοκλάστων από τα γρανιτοειδή και από τους πηγµατίτες έχει υποστεί σωσσυριτίωση και ελαφρά σερικιτίωση, αλλά αυτό δεν δηµιούργησε πρόβληµα στο να βρεθούν υγιή πλαγιόκλαστα. Ο δοµικός τύπος των πλαγιοκλάστων υπολογίζεται µε 8 άτοµα οξυγόνου (Πίν. 9). Τα % ποσοστά του αλβίτη, ανορθίτη και ορθοκλάστου προβάλλονται στο Σχήµα 38. Από το διάγραµµα αυτό και τον Πίνακα 9 προκύπτει ότι τα πλαγιόκλαστα των αµφιβολιτών έχουν περιεκτικότητα σε An από 4.5 µέχρι 37.4%, δηλαδή από αλβίτη µέχρι ανδεσίνη, µε κυρίαρχο το ολιγόκλαστο, ενώ σ ένα δείγµα µεταγάββρου ο ανορθίτης κυµαίνεται από 54.4 µέχρι 93.4 %, δηλαδή είναι πιο βασικά και κυµαίνονται από λαβραδόριο µέχρι ανορθίτη. Γενικά όµως παρατηρήσαµε µια αύξηση του ποσοστού ανορθίτη από τις δυτικότερες περιοχές προς τις ανατολικότερες, πράγµα που µας οδηγεί επίσης στο συµπέρασµα που αναφέραµε και σε προηγούµενα κεφάλαια, ότι δηλαδή οι αµφιβολίτες που είναι στην ανατολική περιοχή πρέπει να είναι υψηλότερου σχετικά βαθµού µεταµόρφωσης από εκείνους των άλλων περιοχών. Τα πλαγιόκλαστα των γρανιτοειδών έχουν ανορθίτη από 24 µέχρι 41 %, ενώ εκείνα των γνευσιακών πετρωµάτων και των πηγµατιτών έχουν ανορθίτη από 1.5 µέχρι 11.4% και από 2 µέχρι 13.9% αντίστοιχα (στον Πίνακα 9 δίνονται αντιπροσωπευτικές αναλύσεις µε εύρος τιµών An% που περιλαµβάνονται στις παραπάνω τιµές) Η περιεκτικότητα των πλαγιοκλάστων σε ανορθίτη και ο βαθµός µεταµόρφωσης. Η περιεκτικότητα των πλαγιοκλάστων σε ανορθίτη αυξάνει µε τη σύγχρονη αύξηση του βαθµού µεταµόρφωσης (Miyashiro 1961, Rutland 1961, Mehnert 1962). Σε παραγενέσεις χαµηλού βαθµού συµµετέχει ο αλβίτης, ανεξάρτητα από το ποσοστό συµµετοχής του Ca στο πέτρωµα (Crawford 1966, Wenk and Wenk 1977, Laird and Albee 1981a). Σε πετρώµατα υψηλότερου βαθµού µεταµόρφωσης συµµετέχει το ολιγόκλαστο και ο ανδεσίνης. Μπορεί στο ίδιο πέτρωµα να συνυπάρχουν καθαρός αλβίτης και ολιγόκλαστο ως ξεχωριστές φάσεις. Αυτό σηµαίνει ότι στο πλαγιόκλαστο η ισόµορφη παράµιξη του αλβίτη µε τον ανορθίτη δεν είναι συνεχής σε συνθήκες µεταµόρφωσης που αναφέρθηκαν. Το ποσοστό της περιεκτικότητας των πλαγιοκλάστων σε ανορθίτη µπορεί να δώσει πληροφορίες για την ιστορία εξέλιξης ενός πετρώµατος. Αν κάποιο πέτρωµα σχηµατισθεί, κάτω από πλήρη ισορροπία, περιέχει πλαγιόκλαστα µε µικρές διακυµάνσεις σε περιεκτικότητα ανορθίτη, ενώ µεγάλη διακύµανση σε ανορθίτη των πλαγιοκλάστων πιστοποιεί σχηµατισµό των πετρωµάτων κάτω από πολύπλοκες διαδικασίες στα στάδια κρυσταλλώσεως. 75

77 Πίνακας 9. Αντιπροσωπευτικές χηµικές αναλύσεις πλαγιοκλάστων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης Μεταγάββροι Αµφιβολίτες Γρανιτοειδή Γνεύσιοι Πηγµατίτες SiO Al 2 O CaO Na 2 O K 2 O Σύν Αριθµός κατιόντων µε βάση 8 (Ο) Si Al Ca Na K Μοριακές αναλογίες % An Ab Or Κέντ. Περιφ. Κέντ. Περιφ. Κέντ. Περιφ. κέντ. Περιφ. κέντ. κέντ. κέντ. κέντ. κέντ. κέντ. κέντ. Κέντ. ΣΗΜΕΙΩΣΗ: Τα οξείδια ΤιΟ 2, FeO και MgO βρέθηκαν κάτω από τα όρια ανίχνευσης του µικροαναλυτή. 76

78 Σχ.38. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των πλαγιοκλάστων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο τριγωνικό διάγραµµα Ab-Or-An. 1.Μικροκλινής, 2.Ανορθόκλαστο, 3. Αλβίτης, 4. Ολιγόκλαστο, 5. Ανδεσίνης, 6. Λαβραδόριο, 7. Βυτωβνίτης και 8. Ανορθίτης. Στη σύσταση των πλαγιοκλάστων υπάρχει ένα περιστεριτικό χάσµα. Ο Crawford (1966) και ο Miyashiro (1973) δίνουν το χάσµα από An2- An20, ενώ οι Wenk and Wenk (1977) από An5 - An17. Το χάσµα από την άνω ζώνη του αλµανδίνη και σε υψηλότερες συνθήκες κλείνει και υπάρχει µια συνεχής σειρά ισόµορφης παράµιξης µεταξύ των ακραίων µελών. Το κλείσιµο του χάσµατος χρησιµοποιείται και χαρακτηρίζεται ως ισόβαθµη του ολιγοκλάστου (Laird and Albee 1981b). 3. ΟΜΑ Α ΕΠΙ ΟΤΟΥ 3.1. Σύσταση ορυκτών της οµάδας επιδότου Το επίδοτο απαντά σχεδόν σε όλα τα δείγµατα των αµφιβολιτών, των γρανατούχων αµφιβολιτών, των κεροστιλβιτών και µεταγάββρων, καθώς και στα περισσότερα των γρανιτοειδών, γνευσίων και πηγµατιτών, ενώ ο κλινοζωϊσίτης στους αµφιβολίτες, στους γρανατούχους αµφιβολίτες και στους κεροστιλβίτες. Σχηµατίζει ιδιόµορφους κρυστάλλους χωρίς εµφανή ζώνωση στο µικροσκόπιο. Έγιναν συνολικά 55 µικροαναλύσεις επιδότων. Οι αναλύσεις του επιδότου έχουν αναχθεί στο χηµικό τύπο Χ 4 Υ 6 (Si,Al) 6 O 24 (OH) 2 µε βάση 25 άτοµα οξυγόνου και εκφράζοντας τον ολικό σίδηρο ως τρισθενή. Παρατηρώντας τις αναλύσεις του επιδότου στον Πίνακα 10 βλέπουµε ότι οι τετραεδρικές θέσεις κατέχονται αποκλειστικά από το Si, ενώ σε ορισµένα όπου υπάρχει και Al στις τετραεδρικές θέσεις, η αντικατάσταση Si από Al 77

79 Πίνακας 10. Αντιπροσωπευτικές χηµικές αναλύσεις επιδότου περιοχής Επταδένδρου και Ράχης Κεροστιλβίτες µεταγάββροι αµφιβολίτες γρανιτοειδή γνεύσιοι Πηγµατίτες SiO TiO Al2O Fe2Ο MnO MgO CaO Σύν Αριθµός ατόµων µε βάση 25 (Ο) Si Al iv Al vi Ti Fe Mn Fe Mn Mg Ca Z Y X Ps ΣΗΜΕΙΩΣΗ: Τα οξείδια Να 2 Ο και Κ 2 Ο βρέθηκαν κάτω από τα όρια ανίχνευσης του µικροαναλυτή. 78

80 είναι πολύ µικρή ( , για το επίδοτο στους αµφιβολίτες και στα γρανιτοειδή). Στη θέση Υ εισέρχονται τα οκταεδρικά ιόντα Al, Fe 3+ και το Ti. Το κάλιο και το νάτριο δεν ανευρέθηκαν ή υπάρχουν σε πολύ µικρές αναλογίες. Το ίδιο συµβαίνει για το µαγνήσιο και το µαγγάνιο τα οποία υπάρχουν σε µικρές αναλογίες. Το ασβέστιο στις περισσότερες αναλύσεις είναι υψηλότερο από αυτό που απαιτείται για τη συµπλήρωση των κατιονικών θέσεων, ενώ σε 5 αναλύσεις στους αµφιβολίτες και σε µια ανάλυση στα γρανιτοειδή είναι µικρότερο. Το πιστατσιτικό µόριο Ca 2 Fe 3+ Si 3 O 12 (OH) των επιδότων (Fe*100/Fe+Al), κυµαίνεται στους αµφιβολίτες από 6.8 µέχρι 26.0, στους κεροστιλβίτες από 2.2 µέχρι 33.6, στους µεταγάββρους από 17 µέχρι 18.7, στα γρανιτοειδή από 17.9 µέχρι 21.5, στους γνεύσιους από 11.6 µέχρι 19.5, ενώ στους πηγµατίτες από 17.6 µέχρι Πολλοί ερευνητές µετά από τους Miyashiro and Seki (1958) έχουν πιστοποιήσει την τάση που παρουσιάζει το πλούσιο σε πιστατσιτικό µόριο επίδοτο να κρυσταλλώνεται σε χαµηλές θερµοκρασίες. Όσο έχουµε προοδευτική ελάττωση του πιστατσιτικού µορίου, τόσο έχουµε αύξηση του βαθµού µεταµόρφωσης. Αυτό είναι πιθανόν να οφείλεται στην παράλληλη ελάττωση του βαθµού οξείδωσης του πετρώµατος και στην αυξηµένη διαθεσιµότητα του µορίου Ca 2 Al 3 O 12 (OH) που παρατηρείται µε την αύξηση του βαθµού µεταµόρφωσης (Coombs et al. 1976). 4. ΛΕΥΚΟΙ ΜΑΡΜΑΡΥΓΙΕΣ 4.1. Σύσταση των λευκών µαρµαρυγιών Οι λευκοί µαρµαρυγίες απαντούν στους αµφιβολίτες, στους κεροστιλβίτες, στους γνεύσιους, στα γρανιτοειδή και στους πηγµατίτες. Έγιναν συνολικά 52 αναλύσεις λευκών µαρµαρυγιών. Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις των λευκών µαρµαρυγιών παρατίθενται στον Πίνακα 11. εν έγινε προσδιορισµός του Fe 3+ και έτσι όλος ο σίδηρος θεωρείται ως Fe 2+. Ο δοµικός τύπος των λευκών µαρµαρυγιών υπολογίσθηκε µε βάση 22 άτοµα οξυγόνου. Για την εύρεση της εκατοστιαίας συµµετοχής, σε ακραία µέλη (µοσχοβίτης, σελαδονίτης και παραγονίτης) χρησιµοποιήθηκαν οι εξής τρόποι (Σιδηρόπουλος 1991) : Mu = 100 * (K - Si Al iv - Na)/2(Na+K) Cd = 100 * (Si K - Al iv + Na)/2(Na+K) και Pg = 100 * Na/(Na+K), Λευκοί µαρµαρυγίες µε σηµαντική περιεκτικότητα σε σελαδονίτη ονοµάζονται "φεγγίτες". Ο Velde (1967) βρήκε πειραµατικά ότι το ποσοστό του Si στους φεγγιτικούς µαρµαρυγίες είναι ενδεικτικό της πίεσης και θερµοκρασίας που έχουν σχηµατισθεί. Το Si αυξάνεται παράλληλα µε την αύξηση της πίεσης και ελαττώνεται παράλληλα µε την αύξηση της θερµοκρασίας. Οι φεγγιτικοί µοσχοβίτες τεκµηριώνουν την επίδραση υψηλών πιέσεων µεταµόρφωσης, οι δε λιγότερο φεγγιτικοί την τάση επαναϊσορρόπησής τους κατά την πορεία επιστροφής των πετρωµάτων σε µικρότερα βάθη. 79

81 Πίνακας 11. Αντιπροσωπευτικές χηµικές αναλύσεις λευκών µαρµαρυγιών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης Κεροστιλβίτες Αµφιβολίτες Γρανιτοειδή Γνεύσιοι Πηγµατίτες SiO TiO Al 2 O FeO MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O Σύν Αριθµός κατιόντων µε βάση 22 (Ο) Si Al iv Al vi Ti Fe Mn Mg Ca Na K Z Y X Xmg * Mu Pg Cd *xmg:mg/mg+fe 80

82 Οι Kanehira and Banno (1960) ως φεγγίτες χαρακτηρίζουν λευκούς µαρµαρυγίες µε ανώτερη τιµή Si=3.50, δοµικός τύπος µε βάση 11 άτοµα οξυγόνου, ο Velde (1967) µε τιµές Si>3.19, ο Bailey et al. (1979) µε ανώτερη τιµή 3.6, ενώ οι Massone and Schreyer (1986) ως φεγγίτες χαρακτηρίζουν λευκούς µαρµαρυγίες µε τιµές µεταξύ 3.2 και 3.8. Oι λευκοί µαρµαρυγίες που µελετήθηκαν έχουν Si στους κεροστιλβίτες από 3.16 έως 3.21, στους αµφιβολίτες από 3.08 έως 3.23, στα γρανιτοειδή από 3.09 έως 3.21, στους γνεύσιους από 3.11 έως 3.27 και στους πηγµατίτες από 3.04 έως 3.22 και είναι πιο κοντά στους µοσχοβίτες. Στο διάγραµµα (Fe+Mg) - Al VI (Σχ.39) των Fletcher and Greenwood (1978) φαίνεται ότι οι λευκοί µαρµαρυγίες παρουσιάζουν µια τάση που πλησιάζει πολύ τη θεωρητική γραµµή που ενώνει τις συστάσεις του ιδεατού µοσχοβίτη και του ιδεατού φεγγίτη και βρίσκονται στο µέσον αυτής της συστασιακής συνέχειας Σχέση της σύστασης των λευκών µαρµαρυγιών µε το βαθµό µεταµόρφωσης. Ο Butler (1967) υποστηρίζει ότι η σύσταση των µοσχοβιτών µεταβάλλεται από φεγγίτη σε σιδηροµοσχοβίτη στη ζώνη του βιοτίτη και σε σχεδόν καθαρό µοσχοβίτη στη ζώνη του σταυρόλιθου. Οι Lambert (1959), Mason (1962), Evans and Guidotti (1966) και Crawford (1966), διαπίστωσαν ότι οι χαµηλού βαθµού λευκοί µαρµαρυγίες έχουν πιο σελαδονιτική σύσταση. Πειραµατικές και θεωρητικές παρατηρήσεις οδήγησαν στο συµπέρασµα ότι η περιεκτικότητα του µοσχοβίτη σε σελαδονίτη αυξάνεται µε την πίεση (Velde 1967, 1968, Sassi 1972, Sassi and Scolari 1974). Οι Fletcher and Greenwood (1978) παρατήρησαν ότι το φεγγιτικό ποσοστό του λευκού µαρµαρυγία ελαττώνεται µε την αύξηση του βαθµού µεταµόρφωσης µέχρι να εµφανισθεί σιλλιµανίτης. Πειραµατικά δεδοµένα του Velde (1968) έδειξαν ότι η τιµή του Si στους φεγγιτικούς µοσχοβίτες είναι ενδεικτικό για τις συνθήκες θερµοκρασίας και πίεσης στις οποίες σχηµατίσθηκαν. Ο Guidotti (1978, 1984) αναφέρει ότι η τιµή του Si ελαττώνεται µε την αύξηση του βαθµού µεταµόρφωσης από τη ζώνη του γρανάτη στη ζώνη του σιλλιµανίτη. Οι Massone and Schreyer (1987) υποστηρίζουν ότι υπάρχει γραµµική αύξηση της τιµής του Si στους φεγγιτικούς µαρµαρυγίες παράλληλα µε την πίεση, αλλά και µέτρια ελάττωση της τιµής αυτής µε την αύξηση της θερµοκρασίας µόνον όταν συνυπάρχει µαρµαρυγίας µε Κ-άστριο, βιοτίτη και χαλαζία. Αν χρησιµοποιήσουµε το διάγραµµα Na - K (Σχ.40) του Butler (1967) παρατηρούµε ότι δεν υπάρχει κάποιος συσχετισµός της περιεκτικότητας σε Na και K των λευκών µαρµαρυγιών. Αντίθετα οι Guidotti and Sassi (1976) διαπιστώνουν ότι η τιµή του λόγου Na/(Na+K) είναι αξιόπιστο γεωθερµοβαρόµετρο, σε πετρώµατα όπου συνυπάρχει λευκός µαρµαρυγίας µε πλαγιόκλαστο. Η τιµή του αυξάνει παράλληλα µε την αύξηση του βαθµού µεταµόρφωσης. Ο λόγος Na/(Na+K) αυξάνεται µε την αύξηση του βαθµού µεταµόρφωσης από την κάτω ζώνη του γρανάτη µέχρι την άνω ζώνη του σταυρόλιθου, ενώ στη συνέχεια ελαττώνεται µέχρι την άνω σιλλιµανιτική ζώνη. Ο Guidotti (1978, 1984) δέχεται ότι το ποσοστό του σελαδονίτη και η τιµή του λόγου Na/(Na+K), µπορούν να δώσουν πληροφορίες σχετικά µε το βαθµό 81

83 Σχ. 39. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των λευκών µαρµαρυγιών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα (Fe+Mg) - Al VI των Fletcher and Greenwood (1978). Η διαχωριστική γραµµή καθορίζει τη συστασιακή συνέχεια φεγγιτών-µοσχοβιτών. µεταµόρφωσης, ενώ µικρότερη σηµασία έχουν οι τιµές του Ti και ο λόγος Mg/Fe. Αρκετοί ερευνητές όπως οι Evans and Guidotti (1966), Guidotti (1970, 1973, 1978, 1984), Fletcher and Greenwood (1978), Ashworth (1975), Tracy (1978), Tyler and Ashworth (1982), Boak and Dymek (1982), δέχονται ότι η συµµετοχή του Ti στους λευκούς µαρµαρυγίες αυξάνει από τη ζώνη του γρανάτη µέχρι τη ζώνη του σταυρόλιθου, ενώ ακολουθεί µια απότοµη αύξηση µέχρι τη ζώνη του σιλλιµανίτη. ηλαδή έχουµε µια αύξηση της τιµής του Ti µε παράλληλη αύξηση του βαθµού µεταµόρφωσης και λευκοί µαρµαρυγίες µε τιµή Ti µεγαλύτερη από 0.10 χαρακτηρίζουν πετρώµατα υψηλού βαθµού µεταµόρφωσης. Στη δική µας περίπτωση οι τιµές του Ti στους λευκούς µαρµαρυγίες των αµφιβολιτών κυµαίνονται από 0.03 µέχρι 0.09, στους κεροστιλβίτες από 0.04 µέχρι 0.09, των γρανιτοειδών από 0.05 µέχρι 0.15, των γνευσίων από 0.02 µέχρι 0.12 και των πηγµατιτών από 0.00 µέχρι Στο διάγραµµα FeO + - Al 2 O 3 του Σχήµατος 41, του Butler (1967) όπως τροποποιήθηκε από τον Miyashiro (1973) φαίνονται τα πεδία που αντιστοιχούν σε διάφορους µεταµορφικούς βαθµούς. Ο ιδεατός µοσχοβίτης έχει τιµή ολικού FeO=0 και Al 2 O 3 =38.4. Από το διάγραµµα αυτό φαίνεται ότι οι περισσότερες αναλύσεις των λευκών µαρµαρυγιών προβάλλονται στη ζώνη του χλωρίτη, βιοτίτη, γρανάτη. 82

84 Στη δική µας περίπτωση διαπιστώνεται ότι ο λόγος Na/(Na+K) των λευκών µαρµαρυγιών των γνευσίων και των γρανιτοειδών είναι χαµηλότερος από τον αντίστοιχο λόγο των αµφιβολιτών, κεροστιλβιτών και πηγµατιτών. Σύµφωνα µε τα παραπάνω οι λευκοί µαρµαρυγίες των γνευσίων και των γρανιτοειδών θα πρέπει να σχηµατίσθηκαν σε χαµηλότερο µεταµορφικό βαθµό από τους άλλους µαρµαρυγίες. Υπάρχουν όµως και περιπτώσεις ισότητας των τιµών αυτών. Αυτή η αστάθεια του λόγου Na/(Na+K) µπορεί να οφείλεται στην περίπλοκη µεταµορφική ιστορία των µαρµαρυγιών αυτών και στη διαρκή προσπάθεια εξισορρόπησής τους σε νέες συνθήκες. Εξ' αιτίας της αστάθειας αυτής δεν µπορούµε να συνάγουµε ασφαλή συµπεράσµατα για τις µεταµορφικές συνθήκες. Στους κεροστιλβίτες της περιοχής έρευνας εντοπίσθηκαν και άλλοι λευκοί µαρµαρυγίες, όπως ο παραγονίτης (Πίν. 12). Σχ.40. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των λευκών µαρµαρυγιών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα Na - K του Butler (1967). 83

85 Σχ.41. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των λευκών µαρµαρυγιών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα FeO t -Al 2 O 3 του Miyashiro (1973). Πίνακας 12. Αντιπροσωπευτικές χηµικές αναλύσεις παραγονίτη των αµφιβολιτών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης SiO TiO Al 2 O FeO MgO CaO Na 2 O K 2 O Σύνολο Αριθµός κατιόντων µε βάση 22 (Ο) Si Al iv Al vi Ti Fe Mg Ca Na K

86 5. ΒΙΟΤΙΤΕΣ 5.1. Σύσταση των βιοτιτών Στα πετρώµατα που κυριαρχούν στην περιοχή εντοπίσθηκαν βιοτίτες µόνο στα γρανιτοειδή, από όπου και έγιναν 8 αναλύσεις. Τα αποτελέσµατα των αναλύσεων δίνονται στον Πίνακα 13. Ο υπολογισµός του τύπου έγινε µε βάση 22 άτοµα οξυγόνου και το σύνολο του Fe υπολογίσθηκε ως Fe 2+. Σύµφωνα µε τους Deer et al. (1996) οι βιοτίτες χωρίζονται σε "βιοτίτες" µε αναλογία σε Mg/Fe < 2/1 και σε "φλογοπίτες" µε αναλογία Mg/Fe > 2/1. Οι χηµικές αναλύσεις των βιοτιτών προβλήθηκαν στο τετράγωνο συστάσεων (Σχ.42) των Deer et al. (1996). Από το διάγραµµα αυτό φαίνεται ότι οι βιοτίτες προβάλλονται στην περιοχή σύστασης των βιοτιτών. Πίνακας 13. Αντιπροσωπευτικές χηµικές αναλύσεις βιοτιτών των γρανιτοειδών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης SiO TiO Al 2 O FeO MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O Σύν Αριθµός κατιόντων µε βάση 22 (Ο) Si Al iv Al vi Ti Fe Mn Mg Ca Na K Z Y X Xmg * *Xmg: Mg/Mg+Fe 2+ 85

87 5.2. Σχέση της σύστασης των βιοτιτών µε το βαθµό µεταµόρφωσης Η περιεκτικότητα του Ti των βιοτιτών αυξάνει παράλληλα µε το βαθµό µεταµόρφωσης (Engel and Engel 1962, Fletcher and Greenwood 1978, Schreurs 1985). Σύµφωνα µε τον τελευταίο µάλιστα γίνεται και ο παρακάτω διαχωρισµός: α. πετρώµατα χαµηλής έως ενδιάµεσης αµφιβολιτικής φάσης έχουν Ti<0.30. β. ενδιάµεσης έως υψηλής αµφιβολιτικής φάσης, 0.30<Ti<0.45. γ. χαµηλής έως ενδιάµεσης γρανουλιτικής φάσης, Ti>0.45. Στη δική µας περίπτωση οι βιοτίτες έχουν Ti που κυµαίνεται από και σύµφωνα µε τον Schreurs (1985) χαρακτηρίζουν πετρώµατα χαµηλής έως ενδιάµεσης αµφιβολιτικής φάσης. Αντίθετα το Al VI ( ) δίνει ελαφρά πιο υψηλούς βαθµούς µεταµόρφωσης µέχρι άνω αµφιβολιτική φάση. Ως γνωστόν το Al VI των βιοτιτών µειώνεται µε την αύξηση του βαθµού µεταµόρφωσης (Guidotti 1984, Schreurs 1985). Ο τελευταίος µάλιστα, όπως και στην περίπτωση του Ti συσχετίζει την τιµή του Al VI των βιοτιτών µε το βαθµό µεταµόρφωσης ως εξής: Al VI >0.85 χαµηλή έως ενδιάµεση αµφιβολιτική φάση 0.55<Al VI <0.85 ενδιάµεση έως υψηλή αµφιβολιτική φάση Al VΙ <0.55 χαµηλή έως ενδιάµεση γρανουλιτική φάση. Σχ.42. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των βιοτιτών των γρανιτοειδών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο τετράγωνο συστάσεων αννίνη -σιδηροφυλλίτη - φλογοπίτη - ηστονίτη. (Deer et al. 1996). 86

88 6. ΧΛΩΡΙΤΕΣ Έγιναν 29 αναλύσεις χλωριτών, ορισµένες απ αυτές δίδονται στον Πίνακα 14. Ο υπολογισµός των κατιόντων έγινε µε βάση 28 άτοµα οξυγόνου, και θεωρώντας όλο το Fe ως Fe 2+. Σύµφωνα µε τους Laird and Albee (1981a,b) ο κρυσταλλοχηµικός τύπος των χλωριτών είναι ο εξής: Y VI 12 Z IV 8 O 20 (OH,O,F,Cl) 16 Σύµφωνα µε την κατάταξη που πρότεινε ο Hey (1954) οι χλωρίτες ταξινοµούνται σε οξειδωµένους χλωρίτες µε Fe 2 O 3 >4% και σε µη οξειδωµένους ορθοχλωρίτες µε Fe 2 O 3 <4%. Στο Σχήµα 43, οι χλωρίτες των αµφιβολιτών προβάλλονται στα πεδία του πυκνοχλωρίτη και ριπιδόλιθου, οι χλωρίτες των κεροστιλβιτών στα πεδία του κλινόχλωρου και σεριδανίτη, οι χλωρίτες των γρανιτοειδών στο πεδίο του πυκνοχλωρίτη, οι χλωρίτες των γνευσίων στο πεδίο του πυκνοχλωρίτη, κλινόχλωρου και πεννίνη, οι χλωρίτες των πηγµατιτών στο πεδίο του σεριδανίτη και κλινόχλωρου και τέλος οι χλωρίτες των µετα-υπερβασικών προβάλλονται στο πεδίο του πεννινίτη και κλινόχλωρου. H Foster (1962) ταξινοµεί τους χλωρίτες µε βάση την ατοµική συµµετοχή του Si στο δοµικό τύπο και την τιµή του λόγου Fe 2+ /R 2+, όπου R 2+ = Fe 2+ +Mg 2+ +Mn 2+. Οι χλωρίτες των αµφιβολιτών προβάλλονται στο πεδίο του πυκνοχλωρίτη και ριπιδόλιθου, οι χλωρίτες των κεροστιλβών στο πεδίο του κλινόχλωρου, οι χλωρίτες των γνευσίων στο πεδίο του πυκνοχλωρίτη, κλινόχλωρου και πεννίνη, οι χλωρίτες των γρανιτοειδών στο πεδίο του πυκνοχλωρίτη, οι χλωρίτες των πηγµατιτών στο πεδίο του κλινόχλωρου και σεριδανίτη και τέλος οι χλωρίτες των µετα-υπερβασικών πετρωµάτων προβάλλονται στο πεδίο του κλινόχλωρου και πεννίτη. Οι Bayliss (1975) και Bailey (1980), απλοποιούν σηµαντικά την ταξινόµηση και ονοµατολογία των χλωριτών. Σύµφωνα µε το σύστηµα αυτό ένας χλωρίτης στον οποίο κυριαρχεί το Mg ονοµάζεται κλινόχλωρο, ένας στον οποίο κυριαρχεί ο Fe 2+ ονοµάζεται χαµοσίτης, όταν κυριαρχεί το Ni ονοµάζεται νιµίτης και όταν κυριαρχεί το Mn ονοµάζεται πεναντίνης. Στη δική µας περίπτωση στα µετα-υπερβασικά, αµφιβολίτες, κεροστιλβίτες, γνεύσιους, και πηγµατίτες επικρατεί το Mg, άρα έχουµε κλινόχλωρο, ενώ στα γρανιτοειδή επικρατεί ο Fe, άρα έχουµε χαµοσίτη. Όπως φαίνεται στον Πίνακα 14 οι χλωρίτες των µετα-υπερβασικών πετρωµάτων έχουν υψηλή περιεκτικότητα σε Cr 2 O 3 που κυµαίνεται από 0.80 µέχρι 2.11 %. Σύµφωνα µε τον Albee (1962), σε µαρµαρυγιακούς σχιστολίθους ο λόγος Fe 2+ /(Mg+Fe 2+ ) των χλωριτών κυµαίνεται µεταξύ 0.2 και 0.8, ενώ σε χλωρίτες υπερβασικών πετρωµάτων ο λόγος αυτός είναι µικρότερος από 0.2. Ο Miyashiro (1973) θεωρεί ότι ο λόγος Fe/Mg στους χλωρίτες ελαττώνεται µε την αύξηση του βαθµού µεταµόρφωσης. Στη δική µας περίπτωση ο λόγος Fe 2+ /(Mg+Fe 2+ ) των χλωριτών στους γνεύσιους είναι από 0.26 µέχρι 0.31 και στα γρανιτοειδή από 0.43 µέχρι Ο Miyashiro (1973) αναφέρει ότι ο λόγος Fe 2+ /Mg στους χλωρίτες ελαττώνεται µε την αύξηση της θερµοκρασίας. 87

89 Πίνακα 14. Αντιπροσωπευτικές χηµικές αναλύσεις χλωριτών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. Κεροστιλβίτες ---- αµφιβολίτες µετα-υπερβασικά γρανιτοειδή γνεύσιοι πηγµατίτες SiO TiO Al 2 O Cr 2 O FeO MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O NiO Σύν Αριθµός κατιόντων µε βάση 28 (Ο) Si Al iv Al vi Ti Cr Fe Mn Mg Ca Na K Ni Xmg* Xmg: Mg/Mg+F

90 Σχ.43. Προβολή των χηµικών αναλύσεων του χλωρίτη περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα ταξινόµησης του Hey (1954). Ο Albee (1962) για τους χλωρίτες που προέρχονται από µετα-υπερβασικά πετρώµατα δίνει την αναλογία Fe 2+ /(Mg+Fe 2+ ) µικρότερη από 0.2. Στη δική µας περίπτωση ο λόγος αυτός είναι από 0.04 µέχρι Οι περισσότερο µαγνησιούχοι χλωρίτες είναι εκείνοι που µε βάση ιστολογικά κριτήρια φαίνεται να είναι πρωτογενείς. Λιγότερο µαγνησιούχοι είναι εκείνοι που προήλθαν από την εξαλλοίωση των αµφιβόλων. Οι χλωρίτες που συνδέονται γενετικά µε την ανάδροµη µεταµόρφωση είναι ιδιαίτερα σιδηρούχοι, µε λόγω Fe/Fe+Mg = ΓΡΑΝΑΤΕΣ 7.1. Σύσταση των γρανατών Οι γρανάτες απαντούν στους γρανατούχους αµφιβολίτες. Έγιναν 14 αναλύσεις γρανατών σ ένα δείγµα. Αναλύσεις έγιναν, τόσο στον πυρήνα, όσο στην περιφέρεια των κρυστάλλων τους για να διαπιστώσουµε αν υπάρχει κάποια ζώνωση. 89

91 Πίνακας 15. Αντιπροσωπευτικές χηµικές αναλύσεις γρανατών των γρανατούχων αµφιβολιτών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης SiO TiO Al 2 O FeO MnO MgO CaO Σύν Αριθµός κατιόντων µε βάση 12 (Ο) Si Al iv Al vi Ti Fe Fe Mn Mg Ca Z Y X *Xmg: Mg/mg+Fe 2 Μοριακές αναλογίες % Alm Sps Pyr Grs And Xmg * κέντ. περιφ. κέντ. περιφ. κέντ. περιφ. κέντ. περιφ. 90

92 Τα αποτελέσµατα των αναλύσεων παρατίθενται στον Πίνακα 15. Ο δοµικός τύπος των γρανατών υπολογίσθηκε µε βάση 12 άτοµα οξυγόνου. Οι τιµές των Fe 3+ και Fe 2+ υπολογίσθηκαν µε τη µέθοδο Ryburn et al. (1976). Ακόµη για κάθε ανάλυση υπολογίσθηκε η συµµετοχή στο µοριακό τύπο των ακραίων µελών: Αλµανδίνης Fe 3 Al 2 Si 3 O 12 Γροσσουλάριος Ca 3 Al 2 Si 3 O 12 Πυρωπό Mg 3 Al 2 Si 3 O 12 Σπεσσαρτίνης Mn 3 Al 2 Si 3 O 12 Ανδραδίτης Ca 3 Fe 2 Si 3 O 12 Οι γρανάτες των γρανατούχων αµφιβολιτών είναι αλµανδινικοί µε συµµετοχή του αλµανδίνη 54-58%. Η συµµετοχή του πυρωπού είναι 23-32%, του γροσσουλάριου 6-11% και του σπεσσαρτίνη 2-5% Σχέση της σύστασης των γρανατών µε το βαθµό µεταµόρφωσης Οι γρανάτες που σχηµατίζονται πάνω από την ισόθερµη του σιλλιµανίτη + Κ- ούχου άστριου (~650 0 C) είναι οµοιογενείς χωρίς ζώνωση, αφού η διάχυση σε τέτοιες θερµοκρασίες είναι πολύ σηµαντική και δεν επιτρέπει τη δηµιουργία και διατήρηση ζώνωσης κατά την ανάπτυξή τους. Το ίδιο ισχύει και για τους γρανάτες που σχηµατίσθηκαν σε χαµηλότερες θερµοκρασίες και µετά θερµάνθηκαν πάνω από τους C (Grant and Weiblen 1971, Andersson and Buckley 1973, Tracy et al. 1976, Woodsworth 1977). Στην δική µας περίπτωση οι γρανάτες δεν παρουσιάζουν ζώνωση, συνεπώς σχηµατίσθηκαν σε θερµοκρασίες µεγαλύτερες από τους C. Η σύσταση των γρανατών ποικίλλει συστηµατικά µε το βαθµό µεταµόρφωσης. Ο Nandi (1967) προτείνει το διάγραµµα (CaO+MnO) ως προς (FeO+MgO) του Σχήµατος 44 στο οποίο φαίνεται η επίδραση της αύξησης του βαθµού µεταµόρφωσης στην αύξηση του ποσοστού του (FeO+MgO) µε αντίστοιχη µείωση του ποσοστού του (CaO+MnO). Με βάση τις τιµές αυτές καθόρισε τα όρια των παρακάτω µεταµορφικών ζωνών: Ζώνη γρανάτη FeO + MgO < 28 % Ζώνη κυανίτη 28 < FeO + MgO < 34.5 % Ζώνη σιλλιµανίτη FeO + MgO >34.5 % Οι γρανάτες στη δική µας περίπτωση προβάλλονται στο πεδίο του κυανίτη, κοντά στη διαχωριστική γραµµή κυανίτη-σιλλιµανίτη. Η οριοθέτηση των ζωνών από το Nandi (1967) είναι κατά τη γνώµη µας κάπως αυθαίρετη, αφού δεν λαµβάνει υπόψη την επίδραση της πίεσης που µπορεί να είναι σηµαντική. Το διάγραµµα χρησιµοποιείται για να διαχωρισθούν γρανάτες που σχηµατίσθηκαν σε διαφορετικές συνθήκες. 91

93 Σχ.44. Προβολή των χηµικών αναλύσεων των γρανατών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα (CaO+MnO) - (FeO+MgO) του Nandi (1967). 8. ΠΥΡΟΞΕΝΟΙ 8.1. Σύσταση των πυροξένων Οι πυρόξενοι που αναλύθηκαν απαντούν στους µεταγάββρους. Έγιναν 17 αναλύσεις σε τρία δείγµατα από τις περιοχές Ράχης και Γιαννούλη, ορισµένες απ αυτές παρουσιάζονται στον Πίνακα 16. Ο τύπος της δοµής των πυροξένων υπολογίσθηκε µε βάση 6 άτοµα οξυγόνου. Για να υπολογίσουµε το Fe 3+ εφαρµόσαµε τη µέθοδο των Ryburn et al. (1976). Για να προσδιορίσουµε τα ακραία µέλη ακµίτη, αυγίτη και ιαδεϊτη πήραµε τη µέθοδο των Essene and Fyfe (1967) µε βάση το Fe 3+ και το Na. Σύµφωνα µε την ταξινόµηση των Morimoto et al. (1988) του Σχήµατος 45, οι πυρόξενοι των µεταγάββρων προβάλλονται στα πεδία του διοψιδίου και αυγίτη. Ο διοψίδιος σχηµατίζεται µε γενική ή µεταµόρφωση επαφής και αποτελεί ιδιαίτερο χαρακτηριστικό της επιδοτικής - αµφιβολιτικής φάσης. 92

94 Πίνακας 16. Αντιπροσωπευτικές χηµικές αναλύσεις πυροξένων σε µεταγάββρους περιοχής Επταδένδρου και Ράχης SiO TiO Al 2 O FeO MnO MgO CaO K 2 O Σύν Αριθµός κατιόντων µε βάση 6 (Ο) Si Al iv Al vi Ti Fe Mg Mg Fe Mn Ca K T M(1) M(2) Μοριακές αναλογίες % Fs En Wo

95 Σχ.45. Ταξινόµηση πυροξένων σε γαββρικά πετρώµατα περιοχής Επταδένδρου και Ράχης σύµφωνα µε τον Morimoto et al.(1988). 9. ΣΠΙΝΕΛΛΙΟΙ Έγιναν 8 αναλύσεις στους σπινελλίους της περιοχής των µετα- υπερβασικών πετρωµάτων (Πίν.17). Ο αριθµός των ιόντων υπολογίσθηκε µε βάση 32 άτοµα οξυγόνου, ο δε υπολογισµός του Fe 3+ έγινε µε βάση τη στοιχειοµετρία (RO:R 2 O 3 =1). Ο Pinsent (1974), δίνει για τους χρωµίτες δουνιτών τιµές Cr*100/(Cr+Al)=57.5±2.5 και για τους χαρτσβουργίτες πολύ χαµηλότερες, ενώ ο Dick (1977) δίνει για τους δεύτερους ως ανώτατο ότι το 60. Στη δική µας περίπτωση οι σπινέλλιοι των υπερβασικών πετρωµάτων έχουν τιµές που κυµαίνονται από 45 µέχρι 57, µε µέσο όρο 51, άρα ανήκουν στους χαρτσβουργίτες. Ο Dick and Bullen (1984), διέκριναν τους Αλπικού τύπου σπινελλιούχους περιδοτίτες σε τρεις βασικούς τύπους µε βάση την τιµή Cr*100/(Cr+Al) των σπινελλίων σ αυτούς: σε τύπο I µε τιµές < 60, τύπο III µε τιµές >60 και τύπο ΙΙ που είναι µεταβατική κατηγορία και επικαλύπτει τους άλλους δύο. Τα δικά µας πετρώµατα σύµφωνα µε τους Dick and Bullen (1984) ανήκουν στον τύπο I. Ο τύπος I ανταποκρίνεται σ αυτό που ονοµάσθηκε «αβυσσειακοί σπινελλιούχοι περιδοτίτες», δηλαδή περιδοτιτικά πετρώµατα που έχουν ανασυρθεί από σύγχρονες περιοχές µεσοωκεάνιων ράχεων (Dick and Fisher 1984). Οι αβυσσειακοί περιδοτίτες κατά 70 % περιλαµβάνουν σπινελλιούχους χαρτσβουργίτες και λερζόλιθους, που ορυκτολογικά και πετρογραφικά µοιάζουν µε τα Αλπικού τύπου πετρώµατα (π.χ. Miyashiro et al. 1969, Bonatti et al. 1990, Bonatti and Hamlyn 1978, Duncam and Greeen 1980, Nicolas et al. 1980, Dick and Fisher 1984). Αυτά τα πετρώµατα αποτελούν υπολείµµατα µερικής τήξης µανδύα και αφαίρεσης µάγµατος. Οι µέσες τιµές Mg*100/(Mg+Fe 2+ ) στους χρωµιούχους σπινελλίους των υπερβασικών πετρωµάτων κυµαίνονται µεταξύ 44 και 51, µε µέση τιµή

96 Πίνακας 17. Αντιπροσωπευτικές χηµικές αναλύσεις σπινελλίων των µεταυπερβασικών πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης SiO TiO Al 2 O Cr 2 O Fe 2 O FeO MnO NiO MgO CaO Σύνολο Αριθµός κατιόντων µε βάση 32 (Ο) Si Ti Al Cr Fe Fe Mn Ni Mg Ca ΣΗΜΕΙΩΣΗ: Οι αναλύσεις 1, 2, 3, 4 και 5 είναι σε πυρήνες σπινελλίων, ενώ τα 6, 7 και 8 είναι κέντρο, ενδιάµεσο και περιφέρεια αντίστοιχα. Από παλιά (Thayer 1964, 1970, Irvine 1967, είχε διατυπωθεί η άποψη ότι στους χρωµίτες των Αλπικού τύπου συµπλεγµάτων η τιµή Fe 3+ *100/(Cr+Al+ Fe 3+ ) είναι σχετικά χαµηλή και σταθερή σε σύγκριση µε τα στρωµατόµορφα που είναι υψηλότερη. Στη δική µας περίπτωση οι τιµές Fe 3+ *100/(Cr+Al+ Fe 3+ ) µεταβάλλονται από 11.2 µέχρι 14.9, µε µέση τιµή 12. Αυτό σύµφωνα µε τον Irvine (1967), οφείλεται στο ότι οι περισσότεροι σπινέλλιοι των Αλπικού τύπου περιδοτιτών έχουν κρυσταλλωθεί σε σχετικά χαµηλή µερική πίεση οξυγόνου (υψηλότερη οι χρωµιούχοι χαµηλότερη οι αργιλούχοι), γιατί στο µεγάλο βάθος του ανώτερου µανδύα ή του φλοιού που κρυσταλλώθηκαν οι συνθήκες οξείδωσης ήταν σταθερά χαµηλές. Αντίθετα, οι σπινέλλιοι στα στρωµατόµορφα συµπλέγµατα κρυσταλλώνονται σε µικρότερα βάθη µε ποικίλες αλλά υψηλότερες συνθήκες οξείδωσης, γι αυτό και περιέχουν πολύ υψηλότερες τιµές Fe 2 O 3. O Pinsent (1974) βρήκε ότι η περιεκτικότητα των χρωµιτών σε Al 2 O 3 =24.5 % διαχωρίζει τους χρωµίτες δουνιτών από εκείνους των περιδοτιτών. Γενικά, από συγκριτικές παρατηρήσεις που έγιναν σε χρωµίτες δουνιτών και χαρτσβουργιτών, βρέθηκε ότι οι πρώτοι είναι πλούσιοι σε Cr 2 O 3 και οι δεύτεροι πιο πλούσιοι σε Al 2 O 3 (π.χ. Irvine 1967, Pinsent 1974, Dick 1977, Greenbaum 1977). Αντίθετη άποψη φαίνεται να έχουν οι Malpas and Strong (1975) που αναφέρουν ότι στους χαρτσβουργίτες οι χρωµίτες έχουν υψηλότερο Cr 2 O 3. 95

97 Στη δική µας περίπτωση έχουµε µέση τιµή Al 2 O 3 =22,9 % και µέση τιµή Cr 2 O 3 =35,9 % και φαίνεται να επαληθεύεται η άποψη των πρώτων ερευνητών. Η περιεκτικότητα των χρωµιτών των υπερβασικών πετρωµάτων σε Al 2 O 3 και Cr 2 O 3 εξαρτάται σε µεγάλο βαθµό, εκτός από τη σύσταση του µάγµατος και από τη λιθοστατική πίεση, δηλαδή το βάθος όπου σχηµατίσθηκαν, καθώς και από τη διεργασία σχηµατισµού τους, η οποία µπορεί να είναι µαγµατική κρυστάλλωση ή αποτέλεσµα αντίδρασης σε µαγµατικό περιβάλλον (Menzies, 1973, 1975, Menzies and Allen 1974, Nicolas et al. 1980, Zhou et al. 1994, 1996, Malpas et al. 1997). Αν προβάλουµε τους σπινέλλιους στο διάγραµµα του Σχήµατος 46 του Stevens (1944) θα δούµε ότι τοποθετούνται στο πεδίο του αργιλιούχου χρωµίτη και χρωµιούχου σπινέλλιου. Η προβολή των χηµικών αναλύσεων των Cr-σπινελλίων στο διάγραµµα Mg*100(Mg+Fe 2+ ) ως προς Cr*100/(Cr+Al) (Σχ.47), όπου σηµειώνονται και τα πεδία σύστασης για Αλπικού-τύπου περιδοτίτες (ή οφειολιθικοί περιδοτίτες κατά (Irvine 1967, Leblanc et al. 1980), στρωµατόµορφου και αβυσσειακού τύπου (ή ξενολίθων) σύµφωνα µε τους Irvine and Findlay (1972) και Dick and Bullen (1984), δείχνει ότι οι αναλλοίωτοι σπινέλλιοι των πετρωµάτων προβάλλονται στο πεδίο των Αλπικού-τύπου σπινελλιούχων περιδοτιτών. Στη µεταλλοφορία παρατηρούνται υπολειµµατικοί και αλλοιωµένοι χρωµιούχοι σπινέλλιοι µε σκούρο χρώµα στο κέντρο και ανοικτότερο στην περιφέρεια, δηλαδή έχουµε µία οπτική ζώνωση των σπινελλίων. Σ αυτούς τους σπινέλλιους έγιναν χηµικές αναλύσεις από το κέντρο προς την περιφέρεια για να διαπιστωθεί η ζώνωση. Οι αναλύσεις των σπινελλίων παρουσιάζονται στον Πίνακα 18. Ο προσδιορισµός FeO και Fe 2 O 3 έγινε µε βάση τη στοιχειοµετρική αναλογία RO:R 2 O 3 =1. Από τον πίνακα αυτόν παρατηρούµε ότι ακόµα και αναλύσεις στο κέντρο των κόκκων αντιπροσωπεύουν συστάσεις σιδηροχρωµίτη, αφού τα Al 2 O 3 και MgO είναι πολύ χαµηλά σε σύγκριση µε την περίπτωση χρωµιτών στα πετρώµατα. Χρησιµοποιώντας τις αναλύσεις των σπινελλίων της µεταλλοφορίας στο Σχήµα 46 βλέπουµε ότι προβάλλονται στα πεδία του σιδηρούχου χρωµίτη και του χρωµιούχου µαγνητίτη. Στο Σχήµα 47 οι αναλύσεις προβάλλονται εκτός των πεδίων του διαγράµµατος του Αλπικού-τύπου περιδοτιτών και συγκεκριµένα στο πάνω δεξιό µέρος. Οι αναλύσεις αυτές αφορούν σιδηροχρωµίτες και µαγνητίτες. Στην περίπτωσή µας οι σπινέλλιοι περιέχουν µεγάλες περιεκτικότητες σε MnO που κυµαίνονται από 0.00 έως %. Ψηλές περιεκτικότητες σε MnO βρήκε η Οικονόµου (1979) στους χρωµίτες που βρίσκονται µέσα σε µαγνητίτη. Επίσης ο Μιχαηλίδης (1982) και Michailidis (1990, 1993) βρήκε ψηλές περιεκτικότητες σε MnO στις λατεριτικές εµφανίσεις της Έδεσσας. Ψηλές τιµές MnO (µέχρι 8.42 %) αναφέρει επίσης και η Μπαντή (2002) στους αναλλοίωτους επουσιώδεις χρωµίτες των χαρτσβουργιτών της περιοχής Έδεσσας. Σ όλες τις περιοχές του Ελλαδικού χώρου, όπου βρέθηκαν ψηλές τιµές MnO αφορούν αλλοιωµένους χρωµίτες που µερικές φορές µπορεί να περιβάλλονται από µαγνητίτη. Οι σπινέλλιοι των υπερβασικών πετρωµάτων και της µεταλλοφορίας έχουν στο πλέγµά τους και νικέλιο. Επίσης στη χηµική σύσταση του σπινέλλιου συµµετέχει και ο Zn, ο οποίος βρίσκεται στην περιφέρεια του σπινέλλιου. Ο Zn εισχώρησε στο σπινέλλιο σε ένα υδροθερµικό στάδιο, όπου είχε εξαλλοιωθεί ο σπινέλλιος. 96

98 Σχ.46. Κατανοµή σπινελλίων των µετα-υπερβασικών Σχ.47. Μεταβολή του λόγου Cr*100/(Cr+Al) ως προς Mg*100(Mg+Fe 2+ πετρωµάτων περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στους σπινελλίους των µεταυπερβασικών πετρωµάτων στο τριγωνικό διάγραµµα Cr-Al-Fe 3+ ταξινόµησης περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. ίνονται επίσης τα πεδία του Stevens (1944). σύστασης των χρωµιούχων σπινελλίων κατά τους Irvine and Findlay (1972).

99 Πίνακας 18. Χηµική σύσταση σπινελλίων της µεταλλοφορίας περιοχής Επταδένδρου και Ράχης SiO TiO Al 2 O Cr 2 O Fe 2 O FeO MnO MgO NiO ZnO V 2 O Σύν Αριθµός κατιόντων µε βάση 32 (Ο) Si Ti Al Cr V Fe Fe Mn Mg Ni Zn ,2,3: Ιδιόµορφος κρύσταλλος σπινελλίου (κέντρο-ενδιάµεσο-περιφέρεια), 4,5: υπιδιόµορφος κρύσταλλος σπινελλίου (κέντρο-περιφέρεια), 6,7: σπινέλλιος µέσα σε σιδηροπυρίτη (κέντροπεριφέρεια), 8: σπινέλλιος µέσα σε σιδηροπυρίτη, 9,10: Μαγνητίτης (κέντρο-περιφέρεια). 10. ΑΛΛΑ ΟΡΥΚΤΑ Εκτός των παραπάνω ορυκτών στις διάφορες παραγενέσεις εντοπίσθηκαν και άλλα τα οποία αναλύθηκαν και θα αναφέρουµε περιληπτικά. Τα ορυκτά αυτά είναι: σερπεντίνης, ολιβίνης, τάλκης, ρουτίλιο και τιτανίτης. Στους σερπεντίνες της περιοχής έγιναν 5 αναλύσεις που παρατίθενται στον Πίνακα 19. Ο αριθµός των ιόντων υπολογίσθηκε µε βάση 7 άτοµα οξυγόνου. Ως γενικός τύπος της δοµής των σερπεντινών θεωρήθηκε ο Χ 3 Ζ 2 Ο 5 (OH) 4 όπου Ζ= Si,Al και X=Mg,Ni,Fe 2+,Mn,Ca,Na,Fe 3+,Al,Cr. Ο σερπεντίνης σύµφωνα µε τους Deer et al.(1996) έχει το γενικό τύπο Mg 3 (OH) 4 Si 2 O 5. Ο ολιβίνης είναι οµάδα ορυκτών µε ακραία µέλη το φορστερίτη (Mg 2 SiO 4 ) και φαϋαλίτη (Fe 2 SiO 4 ) σύµφωνα µε τους Deer et al. (1996). Ο γενικός τύπος των ολιβινών είναι X 2 ZO 4, όπου Z=Si, και X=Mg,Fe µε µικρά ποσοστά 98

100 Ni,Mn,Ca,Fe 3+,Al,Ti. Από τους ολιβίνες τις περιοχής έγιναν 3 αναλύσεις που παρατίθενται στον Πίνακα 19. Ο αριθµός των ιόντων υπολογίσθηκε µε βάση 4 άτοµα οξυγόνου. Η σύσταση εκφράζεται σε Fo(µορ%) = Mg *100/(Mg + Fe 2+ + Mn + Ni). Από τον Πίνακα 19 προκύπτει ότι οι τιµές των Χ και Ζ πλησιάζουν τις θεωρητικές δηλ. Χ=2.000 και Ζ= Στην περιοχή µελέτης έγιναν 10 αναλύσεις τάλκη (Πίν.20). Τα ιόντα υπολογίσθηκαν µε βάση 22 άτοµα οξυγόνου. Ο τιτανίτης (Πίν.21) απαντά στους αµφιβολίτες και στους κεροστιλβίτες. Αναλύσεις τιτανιτών καθώς και οι ατοµικές τους αναλογίες που υπολογίσθηκαν µε βάση 10 οξυγόνα. Στον ίδιο Πίνακα δίδονται και αναλύσεις ρουτιλίου. Πίν.19. Αντιπροσωπευτικές χηµικές αναλύσεις σερπεντίνη και Ολιβίνη των µεταυπερβασικών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης Σερπεντινίτες ολιβίνες SiO TiO Al 2 O Cr 2 O FeO MnO MgO CaO NiO Σύν Αριθµός κατιόντων µε βάση: 7 (Ο) 4 (Ο) Si Ti Al Cr Fe Mn Mg Ca Ni Z X Χmg * *Xmg:Mg/Mg+Fe 2+ 99

101 Πίν.20. Αντιπροσωπευτικές χηµικές αναλύσεις τάλκη των µετα-υπερβασικών περιοχής Επταδένδρου και Ράχης SiO TiO Al 2 O FeO MnO MgO CaO Na 2 O NiO Σύν Αριθµός κατιόντων µε βάση22 (Ο) Si Ti Al Fe Mn Mg Ca Na Ni Z Y Πίν.21. Αντιπροσωπευτικές χηµικές αναλύσεις τιτανιτών και ρουτιλίου περιοχής Επταδένδρου και Ράχης Τιτανίτες Ρουτίλιο SiO TiO Al 2 O FeO CaO Σύνολο Αριθµός κατιόντων µε βάση: 10 (Ο) 2 (Ο) Si Ti Al Fe Ca

102 VI. Γ Ε Ω Θ ΕΡ Μ Ο Β Α Ρ Ο Μ Ε Τ Ρ Ι Α 1. Γενικά Για τη διερεύνηση των συνθηκών εξισορρόπησης των διαφόρων ορυκτών φάσεων στα πετρώµατα της περιοχής που µελετήθηκε, χρησιµοποιήθηκαν όσες µέθοδοι γεωθερµοµετρίας και γεωβαροµετρίας µπορούσαν να εφαρµοσθούν. Έγινε προσπάθεια να γίνει εφαρµογή στις περιπτώσεις που είχαµε επίτευξη ισορροπίας µεταξύ των ορυκτών. 2. Γεωθερµόµετρο γρανάτη - µοσχοβίτη σε αµφιβολίτη Η ανταλλαγή ιόντων σιδήρου και µαγνησίου ανάµεσα σε γρανάτη και φεγγιτικό µοσχοβίτη σε κατάσταση ισορροπίας, παριστάνεται κατά τους Green and Hellman (1982) από την ακόλουθη αντίδραση: Mg 3 Al 2 Si 3 O 12 +3KFeAlSi 4 O 10 (OH) 2 = Fe 3 Al 2 Si 3 O KMgAlSi 4 O 10 (OH) 2 Πυρωπό Fe - σελαδονίτης αλµανδίνης Mg - σελαδονίτης Οι συγγραφείς πρωτοχρησιµοποίησαν την αντίδραση αυτή ως γεωθερµόµετρο, σε πειραµατικά τους δεδοµένα µε πιέσεις από 25 µέχρι 30 Kb. Όταν όµως το γεωθερµόµετρο εφαρµοσθεί σε πηλιτικά πετρώµατα που προέρχονται από γενική µεταµόρφωση και σε πιέσεις από 3 µέχρι 7 Kb, λαµβάνονται θερµοκρασίες πολύ υψηλότερες από εκείνες του γρανάτη - βιοτίτη. Για το λόγο αυτό οι Hynes and Forest (1988) πρότειναν ένα εµπειρικό υπολογισµό του γεωθερµόµετρου γρανάτη - µοσχοβίτη. Σύµφωνα λοιπόν µε τους Green and Hellman (1982) και τη ρύθµιση που πρότειναν οι Hynes and Forest (1988) έχουµε: T( 0 K)=4,79*10 3 /(lnk+4,13), όπου lnk=lnk D +(0,8W FeMg - W FeMg (X Fe -X Mg ) -3000X Mn )/RT-2,978 X Ca (844/T) + 5,906(X Ca (844/T)) 2 Η K D είναι "σταθερά" ισορροπίας για ιδανική µίξη και συνεπώς έχουµε: K D =X Mg Mus * X Fe Ga /X Fe Mus * X Mg Ga και ακόµη W FeMg =200X Mg /(X Mg +X Fe ) X Fe /(X Mg +X Fe ) Σύµφωνα µε τους Hynes and Forest (1988) ο υπολογισµός της θερµοκρασίας γίνεται θεωρώντας ότι η ανταλλαγή κατιόντων µεταξύ γρανάτη και µοσχοβίτη είναι ανεξάρτητη από την πίεση. Οι συγγραφείς αιτιολογούν την επιλογή αυτή του µοντέλου τους γιατί οι λαµβανόµενες θερµοκρασίες απ' αυτό δεν διαφέρουν από το γεωθερµόµετρο γρανάτη - βιοτίτη περισσότερο από ± 15 0 C. 101

103 3. Γεωθερµόµετρο γρανάτη - κεροστίλβης σε αµφιβολίτη Η ανταλλαγή ιόντων σιδήρου και µαγνησίου µεταξύ γρανάτη και κεροστίλβης σε κατάσταση ισορροπίας µεταξύ τους, ελέγχεται από την αντίδραση: 1/4 NaCa 2 Fe 4 Al 3 Si 6 O 22 (OH) 2 + 1/3 Mg 3 Al 2 Si 3 O 12 =1/4 NaCa 2 Mg 4 Al 3 Si 6 O 22 (OH) 2 + 1/3 Fe 3 Al 2 Si 3 O 12 Fe-Παργασίτης Πυρωπό Παργασίτης Αλµανδίνης Οι Graham and Powell (1984) προτείνουν ένα γεωθερµόµετρο που βασίζεται στην παραπάνω αντίδραση, το οποίο έχουν ρυθµίσει σε σχέση µ' αυτό του γρανάτη - κλινοπυρόξενου των Ellis and Grenn (1979), χρησιµοποιώντας δεδοµένα ισορροπίας γρανάτη, κεροστίλβης και κλινοπυρόξενου σε παραγενέσεις αµφιβολιτικής και γρανουλιτικής φάσης. Οι εξισώσεις για τον υπολογισµό της θερµοκρασίας είναι: T( 0 K)=( X Ca,ga )/(lnk D +2,426) όπου K D =(X Fe,ga /X Mg,ga )/(X Fe,hb /X Mg,hb ) Το γεωθερµόµετρο αυτό µπορεί να εφαρµοσθεί για θερµοκρασίες µικρότερες από C και για πετρώµατα µε γρανάτες φτωχούς σε Mn (X Mn <0.1). Οι κεροστίλβες µπορεί να καλύπτουν ένα ευρύ φάσµα. 4. Γεωθερµόµετρο µοσχοβίτη - βιοτίτη σε γρανιτοειδές Το γεωθερµόµετρο αυτό βασίζεται στην ανταλλαγή του µαγνησίου του τσερµακιτικού µέλους µεταξύ µοσχοβίτη και βιοτίτη σε ισορροπία σύµφωνα µε την αντίδραση: KMg 3 (AlSi 3 )O 10 (OH) 2 + KAl 2 (AlSi 3 )O 10 (OH) 2 = K(MgAl)Si 4 O 10 (OH) 2 + K(Mg 2 Al)(Al 2 Si 2 )O 10 (OH) 2 Φλογοπίτης Μοσχοβίτης Σελαδονίτης Ηστονίτης Η ανταλλαγή δηλαδή είναι:[mgsial -2 ] Bi - [MgSiAl -2 ] Mu Ο Hoisch (1989) προτείνει ένα εµπειρικό γεωθερµόµετρο όπου η θερµοκρασία υπολογίζεται από τον τύπο: T=(500,11 + 0,014789P - 878,745(X Mg B -X al(vi) B ) ,67[(X Mg M (X Mg M - 2)/(1+0, RlnK)] Η πίεση (P) είναι σε bars, η θερµοκρασία (T) σε Kelvins, R=8,3144 J/K και η σταθερά K δίνεται από τον τύπο: K=27[(Mg/Al VI ) Mu /(Mg/Al VI ) Bi ] Για να έχει επιτυχία η µέθοδος αυτή θα πρέπει ο βιοτίτης και ο µοσχοβίτης να έχουν συστάσεις που δεν απέχουν πολύ από αυτές που χρησιµοποίησε ο Hoisch (1989). Οι µοσχοβίτες π.χ. δεν πρέπει να έχουν φεγγιτική σύσταση και πρέπει να είναι πλούσιοι σε Al. 102

104 5. Γεωθερµοβαρόµετρο κεροστίλβης - πλαγιοκλάστου σε αµφιβολίτη Η χρήση του χηµισµού των αµφιβόλων και πλαγιοκλάστων ως γεωθερµόµετρο ή γεωβαρόµετρο, µελετήθηκε από την Plyushina (1982) µε την αντίδραση: κεροστίλβη + ζοϊσίτης + H 2 O + CO 2 = πλαγιόκλαστο + χλωρίτης + ασβεστίτης + χαλαζίας σε πιέσεις 2, 4, 6 και 8 Kb και σε X CO2 =0.1. Με την αύξηση της θερµοκρασίας και της πίεσης υπάρχει µια συνεχόµενη µετάβαση από τον τρεµολίτη (ακτινόλιθο) σε πλούσιες σε Al-κεροστίλβες πάνω στην καµπύλη ισορροπίας της αντίδρασης. Έτσι θεώρησε ότι το Al των Ca-ούχων αµφιβόλων σε συνάρτηση µε το Ca των πλαγιοκλάστων σε κατάσταση ισορροπίας εξαρτάται άµεσα από τις συνθήκες πίεσης και θερµοκρασίας. Το προτεινόµενο διάγραµµα (Σχ.48) είναι εµπειρικό γεωθερµοβαρόµετρο και µπορεί να εφαρµοσθεί σε αλβιτικούς - επιδοτικούς αµφιβολίτες ή µεταβασίτες της αµφιβολιτικής φάσης που έχουν στην παραγένεσή τους ζοϊσίτη ή επίδοτο. Σχ.48. ιάγραµµα Ca - πλαγιοκλάστων και Al - αµφιβόλων της Plyushina (1982), στα αµφιβολιτικά πετρώµατα περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. 103

105 6. Αποτελέσµατα Γεωθερµοβαροµετρίας Από τη χρήση των παραπάνω γεωθερµοµέτρων και γεωβαροµέτρων σε διάφορους λιθολογικούς τύπους της περιοχής µας, προέκυψαν ορισµένα σηµαντικά αποτελέσµατα για τα οποία αναφερόµαστε στη συνέχεια. Στα αµφιβολιτικά πετρώµατα εφαρµόσθηκαν τα εξής γεωθερµοβαρόµετρα: i. Γρανάτη - κεροστίλβης µε τη ρύθµιση των Graham and Powell (1984), σ' αυτό των Ellis and Green (1979). ii. Γρανάτη - Μοσχοβίτη µε τη ρύθµιση των Hynes and Forest (1988), σ' αυτό των Green and Hellman (1982). iii. Kεροστίλβης - πλαγιοκλάστου της Plyushina (1982). Από το γεωθερµόµετρο γρανάτη - κεροστίλβης προκύπτουν θερµοκρασίες από 554 µέχρι C. Από το γεωθερµόµετρο γρανάτη - µοσχοβίτη προκύπτει θερµοκρασία περίπου C. Τέλος από το γεωθερµοβαρόµετρο κεροστίλβης - πλαγιοκλάστου της Plyushina (1982) προκύπτουν θερµοκρασίες από 509 µέχρι C και πιέσεις από 7 µέχρι 8.5 Kb. Από τα παραπάνω προκύπτει ότι οι αµφιβολίτες µεταµορφώθηκαν σε θερµοκρασίες που κυµαίνονται από 509 µέχρι C και σε πιέσεις που κυµαίνεται από 7 µέχρι 8.5 Kb. Στα γρανιτοειδή πετρώµατα εφαρµόσθηκε το γεωθερµόµετρο µοσχοβίτη - βιοτίτη µε τη ρύθµιση του Hoisch (1989) και υπολογίσθηκαν θερµοκρασίες 510, 543, 574, 606 και C για πιέσεις 2, 4, 6, 8 και 10 Kb αντίστοιχα. Συµπερασµατικά, η µεταµόρφωση της αµφιβολιτικής φάσης, για τα πετρώµατα της Ανώτερης τεκτονικής ενότητας (αµφιβολίτες και γρανιτοειδή), έχει θερµοκρασίες που κυµαίνονται από 509 έως C και πιέσεις που κυµαίνονται από 7 έως 8.5 Kb. 104

106 VII. Σ Υ Ν Θ Η Κ Ε Σ Μ Ε Τ Α Μ Ο Ρ Φ Ω Σ Η Σ 1. Γενικά Όπως θα αναφέρουµε και στο κοιτασµατολογικό µέρος η µεταλλοφορία που φιλοξενείται στα υπερβασικά-βασικά πετρώµατα, δείχνει σαφείς χαρακτήρες ανακρυστάλλωσης, ως αποτέλεσµα κάποιου ή κάποιων µεταµορφικών επεισοδίων. Για το λόγο αυτό θα αναφερθούµε στις συνθήκες µεταµόρφωσης των πετρωµάτων ξενιστών της µεταλλοφορίας της περιοχής έρευνας, καθώς και της ευρύτερης περιοχής της Ανατολικής Ροδόπης. Η Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα κατά τους Μπόσκος (1994), Μπόσκος κ.ά.(1988β) και Mposkos and Perdikatsis (1989) έχει επηρεασθεί από τρία γεγονότα καθολικής µεταµόρφωσης: 1. Μεταµόρφωση υψηλών πιέσεων που οδήγησε στο σχηµατισµό εκλογιτικών πετρωµάτων σε θερµοκρασία από 500 µέχρι C και πίεση από 14 µέχρι 15 Kbar. 2. Μεταµόρφωση αµφιβολιτικής φάσης σε συνθήκες της ζώνης "γρανάτη" και σε 2. Ανάδροµη µεταµόρφωση πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Ο Μπόσκος (1994) για την Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα αναφέρει ότι οι µέγιστες συνθήκες P-T της εκλογιτικής φάσης είχαν θερµοκρασίες C, πίεση Kb. Η Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα ακολούθησε µία πορεία βύθισης, µε µέση αύξηση θερµοκρασίας κατά C/Km. Η πορεία ανάδυσης, από το µέγιστο βάθος των ~53 Km µέχρι τα ~14 Km, ήταν περίπου ισόβαθµη και συνοδεύονταν από αντιδράσεις κυρίως αφυδάτωσης. Η ανάδυση της κατώτερης τεκτονικής ενότητας έγινε στο Ηώκαινο, όπως προκύπτει από ραδιοχρονολογήσεις των Celet and Clement (1990) και διήρκησε µέχρι το Μειόκαινο, µε βάση ραδιοχρονολογήσεις των Del Moro et al. (1990), στη δυτική Ροδόπη. Oι Mposkos and Wawrzenitz (1995) χρησιµοποιώντας ισοτοπικές αναλύσεις µε τη µέθοδο Rb - Sr σε µοσχοβίτες των µεταπηγµατιτών και γνευσίων της Κατώτερης τεκτονικής ενότητας δίνουν ηλικίες για µεν τους πρώτους 334 εκ. έτη, για δε τους δεύτερους 70 εκ. έτη. Η Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα κατά τον Mposkos (1989) και Mposkos and Perdikatsis (1989) έχει επηρεασθεί από τρία γεγονότα καθολικής µεταµόρφωσης: 1. Μεταµόρφωση υψηλών πιέσεων που οδήγησε στο σχηµατισµό εκλογιτικών πετρωµάτων σε θερµοκρασίες από 750 µέχρι C και πιέσεις από 13.5 µέχρι 16 Kbar. 2. Μεταµόρφωση τύπου Barrow (παρουσία κυανίτη). 3. Ανάδροµη µεταµόρφωση πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Επιπρόσθετο στοιχείο για το µεγαλύτερο βαθµό µεταµόρφωσης της Ανώτερης τεκτονικής ενότητας αποτελούν τα ανατηκτικά πηγµατιτικά σώµατα, τα οποία απουσιάζουν από την Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα. Οι Μπόσκος κ.ά. (1994) στα υπερβασικά πετρώµατα της Ανώτερης τεκτονικής ενότητας στην ανατολική Ροδόπη διακρίνουν πέντε διαδοχικά στάδια µεταµόρφωσης. Το πρώτο χαρακτηρίζει την προϊούσα πορεία της µεταµόρφωσης σε 105

107 συνθήκες αµφιβολιτικής φάσης. Το δεύτερο αντιπροσωπεύεται από υψηλές πιέσεις µεταξύ Kb και θερµοκρασίες από ο C. Στο τρίτο στάδιο σχηµατίσθηκε κεροστίλβη και ολιβίνης, σε βάρος του κλινοπυρόξενου, ορθοπυρόξενου και σπινελλίου ή γρανάτης και συµπλεκτίτες ενστατίτη-σπινελλίου-διοψιδίου σε βάρος του γρανάτη και ολιβίνη. Στο τέταρτο στάδιο οι συνθήκες µεταµόρφωσης ήταν αµφιβολιτικής έως πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Το τελευταίο µεταµορφικό στάδιο έλαβε χώρα σε θερµοκρασίες χαµηλότερες των C. Σε πετρώµατα της Ανώτερης τεκτονικής ενότητας oι Baltatzis and Sideris (1985) προσδιορίζουν πρασινοσχιστολιθικής φάσης παραγένεση µε θερµοκρασία σχηµατισµού περίπου C. Ο Μπόσκος (1994) για την Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα αναφέρει ότι οι µέγιστες συνθήκες P-T της εκλογιτικής φάσης είχαν θερµοκρασίες C, πίεση Kb. Οι Wawrzenits and Mposkos (1997) µε τη µέθοδο Sm - Nd σε ολικό πέτρωµα από γρανατούχο πυροξενίτη, προσδιόρισαν ηλικία Κατώτερο Κρητιδικό (119±3.5 εκ. έτη), για την µεταµόρφωση εκλογιτικής φάσης. Η Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα κατά το στάδιο της µεταµόρφωσης των υψηλών πιέσεων ακολούθησε µία πορεία βύθισης, µε µέση αύξηση της θερµοκρασίας κατά C/Km. Η πορεία ανάδυσης από τα 35 έως τα 14 Km, χαρακτηρίζεται από συνεχή ψύξη και συνοδεύονταν κυρίως από αντιδράσεις ενυδάτωσης. Η ανάδυση της Ανώτερης τεκτονικής ενότητας στην ανατολική Ροδόπη άρχισε µεταξύ Κατώτερου Κρητιδικού και Παλαιόκαινου, σύµφωνα µε ισοτοπικά δεδοµένα των Mposkos and Wawrzenitz (1995), ενώ στη δυτική και κεντρική Ροδόπη διήρκησε µέχρι το Ηώκαινο, σύµφωνα µε ισοτοπικά δεδοµένα της Liati (1986). Ο Σιδέρης (1975) γεωχρονολόγησε µε τη µέθοδο K/Ar λευκοκρατική πηγµατιτική φλέβα στην Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα στην περιοχή Κίρκης και προσδιόρισε ηλικία σχηµατισµού Μέσο Τριαδική. Oι Mposkos and Wawrzenitz (1995) χρησιµοποιώντας ισοτοπικές αναλύσεις µε τη µέθοδο Rb - Sr σε µοσχοβίτες των πηγµατιτών της Ανώτερης Τεκτονικής Ενότητας έδωσαν ως κατώτερη ηλικία τα 65.4 εκ. έτη. ΟΙ Kassoli-Fournaraki et al. (1995), εξετάζοντας πλούσια σε τιτανίτη ανθρακικά πετρώµατα της Ανώτερης Τεκτονικής Ενότητας, χρησιµοποίησαν διαγράµµατα µε αντιδράσεις φάσεων και έδωσαν θερµοκρασίες που κυµαίνονται από 540 µέχρι C και πίεση 7 Kbar. Από τα δικά µας στοιχεία που µελετήθηκαν εντοπίσθηκαν µόνο τα δύο γεγονότα της καθολικής µεταµόρφωσης, αυτό της µεταµόρφωσης τύπου Barrow και αυτό της ανάδροµης µεταµόρφωσης της πρασινοσχιστολιθικής φάσης και σ αυτά θα αναφερθούµε. 2. Μεταµορφικό επεισόδιο τύπου Barrow Το µεταµορφικό αυτό επεισόδιο συνδέεται µε την µεταµόρφωση τύπου Barrow των πετρωµάτων της περιοχής έρευνας, ακολούθησε το προηγούµενο επεισόδιο της εκλογιτικής φάσης και είναι η φυσική του συνέχεια. Σε προχωρηµένο βαθµό αµφιβολιτίωσης, εξαφανίζεται πλήρως ο κλινοπυρόξενος, οπότε σχηµατίζονται, ανάλογα µε την αρχική σύσταση του πετρώµατος, γρανατούχοι αµφιβολίτες ή κοινοί αµφιβολίτες, µε µόνη υπολειµµατική φάση του εκλογιτικού σταδίου, όσον αφορά τους τελευταίους, το ρουτίλιο. Πρόκειται για επεισόδιο της κάτω αµφιβολιτικής φάσης. 106

108 Στα αµφιβολιτικά πετρώµατα της περιοχής µελέτης κυριαρχεί η παραγένεση: ολιγόκλαστο µέχρι ανδεσίνης + κεροστίλβη + επίδοτο ± αλµανδίνης ± χαλαζίας ± αδιαφανή που αποδίδει µεταµόρφωση κάτω αµφιβολιτικής φάσης (Turner and Verhoogen 1960). Από τη χρήση του γεωθερµοβαρόµετρου της Plyushina (1982) για τους κοινούς αµφιβολίτες προκύπτουν θερµοκρασίες από 509 µέχρι C και πιέσεις από 7 µέχρι 8 Kb, το γεωθερµόµετρο γρανάτη-αµφιβόλου και µοσχοβίτη-βιοτίτη για τους αµφιβολίτες προκύπτουν θερµοκρασίες από 534 µέχρι C και πιέσεις από 7.5 έως 8.5 Kb, που πιστοποιούν την ύπαρξη της επιδοτο-αµφιβολιτικής φάσης Η σύσταση των αµφιβόλων κυµαίνεται από τσερµακιτική, εδενιτική µέχρι παργασιτική που σηµαίνει ότι έχουµε υψηλές συνθήκες µεταµόρφωσης (Pamic et al. 1973, Mason 1978). Στην περιοχή µελέτης παρατηρούνται µοσχοβιτικοί πηγµατίτες που σύµφωνα µε την ταξινόµηση του Cerny (1982) είναι χαρακτηριστικοί σε Barrovian τύπο µεταµόρφωσης σε πετρώµατα της υποφάσης κυανίτη-αλµανδίνη (Winkler 1967) της αλµανδινικής αµφιβολιτικής φάσης, των οποίων η γένεση συνδέεται µε το βαθµό µεταµόρφωσης των σχηµατισµών αυτών. Ο Peacock (1987) θεωρεί ότι σε πίεση 5 Kb και θερµοκρασίες από 350 µέχρι C σχηµατίζεται στα µετα-υπερβασικά πετρώµατα αντιγορίτης και ολιβίνης, ενώ σε χαµηλότερες θερµοκρασίες σχηµατίζεται χρυσοτίλης ή λιζαρδίτης. Όταν δε συνυπάρχει βρουσίτης στην παραγένεση το πεδίο αυτό των θερµοκρασιών περιορίζεται µεταξύ 425 και C. 3. Μεταµορφικό επεισόδιο πρασινοσχιστολιθικής φάσης Το µεταµορφικό αυτό επεισόδιο είναι το τελευταίο που αναγνωρίσθηκε στα πετρώµατα της περιοχής µελέτης και είναι η ανάδροµη µεταµόρφωση σε συνθήκες της πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Η ανάδροµη µεταµόρφωση της πρασινοσχιστολιθικής φάσης τεκµηριώνεται στους µεταβασίτες, µε την αντικατάσταση του γρανάτη από χλωρίτη + επίδοτο, µε το σχηµατισµό του τρεµολίτη στα αµφιβολιτικά πετρώµατα και του αλβίτη σε λευκοκρατικούς γνευσίους της περιοχής µελέτης. Οι Baltatzis and Sideris (1985) σε πετρώµατα της ίδιας ενότητας προσδιόρισαν πρασινοσχιστολιθική παραγένεση µε θερµοκρασία σχηµατισµού περίπου C. Επίσης οι Μπόσκος κ.ά. (1994) εντοπίζουν το ίδιο µεταµορφικό επεισόδιο και δέχονται θερµοκρασίες χαµηλότερες από C. 4. Εξέλιξη της µεταµόρφωσης της Aνώτερης Τεκτονικής Ενότητας Σύµφωνα µε τα προηγούµενα η Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα έχει επηρεασθεί από τρία διαδοχικά στάδια µεταµόρφωσης: - µεταµόρφωση υψηλών πιέσεων εκλογιτικής φάσης, - µεταµόρφωση µεσαίων πιέσεων αµφιβολιτικής φάσης τύπου Barrow και - µεταµόρφωση χαµηλών πιέσεων πρασινοσχιστολιθικής φάσης. 107

109 Μεταµόρφωση εκλογιτικής φάσης: Οι Wawrzenitz and Mposkos (1997) µε γεωχρονολόγηση Sm - Nd γρανάτη-κλινοπυρόξενου σε ολικό πέτρωµα από σπινελλιούχο-γρανατούχο πυροξενίτη δείχνουν ότι η µεταµόρφωση υψηλών πιέσεων της εκλογιτικής φάσης έλαβε χώρα στο Κατώτερο Κρητιδικό (119±3.5 εκ. έτη). Μεταµόρφωση αµφιβολιτικής φάσης: Ο Σιδέρης (1975) γεωχρονολόγησε πηγµατιτική φλέβα µε τη µέθοδο K - Ar στην ανώτερη τεκτονική ενότητα και έδωσε ηλικία Μέσο Τριαδική. Οι Mposkos and Wawrzenitz (1995) έδωσαν ως κατώτερη ηλικία το Παλαιόκαινο (65.4 εκ. έτη µε Rb-Sr) αναλύοντας µοσχοβίτες πηγµατιτών, που συνδέονται γενετικά µε τη µεταµόρφωση της αµφιβολιτικής φάσης τύπου Barrow. Από τα παραπάνω προκύπτει ότι η ηλικία της µεταµόρφωσης µεσαίων πιέσεων της αµφιβολιτικής φάσης πρέπει να είναι από Μέσο - Τριαδική µέχρι το Παλαιόκαινο, µε πιο πιθανή τη δεύτερη. Μεταµόρφωση πρασινοσχιστολιθικής φάσης: Σύµφωνα µε τον Μπόσκος (1994) η πορεία ανάδυσης της ανώτερης τεκτονικής ενότητας διήρκησε µέχρι το Ηώκαινο, όπως τεκµηριώνεται και από ραδιοχρονολογήσεις K - Ar σε κεροστίλβες (Liati 1986). Μετά την ανάδυσή της η ανώτερη τεκτονική ενότητα επηρεάσθηκε από µία ανάδροµη µεταµόρφωση σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Η µεταµόρφωση αυτή τοποθετείται από το Ηώκαινο µέχρι το Ολιγόκαινο (Liati 1986, Mposkos 1989, Kilias and Mountrakis 1990). 108

110 VIII. Κ Ο Ι Τ Α Σ Μ Α Τ Ο Λ Ο Γ Ι Α Στην ανατολική Ροδόπη εντοπίζονται µεταλλοφόρες εµφανίσεις σε διάφορους γεωλογικούς σχηµατισµούς. Ορισµένες απ αυτές έχουν µελετηθεί κατά καιρούς από διαφορετικούς ερευνητές. Θα προσπαθήσουµε σύντοµα να ταξινοµήσουµε αυτές τις µεταλλοφόρες εµφανίσεις µε βάση τις γεωλογικές ενότητες που ανήκουν, τον τύπο µεταλλοφορίας, το πέτρωµα - ξενιστής, την ηλικία, κ.ά. Οι µεταλλοφόρες εµφανίσεις στην ανατολική Ροδόπη εµφανίζονται στο µεταµορφωµένο υπόβαθρο που διαχωρίζεται στην Ανώτερη και Κατώτερη τεκτονική ενότητα, την Περιροδοπική ζώνη και στις Τριτογενείς λεκάνες. Κατώτερη τεκτονική ενότητα: Στην ενότητα αυτή εντοπίζονται µεταλλοφόρες εµφανίσεις στις περιοχές Αισύµης (1), Πεσσάνης (2), Σουφλίου (3), Τρεις Βρύσες (4) και Κέχρου (5), (Βλέπε Σχ. 49 και Πίν. 22). Στην περιοχή Αισύµης εντοπίσθηκε µεταλλοφορία Zn-Cu-FeS 2 σε δυο γεωτρήσεις στην ανατολική ζώνη του Προφήτη Ηλία. Η µεταλλοφορία είναι στρωµατόµορφη και εντοπίζεται µέσα σε χλωριτικό σχιστόλιθο (Nesbitt et al. 1988). Στην περιοχή Πεσσάνης η µεταλλοφορία είναι Cu-(Pb)-FeS 2 εντοπίζεται στην επαφή αµφιβολιτών-σερπεντινιτών και είναι στρωµατόµορφου τύπου (Billett and Nesbitt 1986, Nesbitt et al. 1988, Arvanitidis and Constantinides 1989). Στις περιοχές Τρεις Βρύσες και Κέχρου εντοπίζονται µεταλλοφορίες Zn-Pb- Cu-FeS 2 µέσα σε γνεύσιους και είναι φλεβικού τύπου (Nesbitt et al. 1988, Arvanitidis and Constantinides 1989). Στην περιοχή αδιάς - Σουφλίου εντοπίζεται µεταλλοφορία Cr µέσα σε υπερβασικά πετρώµατα (Μαράτος 1960). Ανώτερη τεκτονική ενότητα: Στην ενότητα αυτή εντοπίζονται µεταλλοφόρες εµφανίσεις στις περιοχές Επταδένδρου (6) και Ράχης (7). Οι µεταλλοφορίες αυτές θα αναπτυχθούν στη συνέχεια (Βλέπε Σχ. 49 και Πίν. 22). Περιροδοπική Ζώνη: Στη ζώνη αυτή εντοπίζονται µεταλλοφόρες εµφανίσεις στις περιοχές Ξυλαγανής (8), Μικρού ερείου (9), Έλβα (10) και Μαρώνειας (11) (Βλέπε Σχ. 49 και Πίν. 22). Στις περιοχές Ξυλαγανής, Μικρού ερείου και Έλβας εντοπίσθηκαν µεταλλοφορίες Cu-FeS 2 µέσα σε πρασινοσχιστόλιθους και είναι στρωµατέγκλειστου τύπου (Nesbitt et al. 1988, Arvanitidis and Constantinides 1989, Μέλφος 1995). Στην περιοχή Μαρώνειας εντοπίσθηκε µεταλλοφορία Cu-Mo µέσα σε πορφυριτικό µικρογρανίτη και είναι πορφυριτικού τύπου (Μέλφος 1995). Τριτογενείς λεκάνες: Στις Τριτογενείς λεκάνες εντοπίσθηκαν µεταλλοφόρες εµφανίσεις στις περιοχές Μύλοι Αισύµης (12), Αισύµης (13), Αγ. Φιλίππου Κίρκης (14), King Άρθουρ Κίρκης (15), Βυρίνης (16), Πεύκων (17), Παγώνη Ράχη (18), Περάµατος (19) και Κώνου Κασσιτερών (20) (Βλέπε Σχ. 49 και Πίν. 22). Στην περιοχή Αισύµης εµφανίζεται στρωµατόµορφη µεταλλοφορία Zn-Pb- (Cu-Ag)-FeS 2 µέσα σε κλαστικά ιζήµατα και ηφαιστειακά πετρώµατα (Katirtzoglou et al. 1981a, 1981b, Κατιρτζόγλου 1986). 109

111 Σχ.49. Χάρτης µε τις µεταλλοφόρες εµφανίσεις στην ανατολική Ροδόπη (οι αριθµοί επεξηγούνται στο κείµενο). 110

112 Πίνακας 22. Μεταλλοφόρες εµφανίσεις στην ανατολική Ροδόπη. α/ α Γεωλογική ενότητα Περιοχή Μεταλλοφορία Πέτρωµα - ξενιστής Τύπος µεταλλοφορίας Ηλικία µεταλλοφορίας 1 Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα 2 Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα Αισύµης (1) Πεσσάνης (2) Σουφλί (3) Τρεις Βρύσες(4) Κέχρος (5) Επτάδενδρο (6) Ράχη (7) Py, Zn, Cu Py, Cu, (Pb) Cr Zn, Pb, Pb,Cu Zn, Pb, Pb,Cu Py, Cu χλωριτικός σχιστόλιθος αµφιβολίτηςσερπεντινίτης υπερβασικό γνεύσιος γνεύσιος Μεταυπερβασικάβασικάγρανιτοειδή Στρωµατόµορφος Στρωµατέγκλειστος Λοβόµορφος Φλεβικός Φλεβικός α)στρωµατόµορφος β)φλεβικός Προ-Μεσοζωϊκή Προ-Μεσοζωϊκή Προ-Μεσοζωϊκή Ολιγοκαινική Ολιγοκαινική Ιουρασική ή Παλαιότερη Αν. Κρητιδική 3 Περιροδοπική Ζώνη 4 Τριτογενείς Λεκάνες Ξυλαγανή (8) Μικρό έρειο (9) Έλβα 10 Μαρώνεια (11) Αισύµη (12) Αισύµη (13) Αγ. Φίλιππιος(14) Kink Arthur (15) Βυρίνη (16) Πεύκα (17 Παγώνη Ράχη(18) Πετρωτά (19) Κώνος-Κασσιτερές(20) Py,Cu,(Zn,Au) Py, Cu Py, Cu Cu-Mo Py,Zn,Pb,(Cu) Py,Zn,Pb,(Cu) Pb,Zn,Py,Cu Py,Pb,Cu,Zn Py,Zn,Pb,Cu Py,Cu Mo Au, Ag Au±θειούχα πρασινοσχιστόλιθοι µικρογρανίτης κλαστικά ιζήµατα και ηφαιστειακά πετρώµατα ρυοδακίτης δακιτοανδεσίτης ηφαιστειακά ηφαιστειακά στρωµατέγκλειστος στρωµατέγκλειστος στρωµατέγκλειστος πορφυριτικός στρωµατόµορφος φλεβικός φλεβικός φλεβικός φλεβικός πορφυριτικός πορφυριτικός πορφυριτικός πορφυριτικός Μεσοζωϊκή Μεσοζωϊκή Μεσοζωϊκή Ολιγοκαινική Ολιγοκαινική Ολιγοκαινική Ολιγοκαινική Ολιγοκαινική Ολιγοκαινική Ολιγοκαινική Ολιγοκαινική Ολιγοκαινική Ολιγοκαινική 111

113 Στις περιοχές Αισύµης, Αγ. Φιλίππου, King Άρθουρ και Βυρίνης εντοπίζονται φλεβικές µεταλλοφόρες συγκεντρώσεις Pb-Zn-Cu µαζί µε σιδηροπυρίτη µέσα σε κλαστικά ιζήµατα και ηφαιστειακά πετρώµατα (Κατιρτζόγλου 1986, Ashworth et al. 1988, Nesbitt et al 1988, Arvanitidis and Constantinides 1989, Arvanitidis et al. 1989b, Kalogeropoulos and Katirtzoglou 1989, Michael et al. 1989b, Michailidis et al. 1989, Vavelidis et al. 1989). Στις περιοχές Πεύκα, Πετρωτά και Κώνου - Κασσιτερές εντοπίζονται µεταλλοφορίες Cu-Au-Py µέσα σε ηφαιστειακά πετρώµατα και είναι πορφυριτικού τύπου (Michael et al 1989a, ήµου κ.ά. 1994, Michael et al. 1995, Voudouris 1997, Βουδούρης και Σκαρπέλης 1998). Στην περιοχή Παγώνη Ράχη εντοπίζεται µεταλλοφορία Mo µέσα σε δακιτοανδεσίτη και είναι πορφυριτικού τύπου (Αρίκας 1991). 1. ΜΕΤΑΛΛΟΦΟΡΙΑ ΤΥΠΟΥ ΧΑΛΚΟΥΧΟΥ ΣΙ ΗΡΟΠΥΡΙΤΗ (Cu - FeS 2 ) ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΕΠΤΑ ΕΝ ΡΟΥ ΚΑΙ ΡΑΧΗΣ 1.1. Γενικά Όπως αναφέρθηκε προηγούµενα, οι µεταλλοφόρες συγκεντρώσεις σιδηροπυρίτη και χαλκοπυρίτη που αποτελούν το αντικείµενο έρευνας στην εργασία αυτή εντοπίζονται στις περιοχές Επταδένδρου και Ράχης που ανήκουν στην Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα. Η µεταλλοφορία φιλοξενείται σε µια ρηξιγενή ζώνη µεταξύ µετα-υπερβασικών-βασικών και γρανιτοειδών πετρωµάτων. Παρατηρείται µεταλλοφορία καθαρά µέσα στο τεκτονισµένο τµήµα του γρανιτοειδούς και επεκτείνεται µέσα στη µετα-υπερβασική βασική σειρά. Η µεταλλοφορία ουσιαστικά αποτελεί το γέµισµα των διακένων σύνδροµου υλικού που περιλαµβάνει, τόσο γρανατοειδές από χαλαζία και σερικιτιωµένους αστρίους, όσο και υπερβασικά-βασικά πλήρως χλωριτιωµάνα. Η επέκταση της µεταλλοφορίας στη µετα-υπερβασική-βασική σειρά συνοδεύτηκε τοπικά από έντονα φαινόµενα πυριτίωσης, χλωριτίωσης και ταλκοποίησης, που εξασθενούν σταδιακά όσο αποµακρυνόµαστε από τη µεταλλοφορία, οπότε το υπερβασικό πέτρωµα γίνεται αντιγοριτικός σερπεντινίτης. Ανάλογα φαινόµενα χλωριτίωσης παρατηρούνται στα µεταβασικά πετρώµατα έτσι ώστε να δηµιουργούνται τοπικά χλωριτικοί σχιστόλιθοι. Οι Bitzios et al. (1981), Katirtzoglou et al. (1981b), Κωνσταντινίδης κ.ά. (1983), και Arvanitidis and Constantinides (1989) χαρακτηρίζουν τις συγκεντρώσεις "στρωµατέγκλειστου" (Stratabound) τύπου, βασιζόµενοι στα παρακάτω χαρακτηριστικά: ο λιθοστρωµατογραφικός έλεγχος (χλωριτο-αµφιβολιτικοί σχιστόλιθοι), η σχεδόν παράλληλη ανάπτυξη των µεταλλικών συστατικών προς τις επιφάνειες σχιστότητας των πετρωµάτων-ξενιστών. Οι χαρακτηριστικοί ιστοί και υφές αποδίδονται από τους ερευνητές σε µεταµορφικές διαδικασίες. Οι Billett and Nesbitt (1986), Ashworth et al. (1988) and Nesbit et al. (1988) αναφέρουν ότι η µεταλλοφορία των περιοχών Επταδένδρου και Ράχης εντοπίζεται στην επαφή µεταξύ των σερπεντινιτών και των αµφιβολιτών και ότι οι µεταλλοφόροι φακοί στην περιοχή Επταδένδρου ελέγχονται από ρηξιγενείς ζώνες, διευθύνσεων Β-Ν και -Α, ενώ στη περιοχή Ράχης ελέγχονται από µια ισοκλινή 112

114 πτυχή ή από µια διείσδυση ρυοδακιτικής σύστασης. Θεωρούν ότι η µεταλλοφορία που περιγράφουν είναι όµοια µ αυτή του Άλσους της Λεµεσσού (Limassol Forest Complex). Από τις δικές µας παρατηρήσεις που έγιναν στην περιοχή µελέτης προκύπτει ότι ο χώρος ανάπτυξης της µεταλλοφορίας είναι µια ρηξιγενής ζώνη που βρίσκεται στην επαφή γρανιτοειδών διεισδύσεων µε τη λεγόµενη ενότητα σερπεντινιτών αµφιβολιτών, όπως την αποκαλούν οι Billett and Nesbitt (1986). Πέραν αυτού όµως επεκτείνεται σηµαντικά όπως θα αναλύσουµε παρακάτω και µέσα στην υπερβασική βασική ενότητα, δηµιουργώντας µια εικόνα διάστρωσης. Αυτό φαίνεται ότι οδήγησε τους Bitzios et al. (1981), Katirtzoglou et al. (1981b), Κωνσταντινίδης κ.ά. (1983), και Arvanitidis and Constantinides (1989) στο να αποδώσουν το χαρακτηρισµό «στρωµατέγκλειστου» τύπου. Ο στρωµατογραφικός έλεγχος που αναφέρουν (χλωριτο-αµφιβολιτικοί σχιστόλιθοι) αποδεικνύεται ότι είναι τµήµα, είτε του µετα-υπερβασικού, είτε του µεταβασικού πετρώµατος που έχει υποστεί έντονα το φαινόµενο της χλωριτίωσης. Η χλωριτίωση αυτή εµφανίζεται συνήθως σ αυτά τα τµήµατα της µεταλλοφορίας, όπου το πέτρωµα-ξενιστής έχει υποστεί έντονη τεκτονική παραµόρφωση Μεταλλοφόρες εµφανίσεις Επταδένδρου και Ράχης Η περιοχή Επταδένδρου βρίσκεται περί τα 10 χλµ. βορειοανατολικά του χωριού Κίρκη (Σχ. 4). Οι µεταλλοφόρες εµφανίσεις εντοπίζονται σε µια στενή περιοχή και έχουν εξελιχθεί σε µικρού µεγέθους κοιτάσµατα, τα οποία εκµεταλλεύτηκαν στο παρελθόν για το χαλκό µε στοές συνολικού µήκους 330 µέτρων. Η µεταλλοφόρος ζώνη έχει µήκος που κυµαίνεται από 300 µέχρι 400 µέτρα, το δε πάχος της κυµαίνεται από δυο µέχρι επτά µέτρα. Από τη χαρτογράφηση ενός τµήµατος των στοών αυτών (Σχ.50) προκύπτει ότι η µεταλλοφορία εµφανίζεται υπό µορφή µικρών φακών, σε µήκος που κυµαίνεται από 10 έως 30 µέτρα, το δε πάχος τους φθάνει το ένα µέτρο. Η µεταλλοφορία, όπως αναφέρθηκε φιλοξενείται στη ρηξιγενή ζώνη και επεκτείνεται στο χλωριτιωµένο µετα-υπερβασικό - βασικό πέτρωµα. Η προέλευση του χλωριτικού σχιστολίθου από υπερβασικό πρωτόλιθο τεκµηριώνεται από τις εξής παρατηρήσεις: α) τη σταδιακή µετάβαση σε αντιγοριτικό σερπεντινίτη µε την αποµάκρυνση από τις µεταλλοφόρες ζώνες. β) από την ύπαρξη κρυστάλλων χρωµιούχων σπινελλίων, τόσο µέσα στη µεταλλοφορία, όσο και µέσα στο στείρο χλωριτικό σχιστόλιθο της ίδιας σύστασης όπως στα υπερβασικά. Η αυξηµένη ποσότητα κατά θέσεις πυριτικού υλικού έχει σχέση µε διεισδύσεις από τα γειτονικά όξινα πετρώµατα (γρανιτοειδή) σε τεκτονισµένες ζώνες. Η περιοχή Ράχης βρίσκεται 6 περίπου χλµ. βόρεια του χωριού Αισύµη (Σχ.4). Οι µεταλλοφόρες εµφανίσεις εντοπίζονται σε µια στενή περιοχή και έχουν εξελιχθεί σε µικρού µεγέθους κοιτάσµατα, τα οποία εκµεταλλεύθηκαν την περίοδο της Τουρκοκρατίας (?) για το χαλκό µε στοές συνολικού µήκους 300 µέτρων. Από τη χαρτογράφηση µιας από τις δυο στοές στην περιοχή Ράχης (Σχ.51) προκύπτει ότι και αυτή η µεταλλοφορία είναι ίδια µ αυτήν της περιοχής Επταδένδρου και εµφανίζεται υπό µορφή µικρών φακών σε µήκος που κυµαίνεται από 10 έως 20 µέτρα, το δε πάχος τους είναι περίπου ένα µέτρο. Η διαφορετικότητα στην περίπτωση της περιοχής Ράχης συνίσταται στην παρουσία της ρυοδακιτικής 113

115 114

116

117 διείσδυσης που έχει ηλικία µικρότερη των 28 εκ. ετών (Bitzios 1973, Σιδέρης 1975, Κατιρτζόγλου 1986, Alfieris et al. 1989). Οι ρυοδακιτικές αυτές διεισδύσεις εντοπίζονται στη λεκάνη Πριαµπονίου, διακόπτουν τους σχηµατισµούς της Ανώτερης και Κατώτερης Τεκτονικής Ενότητας, καθώς και το γρανοδιορίτη της Λεπτοκαρυάς. Κατά την άποψή µας η ρυοδακιτική διείσδυση δεν έπαιξε ρόλο στη µεταλλογενετική διεργασία. Λεπτοµερέστερες παρατηρήσεις έδειξαν ότι η µεταλλοφορία µπορεί να διακριθεί από άποψη µορφής µεταλλοφόρων σωµάτων σε: 1. φλεβικού τύπου, που πληρεί την τεκτονισµένη ζώνη και βρίσκεται στην τεκτονική επαφή των γρανιτοειδών και των µετα-υπερβασικών - βασικών πετρωµάτων και 2. στρωµατόµορφη ή φακοειδής όταν αυτή εγκλείεται µέσα στα µεταυπερβασικά - βασικά πετρώµατα. Η φλεβική µεταλλοφορία εµφανίζεται µε διεύθυνση Β - Ν και Α-. Συµπαγής χαλκοπυρίτης εµφανίζεται σε φακούς ή σε ακανόνιστα σώµατα. Αυτή η µεταλλοφορία εµφανίζεται στην τεκτονισµένη ζώνη και στα τελείως χλωριτιωµένα υπερβασικά πετρώµατα. Η στρωµατόµορφη µεταλλοφορία εµφανίζεται µε φακούς χαλκοπυρίτη και σιδηροπυρίτη εκεί όπου το πέτρωµα - ξενιστής είναι κυρίως χλωριτικός σχιστόλιθος. Οι φακοί αυτοί εµφανίζονται συνήθως σ αυτά τα τµήµατα των µεταλλοφόρων εµφανίσεων, όπου το πέτρωµα - ξενιστής έχει υποστεί τεκτονική παραµόρφωση. Στην τυπική στρωµατόµορφη έχουµε λεπτές στρώσεις µεταλλεύµατος σε µια ζώνη που δεν ξεπερνά τα δύο µέτρα που αποτελούνται από µεταλλοφόρες ταινίες, µε εναλλαγές λίγων εκατοστών πάχους πολύ χλωριτιωµένων πετρωµάτων. Ανάλογα µε την ποσότητα των µεταλλικών ορυκτών ή και τον τρόπο πλήρωσης του χώρου, η µεταλλοφορία της περιοχής έρευνας διακρίθηκε στις παρακάτω µορφές: α) συµπαγής-ηµισυµπαγής, β) διάσπαρτος και γ) λεπτοφλεβική. Η συµπαγής - ηµισυµπαγής µεταλλοφορία (Εικ.7) είναι η κύρια µορφή που καταλαµβάνει τοπικά την τεκτονισµένη ζώνη και εκτείνεται πλευρικά µέσα στο χλωριτιωµένο µετα-υπερβασικό - βασικό σώµα (Εικ.8). Κατά θέσεις η µεταλλοφορία διαβαθµίζεται σε διάσπαρτο τύπο ή φαίνεται να πληρεί µικροδιαρρήξεις και έτσι προκύπτουν οι άλλοι δυο µορφολογικοί τύποι µεταλλεύµατος, ο διάσπαρτος (Εικ.9) και ο λεπτοφλεβικός τύπος (Εικ.10). Στις στοές των περιοχών Επταδένδρου και Ράχης έγινε δειγµατοληψία, από τους διαφορετικούς τύπους µεταλλοφορίας και κατασκευάσθηκαν στιλπνές και λεπτές- στιλπνές τοµές, για µικροσκοπική εξέταση και για αναλύσεις στο µικροαναλυτή Ορυκτολογική σύσταση του µεταλλεύµατος Από τη µικροσκοπική µελέτη στο πολωτικό - πετρογραφικό, µεταλλογραφικό και ηλεκτρονικό µικροσκόπιο και τις αναλύσεις µε µικροαναλυτή, στις περιπτώσεις µικρού µεγέθους φάσεων, διαπιστώθηκε η παρουσία των παρακάτω ορυκτολογικών φάσεων στη σύσταση του µεταλλεύµατος: 116

118 Η στρωµατόµορφη µεταλλοφορία των περιοχών Επταδένδρου και Ράχης αποτελείται κύρια από τα ορυκτά σιδηροπυρίτη, χαλκοπυρίτη και επουσιώδη µαγνητίτη, µαγνητοπυρίτη, ενώ τα µη µεταλλικά ορυκτά είναι χλωρίτης και χαλαζίας. Εικ. 7. Συµπαγής µεταλλοφορία σιδηροπυρίτη και χαλκοπυρίτη σε περιβάλλον τεκτονισµένης ζώνης (Μακροσκοπικό δείγµα σε τοµή). Εικ. 8. Συµπαγής µεταλλοφορία σιδηροπυρίτη και χαλκοπυρίτη σε χλωριτικό σχιστόλιθο (Μακροσκοπικό δείγµα σε τοµή Cpy = χαλκοπυρίτης). Εικ. 9. ιάσπαρτος µεταλλοφορία σε πυριτικό υλικό (Μακροσκοπικό δείγµα σε τοµή, Qz = χαλαζίας, Cpy = χαλκοπυρίτης). Εικ. 10. Μικροφλεβική µεταλλοφορία χαλκοπυρίτη σε χλωριτικό σχιστόλιθο (µακροσκοπικό δείγµα σε τοµή, Cpy = χαλκοπυρίτης). 117

119 Η φλεβική µεταλλοφορία παρουσιάζει από τη µια θέση στην άλλη µεταβολές στην αναλογία των ορυκτών τα οποία διακρίθηκαν ανάλογα µε την αφθονία τους σε κύρια ορυκτά: σιδηροπυρίτης, χαλκοπυρίτης, κατά θέσεις αυξηµένες συγκεντρώσεις σφαλερίτη, γαληνίτη, µαγνητίτη και αιµατίτη, σε ίχνη και τοπικές συγκεντρώσεις εµφανίζονται εσσίτης, βισµουθινίτης, εµπλεκτίτης, τετραδυµίτης, αϊκινίτης, βιττισενίτης, µιλλερίτης, σιεγκενίτη, βορνίτη, µαγνητοπυρίτης, κοβελλίνης, γκαιτίτης, ενώ τα µη µεταλλικά είναι χλωρίτης και χαλαζίας, τοπικά παρατηρούνται ασβεστίτης και σερικίτης. Και στους δύο τύπους της µεταλλοφορίας διαπιστώθηκε η συχνή παρουσία χρωµιούχου σπινελλίου, ιδιαίτερα στις χλωριτιωµένες θέσεις, που αποτελεί υπολειµµατικό ορυκτό του υπερβασικού πετρώµατος. Ο Μαράτος (1961) εξετάζοντας στο µικροσκόπιο και µε διάφορα χηµικά αντιδραστήρια δείγµατα από τη µεταλλοφορία της περιοχής Επταδένδρου εντόπισε τα ορυκτά ραµµελσβεργίτη και εναργίτη. Από την εξέταση των δικών µας τοµών δεν κατέστη δυνατόν να εντοπισθούν τα παραπάνω ορυκτά Σιδηροπυρίτης Ο σιδηροπυρίτης από πλευράς ποσοστού συµµετοχής κατέχει την πρώτη θέση στο µετάλλευµα των περιοχών Επταδένδρου και Ράχης. Απαντά και στους τρεις τύπους της µεταλλοφορίας µε µεγάλη ποικιλία µεγέθους των κρυστάλλων του (από µικρούς κρυστάλλους µέχρι βλαστοπορφύρες). Επίσης έχει την τάση να αναπτύσσει σ ορισµένες περιπτώσεις ισοδιαµετρικό ιστό. Συχνά παρουσιάζει φαινόµενο ανισοτροπίας που µπορεί να αποδοθεί σύµφωνα µε τον Ramdohr (1980) σε διαστροφή του πλέγµατός του, λόγω των παραµορφωτικών δυνάµεων που έχει υποστεί. Ο σιδηροπυρίτης περιβάλλεται από το χαλκοπυρίτη (Εικ.11) και η επαφή τους είναι γραµµική (Εικ.12). Η ανάπτυξη κρυστάλλων σιδηροπυρίτη σε πολυγωνικά συσσωµατώµατα µε χαρακτηριστικά τριπλά σηµεία επαφής που µερικές φορές φθάνουν τις (Εικ.13) είναι αποτέλεσµα της ανακρυστάλλωσης της µεταλλοφορίας. Ο ιστός αυτός αναφέρεται σε πολυκρυσταλλικά συσσωµατώµατα θειούχων ενώσεων. Παρατηρείται µάλιστα σε µονοορυκτολογικές συγκεντρώσεις των θειούχων ορυκτών που έχουν τάση να αναπτύσσονται µε καλά διαµορφωµένο κρυσταλλικό σχήµα, όπως ο σιδηροπυρίτης (Stanton 1972, Vokes 1971,1976, McClay 1983, Craig and Vokes 1993). Στοιχεία τα οποία στηρίζουν την επίδραση παραµορφωτικών πιέσεων πάνω στο µετάλλευµα, όταν δεν έχουν µακροσκοπική έκφραση, µπορεί να αποκαλυφθούν µετά από την επίδραση κατάλληλων αντιδραστηρίων. Οι Rickard and Zweifel (1975) βρήκαν ότι η κατάλληλη µέθοδος είναι η προσβολή της µεταλλοφορίας για ένα λεπτό µε 6Μ HCI και ένα λεπτό µε πυκνό HNO 3. Έγινε επίδραση σε ορισµένα δείγµατα µε τα παραπάνω αντιδραστήρια και αποκαλύφθηκε µικροµωσαϊκή µορφή του σιδηροπυρίτη µε τριπλά σηµεία επαφής (Εικ. 14) και αρκετά συχνά µε οπτική ζώνωση (Εικ. 15, 16). Στους ζωνώδεις σιδηροπυρίτες σ ορισµένες περιπτώσεις παρατηρείται και αλλαγή κρυσταλλικού σχήµατος (Εικ.17). 118

120 Εικ.11. Μικροφωτογραφία µεταλλεύµατος όπου ιδιόµορφοι κρύσταλλοι σιδηροπυρίτη περιβάλλονται από χαλκοπυρίτη. Ανακλώµενο φως και //Ν (Py = Σιδηροπυρίτης, Cpy = χαλκοπυρίτης). Εικ.12. Μικροφωτογραφία µεταλλεύµατος όπου ιδιόµορφοι κρύσταλλοι σιδηροπυρίτη περιβάλλονται από χαλκοπυρίτη. Ανακλώµενο φως και //Ν (Py = Σιδηροπυρίτης, Cpy = χαλκοπυρίτης). Εικ.13. Μικροφωτογραφία µεταλλεύµατος όπου ο σιδηροπυρίτης παρουσιάζεται µε µωσαϊκή µορφή και µε τριπλά σηµεία επαφής. Ανακλώµενο φως και //Ν. 119

121 Εικ.14. Μικροφωτογραφία σε SEM: οπισθοανακλώµενων ηλεκρονίων. Σιδηροπυρίτης µε µικροµωσαϊκή υφή και µε τριπλά σηµεία επαφής. Εικ.15. Μικροφωτογραφία µεταλλεύµατος µετά από χάραξη όπου αποκαλύπτονται οπτικά ζωνώδεις κρυστάλλοι σιδηροπυρίτη (Py) να περιβάλλονται από χαλκοπυρίτη (Cpy). Ανακλώµενο φως και //Ν. 120

122 Εικ.16. Ζωνώδης βλαστοπορφύρης σιδηροπυρίτη µετά από χάραξη µε παράλληλη ανάπτυξη εδρών πυρήνα και περιβλήµατος. ιακρίνονται επίσης εγκλείσµατα (µαύρα) συνδρόµων ορυκτών σε οµόκεντρη διάταξη. Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.17. Ζωνώδης βλαστοπορφύρης σιδηροπυρίτη µετά από χάραξη µε αλλαγή κρυσταλλικού σχήµατος από τον πυρήνα στην περιφέρεια. Ανακλώµενο φως και //Ν. 121

123 Η οπτική ζώνωση που διαπιστώθηκε µε χάραξη (πυρήνας ακανόνιστος και γύρω ανάπτυξη ιδιόµορφων κρυστάλλων) αποδεικνύεται µε ηλεκτρονικό µικροαναλυτή, ότι αποτυπώνει µια χηµική ζώνωση. Συνεπώς έχουµε σαφή παρουσία δυο γενεών στον ίδιο κρύσταλλο. Ο πυρήνας αποτελεί την πρώτη γενεά και χαρακτηρίζεται ως σιδηροπυρίτης I, µε κύριο γνώρισµα του τις χαµηλές συγκεντρώσει σε Co και Ni. H περιφέρειά του αποτελεί τη δεύτερη γενεά και χαρακτηρίζεται ως σιδηροπυρίτης II, που συγκριτικά µε τον I παρουσιάζει υψηλότερες συγκεντρώσεις σε Co και Ni. Οι περισσότεροι µεµονωµένοι κρύσταλλοι σιδηροπυρίτη που δεν παρουσιάζουν οπτική ζώνωση και αναλύθηκαν φαίνεται ότι είναι σιδηροπυρίτες I, άρα είναι της πρώτης γενεάς. Υπάρχουν όµως και µεµονωµένοι κρύσταλλοι σιδηροπυρίτη της δεύτερης γενεάς. Στις µεταλλοφορίες των περιοχών Επταδένδρου και Ράχης έχει γίνει ανακρυστάλλωση του σιδηροπυρίτη. Ο σιδηροπυρίτης παρουσιάζεται µε διαφορετικό σχήµα τοµών στο µικροσκόπιο (Εικ.18, 19). Παρατηρούνται κρύσταλλοι σιδηροπυρίτη που βλαστάνουν σε βάρος άλλων κρυστάλλων (Εικ.20). Επίσης παρατηρήθηκαν απλές ή σύνθετες συµφύσεις στους ιδιόµορφους κρυστάλλους του σιδηροπυρίτη (Εικ.21). Η ανακρυστάλλωση του σιδηροπυρίτη δηµιουργεί συχνά εκτεταµένες µάζες από το ορυκτό που διακρίνονται µακροσκοπικά (Εικ.22). Οι κρύσταλλοί του εµφανίζονται αλλοτριόµορφοι, υπιδιόµορφοι και ιδιόµορφοι σχηµατίζοντας συσσωµατώµατα και ξενόµορφες µάζες. Ο σιδηροπυρίτης έχει µεγάλη δυνατότητα στο να αναπτύσσει ιδιόµορφους κρυστάλλους (µεγάλη κρυσταλλοβλαστική ικανότητα) που έχει ως συνέπεια την συνεχή ανακρυστάλλωσή του από µικρούς σε µεγαλύτερους κόκκους. Συχνά σχηµατίζει βλαστοπορφύρες που το µέγεθός τους ξεπερνά τα 5 χιλιοστά. Ο σιδηροπυρίτης µετά την ανακρυστάλλωσή του δέχθηκε τεκτονική καταπόνηση µε αποτέλεσµα να σχηµατίζει κατακλαστική υφή και µικροτεκτονικά λατυποπαγή µε αλλοτριόµορφα γωνιώδη τεµάχια των σπασµένων κρυστάλλων του (Εικ. 23). Ένα χαρακτηριστικό γνώρισµα του σιδηροπυρίτη των περιοχών Επταδένδρου και Ράχης είναι τα εγκλείσµατα άλλων µεταλλικών ορυκτών που φιλοξενούνται µέσα στους κρυστάλλους του. Εγκλείσµατα παρατηρούνται στη συµπαγή µεταλλοφορία, στους ανακρυσταλλωµένους βλαστοπορφύρες και στους ζωνώδεις σιδηροπυρίτες. Τα ορυκτά που εγκλείονται είναι ο χαλκοπυρίτης, ο σφαλερίτης, ο γαληνίτης, ο σπινέλλιος, ο ιλµενίτης και ο µαγνητίτης. Η µορφή µε την οποία απαντούν τα εγκλείσµατα είναι κυρίως η σφαιρική, περίπου σφαιρική, σταγονοειδής, επιµηκυσµένη ή ακανόνιστη. Συχνά παρατηρούνται σε θέσεις όπου έχουµε συνένωση κρυστάλλων του σιδηροπυρίτη (Εικ.24). Αυτό δείχνει ότι οι µικροί κρύσταλλοι των ορυκτών που εγκλείονται, βρέθηκαν ανάµεσα στους κόκκους του σιδηροπυρίτη, εγκλωβίσθηκαν ανάµεσα σ αυτούς και παρέµειναν µετά την ανακρυστάλλωση. Στην περίπτωση που βρίσκονται κοντά στα όρια του κρυστάλλου πιθανόν να πρόκειται για φλεβίδια τα οποία αποκόπηκαν (Εικ.25 και 26). Ο προσανατολισµός των εγκλεισµάτων στους κόκκους του σιδηροπυρίτη είναι, είτε σε παράλληλες ευθείες, είτε σε κυκλική οµόκεντρη διάταξη γύρω από το κέντρο του κρυστάλλου (Εικ. 16, 17, 27 και 28), στοιχεία που αποτυπώνουν τη ζώνωση των ορυκτών. 122

124 Εικ. 18. Ιδιόµορφος κρύσταλλος σιδηροπυρίτη στο πέτρωµα ξενιστής. Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.19. Εξαγωνικής τοµής σιδηροπυρίτης µέσα σε χαλκοπυρίτη. Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.20. Ιδιόµορφος σιδηροπυρίτης που βλαστάνει σε βάρος άλλου σιδηροπυρίτη. Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.21. Συµφύσεις ιδιόµορφων κρυστάλλων σιδηροπυρίτη. Ανακλώµενο φως και //Ν. 123

125 Εικ. 22. Συµπαγή σώµατα σιδηροπυρίτη στη µεταλλοφορία της περιοχής (Μακροσκοπική τοµή, Py = σιδηροπυρίτης). Εικ.23. Κατακλαστική υφή σιδηροπυρίτη. Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.24. Εγκλείσµατα χαλκοπυρίτη µέσα στο σιδηροπυρίτη (Py = σιδηροπυρίτης, Cpy = χαλκοπυρίτης). Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.25. Εγκλείσµατα χαλκοπυρίτη µέσα στο σιδηροπυρίτη (Py = σιδηροπυρίτης, Cpy = χαλκοπυρίτης). Ανακλώµενο φως και //Ν. 124

126 Εικ.26. Εγκλείσµατα χαλκοπυρίτη διαφορετικής µορφής µέσα στο σιδηροπυρίτη (Py=σιδηροπυρίτης, Cpy=χαλκοπυρίτης). Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.27. Πορφυροβλάστης σιδηροπυρίτη όπου εγκλείονται σε κυκλική διάταξη µη µεταλλικά ορυκτά (µαύρο) και χαλκοπυρίτης (Py = σιδηροπυρίτης, χαλκοπυρίτης). Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.28. Πορφυροβλάστης σιδηροπυρίτη όπου εγκλείονται σε κυκλική διάταξη µη µεταλλικά ορυκτά και εγκλείσµατα χαλκοπυρίτη (Py = σιδηροπυρίτης, Cpy = χαλκοπυρίτης). Ανακλώµενο φως και //Ν. 125

127 Χαλκοπυρίτης Ποσοτικά είναι το δεύτερο σε συχνότητα µεταλλικό ορυκτό. Απαντά σε όλους τους τύπους της µεταλλοφορίας, µε µεγαλύτερη συµµετοχή στη συµπαγή µεταλλοφορία. Πολύ συχνά παρατηρείται µε τη µορφή λεπτών διαστρώσεων παράλληλων ή όχι µε τη σχιστότητα του πετρώµατος ξενιστή (Εικ.29 και 30). Κόκκοι σιδηροπυρίτη διασπαρµένοι µέσα στη µάζα του χαλκοπυρίτη σχηµατίζουν «νησοειδή» ιστό (Εικ.31). Στη διάσπαρτη και λεπτοφλεβική µεταλλοφορία περιβάλλει πάντα το σιδηροπυρίτη και η επαφή του είναι γραµµική (Εικ.11 και 12). Άλλοτε πάλι στη «λατυποποιηµένη» και διάσπαρτη µορφή σχηµατίζει τον "σπογγώδη" ιστό (Εικ.32). Ο χαλκοπυρίτης καταλαµβάνει τους διακρυσταλλικούς ή διάκενους χώρους του σιδηροπυρίτη και των άλλων συνδρόµων ορυκτών (Εικ.33, 34 και 35). Συχνά απαντά υπό µορφή εγκλεισµάτων σε άλλα σουλφίδια, κυρίως µέσα στο σιδηροπυρίτη. Το σχήµα των εγκλεισµάτων ποικίλει από αποστρογγυλεµένο έως ακανόνιστο. Πολλές φορές εγκλείσµατα ή ακανόνιστης µορφής συγκεντρώσεις χαλκοπυρίτη µέσα στο σιδηροπυρίτη φαίνεται ότι προέρχονται από µικροφλεβίδια χαλκοπυρίτη που διεισδύουν στις κατακλάσεις του σιδηροπυρίτη. Εντοπίζεται επίσης µέσα στο πυριτικό υλικό (χαλαζία) µε µορφή ακανόνιστων κόκκων. Αποτελεί τη συνδετική ύλη άλλων ορυκτών, όπως του σιδηροπυρίτη, σφαλερίτη, εσσίτη, βισµουθινίτη, εµπλεκτίτη, αϊκινίτη, βιττισενίτη, µπεριϊτη, τετραδυµίτη και σιεγκενίτη. Ιδιαίτερα χαρακτηριστική είναι η περίπτωση που µέσα στο χαλκοπυρίτη εγκλείονται πολλά ορυκτά, µε ακανόνιστη διάταξη. Η µετακίνηση του χαλκοπυρίτη στις κατακλάσεις των κρυστάλλων των σκληρών ορυκτών, είναι φαινόµενο που συνδέεται άµεσα µε την επίδραση παραµορφωτικών τάσεων. Ο πλαστικός χαλκοπυρίτης, κάτω από την επίδραση των τάσεων αυτών, διεισδύει µέσα στις κατακλάσεις των σκληρών ορυκτών σιδηροπυρίτη και µαγνητίτη (Vokes 1969, Stanton 1972, Mookherjee 1976) Ορυκτά του Bi Πρόκειται για τα θειούχα ορυκτά βισµουθινίτη (Bi 2 S 3 ), (Εικόνες 36 και 37), Εµπλεκτίτη (CuBiS 2 ), (Εικ. 37), Αϊκινίτη (PbCuBiS 3 ), (Εικ.38), βιττισενίτη (Cu 3 BiS 3 ), (Εικ.39) και Τετραδυµίτη (Bi 2 Te 2 S) (Εικ. 40). Τα ορυκτά αυτά δηµιουργούν αλλοτριόµορφους κόκκους, οι οποίοι εγκλείονται στο χαλκοπυρίτη. Ο βισµουθινίτης µε τον εµπλεκτίτη σχηµατίζει χαρακτηριστικές µυρµυκιτικές συµφύσεις. Επίσης τα ορυκτά εµπλεκτίτης, αϊκινίτης, βιττισενίτης και µπεριϊτης βρίσκονται σε µυρµυκιτικές συµφύσεις µεταξύ τους Ορυκτά Te-Ag Πρόκειται για το ορυκτό Εσσίτης (Ag 2 Te) που εµφανίζεται σε αλλοτριόµορφους κόκκους µέσα στο χαλκοπυρίτη (Εικ.40) και σχηµατίζει συµφύσεις µε τον τετραδυµίτη. 126

128 Εικ.29. Χαλκοπυρίτης που τοποθετείται παράλληλα µε τα πετρογενετικά ορυκτά (Cpy = χαλκοπυρίτης). Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.30. Χαλκοπυρίτης που βρίσκεται παράλληλα µε τις σχιστοφυείς επιφάνειες των πετρωµάτων ξενιστών. Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.31. Νησοειδής ιστός σιδηροπυρίτη στο χαλκοπυρίτη. Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.32. Χαλκοπυρίτης µε σύνδροµα ορυκτά (χλωρίτη), όπου σχηµατίζει το «σπογγώδη» ιστό. Ανακλώµενο φως και //Ν. 127

129 Εικ.33. Χαλκοπυρίτης που εγκλείεται ή βρίσκεται µέσα σε διακρυσταλλικούς χώρους του σιδηροπυρίτη. Μικροφωτογραφία SEM οπισθοανακλώµενων ηλεκτρονίων. Εικ.34. Χαλκοπυρίτης που αντικαθιστά το σιδηροπυρίτη. Μικροφωτογραφία SEM οπισθοανακλώµενων ηλεκτρονίων. Εικ.35. Φλεβίδιο χαλκοπυρίτη που διακόπτει το σιδηροπυρίτη. Ανακλώµενο φως και //Ν. 128

130 Εικ. 36. Μικροφωτογραφία SEM του µεταλλεύµατος. Cpy = χαλκοπυρίτης, Bis = βισµουθινίτης. Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ. 37. Μικροφωτογραφία SEM δευτερογενών ηλεκτρονίων (Secondary Electron Image) και εικόνες στοιχειακής κατανοµής ακτίνων - χ (bis = βισµουθινίτης, empl = εµπλεκτίτης). 129

131 Εικ. 38. Κρύσταλλος Αϊκινίτη µέσα στο χαλκοπυρίτη. Μικροφωτογραφία SEM οπισθοανακλώµενων ηλεκτρονίων (Cpy = χαλκοπυρίτης, aik = Αϊκινίτης). Εικ. 39.Βιττισενίτης µε γαληνίτη. Μικροφωτογραφία SEM οπισθοανακλώµενων ηλεκτρονίων (wit = βιττισενίτης, Ga = γαληνίτης). Εικ. 40. Κρύσταλλοι Εσσίτη και τετραδυµίτη µέσα στο χαλκοπυρίτη. Μικροφωτογραφία οπισθοανακλώµενων ηλεκτρονίων (tetr = τετραδυµίτης, hes = Εσσίτης). 130

132 Θειούχα ορυκτά Co-Ni Πρόκειται για θειούχα ορυκτά της οµάδος λινεϊτη. Από τις µικροαναλύσεις που έγιναν προκύπτει ότι πρόκειται για το ορυκτό σιεγκενίτης [(Co, Ni) 3 S 4 ]. Το ορυκτό αυτό απαντά σε ιδιόµορφους µέχρι αλλοτριόµορφους κρυστάλλους µέσα στο χαλκοπυρίτη (Εικ.41). Επίσης µέσα στο χρωµίτη ως έγκλεισµα εντοπίσθηκε το ορυκτό µιλλερίτης (NiS) Σπινέλλιοι Στη µεταλλοφορία διακρίνονται δυο τύποι σπινελλίων α) χρωµιούχος σπινέλλιος, β) µαγνητίτης. α) Ο χρωµιούχος σπινέλλιος απαντά σ όλους τους τύπους της µεταλλοφορίας υπό µορφή διάσπαρτων κρυστάλλων και είναι ορυκτό συστατικό του πετρώµατος ξενιστή. Εµφανίζεται σε υπιδιόµορφους έως αλλοτριόµορφους κρυστάλλους µε το σιδηροπυρίτη (Εικ.42, 43) και εγκλείεται απ αυτόν (Εικ. 44). Παρουσιάζεται µε ζώνωση λόγω µεταµαγµατικών επιδράσεων. Παρατηρείται µία ζώνωση στο χρωµιούχο σπινέλλιο από το κέντρο στην περιφέρεια µε σκούρο χρώµα στο κέντρο και ανοικτό στην περιφέρεια (Εικ.45). Η ζώνωση αυτή αποδείχθηκε και χηµικά. ιακρίνεται πυρήνας χρωµίτη να περιβάλλεται από ζώνη σιδηροχρωµίτη και µερικές φορές εξωτερικά υπάρχει δακτύλιος µαγνητίτη. Τα φαινόµενα αλλοίωσης του χρωµίτη είναι πιο έντονα στη µεταλλοφορία παρά στο πέτρωµα, πράγµα που σηµαίνει ότι έχουµε συνδροµή των µεταλλογενετικών ρευστών στη διεργασία αυτή. Τέλος ο σιδηροπυρίτης εισχωρεί εντός του σπινελλίου(εικ.46). β) Ο µαγνητίτης απαντά διάσπαρτος σ όλους τους τύπους της µεταλλοφορίας. Επίσης εµφανίζεται σ ορισµένες περιπτώσεις συµπαγής µε ιδιόµορφους έως αλλοτριόµορφους κρυστάλλους, σ άλλες δε περιπτώσεις εµφανίζεται ζωνώδης (Εικ. 47). Ορισµένες φορές εγκλείεται στο σιδηροπυρίτη και µετατρέπεται σε αιµατίτη ξεκινώντας πότε από το κέντρο προς την περιφέρεια και πότε αντίστροφα. Όταν είναι τεκτονισµένος διακόπτεται από φλεβίδια σιδηροπυρίτη (Εικ.48) Αιµατίτης Ο αιµατίτης δηµιουργεί ριπιδοειδείς µορφές, που κατά ένα λόγο προέρχεται από το µαγνητίτη (µαρτιτίωση) και κατά δεύτερο λόγο από κατευθείαν ανάπτυξη. Μέσα στον αιµατίτη παρατηρήθηκαν υπολλείµατα µαγνητίτη. Στη µεταλλοφορία παρουσιάζεται τοπικά το φαινόµενο της µετατροπής αρχικού φυλλώδους αιµατίτη σε µαγνητίτη, που µε τη σειρά του µετατρέπεται τοπικά πάλι σε αιµατίτη. Μια πολύ συνηθισµένη τέτοια εικόνα αναφέρεται από τον Ramdohr (1980) ως αποτέλεσµα φαινοµένου θερµικής επαφής. 131

133 Εικ. 41. Κρύσταλλος σιεγκενίτη µέσα στο χαλκοπυρίτη. Μικροφωτογραφία SEM Οπισθοανακλώµενων ηλεκτρονίων (Cpy = χαλκοπυρίτης, Si = Σιεγκενίτης). Εικ. 42. Χρωµιούχος σπινέλλιος που περιβάλλεται από σιδηροπυρίτη. Ανακλώµενο φως και //Ν (cr = χρωµίτης, Py = σιδηροπυρίτης). Εικ.43. Ιδιόµορφοι έως αλλοτριόµορφοι κόκκοι χρωµιούχου σπινέλλιου (Py = σιδηροπυρίτης, cr = χρωµίτης). Μικροφωτογραφία SEM οπισθοανακλώµενων ηλεκτρονίων. 132

134 Εικ.44. Μαγνητίτης µέσα σε κρύσταλλο σιδηροπυρίτη (Py = σιδηροπυρίτης, Mgt = µαγνητίτης). Μικροφωτογραφία SEM οπισθοανακλώµενων ηλεκτρονίων. Εικ.45. Ζωνώδης χρωµιούχος σπινέλλιος όπου στο κέντρο παρατηρείται πυρήνας χρωµίτη (cr=χρωµίτης) και η περιφέρεια είναι σιδηροχρωµίτης (Fchr). Μικροφωτογραφία SEM οπισθοανακλώµενων ηλεκτρονίων. 133

135 Εικ. 46. Ζωνώδης κρύσταλλος µαγνητίτη µέσα στο σιδηροπυρίτη. (Py =σιδηροπυρίτης, mgt = µαγνητίτης). Μικροφωτογραφία SEM οπισθοανακλώµενων ηλεκτρονίων. Εικ.47. Σιδηροπυρίτης που εισχωρεί εντός του σπινελλίου (Py = σιδηροπυρίτης, cr = χρωµίτης). Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ. 48. Τεκτονισµένος κρύσταλλος µαγνητίτη που πληρώνεται από σιδηροπυρίτη (Py = σιδηροπυρίτης, mgt = µαγνητίτης). Ανακλώµενο φως µε //Ν. 134

136 Σφαλερίτης Ο σφαλερίτης απαντά σ όλους τους τύπους της µεταλλοφορίας µε πολύ µικρή συµµετοχή. Σε δείγµατα µεταλλεύµατος από την τεκτονισµένη ζώνη και µέσα σε περιβάλλον άµεσης γειτονίας µε τις όξινες διεισδύσεις παρατηρήθηκε σε αφθονία το ορυκτό να δηµιουργεί τη συνδετική ύλη µεταξύ των κρυστάλλων του σιδηροπυρίτη, τον οποίο συχνά φαίνεται να εκτοπίζει. Στις θέσεις αυτές αφθονεί και ο γαληνίτης. Συχνά περιέχει σταγονοειδή εγκλείσµατα χαλκοπυρίτη, δηλαδή παρουσιάζει αυτό που το ονόµασαν ασθένεια χαλκοπυρίτη (Barton 1978, Eldridg et al. 1983) (Εικ. 49), επίσης περιέχει εγκλείσµατα σιδηροπυρίτη και γαληνίτη, άλλες δε φορές αντικαθίσταται από το γαληνίτη Γαληνίτης Ο γαληνίτης απαντά σ όλους τους τύπους της µεταλλοφορίας, αλλά σε πολύ µικρή αναλογία. Σ ορισµένες θέσεις στην άµεση γειτονία µε τις όξινες διεισδύσεις (γρανιτοειδή) παρατηρείται σε αφθονία (Εικ.50) και µπορεί να αντικαθιστά το σφαλερίτη και το σιδηροπυρίτη. Περιφερειακά σε ορισµένες περιπτώσεις το ορυκτό αρχίζει να µετατρέπεται σε κερουσίτη λόγω οξείδωσης Μαγνητοπυρίτης Το ορυκτό αυτό σπανίζει στη µεταλλική παραγένεση και συναντάται, σε µικροκοκκώδη συσσωµατώµατα ή παρουσιάζεται σε αλλοτριόµορφους κόκκους και σε νησίδες µέσα στο χαλκοπυρίτη και σιδηροπυρίτη Οξείδια Fe - Ti Τα ορυκτά ιλµενίτης, αιµατίτης και ρουτίλιο απαντούν σε µεγαλύτερη συχνότητα στη διάσπαρτη µεταλλοφορία. Αυτό δείχνει ότι αποτελούν ορυκτά των πετρωµάτων ξενιστών. Τέλος εντοπίσθηκαν τα υπεργενετικά ορυκτά: κοβελλίνης και γκαιτίτης, που παρουσιάζονται µε µορφή στεφάνης (άλως) γύρω από τα αντίστοιχα µητρικά πρωτογενή ορυκτά (χαλκοπυρίτη και σιδηροπυρίτη) ή µε µορφή φλεβιδίων που πληρούν τις ρωγµατώσεις των µεταλλικών ορυκτών Σύνδροµα ορυκτά Στη µεταλλοφόρο παραγένεση υπάρχουν τα σύνδροµα ορυκτά χλωρίτης, χαλαζίας και ασβεστίτης. Ο χλωρίτης είναι το πρώτο σε ποσοστό συµµετοχής από τα µη µεταλλικά ορυκτά και προέρχεται κυρίως από τον υπερβασικό πρωτόλιθο. Αυτό τεκµηριώνεται από τη σταδιακή µετάβαση σε αντιγοριτικό σερπεντίνη µε την αποµάκρυνση από τις µεταλλοφόρες ζώνες, καθώς και από την ύπαρξη κρυστάλλων χρωµιούχων σπινελλίων, τόσο µέσα στη µεταλλοφορία, όσο και στο στείρο χλωριτικό σχιστόλιθο. Επίσης στην τεκτονισµένη ζώνη σε θέσεις όπου ο χλωρίτης είναι ελάχιστος, απαντούν κόκκοι χρωµίτη που δηλώνουν ότι ο χλωρίτης προέρχεται από το υπερβασικό πέτρωµα. Ο χλωρίτης παρουσιάζεται µε ζώνωση (Εικ. 51). Παρατηρήθηκε διαφοροποίηση της 135

137 Εικ. 49. Σφαλερίτης που περιέχει εγκλείσµατα χαλκοπυρίτη (sph = σφαλερίτης) Ανακλώµενο φως µε //Ν. Εικ. 50. Γαληνίτης σε επαφή µε σφαλερίτη (ga = γαληνίτης, sph = σφαλερίτης). Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.51. Μικροφωτογραφία SEM όπου φαίνεται η ζώνωση των κρυστάλλων του χλωρίτη. Οι φωτεινότερες ζώνες εκφράζουν υψηλότερη περιεκτικότητα σε Fe σε σχέση µε τις σκοτεινότερες που είναι πλουσιότερες σε Mg. 136

138 χηµικής σύστασης του χλωρίτη που συνοδεύει τη µεταλλοφορία σε σχέση µε το χλωρίτη των υπερβασικών που βρίσκονται µακριά από τη µεταλλοφορία. Ο χαλαζίας είναι το δεύτερο σε ποσοστό συµµετοχής µη µεταλλικό ορυκτό µετά τον χλωρίτη. Εµφανίζεται στην τεκτονισµένη ζώνη του γρανιτοειδούς µε µεγάλους κρυστάλλους. Επίσης διακρίνεται σε µικροκρυσταλλικό χαλαζία, ο οποίος συνδέεται µε τη µεταλλοφορία της πρώτης γενεάς, σχηµατίζει εναλλαγές µε τη µεταλλοφορία σιδηροπυρίτη-χαλκοπυρίτη και µε το χλωρίτη. Τέλος εµφανίζεται ο καλά κρυσταλλωµένος υδροθερµικός χαλαζίας της δεύτερης γενεάς, ο οποίος συνδέεται µε την κύρια µεταλλοφορία και εµφανίζεται µε ιδιόµορφους εξαγωνικούς και πρισµατικούς κρυστάλλους µέσα στο χαλκοπυρίτη (Εικ. 52, 53). Μερικές φορές εγκλείει µέσα του χαλκοπυρίτη (Εικ.53) και άλλοτε περιβάλλεται απ αυτόν (Εικ.54). Επίσης απαντά σε ξενόµορφες µάζες από συνένωση διαφορετικού µεγέθους κόκκων, που σχηµατίζουν τριπλά σηµεία επαφής. Οι κόκκοι εφάπτονται µεταξύ τους και σχηµατίζουν γωνίες Απαντάται και ως ορυκτό πλήρωσης διάκενων ή και "µικροσπασιµάτων των µεταλλοφόρων ορυκτών, µε τα οποία η επαφή του είναι, είτε κανονική, είτε τα αντικαθιστά. Μέσα στη µεταλλοφορία παρατηρούνται τοπικά µικροί αδένες (ανοίγµατα) στα οποία έχει αναπτυχθεί από τις παρυφές προς το εσωτερικό καλά κρυσταλλωµένος διαυγής χαλαζίας. Σ αυτόν τον τύπο του χαλαζία έγινε η έρευνα που αφορά τα ρευστά εγκλείσµατα. Ο ασβεστίτης είναι το τελευταίο ορυκτό στην παραγένεση και πληρεί µικροφλεβίδια ή ανοίγµατα στη µεταλλοφορία. 2. ΙΣΤΟΛΟΓΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΗΣ ΜΕΤΑΛΛΟΦΟΡΙΑΣ 2.1. Γενικά Ιστολογικά χαρακτηριστικά όπως το µέγεθος των ορυκτών, οι σχέσεις µεταξύ τους, αναφέρθηκαν στο προηγούµενο κεφάλαιο. Αρκετά όµως ιστολογικά χαρακτηριστικά, τα οποία έχουν σχέση µε τη γένεση και τις µεταγενετικές µεταβολές που έχει υποστεί το µετάλλευµα περιγράφονται σ αυτό το κεφάλαιο. Τα µεταλλοφόρα σώµατα των περιοχών Επταδένδρου και Ράχης φιλοξενούνται µέσα στη µετα-υπερβασική βασική σειρά πετρωµάτων, τα οποία υπέστησαν µια σειρά µεταµορφικών διαδικασιών. Τα µεταλλοφόρα σώµατα έχουν σχηµατισθεί πριν από το τελευταίο τουλάχιστον τεκτονικό γεγονός που έπληξε την περιοχή. Έτσι τα σώµατα αυτά έχουν υποστεί τουλάχιστον µία µεταµόρφωση. Η διαφορετική αναλογία σε σουλφίδια και πυριτικά ορυκτά έπαιξε σηµαντικό ρόλο στην εξέλιξη των φαινοµένων ανακρυστάλλωσης και παραµόρφωσης του µεταλλεύµατος. Οι πρωταρχικοί χαρακτήρες των µεταλλικών ορυκτών που δηµιουργούνται κατά την απόθεσή τους εξαφανίζονται ή τροποποιούνται από την επίδραση της µεταµόρφωσης δίνοντας θέση σε ιστούς που χαρακτηρίζουν τις µεταµορφικές διαδικασίες. Ο σιδηροπυρίτης έχει τη µεγαλύτερη δυνατότητα να αντιστέκεται στη µεταµόρφωση, µε αποτέλεσµα, να είναι δυνατό να διατηρεί ορισµένα ιστολογικά χαρακτηριστικά, τα οποία σχηµατίσθηκαν κατά την προ- ή συν-µεταµορφική διαδικασία Vokes (1976), Mills (1976), Ethier et al. (1976), 137

139 Εικ. 52. Εξαγωνική τοµή κρυστάλλου χαλαζία (Qz) µέσα στο χαλκοπυρίτη (Cpy). Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.53. Πρισµατικοί κρύσταλλοι χαλαζία (Qz) µέσα σε χαλκοπυρίτη (Cpy), οι οποίοι εγκλείουν κόκκο χαλκοπυρίτη. Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.54. Κρύσταλλος χαλαζία (Qz) που εγκλείεται στο χαλκοπυρίτη (Cpy). Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.55. ιάταξη σιδηροπυρίτη (Py) και χαλκοπυρίτη (Cpy) παράλληλα µε τα πετρογενετικά ορυκτά. Ανακλώµενο φως και //Ν. 138

140 Mookherjee (1976), McClay (1983), McClay and Ellis (1983), Frater (1985b), Lianxing and McClay (1993), Craig and Vokes (1993). Σύµφωνα µε τους McClay and Ellis (1983), ο σιδηροπυρίτης έχει τη δυνατότητα να διατηρήσει ορισµένα από τα πρωτογενή ιστολογικά χαρακτηριστικά µέχρι την αµφιβολιτική φάση. Στα περισσότερα ορυκτά οι πρωταρχικοί ιστοί αλλοιώνονται πλήρως από το µέσο της πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Η έρευνα για τον εντοπισµό των πρωτογενών ιστολογικών χαρακτηριστικών, τα οποία θα δώσουν στοιχεία για την ερµηνεία του σχηµατισµού τους, περιορίζεται στα «σκληρά» ορυκτά (σιδηροπυρίτης, µαγνητίτης), λόγω της αντίστασής τους στις µεταµορφικές διαδικασίες. Τα πλαστικά ορυκτά (π.χ. χαλκοπυρίτης) χάνουν πολύ εύκολα τους πρωταρχικούς ιστούς µε την επίδραση της πρώτης µεταµόρφωσης. Η επίδραση της µεταµόρφωσης στα µεταλλικά ορυκτά αναγνωρίζεται από τη δηµιουργία χαρακτηριστικών ιστών, τη δηµιουργία νέων ορυκτολογικών φάσεων, µε µετατροπή προϋπαρχόντων ορυκτών, την εξαφάνιση ορισµένων φάσεων και την αλλαγή µεγέθους των κόκκων των ορυκτών, (Kalliokoski 1965, McDonald 1967,1970, Vokes 1971, Stanton 1972, Mookherjee 1971, 1976, McClay and Ellis 1983, Cook et al. 1994). Αναµετακίνηση συστατικών, διάχυση ύλης σε στερεή ή και υγρή φάση, ανακρυστάλλωση, φαινόµενα ανόπτησης (Annealing) και επαναφοράς της δοµικής κατάστασης του πλέγµατος των ορυκτών και κατακλαστικές υφές είναι ορισµένες από τις πιο κοινές φυσικοχηµικές και µηχανικές διεργασίες που µπορούν να εµφανισθούν κατά την επίδραση µιας µεταµόρφωσης ή/και παραµόρφωσης (Mookherjee 1971, Vokes 1976, Craig and Vokes 1993, Vokes and Craig 1993). Πολλοί συγγραφείς αναφέρουν ότι η παραµόρφωση µαζί µε τη µεταµορφική κρυστάλλωση και ανακρυστάλλωση, τροποποιεί σε ένα µεγαλύτερο ή µικρότερο βαθµό τα αρχικά χαρακτηριστικά γνωρίσµατα των πετρωµάτων και της µεταλλοφορίας, ειδικά όταν υποβάλλονται σε διαφορετικές πιέσεις, υψηλή θερµοκρασία και παρουσία ρευστών. Η αλληλεπίδραση µεταξύ αυτών των διαδικασιών διαδραµατίζει ένα πολύ σηµαντικό ρόλο στην ορυκτολογία, στην υφή και στη µικροδοµική εξέλιξη του µεταλλοφόρου σώµατος και του συστήµατος των πετρωµάτων ξενιστών. Εποµένως, και παρά τις δυσκολίες που η ερµηνεία των υφών περιλαµβάνει, µπορεί να παρέχει πολύτιµες πληροφορίες σχετικά µε τη γεωλογική ιστορία της µεταλλοφορίας σε σχέση µε τα πετρώµατα ξενιστές Ιστοί και υφές από τη µεταµόρφωση Όπως αναφέρθηκε σε προηγούµενο κεφάλαιο η µεταλλοφορία είναι φλεβική και τοποθετείται στην τεκτονισµένη ζώνη µεταξύ γρανιτοειδών και υπερβασικών-βασικών και παρουσιάζεται στρωµατόµορφη όταν επεκτείνεται µέσα στα παραπάνω µετα-υπερβασικά-βασικά πετρώµατα (χλωριτικοί σχιστόλιθοι). Το µετάλλευµα παρουσιάζει (µακροσκοπικά και µικροσκοπικά) µια σειρά από ιστολογικά χαρακτηριστικά που έχουν παρατηρηθεί σε πολλά άλλα µεταµορφωµένα κοιτάσµατα του κόσµου. Η µεταµόρφωση επηρέασε τις µεταλλοφορίες Επταδένδρου και Ράχης, δηµιουργώντας ταινιώδη υφή, πορφυροβλάστες, πλαστική παραµόρφωση, κατάκλαση και ανακρυστάλλωση. 139

141 Οι βλαστοπορφύρες σιδηροπυρίτη, διασπαρµένοι µέσα στη συµπαγή µεταλλοφορία, είναι στοιχεία που προδίδουν την επίδραση της µεταµόρφωσης στο µετάλλευµα. Η ανάπτυξη πορφυροβλαστών σιδηροπυρίτη γύρω από διαβρωµένους πυρήνες γίνεται σύµφωνα µε τους Graig and Vokes (1993) κατά την προϊούσα φάση µεταµόρφωσης. Στην επακόλουθη ανάδροµη φάση µεταµόρφωσης αποδίδεται ο σχηµατισµός των µικρού µεγέθους κρυστάλλων γύρω από τους µεγάλους. Στο µετάλλευµα των περιοχών Επταδένδρου και Ράχης παρατηρούνται ταινιώδεις - στρωµατοειδείς υφές (banded textures), που αναπτύσσονται στο σιδηροπυρίτη, χαλκοπυρίτη, µαζί µε χλωρίτη και χαλαζία που είναι αποτέλεσµα εξάσκησης µεταµορφικών τάσεων και τοποθέτησης των ορυκτών σε επίπεδα (Εικ.55 και 56). Σύµφωνα µε τον Ramdohr (1980) οι ιστοί αυτοί αποτελούν χαρακτηριστικό "σηµάδι" για τα κοιτάσµατα που έχουν υποστεί µεταµόρφωση, ενώ ο Kanehira (1970) αναφέρει ότι είναι πολύ κοινοί στα µεταµορφωµένα στρωµατόµορφα θειούχα κοιτάσµατα του Cu και Fe της Ιαπωνίας, ακόµη και όταν ο βαθµός µεταµόρφωσης είναι υψηλός. Η στρωµάτωση ορισµένων κρυστάλλων σιδηροπυρίτη θεωρείται από τον Mookherjee (1976) δείκτης πλαστικής παραµόρφωσης. Σε ορισµένες περιπτώσεις δηµιουργείται στρωµάτωση µε τη συµµετοχή των σκληρών ορυκτών, κυρίως του σιδηροπυρίτη (Εικ.57). Στις µεταλλοφορίες των περιοχών Επταδένδρου και Ράχης παρατηρούνται κρύσταλλοι σιδηροπυρίτη ή µάζες χαλκοπυρίτη, που έχουν επιµηκυνθεί και τοποθετούνται παράλληλα µε τα πετρογενετικά ορυκτά (χλωρίτης και χαλαζίας) της µεταλλοφορίας (Εικ. 55, 56 και 57). Ο σιδηροπυρίτης αυτός έχει ελάχιστα εγκλείσµατα χαλκοπυρίτη. Η ανάπτυξη επιµήκους σχήµατος κρυστάλλων σιδηροπυρίτη παράλληλα προς τη φύλλωση σε χλωριτικό περιβάλλον είναι συχνή και αποδίδεται στη δράση της πίεσης του διαλύµατος κατά την ανάδροµη µεταµόρφωση (Cook et al. 1990, 1993). Για τα αίτια της επιµήκυνσης των κρυστάλλων του σιδηροπυρίτη υπάρχει ένας µεγάλος αριθµός εργασιών. Οι Graf and Skinner (1970) κατέληξαν µετά από πειραµατικές έρευνες στο συµπέρασµα ότι οι θερµοκρασίες πάνω από C αποφέρουν µόνο "εύθραυστη" παραµόρφωση του σιδηροπυρίτη, ενώ ο αργός βαθµός της έντασης και πίεσης στη φύση είναι δυνατόν να παράγει ένα "λιγότερο" εύθραυστο τύπο παραµόρφωσης. Στα ίδια αποτελέσµατα, κατέληξε και ο Atkinson (1975), ο οποίος χρησιµοποίησε στα πειράµατά του θερµοκρασίες C. Αντίθετα οι Sarkar et al.(1980) αναφέρουν ότι µόνο σε υψηλές θερµοκρασίες π.χ. στις αντίστοιχες σε πιέσεις εξατµίσεως των σουλφιδίων θα ήταν δυνατή η πλαστική παραµόρφωση του σιδηροπυρίτη, που όµως δεν φαίνεται να είναι κατορθωτό στη φύση. Η πρόσφατη πειραµατική παραµόρφωση σιδηροπυρίτη στη θερµοκρασία µέχρι (COX et al.1981) και η επαναξιολόγηση της προηγούµενης εργασίας των Graf et αl. (1981) έχει καταδείξει ότι ο σιδηροπυρίτης µπορεί να παραµορφωθεί µε τις διαδικασίες ολίσθησης. Επιπλέον, οι πρόσφατες µελέτες µε ηλεκτρονικό µικροσκόπιο σάρωσης από φυσικά παραµορφωµένο σιδηροπυρίτη από τους Couderc et al. (1980) έδειξαν το ίδιο αποτέλεσµα. 140

142 Οι Craig and Vokes (1992) παρατήρησαν ότι η µεταµόρφωση από την πρασινοσχιστολιθική µέχρι την αµφιβολιτική φάση είχε µικρή επίδραση στη µεταβολή της ορυκτολογίας. Εποµένως η µεταµόρφωση είχε µεγάλη επίδραση στην υφή των ορυκτών. Κατά τις µεταµορφικές συνθήκες της πρασινοσχιστολιθικής φάσης, ο σιδηροπυρίτης παραµορφώνεται αποκλειστικά µέσω κατάκλασης (Atkinson 1975, Cox et al. 1981). Αντίθετα ο χαλκοπυρίτης και ο σφαλερίτης παραµορφώνονται πλαστικά µε ενδοκρυσταλλική ολίσθηση και διδυµίες παραµόρφωσης (Clark and Kelly 1973, Kelly and Clark 1975, Roscoe 1975). Η παραµόρφωση απλών κρυστάλλων ή συµπαγούς σιδηροπυρίτη εµφανίζεται µε κατάκλαση των κρυστάλλων του σε ζώνες διάτµησης, όπου ο χαλκοπυρίτης διεισδύει ως νεότερο ορυκτό. Σε πολλά µεταµορφωµένα και παραµορφωµένα θειούχα κοιτάσµατα, ο σιδηροπυρίτης εµφανίζεται µε κατακλαστικές υφές (Vokes 1969, 1971, Ramdohr 1969, Mookherjee 1976, Sarkar et al. 1980). Όταν µέσα στις κατακλάσεις των σκληρών ορυκτών που δηµιουργήθηκαν κατά την κατάκλασή τους, µετακινηθούν πλαστικά ορυκτά, αυτά είναι φαινόµενα που συνδέονται άµεσα µε την επίδραση παραµορφωτικών τάσεων. Ο χαλκοπυρίτης, ως πλαστικό ορυκτό, κάτω από παραµορφωτικές τάσεις διεισδύει µέσα στις κατακλάσεις του σιδηροπυρίτη. Στο µετάλλευµα παρατηρείται συχνά µια ζώνη µυλωνιτιωµένου σιδηροπυρίτη που οφείλεται σε κατάκλαση. Οι κόκκοι του σιδηροπυρίτη αντιδρούν στις παραµορφωτικές τάσεις µε σπάσιµο σε µικρότερα τµήµατα και δίνουν εικόνες µε κατακλαστικούς ιστούς (Εικ.26 και 58 ). Ο σιδηροπυρίτης συµπεριφέρεται ως εύθραστο υλικό (Graf and Skinner 1970, Mookherjee 1971, Siemes et al. 1991, Craig and Vokes 1993). Η κατακλαστική υφή είναι έντονη στις µεταλλοφορίες Επταδένδρου και Ράχης και αποτυπώθηκε στον σιδηροπυρίτη και τους σπινελλίους. Σύµφωνα µε τον England (1979) στο σιδηροπυρίτη σε ορισµένες περιπτώσεις οι κατακλάσεις λόγω παραµορφωτικών τάσεων σχηµατίζουν σχισµό (Εικ.59). Ο σιδηροπυρίτης εµφανίζει κατακλαστικές - παραµορφωτικές υφές ή υφές θερµικής επούλωσης των ανωµαλιών του πλέγµατος µετά από την παραµόρφωση που υπέστησαν οι µεταλλοφορίες (Vokes 1969, 1976, Davies 1972, Lawrence 1972, Ramdohr 1980). Η πλαστική παραµόρφωση του σιδηροπυρίτη εµφανίζεται στο εργαστήριο από τους C (Cox et al. 1981). Με την επίδραση πλαστικής παραµόρφωσης ο σιδηροπυρίτης που εναποτίθεται στις νέες θέσεις, αναπτύσσει επιµήκεις κρυστάλλους (Εικ.58). Εµφανίζεται διαµελισµένος σε λεπτά τεµαχίδια τα οποία επιµηκύνονται και προσανατολίζονται, παράλληλα µε τις επιφάνειες σχιστότητας των πετρωµάτων ξενιστών. Ο Stanton (1972) θεωρεί τις µορφές ολίσθησης των µεταλλικών ορυκτών, ότι προέρχονται από παραµορφωτικές τάσεις στη διάρκεια του µεταµορφισµού, ενώ ο Vokes (1969) τις αποδίδει στην µεταµορφική ανακρυστάλλωση και την παραµόρφωση, των συµπαγών θειούχων κοιτασµάτων. Στο µετάλλευµα της περιοχής παρατηρούνται έντονα φαινόµενα ανακρυστάλλωσης, µε αποτέλεσµα οι ανάλογοι ιστοί να είναι ευρέως διαδοµένοι σχεδόν σε όλα τα µεταλλικά ορυκτά, µε ιδιαίτερη όµως έµφαση στο σιδηροπυρίτη µε τη δηµιουργία πορφυροβλαστών. 141

143 Εικ.56. ιάταξη σιδηροπυρίτη (Py) και χαλκοπυρίτη (Cpy) παράλληλα µε τα πετρογενετικά ορυκτά. Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.57. Επιµηκυσµένος κρύσταλλος σιδηροπυρίτη (Py). Ανακλώµενο φως και // Ν. Εικ.58. Κρύσταλλος σιδηροπυρίτη (Py) διαµελισµένος από τεκτονική καταπόνηση. Ανακλώµενο φως και //Ν. 142

144 Επειδή ο σιδηροπυρίτης είναι άφθονος και ικανός να καταγράψει τη µεταµορφική εξέλιξη του µεταλλεύµατος, παρατηρήθηκαν µε λεπτοµέρεια τα χαρακτηριστικά του, µετά από προσβολή µε HNO 3 για το σκοπό αυτό, όπως έγινε και από άλλους ερευνητές (π.χ. Cook et al. 1993, Graig and Vokes 1993). Μετά από µια τέτοια κατεργασία διαπιστώθηκε η ύπαρξη τριπλών σηµείων ανάπτυξης των κρυστάλλων του σιδηροπυρίτη, δηλαδή η γνωστή «υφή µορφής αφρού» (foam-texture). Ο σιδηροπυρίτης αναπτύσσεται σε πολυγωνικά σώµατα από συγκρυστάλλωση. Οι κόκκοι του σε ορισµένες θέσεις αναπτύσσονται σε τριπλά σηµεία επαφής, σχηµατίζοντας γωνίες Ο Lawrence (1972) αναφέρει τέτοιους ιστούς στα θειούχα µεταλλεύµατα σιδηροπυρίτη στο Mt. Morgan της Αυστραλίας, τους οποίους αποδίδει σε θερµικά φαινόµενα κατά τη διάρκεια θερµικού µεταµορφισµού. Η ανάπτυξη ισοδιαµετρικού ιστού στον ανακρυσταλλωµένο σιδηροπυρίτη υπογραµµίζει την «ωρίµανση» των κόκκων του, από ενεργειακή άποψη, γεγονός που υποδηλώνει και την εξάσκηση πιέσεων και θερµοκρασιών σε ένα κύκλο µέχρι την τελική εξισορρόπηση της παραγένεσης (Stanton and Gorman 1968, Stanton 1972). Τέτοιοι ισοδιαµετρικοί ιστοί παρατηρούνται στο µετάλλευµα των περιοχών Επταδένδρου και Ράχης. Η σχέση του µεγέθους των κόκκων του σιδηροπυρίτη και του βαθµού µεταµόρφωσης έχει απασχολήσει πολλούς ερευνητές. Η αύξηση του βαθµού µεταµόρφωσης έχει ως αποτέλεσµα την αύξηση του µεγέθους των κόκκων του σιδηροπυρίτη (Vokes 1971, Mookherjee 1976, McClay and Ellis 1983, Craig and Vokes 1993). Οι κόκκοι του σιδηροπυρίτη που βρίσκονται µέσα σε σχιστολίθους, που υπέστησαν µεταµόρφωση υψηλού βαθµού, έχουν µέγεθος που κυµαίνεται από 0.08 έως 0.3 mm (Doi 1961, Kanehira 1970). Στη δική µας περίπτωση το µέγεθος των κόκκων του σιδηροπυρίτη ξεπερνά τα 5 mm. Η ανακρυστάλλωση των µεταλλικών ορυκτών προήλθε από την τεκτονική πίεση ή από κάποιο θερµικό γεγονός ή και από τα δύο. Η προσφορά υλικού από αναµετακίνηση προϋπάρχουσας µεταλλοφορίας, µπορεί να συµβάλλει στην ανάπτυξη νέων κρυστάλλων. Σύµφωνα µε τον Stanton (1972), η ανακρυστάλλωση είναι αποτέλεσµα της αύξησης της θερµοκρασίας που συνοδεύει το µεταµορφισµό, στην περίπτωση των µεταµορφωµένων κοιτασµάτων. Εµφανίζεται κυρίως µε αύξηση του µεγέθους των κόκκων των ορυκτών και µε ανάπτυξη ιστών ανόπτησης (Vokes 1976, Mookhrjee 1976, Craig and Vokes 1993). Επίσης η ανάπτυξη κρυστάλλων σιδηροπυρίτη µικροµωσαϊκής µορφής που σχηµατίζει γωνιές µε τριπλά σηµεία επαφής (Εικ. 14), είναι αποτέλεσµα της ανόπτησης (Stanton and Gorman 1968, Lawrence 1972, Stanton 1972). Παρατηρούνται συσσωµατώµατα σιδηροπυρίτη, που έχουν δηµιουργηθεί από µερική ανακρυστάλλωση (ενδιάµεσο στάδιο) των αρχικών µικροκρυστάλλων, τα όρια των οποίων σε αρκετές περιπτώσεις διαγράφονται από τη διείσδυση του νεότερου ορυκτού χαλκοπυρίτη. Με την ανακρυστάλλωση δηµιουργούνται βλαστοπορφύρες σιδηροπυρίτη που µπορεί να παρουσιάζουν υφή µορφής κόσκινου, οι πόροι του οποίου µπορεί να είναι σύνδροµα ή µεταλλικά ορυκτά (Εικ.30 και 31). Η υφή αυτή συχνά αντανακλά και σε µια ζώνωση του βλαστοπορφύρη. Στους πόρους αυτούς στην περιοχή µελέτης υπάρχουν υπολείµµατα άλλων µεταλλικών ορυκτών (χαλκοπυρίτης) και πυριτικών ορυκτών (χαλαζίας και χλωρίτης) που έχουν εγκλωβισθεί µέσα στο βλαστοπορφύρη. 143

145 Με την επίδραση τεκτονικών δυνάµεων οι κρύσταλλοι του σιδηροπυρίτη διαµελίζονται και µετατοπίζονται (Εικ.60). Η δηµιουργία των µικροτεκτονικών λατυποπαγών έπεται της ανακρυστάλλωσης και πρέπει να είναι το τελευταίο τεκτονικό στάδιο που έχει επιδράσει στις µεταλλοφορίες της περιοχής. Συµπερασµατικά, µε βάση τα ιστολογικά χαρακτηριστικά του σιδηροπυρίτη διακρίνονται δύο τουλάχιστον γενεές του ορυκτού (I και ΙΙ) εκ των οποίων η πρώτη χρησίµευσε ως πυρήνας ανάπτυξης της δεύτερης και της δηµιουργίας των πορφυροβλαστών του ορυκτού. Εικ.59. Ανάπτυξη σχισµού σε κρύσταλλο σιδηροπυρίτη (Py). Ανακλώµενο φως και //Ν. Εικ.60. Μετατόπιση σιδηροπυρίτη από τεκτονική καταπόνηση. Μικροφωτογραφία SEM οπισθοανακλώµενων ηλεκτρονίων. 3. ΧΗΜΙΚΗ ΣΥΣΤΑΣΗ ΤΟΥ ΜΕΤΑΛΛΕΥΜΑΤΟΣ Για να εξετασθεί η χηµική σύσταση των µεταλλοφόρων εµφανίσεων Επταδένδρου και Ράχης αναλύθηκε µικρός αριθµός µεταλλοφόρων δειγµάτων από τις αντίστοιχες στοές και από τα µπάζα εξόρυξης. Oι περιεκτικότητες της µεταλλοφορίας σε Cu κυµαίνονται από 2.3 µέχρι 21.0 %, µε µέση τιµή 10.6 %. Οι περιεκτικότητες του Pb και Zn είναι πολύ χαµηλές µε µέσες τιµές 0.08 και 0.12 αντίστοιχα. Οι περιεκτικότητες της µεταλλοφορίας σε Ag κυµαίνονται από 6 µέχρι 116 ppm, µε µέση τιµή τα 53 ppm. Αντίθετα ο χρυσός στις αναλύσεις έδωσε τιµές που δεν ξεπερνούν τα 0.1 ppm. Στον Πίνακα 23 δίνονται αποτελέσµατα αντιπροσωπευτικών χηµικών αναλύσεων. 144

146 Πίνακας 23. Χηµικές αναλύσεις δειγµάτων από τις µεταλλοφόρες συγκεντρώσεις περιοχής Επταδένδρου και Ράχης Επτάδενδρο Ράχη SiO 2 % Al 2 O MnO MgO CaO Cu % Pb Zn Fe Ag ppm ΟΡΥΚΤΟΧΗΜΕΙΑ ΤΩΝ ΜΕΤΑΛΛΙΚΩΝ ΟΡΥΚΤΩΝ Η µελέτη του χηµισµού των σουλφιδίων της περιοχής Επταδένδρου και Ράχης, έγινε µε ηλεκτρονικό µικροαναλυτή. Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις των ορυκτών δίνονται στους Πίνακες από 24 έως Σιδηροπυρίτης (FeS 2 ) Οι µικροαναλύσεις στο σιδηροπυρίτη έγιναν σε δείγµατα που προέρχονται από τις στοές των περιοχών Επταδένδρου και Ράχης. Αναλύθηκαν όλοι οι µορφολογικοί τύποι του ορυκτού και σε διαφορετικές παραγενέσεις για να διαπιστώσουµε πιθανές χηµικές διαφορές. Επίσης έγιναν αναλύσεις στους βλαστοπορφύρες που έχουν οπτική ζώνωση από το κέντρο προς την περιφέρεια για να διαπιστωθεί η ύπαρξη ή µη πιθανής χηµικής ζώνωσης. Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις του ορυκτού δίνονται στον Πίνακα 24. Ο σιδηροπυρίτης έχει το στοιχειοµετρικό χηµικό τύπο FeS 2. Στο πλέγµα του µπορούν να βρεθούν Co, Ni, Cu και τα ιχνοστοιχεία Pb, V, Sb, Zn, Mn, Ag, Au, Se, Sn (Ramdohr 1980, Vaughan and Craig 1981). Στις µεταλλοφορίες των περιοχών Επταδένδρου και Ράχης ο σιδηροπυρίτης έχει τα παρακάτω χαρακτηριστικά: Η χηµική σύσταση του σιδηροπυρίτη (I) φαίνεται στον Πίνακα 24 οι δε µέσες περιεκτικότητες των στοιχείων και η διακύµανση τους στον Πίνακα 27. Ο Fe κυµαίνεται από % µέχρι % µε µέση τιµή %, το S κυµαίνεται από µέχρι % µε µέση τιµή %, ενώ οι µέσοι όροι των περιεκτικοτήτων των άλλων στοιχείων είναι για το Cu: 0.19, για το Cd: 0.03, για το Zn: 0.12, για το As: 0.41, για το Co: 0.05 και για το Ni: 0.05 %. Από τις χηµικές αναλύσεις του σιδηροπυρίτη (I) στην περιοχή Επταδένδρου και Ράχης προκύπτει ότι η µέση χηµική σύσταση του ορυκτού, µε βάση τα 2 άτοµα S, µπορεί να δοθεί από τον τύπο Fe 0.98 As 0.01 S

147 Πίνακας 24. Χηµική σύσταση σιδηροπυρίτη (Py I) περιοχής Επταδένδρου και Ράχης Επτάδενδρο Ράχη Fe Co Ni Cu Zn As S Σύν Αριθµός κατιόντων µε βάση 2 (S) Fe Co Ni Cu Zn As Σύν S ,5: Ιδιόµορφος 2: Αλλοτριόµορφος 3, 4: Υπιδιόµορφος 6, 7, 8: Υπιδιόµορφος που αντικαθίσταται από χαλκοπυρίτη. Οι µικροαναλύσεις των περιφερειακών ζωνών σιδηροπυρίτη που παρουσιάζει οπτική ζώνωση ( σιδηροπυρίτης II) φαίνονται στον Πίνακα 25, οι δε µέσοι όροι και η διακύµανση αυτών στον Πίνακα 27. Στους σιδηροπυρίτες αυτούς έγιναν αναλύσεις, µια στο κέντρο και µια στην περιφέρεια του κρυστάλλου. Από τη σύγκριση των αναλύσεων πυρήνα και περιφέρειας στον ίδιο κρύσταλλο (Πίνακας 25) µπορούµε να παρατηρήσουµε ότι σ' όλα τα ζεύγη υπάρχει ελαφρά µείωση του Fe από το κέντρο στην περιφέρεια. Η περιεκτικότητα του Cu αυξάνει από το κέντρο προς τη περιφέρεια, του Zn και As στα περισσότερα ζεύγη αυξάνει από το κέντρο στην περιφέρεια. Το Co αυξάνει από το κέντρο προς την περιφέρεια, ενώ το Ni άλλοτε αυξάνει και άλλοτε µειώνεται από το κέντρο προς τη περιφέρεια. Από τις χηµικές αναλύσεις του σιδηροπυρίτη (II) προκύπτει ότι η µέση σύσταση του ορυκτού, µε βάση τα 2 άτοµα S, είναι Fe 0.96 Co 0.02 Ni 0.01 S Οι περιεκτικότητες σε Fe κυµαίνονταιαπό µέχρι % µε µέση τιµή %, το S κυµαίνεται από µέχρι % µε µέση τιµή %. Οι µέσοι όροι είναι για το Cu: 0.11, για το Zn: 0.26, για το As: 0.06, το Co: 1.45 και το Ni: 0.44 %. Για να µπορέσουµε να διαπιστώσουµε αν όντως υπάρχει χηµική ζώνωση στους σιδηροπυρίτες που παρουσιάζουν διαφορετικής ζώνες, κάναµε σάρωση σε τέσσερις κρυστάλλους, τα αποτελέσµατα των οποίων παρουσιάζονται στις Εικόνες 61 και 62. Η έρευνα των ζωνών αυτών µε µικροαναλυτή έδειξε διαφορά στη σύστασή τους από το κέντρο προς την περιφέρεια στα στοιχεία Ni, Co και Fe. Συγκεκριµένα διαπιστώθγηκε ότι το Ni 146

148 και Co εµφανίζουν εµπλουτισµό στην περιφέρεια σε σχέση µε τον πυρήνα των κρυστάλλων. Η περιεκτικότητα του Fe είναι αυξηµένη στον πυρήνα και ελαττώνεται στην περιφέρεια. Από τα παραπάνω φαίνεται ότι οι βλαστοπορφύρες του σιδηροπυρίτη έχουν χηµική ζώνωση και ότι ο σιδηροπυρίτης αυτός προέρχεται από τη δράση διαφορετικών ρευστών. Πίνακας 25. Χηµική σύσταση σιδηροπυρίτη µε οπτική ζώνωση (Py II) περιοχής Επταδένδρου και Ράχης Επτάδενδρο Ράχη Fe Co Ni Cu Zn As S Σύν Αριθµός κατιόντων µε βάση 2 (S) Fe Co Ni Cu Zn As Σύν S Κέντ. Περιφ. Κέντ. Περιφ. Κέντ. Περιφ. Κέντ. Περιφ Χαλκοπυρίτης (CuFeS 2 ) Ο χαλκοπυρίτης έχει το στοιχειοµετρικό χηµικό τύπο CuFeS 2. Ανάλογα µε τις συνθήκες σχηµατισµού του µπορεί να φιλοξενίσει στο πλέγµα του και άλλα στοιχεία, όπως Zn, Ni, Sn και επιπλέον τα Co, Mn, As, Ag, V, Pb, Sb (Ramdohr 1980, Vaughan and Craig 1981). Για τη χηµική σύσταση του χαλκοπυρίτη των περιοχών Επταδένδρου και Ράχης έγιναν αναλύσεις σε διάφορες θέσεις. Τα αποτελέσµατα των αναλύσεων παρατίθενται στον Πίνακα 26, οι δε µέσοι όροι και η διακύµανση αυτών στον Πίνακα

149 Πίνακας 26. Χηµικές αναλύσεις χαλκοπυρίτη (Cpy) περιοχής Επταδένδρου και Ράχης Επτάδενδρο Ράχη Cu Fe Co Ni Zn As S Σύν Αριθµός κατιόντων µε βάση 2 (S) Cu Fe Co Ni Zn As S Σύν , 4, 5: Συµπαγής 2: Έγκλεισµα χαλκοπυρίτη στο σιδηροπυρίτη 3, 7: Χαλκοπυρίτης που περιβάλλει το σιδηροπυρίτη 6, 8: Χαλκοπυρίτης σε κρυσταλλικά διάκενα του σιδηροπυρίτη Ορυκτά του Bi Ο βισµουθινίτης έχει τον τύπο Bi 2 S 3. Οι Palache et al. (1966) αναφέρουν ότι στο πλέγµα του εκτός του Bi και S, µπορεί να συµµετέχουν και άλλα στοιχεία όπως Se, Fe, Cu, Pb, Te και Ag. Αναλύθηκαν 3 κόκκοι βισµουθινίτη (Πίν. 28) και οι περιεκτικότητες αυτών σε Bi κυµαίνονται από µέχρι %, µε µέση τιµή %, ενώ του S κυµαίνονται από µέχρι %, µε µέση τιµή το %. Οι µέσοι όροι των άλλων στοιχείων είναι για το Fe: 0.15, για το Cu: 0.89, για το Pb: 0.98 και για τον Ag: 0.23 %. Από τις χηµικές αναλύσεις του βισµουθινίτη και µε βάση 3 άτοµα S προκύπτει ο χηµικός τύπος: (Bi 2.14 Fe 0.01 Cu 0.08 Pb 0.03 Ag 0.02 ) Σ=2.28 S Παρατηρείται µια απόκλιση από το στοιχειοµετρικό τύπο του ορυκτού (περίσσεια κατιόντων). 148

150 Εικ.61. Κρύσταλλοι ζωνώδους σιδηροπυρίτη που σαρώθηκαν κατά την διεύθυνση της γραµµής µε τον αναλυτή. Μικροφωτογραφία SEM οπισθοανακλώµενων ηλεκτρονίων και γραφήµατα κατανοµής των στοιχείων Ni και Fe από την περιοχή Επταδένδρου (Α) και Ράχης (Β). 149

151 Εικ. 62. Κρύσταλλοι ζωνώδους σιδηροπυρίτη από την περιοχή Ράχης (Α) και Επταδένδρου (Β), που σαρώθηκαν κατά την διεύθυνση της γραµµής µε µικροαναλυτή. Μικροφωτογραφία SEM οπισθοανακλώµενων ηλεκτρονίων και γραφήµατα κατανοµής των στοιχείων Ni, Co και Fe. 150

152 Πίνακας 27. Μέση περιεκτικότητα και όρια διακύµανσης στο σιδηροπυρίτη: Py (I) το σιδηροπυρίτη µε χηµική ζώνωση: Py (II) και στο χαλκοπυρίτη (Cpy) περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. Py (I), n=8 Μ.Ο. διακύµανση Py (II), n=8 M.O. διακύµανση Cpy, n=8 M.Ο. διακύµανση Fe S Cu Co Ni Zn As Πίνακας 28. Μέσος όρος τριών µικροαναλύσεων του βισµουθινίτη (Bi 2 S 3 ) περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. Wt. % Με βάση 3 (S) Bi Bi Fe 0.15 Fe Cu 0.89 Cu Ag 0.36 Ag Pb 0.98 Pb Te 0.00 Te S S Σύνολο Σύν. Μετάλλων Ο εµπλεκτίτης έχει τον τύπο CuBiS 2, αλλά στο πλέγµα του εκτός από Cu και Bi συµµετέχουν Fe, Ag και Pb (Ramdohr 1980). Αναλύθηκαν 3 κόκκοι εµπλεκτίτη και ο µέσος όρος παρουσιάζεται στον Πίνακα 29. Από τις χηµικές αναλύσεις του εµπλεκτίτη προκύπτει ο χηµικός τύπος: (Cu 1.11 Bi 1.07 Pb 0.02 Fe 0.01 Ag 0.01 ) Σ=2.22 S 2.00., όπου παρατηρείται περίσσεια κατιόντων. Πίνακας 29. Μέσος όρος τριών µικροαναλύσεων του Εµπλεκτίτη (CuBiS 2 ) περιοχής Επταδένδρου. Wt. % Με βάση 2 (S) Cu Cu Bi Bi Fe 0.16 Fe Ag 0.42 Ag Pb 1.09 Pb Te 0.00 Te S S Σύνολο Σύν. Μετάλλων Ο βιττισενίτης έχει χηµικό τύπο Cu 3 BiS 3, αλλά στο πλέγµα του µπορεί να συµµετέχουν Ag, Fe και Pb (Ramdohr 1980). Αναλύθηκαν 2 κόκκοι βιττισενίτη και ο µέσος όρος παρουσιάζεται στον Πίνακα 30. Από τις χηµικές αναλύσεις του βιττισενίτη προκύπτει ο χηµικός τύπος: 151

153 (Cu 2.91 Ag 0.04 Pb 0.10 Bi 1.00 ) Σ=4.05 S 3.00 και βρίσκεται πολύ κοντά στο στοιχειοµετρικό τύπο. Πίνακας 30. Μέσος όρος δυο µικροαναλύσεων του βιττισενίτη (Cu 3 BiS 3 ) περιοχής Επταδένδρου. Wt % Με βάση 3 (S) Cu Cu Ag 0.98 Ag Pb 4.21 Pb Bi Bi S S Σύνολο Σύν. Μετάλλων Ο τετραδυµίτης έχει χηµικό τύπο Bi 2 Te 2 S, αλλά στο πλέγµα του συµµετέχουν Fe, Cu και Ag (Ramdohr 1980). Αναλύθηκαν 3 κόκκοι τετραδυµίτη και ο µέσος όρος αυτών παρουσιάζεται στον Πίνακα 31. Από τις χηµικές αναλύσεις του τετραδυµίτη προκύπτει ο χηµικός τύπος: (Bi 1.85 Te 1.84 Cu 0.03 Ag 0.01 ) Σ=3.73 S 1.00, όπου παρατηρείται έλλειψη κατιόντων σε σχέση µε το στοιχειοµετρικό τύπο. Πίνακας 31. Μέσος όρος τριών µικροαναλύσεων του Τετραδυµίτη (Bi 2 Te 2 S) περιοχής Επταδένδρου. Wt. % Με βάση 1 (S) Bi Βi Te Te Fe 0.04 Fe Cu 0.28 Cu Ag 0.15 Ag Pb 0.00 Pb S 4.82 S Σύνολο Σύν. Μετάλλων Ο αϊκινίτης έχει χηµικό τύπο CuPbBiS 3, αλλά στο πλέγµα του συµµετέχει και ελάχιστος Fe. Αναλύθηκαν 3 κόκκοι αϊκινίτη και ο µέσος όρος αυτών παρουσιάζεται στον Πίνακα 32. Από τις χηµικές αναλύσεις του αϊκινίτη προκύπτει ο χηµικός τύπος: (Cu 0.80 Pb 0.98 Bi 1.11 Fe 0.01 ) Σ=2.90 S 3.00, µε µικρή έλλειψη κατιόντων σε σχέση µε το στοιχειοµετρικό τύπο. Πίνακας 32. Μέσος όρος τριών µικροαναλύσεων του αϊκινίτη (PbCuBiS 3 ) περιοχής Επταδένδρου. Wt. % Με βάση 3 (S) Pb Pb Cu 8.83 Cu Bi Bi Fe 0.06 Fe Ag 0.00 Ag Te 0.00 Te S S Σύνολο Σύν. Μετάλλων

154 4.4. Ορυκτά Te-Ag και Co-Ni Στο µετάλλευµα της περιοχής µελέτης συµµετέχουν τα ορυκτά εσσίτης, µιλλερίτης και σιεγκενίτης. Ο εσσίτης έχει χηµικό τύπο Ag 2 Te, αλλά εκτός του Ag και Te συµµετέχουν στο πλέγµα του και τα στοιχεία Fe, Cu, Bi και Sb (Πίν.33). Οι περιεκτικότητες του Ag κυµαίνονται από µέχρι %, µε µέση τιµή 63.55, ενώ του Te κυµαίνονται από µέχρι %, µε µέση τιµή %. Οι µέσες περιεκτικότητες των άλλων στοιχείων στον εσσίτη είναι Fe 0.03, Cu 0.02, Bi 1.25 και Sb 0.14%. Από τις χηµικές αναλύσεις του εσσίτη προκύπτει ο χηµικός τύπος: (Ag 2.16 Bi 0.02 ) Σ=2.18 Te 1.00, µε περίσσεια κατιόντων από το στοιχειοµετρικό τύπο. Πίνακας 33. Μέσος όρος τριών µικροαναλύσεων του εσσίτη (Ag 2 Te) περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. Wt % µε βάση 1(Te) Ag Ag Fe 0.04 Fe Cu 0.02 Cu Sb 0.14 Sb Bi 1.26 Bi Te Te Σύνολο Σύν. Μετάλλων Ο µιλλερίτης εντοπίζεται µέσα στους σπινελλίους και έχει χηµικό τύπο NiS, αλλά στο πλέγµα του συµµετέχει και ο Fe (Πίν.34). Ο σιεγκενίτης έχει χηµικό τύπο (Co,Ni) 3 S 4, αλλά στο πλέγµα του συµµετέχουν και τα στοιχεία Fe και Cu (Πίν.34). Οι περιεκτικότητες του Co κυµαίνονται από µέχρι %, µε µέση τιµή %, του Ni από µέχρι % και µέση τιµή %, ενώ του S κυµαίνονται από µέχρι % και µέση τιµή %. Οι µέσες τιµές για τα στοιχεία Fe και Cu είναι 3.84 και 1.0 % αντίστοιχα. Από τις χηµικές αναλύσεις προκύπτουν οι χηµικοί τύποι: (Ni 0.93 Fe 0.07 ) Σ=1.00 S 1.00 για το µιλλερίτη και (Co 1.30 Ni 1.40 Fe 0.21 Cu 0.05 ) Σ=2.96 S 4.00 για το σιεγκενίτη. Και τα δύο ορυκτά παρουσιάζουν χηµικές συστάσεις όπως στον ιδεατό στοιχειοµετρικό τύπο. Πίνακας 34. Μέσος όρος τριών µικροαναλύσεων του µιλλερίτη (NiS) και σιεγκενίτη (Ni, Co) 3 S 4 περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. Wt% NiS (Ni,Co) 3 S 4 Με βάση 1(S) 4(S) Ni Ni Co Co Fe Fe Cu Cu S S Σύνολο Σύν. Μετάλλων Όπως φαίνεται από τους Πίνακες στα ορυκτά παρατηρούνται αποκλίσεις από το στοιχειοµετρικό τύπο. Ο µικρός αριθµός αναλύσεων δεν 153

155 επιτρέπει την αποδοχή µε βεβαιότητα αυτών των αποκλίσεων. Εντούτοις είναι δυνατόν αυτό να παρατηρείται και µπορεί να οφείλεται στο βαθµό διακριτικότητας του οργάνου που χρησιµοποιήθηκε για την ανάλυση, π.χ. η ανάλυση µε µικροαναλυτή εφοδιασµένο µε σύστηµα EDS για ορισµένα στοιχεία, λόγω επικαλύψεως του φάσµατος από άλλα, οι τιµές που προσδιορίζονται έχουν µεγαλύτερη απόκλιση. Επιπλέον το αν υπάρχει πλεόνασµα κατιόντων µπορεί να οφείλεται σε παρουσία προσµίξεων ή σε µικρή έλλειψη θείου. Το τελευταίο µπορεί να προκαλείται από το γεγονός ότι τα δείγµατα πάρθηκαν από θέσεις κοντά στην επιφάνεια και η χηµική αποσάθρωση µπορεί να αποµάκρυνε µέρος του θείου Σφαλερίτης (ZnS) Ο σφαλερίτης έχει χηµικό τύπο ZnS. Ο Zn µπορεί να αντικατασταθεί από Fe µέχρι και 12 % και από Mn ή Cd µέχρι 5.4 και 4.4 % αντίστοιχα. Άλλα ιχνοστοιχεία που µπορεί να συµµετέχουν στο πλέγµα του σφαλερίτη αντικαθιστώντας τo Fe, είναι το Sb, Ba, In, Tl, Ge, Ga και Hg (Ramdohr 1980). Για τη χηµική σύσταση του σφαλερίτη στην περιοχή έρευνας αναλύθηκαν 6 κόκκοι, στα στοιχεία Zn, Fe, Mn, S, Bi, Pb, Cd και As. Τα αποτελέσµατα των µικροαναλύσεων παρατίθενται στον Πίνακα 35. Η ανάλυση σηµείων στον πυρήνα ή στην περιφέρεια των κόκκων του ορυκτού δεν έδειξε µεταβολές σύστασης. Η περιεκτικότητα του σφαλερίτη σε Fe κυµαίνεται από 3.33 έως 4.26 %, σε Zn από έως %, σε As από 1.92 έως 2.29 %, σε Bi από 0.00 έως 1.76 % και σε S από έως %. Τα στοιχεία Cd, Pb και Mn βρίσκονται κάτω από τα όρια ανίχνευσης του µικροαναλυτή. Η µοριακή συµµετοχή σε FeS κυµαίνεται από 5.96 έως 7.93 %. Από τις χηµικές αναλύσεις του Πίνακα 36 προκύπτει για το σφαλερίτη ο χηµικός τύπος (Zn 0.95 Fe 0.07 As 0.03) Σ=1.05 S 1.00, πολύ κοντά στο στοιχειοµετρικό τύπο. Πίνακας 35. Χηµική σύσταση σφαλερίτη περιοχής Επταδένδρου και Ράχης Zn Fe As Bi S Σύνολο Αριθµός κατιόντων µε βάση 1 S Zn Fe As Bi S Mol FeS

156 4.6. Γαληνίτης (PbS) Ο γαληνίτης έχει χηµική σύσταση PbS, αν και στο πλέγµα του µπορεί να βρίσκονται αρκετά στοιχεία. Το Se και το Te αντικαθιστούν το S µέχρι και 18 %. Άλλα στοιχεία που συµµετέχουν ως κατιόντα στη θέση του Pb είναι ο Ag,,Sb, Bi και As. Επίσης τα ιχνοστοιχεία Fe, Cu, Mn, Sn, Zn, Cd, Tl, Ni, και Hg (Vaughan and Craig 1978, Ramdohr 1980). Στο µετάλλευµα της περιοχής αναλύθηκαν τρεις κόκκοι γαληνίτη που παρουσιάζονται στον Πίνακα 36. Από το µέσο όρο των τριών αναλύσεων του γαληνίτη προκύπτει ο τύπος (Pb 0.93 Bi 0.04 Ag 0.04 Cu 0.01 ) Σ=1.02 S 1.00, πολύ κοντά στο στοιχειοµετρικό τύπο. Ο Pb στους γαληνίτες κυµαίνεται από µέχρι %, ο Cu από 0.07 µέχρι 0.93 %, ο Ag από 1.71 µέχρι 1.99 % και το βισµούθιο από 3.09 µέχρι 3.91 %. Οι γαληνίτες της µεταλλοφορίας περιοχής Επταδένδρου έχουν υψηλές περιεκτικότητες σε βισµούθιο και για το λόγο αυτό ονοµάζονται «βισµουθιούχοι» γαληνίτες, επίσης έχουν χαµηλούς λόγους Sb/Bi. Πίνακας 36. Χηµική σύσταση γαληνίτη περιοχής Επταδένδρου και Ράχης Bi Cu Ag Sb Pb S Σύνολο Αριθµός κατιόντων µε βάση 1 S Bi Cu Ag Sb Pb S Σύν. Μετάλλων

157 5. Ο ΛΟΓΟΣ Co/Ni ΣΤΟΝ ΣΙ ΗΡΟΠΥΡΙΤΗ Οι περιεκτικότητες των σουλφιδίων σε ορισµένα ιχνοστοιχεία µπορούν να δώσουν σηµαντικές πληροφορίες για τον τρόπο γένεσης της µεταλλοφορίας. Σύµφωνα µε τους Loftus-Hills and Solomon (1967) οι τιµές του λόγου Co/Ni στους ιζηµατογενείς σιδηροπυρίτες είναι <1 µε ψηλές περιεκτικότητες σε Co και Ni, ενώ στους ηφαιστειογενείς σιδηροπυρίτες ο λόγος αυτός είναι >1 ή <1 µε χαµηλές περιεκτικότητες σε Co και Ni (µικρότερες από 10 και 50 ppm αντίστοιχα). Oι Bralia et al. (1979) υπολόγισαν ότι ο παραπάνω λόγος στους ηφαιστειογενείς σιδηροπυρίτες κυµαίνεται από 5 έως 50 και για τους σιδηροπυρίτες που υπέστησαν αναµόρφωση (reformed), από 1.3 έως 4.7. Ο Xuexin (1984) βρήκε ότι ο λόγος Co/Ni είναι <0.8 στους ιζηµατογενείς σιδηροπυρίτες, από 2 έως 3 γι αυτούς που βρίσκονται σε υδροθερµικά, µεταµορφωµένα ηφαιστειακά κοιτάσµατα και σε κοιτάσµατα επαφής (τύπου skarn) και >3.5 για τους ηφαιστειογενείς σιδηροπυρίτες. Οι τιµές του Co/Ni στις παραπάνω εργασίες παρουσιάζουν σχετικά µεγάλη διασπορά. Οι Filippidis (1992) και Filippidis et al. (1993) έκαναν µια σύνοψη των παραπάνω απόψεων και έδωσαν την παρακάτω στατιστική κατάταξη: οι ιζηµατογενείς σιδηροπυρίτες έχουν λόγο Co/Ni από περίπου 0.5 έως 0.8 και οι ηφαιστειογενείς µεγαλύτερο από 5.0. Οι σιδηροπυρίτες που βρίσκονται σε υδροθερµικά και σε αναµορφωµένα (reformed) ιζηµατογενή - ηφαιστειοϊζηµατογενή - ηφαιστειακά κοιτάσµατα, καθώς και σε κοιτάσµατα τύπου skarn έχουν λόγο Co/Ni από 0.5 έως 5.0 περίπου. Όπως φαίνεται από τα παραπάνω διάκριση µεταξύ των δύο κατηγοριών γένεσης υδροθερµικών και αναµορφωµένων δεν µπορεί να γίνει, κι αυτό αποτελεί µια αδυναµία του κριτηρίου αυτού. είγµατα καθαρού σιδηροπυρίτη διαχωρίστηκαν µετά από θραύση έως περίπου 250 µm του µεταλλεύµατος κάτω από στερεοµικροσκόπιο µε µεγάλη προσοχή. Η καθαρότητα των δειγµάτων ελέγχθηκε µε περιθλασιµετρία ακτίνων - Χ. Τα δείγµατα αναλύθηκαν µε τη µέθοδο φασµατοµετρίας εκποµπής µε διέγερση πλάσµατος Inductively Coupled Plasma - Mass Spectometer (ICP- MS). Όπως φαίνεται και στiς χηµικές αναλύσεις (Πίν.37) από τις περιεκτικότητες του Fe και Cu, τα εµπλουτίσµατα των σιδηροπυριτών ήταν πολύ καθαρά χωρίς να περιέχουν οι κόκκοι του εγκλείσµατα χαλκοπυρίτη. Ο λόγος Co/Ni του Πίνακα 37 στους σιδηροπυρίτες της περιοχής Επταδένδρου κυµαίνεται από 0.91 έως 0.97 µε µέσο όρο 0.94, ενώ της περιοχής Ράχης κυµαίνονται από 3.70 έως 4.36 µε µέσο όρο Παράλληλα µετρήθηκαν οι λόγοι Co/Ni στους ζωνώδεις σιδηροπυρίτες στην περιφέρειά τους, που παρουσιάζουν αυξηµένες τιµές σε Ni και Co, ο λόγος αυτός (για µετρήσιµες τιµές) κυµαίνεται από 0.52 έως Χρησιµοποιήθηκε το λογαριθµικό διάγραµµα Ni-Co των Bralia et al. (1975) όπου προβλήθηκαν οι τιµές των αναλύσεων µας στα στοιχεία αυτά (Σχ.52). Επίσης στο ίδιο διάγραµµα προβάλλονται και οι τιµές των σιδηροπυριτών από την εργασία των Filippidis et al. (1993). Οι τιµές αυτές του λόγου Co/Ni στους σιδηροπυρίτες (Σχ.52) αποκλίνουν από τα πεδία των ιζηµατογενών και ηφαιστειογενών σιδηροπυριτών και τοποθετούνται µέσα στο πεδίο των υδροθερµικών κοιτασµάτων και αυτών που έχουν υποστεί µεταµόρφωση/παραµόρφωση. Όπως αναφέρθηκε και παραπάνω, διάκριση µεταξύ υδροθερµικών και αναµορφωµένων κοιτασµάτων δεν µπορεί να γίνει µε βάση τις τιµές του λόγου 156

158 Co/Ni στο σιδηροπυρίτη. Επιπλέον στην παρούσα µελέτη η παρουσία ζωνωδών κρυστάλλων σιδηροπυρίτη µε υψηλότερες περιεκτικότητες σε Co και Ni στην περιφέρεια σε σχέση µε τον πυρήνα αποτελεί ένα επιπλέον παράγοντα δυσκολίας στην ερµηνεία της γένεσης των κοιτασµάτων. Με βάση λοιπόν καθαρά ιστολογικά κριτήρια δεχόµαστε ότι πρόκειται για αναµορφωµένα κοιτάσµατα, πιθανόν από αρχικά υδροθερµικής προέλευσης, αφού συνδέονται µε ρηξιγενείς ζώνες. Οι ψηλές τιµές Co και Ni που παρατηρούνται στην περιοχή Επταδένδρου σε σχέση µ αυτή της περιοχής Ράχης, πιθανόν να οφείλονται στο ότι η περιοχή Επταδένδρου βρίσκεται στρωµατογραφικά κάτω από την περιοχή Ράχης και στο χαµηλότερο τµήµα των σερπεντινιτών, κοντά στην επαφή µε τους βασικούς αµφιβολίτες. Έτσι η κυκλοφορία διαλυµάτων σε µεγαλύτερο χρόνο και έκταση µέσα στα υπερβασικά πετρώµατα της περιοχής Επταδένδρου προκάλεσε την απελευθέρωση των στοιχείων αυτών από τα πυριτικά και την απόθεσή τους, τόσο κατά το σχηµατισµό του σιδηροπυρίτη, όσο και των σουλφιδίων Ni Co που παρατηρήθηκαν στην περιοχή αυτή. Η περιεκτικότητα του σιδηροπυρίτη σε ιχνοστοιχεία έχει χρησιµοποιηθεί από πολλούς ερευνητές για τη διάκριση του τρόπου και των διεργασιών γένεσης της παραγένεσης στην οποία βρίσκεται (π.χ. Loftus-Hill and Solomon 1967, Song and Zhang 1986, Herbert 1987, Roberts 1982). Οι Ho et al. (1994) στη µελέτη χρυσοφόρων µεταλλοφοριών στη. Αυστραλία δέχονται γενικά ότι τα ιχνοστοιχεία Co, Cu, Ni και Zn στο σιδηροπυρίτη προέρχονται από τα πετρώµατα που περιβάλλουν τη µεταλλοφορία και συνεπώς αντανακλά τη συµµετοχή των πετρωµάτων ξενιστών, ενώ τα Au, Ag, As, Bi και Pb συνήθως εισάγονται από το µεταλλοφόρο ρευστό. Θα πρέπει όµως να τονισθεί ότι η περιεκτικότητα σε ιχνοστοιχεία µπορεί να επηρεασθεί από τη θερµοκρασία και τα επικρατούντα ανιονικά είδη στο µεταλλοφόρο ρευστό (Herbert 1987). Πίνακας 37. Αναλύσεις µε ICP-MS σε καθαρούς σιδηροπυρίτες Επτάδενδρο Ράχη Μ.Ο Μ.Ο Fe % Cu ppm Co ppm Ni ppm Co/Ni (Co/Ni)* *:Από Filippidis et al. (1993), µέσος όρος τριών αναλύσεων. 157

159 Σχ. 52. ιάγραµµα Co/Ni των Bralia et al. (1975) στους σιδηροπυρίτες από τις µεταλλοφορίες των περιοχών Επταδένδρου και Ράχης. 158

160 6. ΙΣΟΤΟΠΑ ΜΟΛΥΒ ΟΥ 6.1. Γενικά Οι συστηµατικές µεταβολές της ισοτοπικής σύστασης του µολύβδου σε κοιτάσµατα και πετρώµατα έχουν αποτελέσει αντικείµενο έρευνας στο παρελθόν. Οι πιο πρόσφατες όµως µελέτες των ισοτόπων του µολύβδου έχουν ως κύριους στόχους τον καθορισµό του πιθανού γενετικού µοντέλου των κοιτασµάτων, της ηλικίας καθώς και της σύστασης των πετρωµάτων από τα οποία προέρχεται ο µόλυβδος (Stacey et al. 1980). Ισοτοπικές αναλύσεις µολύβδου από τις µεταλλοφόρες συγκεντρώσεις των περιοχών Επταδένδρου και Ράχης, καθώς και ισοτοπικές αναλύσεις µολύβδου των πετρωµάτων - ξενιστών παρουσιάζονται παρακάτω Αναλυτική µέθοδος Έξι δείγµατα σιδηροπυρίτη - χαλκοπυρίτη που έχουν συµπυκνωθεί εργαστηριακά από τις µεταλλοφόρες συγκεντρώσεις Ράχης και Επταδένδρου, καθώς και τρία δείγµατα πετρώµατος (αµφιβολίτη) από τις ίδιες περιοχές στάλθηκαν για ανάλυση στο Πολυτεχνείο της Ζυρίχης. Επιλέχθηκε από τα πετρώµατα ο αµφιβολίτης γιατί είναι ένα από τα πετρώµατα ξενιστές της µεταλλοφορίας. Οι χηµικές αναλύσεις παρουσιάζονται στον Πίνακα 38. Μετά την αρχική χηµική επεξεργασία των δειγµάτων ακολούθησε η µέτρηση της ισοτοπικής σύστασης του περιεχοµένου µολύβδου. Οι µετρήσεις έγιναν σε φασµατογράφο µάζας. Σε κάθε µέτρηση έγινε διόρθωση για διάκριση µάζας (Mass discrimination) 1 /µονάδα µάζας. Η διόρθωση αυτή προσδιορίσθηκε από την επαναληψιµότητα του πρότυπου NBS SRM981. Η συνολική ακρίβεια (1σ) κάθε µέτρησης είναι καλύτερη από 1 /µοναδιαία διαφορά µάζας. Πίνακα 38. Ισοτοπική σύσταση του µολύβδου των µεταλλοφόρων συγκεντρώσεων και πετρωµάτων της περιοχής Επταδένδρου και Ράχης επί τοις. Αρ. είγµ. Περιοχή 206 Pb/ 204 Pb 207 Pb/ 204 Pb 208 Pb/ 204 Pb Ανάλυση σε F-140 Επτάδενδρο py-cpy F-141 Επτάδενδρο py-cpy F-142 Επτάδενδρο py-cpy F-134 Ράχη py-cpy F-137 Ράχη py-cpy F-139 Ράχη py-cpy AB-6 Επτάδενδρο αµφιβολίτης BA-7 Ράχη αµφιβολίτης BA-8 Ράχη αµφιβολίτης 159

161 6.3. Συζήτηση Η συζήτηση που ακολουθεί είναι βασισµένη στο µοντέλο των Doe and Zartman (1979). Το µοντέλο αυτό είναι µια βελτίωση εκείνου που αναπτύχθηκε από τον Armstrong (1968) και υποθέτει ανάµειξη του µολύβδου σε τέσσερα περιβάλλοντα κατά την διάρκεια έντεκα χρονικά ισοδύναµων ορογενέσεων από τα 4.0 δισεκατοµµύρια έτη µέχρι σήµερα. Τα περιβάλλοντα αυτά είναι ο µανδύας, ο ανώτερος φλοιός, ο κατώτερος φλοιός και το ορογενετικό. Το τελευταίο αντιπροσωπεύει περιβάλλον που µπορεί να συµµετέχουν και τα τρία πρώτα περιβάλλοντα. Το µοντέλο των Doe and Zartman (1979) έχει ως στόχο τον έλεγχο θεωριών που αφορούν την ισοτοπική εξέλιξη του µολύβδου στην κλίµακα του πλανήτη µας. Η οµοιογενής ισοτοπική σύσταση του µολύβδου του Πίνακα 38 είναι αποτέλεσµα της οµογενοποιητικής ικανότητας που έχουν οι ορογενετικές διαδικασίες. Στα σχήµατα 53 και 54 των Doe and Zartman (1979) που προβλήθηκαν τα αποτελέσµατα των ισοτοπικών αναλύσεων φαίνεται η εξέλιξη της ισοτοπικής σύστασης του µολύβδου µε το χρόνο. Αυτά δείχνουν τον ορογενετικό χαρακτήρα των ισοτόπων του µολύβδου. Σύµφωνα µ' αυτή την προσέγγιση ο µόλυβδος των µεταλλοφόρων συγκεντρώσεων και των πετρωµάτων φαίνεται ότι έχει προκύψει από υλικό προερχόµενο κύρια από τον ανώτερο φλοιό και σε µικρότερο ποσοστό από το µανδύα. Η καµπύλη ανάπτυξης του µολύβδου, όπως αναφέρεται στους Stacey and Kramers (1975) για το µέσο φλοιό είναι µ=9.74 και λόγο Th/U ~3.70 που παρουσιάζεται σε αµφότερα τα διαγράµµατα (Σχ.55 και 56). Επί πλέον παρουσιάζεται µια καµπύλη ανάπτυξης του µολύβδου µε µ=9.94 και ισόχρονες γραµµές που αρχίζουν από 3.70 δισεκατοµµύρια έτη. Χρησιµοποιώντας το σχήµα 57 των Zartman and Doe (1981) µπορούµε να πούµε ότι έχουµε ένα µικτό γεωτεκτονικό περιβάλλον που συνδέεται µε ηφαιστειακά πετρώµατα νησιώτικου τόξου σε ανάµιξη µε πελαγικά ιζήµατα και γεωτεκτονικό περιβάλλον πρωτόγονου ώριµου τόξου. Οι µετρήσεις των ισοτόπων µολύβδου από τα µεταλλεύµατα είναι κυρίως οµοιογενείς και εκθέτουν µόνο µια µικρή µεταβολή έξω από το λάθος 2σ µη συσχετιζόµενη µε τις µεταλλοφόρες συγκεντρώσεις και τα πετρώµατα. Αυτή η διασπορά µπορεί να αποδοθεί, είτε στην ισοτοπική µεταβλητότητα του µολύβδου στα υδροθερµικά διαλύµατα, ή / και σε µικρές µεταβολές των λόγων Th/U στα µητρικά υλικά του µολύβδου (Juteau et al.1986). Οι Antzirev et al. (1983) εξέτασαν πετρώµατα (ηφαιστίτες και περιορισµένο αριθµό ιζηµάτων) της ανώτερης τεκτονικής ενότητας της Ροδόπης και βρήκαν ότι ο λόγος Th/U των ηφαιστιτών είναι 3.60, ενώ των ιζηµάτων κυµαίνεται από 2.20 έως Μικρές αλλά σηµαντικές κατακόρυφες διακυµάνσεις στο διάγραµµα (Σχ.57) οδηγούν στο συµπέρασµα ότι περισσότερο από µια ενότητα πετρώµατος πρέπει να έχει χρησιµοποιηθεί από τα υδροθερµικά διαλύµατα. Αυτά τα σχήµατα δείχνουν ότι οι χηµικές συστάσεις των ισοτόπων µολύβδου τοποθετούνται πάνω από τη µέση ορογενετική καµπύλη. Οι τιµές µ κυµαίνονται από 9.70 µέχρι 9.97 και οι λόγοι Th/U κυµαίνονται από 3.74 µέχρι Όλα τα παραπάνω δείχνουν ότι ο µόλυβδος του µεταλλεύµατος προήλθε από προϋπάρχον εξελιγµένο υλικό του φλοιού. Η µικρή διακύµανση των ισοτοπικών συστάσεων του µολύβδου µπορεί να αποδοθεί, είτε στην ισοτοπική 160

162 διακύµανση του µολύβδου των υδροθερµικών διαλυµάτων, είτε µπορεί να θεωρηθεί σαν αποτέλεσµα εκποµπών υδροθερµικών διαλυµάτων σε µια περίοδο µερικών εκ. ετών. Τα δεδοµένα δείχνουν ότι ο µόλυβδος προήλθε από µια πηγή η οποία έχει µια υπολογισθείσα µέση τιµή µ=9.82 και λόγο 232 Th/ 238 U=3.86. Οι υπολογισµοί των µοντελοποιηµένων ηλικιών δίνουν εκ. έτη για το χρόνο δηµιουργίας των µεταλλικών συγκεντρώσεων της περιοχής, δηλαδή από το Ανώτερο Κρητιδικό µέχρι το Ανώτερο Ηώκαινο. Αυτή η ηλικία είναι περίπου ίδια µε την ηλικία K-Ar που αναφέρεται από τους Lilov et al. (1987) για τον Παλαιογενή µαγµατισµό στην ανατολική Ροδόπη. Στην περιοχή Επταδένδρου τα ισότοπα µολύβδου δίνουν κατώτερη ηλικία αυτή των 35 εκ. ετών. Στην περιοχή αυτή έχουµε µεγαλύτερο επηρεασµό της µεταλλοφορίας απ αυτήν της δεύτερης γενεάς. Αυτό φαίνεται και από το ότι η περιοχή Επταδένδρου έχει πολύ περισσότερο χαλκό από την περιοχή Ράχης, µια και ο περισσότερος χαλκός πρέπει να εναποτέθηκε στη δεύτερη γενεά. Η διακύµανση της τιµής των ισοτόπων Pb και οι ηλικίες που κυµαίνονται από 35 µέχρι 80 εκ. έτη (Σχ.55), υποδηλώνουν τη διπλή (δυο γενεές) διεργασία σχηµατισµού της µεταλλοφορίας. Από τα παραπάνω φαίνεται ότι ο µόλυβδος και άλλα µέταλλα εναποτέθηκαν από τα υδροθερµικά διαλύµατα από προϋπάρχον εξελιγµένο υλικό του φλοιού µε κατά προσέγγιση τιµές µ=9.82 και λίγο διαφορετικούς λόγους 232 Th/ 238 U που είναι 3.82 και Στην περίπτωση αυτή ο µόλυβδος έχει επανακινητοποιηθεί και ολοκληρωτικά αναµείχθηκε κατά το Τριτογενές για να δώσει ένα σχεδόν οµοιόµορφο απόθεµα. Παρόλα αυτά, θα πρέπει να είµαστε επιφυλακτικοί µε την ηλικία των ισοτόπων του µολύβδου, γιατί µπορεί να έχουµε διαφορές ως προς την πραγµατική ηλικία. Σχ.53. Λόγοι 207 Pb/ 204 Pb Pb/ 204 Pb από τις θειούχες µεταλλοφορίες περιοχής Επταδένδρου και Ράχης σε σχέση µε τις καµπύλες εξέλιξης του. 161

163 Σχ.54. Ισοτοπικές συστάσεις µολύβδου των µεταλλοφόρων εµφανίσεων της περιοχής Επταδένδρου και Ράχης στα διαγράµµατα των Doe and Zartman (1979). 162

164 Σχ.55. ιάγραµµα ισοτοπικής σύστασης του µολύβδου Pb/ Pb - Pb/ Pb των µεταλλοφόρων εµφανίσεων Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα των Stacey and Kramers (1975) Σχ.56. ιάγραµµα ισοτοπικής σύστασης του µολύβδου Pb/ Pb - Pb/ 204 Pb των µεταλλοφόρων εµφανίσεων Επταδένδρου και Ράχης στο διάγραµµα των Stacey and Kramers (1975). 163

165 Σχ.57. Προβολή των ισοτοπικών σχέσεων µολύβδου Α: Pb/ Pb προς Pb/ Pb και Β: 207 Pb/ 204 Pb προς 206 Pb/ 204 Pb στα διαγράµµατα, που χρησιµεύουν για τον καθορισµό των πεδίων µανδύα, ανώτερης και κατώτερης ασθενόσφαιρας και ορογενενετικού. Οι συνεχείς γραµµές περιέχουν το 80% όλων των σηµείων για κάθε πεδίο χωριστά, ενώ οι διακεκοµµένες εµπεριέχουν πιθανές µέσες τιµές (A=µανδύας, B=ορογενές, C=ανώτερη ασθενόσφαιρα, D=κατώτερη ασθενόσφαιρα). Ακόµη παρουσιάζονται τα διάφορα γεωτεκτονικά περιβάλλοντα των Doe and Zarman (1981). 164

166 7. ΙΣΟΤΟΠΑ ΘΕΙΟΥ 7.1. Γενικά Η ισοτοπική σύσταση του θείου µιας ένωσης συνήθως εκφράζεται ως τιµή δ 34 S, η οποία ορίζεται ως ανά χιλιοστό απόκλιση 34 S/ 32 S του λόγου της ένωσης σχετικά µε αυτή της φάσης του Τροϊλίτη του Canon Diablo µετεωρίτη 34 S/ 32 S = (Ault and Jensen, 1963): ( 34 S/ 32 S) δείγµατος δ 34 S δείγµατος = x 1000 ( 34 S/ 32 S) Standard Τα ισότοπα θείου προσφέρουν ένα ευρύ φάσµα θεωρητικής ανάλυσης και εφαρµογής για διάφορες αιτίες σε µια ποικιλία κοιτασµατολογικών τύπων. Οι εφαρµογές των ισοτόπων θείου προσανατολίζονται στα παρακάτω: 1 ον. Να καθορίσουν τη θερµοκρασία απόθεσης των θειούχων ορυκτών, µε την υπόθεση ότι τα ισότοπα θείου αντιπροσωπεύουν κατάσταση ισορροπίας. 2 ον. Να χαρακτηρίσουν την πηγή του θείου. Ως παράδειγµα αναφέρεται ότι η πηγή του θείου έχει αποδοθεί στην αναγωγή της θειικής ρίζας του θαλασσινού νερού (Sangster 1968, Kajiwara 1971), σε µαγµατική εστία (Ishihara and Sasaki 1978), ή θείο από τα υποκείµενα στρώµατα (Ohmoto and Rye 1979). 3 ον. Να καθορίσουν το µηχανισµό απόθεσης των θειούχων ορυκτών κάτω από συνθήκες ισορροπίας. Οι Kajiwara (1971) και Ohmoto (1972) έχουν περιγράψει την επίδραση της µεταβολής του ph και της fo 2 στην ισοτοπική σύσταση των διαφόρων µορφών θείου σε υδροθερµικό διάλυµα Αναλυτική µέθοδος Έγινε αντιπροσωπευτική δειγµατοληψία και συγκεντρώθηκαν έξι δείγµατα από τις περιοχές Επταδένδρου και Ράχης. Θα πρέπει να σηµειώσουµε ότι πρόκειται για τα ίδια δείγµατα µ αυτά των ισοτόπων του µολύβδου. ιαχωρίστηκαν σε διοφθάλµιο στερεοµικροσκόπιο έξι σιδηροπυρίτες και έξι χαλκοπυρίτες από τη θειούχο µεταλλοφορία µε καθαρότητα περίπου 98 %. Ο διαχωρισµός έγινε στο διοφθάλµιο µικροσκόπιο και συγκεντρώθηκαν 6 ζεύγη µε Py-Cpy Συζήτηση Τα αποτελέσµατα των ισοτόπων θείου παρουσιάζονται στον Πίνακα 39 και προβάλλονται στο Σχήµα 58. Όλα τα δείγµατά µας δείχνουν µια πολύ στενή κλίµακα διακύµανσης στις τιµές δ 34 S. Οι τιµές του δ 34 S για τον σιδηροπυρίτη και χαλκοπυρίτη για τις µεταλλοφόρες εµφανίσεις είναι 1.20 µέχρι 4.60, µε µέση τιµή Η διακύµανση των τιµών των σταθερών ισοτόπων του θείου και η µη επίτευξη ισορροπίας στο Py-Cpy είναι ενισχυτικό της διπλής (δύο γενεές) διεργασίας σχηµατισµού της µεταλλοφορίας. 165

167 Πίνακας 39. Ισοτοπική σύσταση του θείου από µετάλλευµα περιοχής Επταδένδρου και Ράχης επί τοις. Αρ. είγµ. Περιοχή δ 34 S (py) δ 34 S (cpy) 34 S (py-cpy) T 0 C F-134 Ράχη ±34 F-137 Ράχη F-139 Ράχη F-140 Επτάδενδρο F-141 Επτάδενδρο F-142 Επτάδενδρο Από τον Πίνακα 39 φαίνεται ότι για την περιοχή Ράχης οι τιµές του δ 34 S κυµαίνονται από 2.6 έως 4.6, ενώ για την περιοχή Επταδένδρου οι τιµές κυµαίνονται από 1.2 έως 2.9. Οι διαφορές αυτές θα πρέπει να οφείλονται στο ότι η περιοχή Επταδένδρου δέχθηκε περισσότερη µεταλλοφορία από τη δεύτερη γενεά. Η Θερµοδυναµική µελέτη του Sakai (1968) και τα πειραµατικά δεδοµένα των Bachinski (1969) και Kajiwara and Krouse (1971) δείχνουν ότι ο εµπλουτισµός σε 34 S των κοινών θειούχων ορυκτών κάτω από συνθήκες ισοτοπικής ισορροπίας (equilibrium) θα έπρεπε να ελαττώνεται µε την ακόλουθη σειρά: σιδηροπυρίτης > σφαλερίτης = µαγνητοπυρίτης > χαλκοπυρίτης > γαληνίτης. Τα δείγµατά µας δε φαίνεται να ακολουθούν αυτή την τάση, εκτός από ένα δείγµα (F- 134) όπως φαίνεται στο Πίνακα 40. Η απόκλιση των άλλων δειγµάτων µπορεί να αποδοθεί, είτε σε ισοτοπική ανισορροπία, είτε σε µη σύγχρονη απόθεση του χαλκοπυρίτη σε σχέση µε το σιδηροπυρίτη. Η δεύτερη περίπτωση επιβεβαιώνεται και από τα ιστολογικά χαρακτηριστικά της µεταλλοφορίας, αφού ο χαλκοπυρίτης αποτελεί πάντα νεότερο ορυκτό σε σχέση µε το σιδηροπυρίτη. Py Cpy Συχνότητα δ 34 S Σχ.58. Τρισδιάστατο διάγραµµα ισοτοπικής σύστασης θείου των ορυκτών σιδηροπυρίτη και χαλκοπυρίτη περιοχής Ράχης και Επταδένδρου. 166

168 Αν επιτευχθεί µεταξύ των συνυπαρχόντων θειούχων ορυκτών ισοτοπική ισορροπία, τότε ο συντελεστής διαφοροποίησης µεταξύ των ορυκτών σε ζεύγη (ή σε τριπλά ορυκτά) είναι ένας παράγοντας της θερµοκρασίας κρυστάλλωσης, υποθέτοντας ότι δεν έλαβε χώρα ισοτοπική ανταλλαγή µετά την κρυστάλλωση. Χρησιµοποιώντας την εξίσωση των Ohmoto and Rye (1979) για το ζεύγος σιδηροπυρίτη - χαλκοπυρίτη: (0.67 ± 0.04) * 10 3 όπου Τ = θερµοκρασία σε βαθµούς Kelvin, Τ = και = δ 34 S py - δ 34 S cpy 1/2 µπορούµε να πάρουµε θερµοκρασία 293 ± 34 0 C (Πίν.39). Η θερµοκρασία αυτή πρέπει να θεωρηθεί: α. Σαν θερµοκρασία στην οποία έγινε ισοτοπική εξισορρόπηση του θείου των δύο ορυκτών κατά την ανάδροµη φάση µεταµόρφωσης (αν δεχθούµε ότι η µεταλλοφορία είναι µεταµορφωµένη) β. Σαν θερµοκρασία απόθεσης από το υδροθερµικό διάλυµα (αν δεχθούµε το µοντέλο υδροθερµικής µεταλλοφορίας). Ο Ohmoto (1986) αναφέρει ότι η ισοτοπική ανισορροπία του θείου είναι συνηθισµένο φαινόµενο για ζεύγη σουλφιδίων που περιλαµβάνουν σιδηροπυρίτη και χαλκοπυρίτη σε σύγκριση µε ζεύγη σφαλερίτη και γαληνίτη. Αυτό µπορεί να ανταποκρίνεται στο γεγονός ότι ο σιδηροπυρίτης και ο χαλκοπυρίτης δεν αποτίθενται ταυτόχρονα, όπως συνήθως ο σφαλερίτης και ο γαληνίτης, πιθανώς γιατί ο µηχανισµός σχηµατισµού του σιδηροπυρίτη και του χαλκοπυρίτη δεν είναι εντελώς ο ίδιος όπως των άλλων σουλφιδίων. Η εναπόθεση σιδηροπυρίτη και χαλκοπυρίτη από διαλύµατα που φέρουν H 2 S χρειάζεται µερικούς µηχανισµούς για την οξείδωση π.χ. ανάµιξη διαλυµάτων µε οξυγόνο και αντίδραση µε θειική ρίζα, Ohmoto et al.1983). Αν ο σιδηροπυρίτης και ο χαλκοπυρίτης συνυπάρχουν µε άλλα σουλφίδια, υπάρχει αντικατάσταση στην περιφέρεια των σουλφιδίων µε σιδηροπυρίτη και χαλκοπυρίτη (π.χ. ταυτόχρονη σχέση). Αντικατάσταση σιδηροπυρίτη, σφαλερίτη και γαληνίτη από χαλκοπυρίτη και άλλα χαλκούχα σουλφίδια είναι πολύ συνηθισµένη σε µεταλλεύµατα που φιλοξενούνται σε κλαστικά ιζήµατα (κοιτάσµατα Cu που συνδέονται µε ερυθρά στρώµατα), µολυβδο - ψευδαργυρούχα κοιτάσµατα που φιλοξενούνται σε σχιστόλιθους/ δολοµίτες (Gustafson and Williams, 1981), καθώς επίσης και σε συµπαγή κοιτάσµατα ηφαιστειοϊζηµατογενούς προέλευσης (Eldridge et al, 1983). Κοινή εµφάνιση του βιογενούς σιδηροπυρίτη και υδροθερµικών σουλφιδίων σ' αυτά τα κοιτάσµατα συµβάλλει στο φαινόµενο της ανισορροπίας. Συνεπώς οι τιµές του δ 34 S των θειούχων ορυκτών κυµαίνονται από +1.2 έως +4.6 (Πίν.39). Οι τιµές του H 2 S στα υδροθερµικά διαλύµατα κυµάνθηκαν µεταξύ περίπου +1 και +4. Η διακύµανση των τιµών H 2 S µπορεί να δηµιουργήθηκε από τη µεταβολή του H 2 S, το ph και την κατάσταση οξειδοαναγωγής (δηλ. SO -2 4 /H 2 S), ή από το βαθµό της ισοτοπικής ισορροπίας µεταξύ των θειικών µορφών και των µορφών του H 2 S στα διαλύµατα (Ohmoto and Rye, 1979). Στα υδροθερµικά συστήµατα το θείο προέρχεται, είτε από µια πυριγενή πηγή ή από τα υποκείµενα στρώµατα, είτε από το θαλασσινό νερό. Στην πρώτη περίπτωση το θείο είναι παρόν στα µαγµατικά διαλύµατα ή αποπλένεται από θειούχα ορυκτά στα πυριγενή πετρώµατα. Το θείο από µια θαλάσσια πηγή µπορεί να είναι παρόν στη µορφή εβαποριτικών στρωµάτων, ως θειικά ιόντα σε απολιθωµένα νερά ή σε ιζηµατογενή πετρώµατα. Η τιµή του δ 34 S στο µανδύα 167

169 είναι 0.5 ± 1, ενώ του θαλασσινού νερού είναι δ34s ΣS =+20. Οι Hekinian et al. (1980) και Styrt et al. (1981) αναφέρουν για το East Pacific Rise, 21 0 Β πλάτος ότι η διακύµανση του δ 34 S κυµαίνεται από 1.3 µέχρι 4.1, η θερµοκρασία είναι περίπου C και το ph=6. Ενώ οι Drummond and Ohmoto (1980) και Arnold and Sheppard (1981) για την ίδια περιοχή αναφέρουν ότι η διακύµανση αυτή του δ 34 S από 1.3 µέχρι 4.1 απεικονίζει µαγµατική προέλευση, δηλαδή το 90 % του θείου προέρχεται από υδροθερµικό ρευστό και το 10 % από το θαλασσινό νερό. Η ισοτοπική διακύµανση του θείου από µέχρι + 4.6, για τις περιοχές Επταδένδρου και Ράχης προσοµοιάζουν µε τις και οι ισοτοπικές αναλύσεις του East Pacific Rise, 21 0 Β πλάτος. Το εύρος αυτό των τιµών όµως µπορεί και να εκφράζει διαφορετική αναλογία, µια και δεν ήταν δυνατόν να χωρισθούν και αναλυθούν δείγµατα από τις δυο γενεές της µεταλλοφορίας. Οι τιµές αυτές αντιπροσωπεύουν το µέσο όρο των δυο µεταλλοφόρων γενεών. Αποδοχή συνεπώς της άποψης των παραπάνω ερευνητών σχετικά µε την προέλευση του θείου δεν µπορεί να γίνει µε βεβαιότητα στην παρούσα µελέτη, αλλά µπορεί να πιθανολογηθεί. 8. ΡΕΥΣΤΑ ΕΓΚΛΕΙΣΜΑΤΑ 8.1. Γενικά Η ανάπτυξη της έρευνας των ρευστών εγκλεισµάτων (fluid inclusions) επέτρεψε τη δυνατότητα καθορισµού των συνθηκών P, T, καθώς και του χηµισµού των µεταλλοφόρων διαλυµάτων σε µια παραγένεση. Τα εργαστηριακά αποτελέσµατα της έρευνας των ρευστών εγκλεισµάτων σε δείγµατα της περιοχής, είναι ουσιαστικής σηµασίας για την προσέγγιση στη γνώση των φυσικοχηµικών συνθηκών που επικρατούσαν κατά τη διάρκεια της µεταλλογενετικής πορείας. Η γνώση των φυσικοχηµικών αυτών συνθηκών προσφέρει σηµαντικά στοιχεία στη γεωλογική-κοιτασµατολογική εικόνα της περιοχής έρευνας, καθώς και στην προσπάθεια δηµιουργίας ενός ικανοποιητικού µεταλλογενετικού µοντέλου (Spooner 1981, De Vivo 1984, Roedder 1984, Shepherd et al. 1985). Σύµφωνα µε τον Roedder (1977) τα ρευστά εγκλείσµατα αποτελούν µικρές ποσότητες ρευστού (fluid) που παγιδεύτηκε, είτε κατά τη διάρκεια ανάπτυξης των κρυστάλλων των ορυκτών, είτε µετά απ' αυτήν. Γενικά αποτελούν αντιπροσωπευτικά δείγµατα των ρευστών από τα οποία σχηµατίσθηκαν. Τα ορυκτά, µέσα στα οποία τα ρευστά εγκλείσµατα απαντώνται πιο συχνά είναι ο χαλαζίας, ο φθορίτης, ο αλίτης, ο ασβεστίτης, ο απατίτης, ο δολοµίτης, ο σφαλερίτης, ο βαρύτης και το τοπάζιο. Αυτό δε σηµαίνει ότι τα αδιαφανή µεταλλικά ορυκτά στερούνται ρευστών εγκλεισµάτων. Υπάρχουν ρευστά εγκλείσµατα που σχηµατίσθηκαν στη διάρκεια της κρυστάλλωσης (πρωτογενή) και εγκλείσµατα που σχηµατίσθηκαν από διεργασίες µετά το σχηµατισµό των κρυστάλλων (δευτερογενή). Ο Roedder (1976, 1981) δέχεται και µια τρίτη οµάδα εγκλεισµάτων που τα χαρακτηρίζει ψευδοδευτερογενή, τα οποία αναπτύσσονται κατά µήκος ρωγµών, πριν ακόµη ολοκληρωθεί η κρυστάλλωση των ορυκτών. Τα ρευστά εγκλείσµατα µπορεί να αντιπροσωπεύουν ένα οµογενές ρευστό, δηλαδή να παγιδεύτηκαν στην αέρια (vapor) ή την υγρή (liquid) φάση. 168

170 Μπορεί επίσης να αντιπροσωπεύουν ένα ετερογενές ρευστό και η παγίδευσή τους να έγινε µε την παρουσία δύο ή περισσότερων φάσεων. Ανάλογα µε τις φάσεις που περιέχουν τα ρευστά εγκλείσµατα στη θερµοκρασία δωµατίου χωρίζονται στους πιο κάτω τύπους: 1. Εγκλείσµατα µε µία φάση, την υγρή (L:liquid) ή την αέρια (V:vapor). 2. Εγκλείσµατα δύο φάσεων, πλούσιων στην υγρή (L+V) ή στην αέρια (V+L) φάση. 3. Εγκλείσµατα πολλών φάσεων (S+L+V) που εκτός από την υγρή (L) και την αέριο (V), περιέχουν και µία ή περισσότερες στερεές φάσεις (S:solid). 4. Εγκλείσµατα µε µη αναµειγνυόµενες φάσεις (L 1 + L 2 +V). Σε πολλές περιπτώσεις είναι δυνατόν να συµβούν µεταβολές των ρευστών εγκλεισµάτων εξ αιτίας της ανακρυστάλλωσης του ορυκτού ξενιστή. Έτσι αρχικά επιµηκυσµένα εγκλείσµατα µε την πτώση της θερµοκρασίας, αναπτύσσουν εξογκώµατα που ενώνονται µεταξύ τους µε λεπτούς λαιµούς και σταδιακά αποχωρίζονται (necking down). Αυτό έχει ως αποτέλεσµα τη δηµιουργία νέων µικρότερων ρευστών εγκλεισµάτων που συµπεριφέρονται µε τελείως διαφορετικό τρόπο από τα αρχικά (Roedder 1984). Επίσης σε εγκλείσµατα που βρίσκονται µέσα σε µαλακά ορυκτά µε σχισµό, όπως ο βαρύτης και ο ασβεστίτης, υπάρχει κίνδυνος διαρροής (Shepherd et al. 1985). Οι στερεές φάσεις που σχηµατίζονται σ ορισµένα εγκλείσµατα, µετά την παγίδευσή τους, είναι ενώσεις σε ικανές συγκεντρώσεις στο αρχικό ρευστό, µε αποτέλεσµα να κρυσταλλώνονται, όταν επιτευχθεί κορεσµός κατά την ψύξη. Σύµφωνα µε το Roedder (1984) οι στερεές αυτές φάσεις ονοµάζονται θυγατρικά ορυκτά (daughter minerals). Επειδή τα θυγατρικά ορυκτά σχηµατίζονται από το διάλυµα στη διάρκεια της ψύξης και µετά από την παγίδευση των εγκλεισµάτων, η ταυτότητά τους δίνει πληροφορίες για τη χηµική σύσταση του ρευστού Roedder (1971,1984). Από τα πιο συνηθισµένα θυγατρικά ορυκτά είναι ο αλίτης (NaCl) που έχει κυβικό σχήµα. Άλλα θυγατρικά ορυκτά είναι ο ασβεστίτης (CaCO 3 ), ο συλβίνης (KCl), ο ανυδρίτης (CaSO 4 ) και ο αιµατίτης (Fe 2 O 3 ). Για τα ρευστά εγκλείσµατα που βρίσκονται στο σύστηµα Η 2 O NaCl, η παρουσία του κρυστάλλου αλίτη, δείχνει ότι το διάλυµα έχει αλατότητα >25% κ.β. ισοδύναµο NaCl (Roedder 1984). Εκτός από τα θυγατρικά ορυκτά υπάρχουν και τυχαία στερεά εγκλείσµατα, όπως ρουτίλιο, µοσχοβίτης και σιδηροπυρίτης. Αυτά τα ορυκτά δε διαλύονται και δε δίνουν πληροφορίες για τη σύσταση του ρευστού. Οι συνθήκες P T κατά τον σχηµατισµό ενός ρευστού µπορούν να επαναληφθούν µε µία αντίστροφη πορεία στο εργαστήριο και για να ερµηνευθούν οι µετρήσεις. Η µικροθερµοµετρία είναι η πιο διαδοµένη εργαστηριακή τεχνική για την ανάλυση των εγκλεισµάτων που βασίζεται στην προσεκτική παρατήρηση της µεταβολής των φάσεων στη θέρµανση και ψύξη των ρευστών εγκλεισµάτων. Θέρµανση: Με τη θέρµανση προσδιορίζεται η θερµοκρασία οµογενοποίησης όταν το έγκλεισµα αποτελείται από µια φάση, την υγρή ή την αέρια. Η θερµοκρασία οµογενοποίησης (Th: temperature of homogenization) που µετράται αποτελεί τη χαµηλότερη τιµή της θερµοκρασίας σχηµατισµού του ορυκτού µέσα στο οποίο βρίσκεται το έγκλεισµα. Για να υπολογισθεί η θερµοκρασία παγίδευσης, πρέπει να υπολογισθεί η διόρθωση της πίεσης και να προστεθεί στη θερµοκρασία οµογενοποίησης. Ψύξη: Όταν γίνει ψύξη σ ένα έγκλεισµα µπορούµε να παρατηρήσουµε τις µεταβολές των φάσεων σε θερµοκρασίες κάτω από τη θερµοκρασία δωµατίου. 169

171 Με την ψύξη µπορούµε να µετρήσουµε την αλατότητα των ρευστών εγκλεισµάτων. Αυτό γίνεται µε τη µέτρηση της θερµοκρασίας τήξης του πάγου ή ευτηκτικής θερµοκρασίας (Tfm: temperature of first melting) µε την αναθέρµανση του παγωµένου εγκλείσµατος Μελέτη ρευστών εγκλεισµάτων στην περιοχή έρευνας Από τη µικροσκοπική έρευνα στιλνών τοµών της µεταλλοφορίας και των γειτονικών πετρωµάτων διαπιστώθηκε η παρουσία ρευστών εγκλεισµάτων κυρίως σε χαλαζία και κατά δεύτερο λόγο σε ασβεστίτη. Έτσι, κατασκευάσθηκε αντιπροσωπευτικός αριθµός διπλο-στιλβωµένων τοµών προκειµένου αυτά να µελετηθούν. Συγκεκριµένα, τα ρευστά εγκλείσµατα που µελετήθηκαν είναι εγκλωβισµένα στο χαλαζία (Εικ.63) που συνοδεύει τις µεταλλοφορίες Επταδένδρου και Ράχης (δείγµατα F-225, F-275, E-10, E-17), στο χαλαζία της επαφής µεταξύ τροντγεµίτη και µετα-υπερβασικού βασικού πετρώµατος που αποτελεί και την δίοδο των υδροθερµικών διαλυµάτων (Α-7), του χαλαζία του τροντγεµίτη (F-213) και του χαλαζία των πηγµατιτών (F-132). Το µέγεθος τους κυµαίνεται από µερικά µέχρι 50 µm, η δε µορφή τους είναι υποπρισµατική έως πρισµατική. Περιέχουν δύο φάσεις, την υγρή (L) και την αέριο (V). Στα ρευστά εγκλείσµατα των πηγµατιτών παρατηρήθηκε και στερεή φάση (S). Συνολικά µετρήθηκαν 176 ρευστά εγκλείσµατα (167 στο χαλαζία και 9 στον ασβεστίτη), τα οποία πληρούν τις προϋποθέσεις που θέτει ο Roedder (1984) για µικροθερµοµετρική ανάλυση. Τα ρευστά εγκλείσµατα που αναλύθηκαν επιδιώχθηκε να έχουν πρωτογενή χαρακτήρα, µικρό µέγεθος και υποπρισµατκή έως πρισµατική µορφή (Roedder 1977, Craig and Vaughan 1981, Shepherd et al. 1985). Έτσι, τα πρωτογενή έχουν σχετικά µεγάλο µέγεθος, είναι αποµονωµένα και σε σχετικά µεγάλη απόσταση από τα υπόλοιπα. Η κρυοσκοπική ανάλυση έγινε για να διαπιστωθούν οι θερµοκρασίες τήξης και να υπολογισθούν οι αλατότητες. Η κρυοσκοπική ανάλυση έγινε σε εγκλείσµατα που ήταν κατάλληλα για οπτική παρατήρηση. Οι µικροθερµοµετρήσεις ψύξης των ρευστών εγκλεισµάτων στο χαλαζία πραγµατοποιήθηκαν πριν από τον προσδιορισµό της θερµοκρασίας οµογενοποίησης για να αποφύγουµε πιθανή διαρροή. Αντίθετα, στον ασβεστίτη η οµογενοποίηση έγινε πριν από την ψύξη λόγω της χαµηλής σκληρότητάς του. Οι θερµοκρασίες οµογενοποίησης και η αλατότητα των ρευστών εγκλεισµάτων σε χαλαζία της µεταλλοφορίας παρουσιάζονται στον Πίνακα 40. Η αλατότητα (Salinity) προκύπτει από την αναγωγή των µικροθερµοµετρήσεων ψύξης, χρησιµοποιώντας την εξίσωση των Brown and Lamb (1989), µέσα από το πρόγραµµα FLINCOR (Brown 1981). Με βάση τις φάσεις που παρατηρούνται στα ρευστά εγκλείσµατα σε θερµοκρασίες δωµατίου και την συµπεριφορά στη θέρµανση και ψύξη, διακρίνουµε στην περιοχή δύο τύπους ρευστών εγκλεισµάτων: Τύπος 1: Τα εγκλείσµατα του τύπου αυτού είναι διφασικά και περιέχουν µία υγρή (L) υδάτινη φάση και µία αέρια φάση (V) µε µορφή φυσαλίδας, τα οποία µε τη θέρµανση οµογενοποιούνται στην υγρή φάση. Τα εγκλείσµατα αυτά εµφανίζονται στη µεταλλοφορία, στην επαφή τροντγεµιτών µεταυπερβασικών-βασικών πετρωµάτων, στους τροντγεµίτες και στους πηγµατίτες. 170

172 Εικ.63. Μικροφωτογραφίες ρευστών εγκλεισµάτων τύπου 1 του µεταλλεύµατος (Α,Β,Γ, ), των τροντγεµιτών (Ε) και πηγµατιτών (Ζ) και τύπου 2 των πηγµατιτών (Η, Θ) περιοχής Επταδένδρου και Ράχης (σε διερχόµενο φως µε παράλληλα nickols). 171

173 Πίνακας 40. Κατανοµή των τύπων των ρευστών εγκλεισµάτων στη µεταλλοφορία και στα περιβάλλοντα πετρώµατα (θερµοκρασίες οµογενοποίησης, αλατότητες και συστήµατα για κάθε τύπο). είγµα Πέτρωµα ή Μεταλλοφορία Ορυκτό Τύπος ρ.ε. Θερµοκρασία οµογενοποίησης σε Th 0 C Εύρος Μ.Ο. Αλατότητα % κ.β. ισοδ. Nacl Εύρος Μ.Ο. T fm σε oc Σύστηµα F225 Μεταλλοφορία Qz H 2 O NaCl F275 Μεταλλοφορία Qz H 2 O NaCl E10 Μεταλλοφορία Qz H 2 O NaCl E17 Μεταλλοφορία Qz H 2 O NaCl F230 Μεταλλοφορία Cc F274 Μεταλλοφορία Cc A7 Επαφή Qz H 2 O - NaCl - KCl Τροντγεµιτών- µεταυπερβασικ ών -βασικών F213 Τροντγεµίτης Qz H 2 O - NaCl - KCl F132 Πηγµατίτης Qz > Επτάδενδρο: Α7, Ε10, Ε17, F132, F213, F274, F275, Ράχη: F225, F H 2 O - NaCl - KCl H 2 O - NaCl - KCl 172

174 Μεταλλοφορία: Τα ρευστά εγκλείσµατα χαλαζία στη µεταλλοφορία περιέχουν µια υγρή (L) υδάτινη φάση και µία αέρια (V) φάση. Το µέγεθος των ρευστών εγκλεισµάτων κυµαίνεται από 8 µέχρι 24 µm. Η φυσαλίδα των εγκλεισµάτων καταλαµβάνει όγκο που κυµαίνεται από 15 µέχρι 40 %. Συνολικά έγιναν 86 µικροθερµοµετρικές αναλύσεις, από τις οποίες προέκυψε ότι τα ρευστά εγκλείσµατα του χαλαζία οµογενοποιούνται µε τη θέρµανση στην υγρή φάση και οι θερµοκρασίες οµογενοποίησης (Th) κυµαίνoνται από 275 µέχρι C (Πιν.40) και µέσο όρο C. Από το ιστόγραµµα του Σχήµατος 59 φαίνεται ότι το κύριο τµήµα των µετρήσεων περιορίζεται σ ένα εύρος θερµοκρασιών µεταξύ 330 και C. Οι θερµοκρασίες οµογενοποίησης στον ασβεστίτη κυµαίνονται από έως C (Πίν.40). Οι χαµηλές θερµοκρασίες οµογενοποίησης στον ασβεστίτη δικαιολογούνται µια και ο ασβεστίτης είναι η τελευταία φάση γένεσης και πληρεί µικροφλεβίδια ή ανοίγµατα στη µεταλλοφορία. Με την κρυοσκοπική µελέτη διαπιστώθηκε ότι οι αρχικές θερµοκρασίες τήξης του πάγου ή ευτηκτικές θερµοκρασίες (T fm ) κυµαίνονται από 19.9 έως C µε µέσο όρο C κάτι που δείχνει ότι το NaCl είναι το κύριο συστατικό του διαλύµατος και οι παραπάνω θερµοκρασίες αντιστοιχούν σύµφωνα µε τους Shepherd et al. (1985) στο ευτηκτικό σηµείο του συστήµατος H 2 O NaCl. Άλλα άλατα όπως MgCl 2 και CaCl 2, δεν συµµετέχουν στο διάλυµα αφού τα ευτηκτικά τους σηµεία στα συστήµατα H 2 O MgCl 2 και H 2 O CaCl 2, είναι 33.6 και C αντίστοιχα. Επίσης, δεν είναι δυνατόν να υπολογισθεί αν το KCl συµµετέχει σε µικρά ποσοστά στο διάλυµα, αφού η ευτηκτική θερµοκρασία στο σύστηµα H 2 O NaCl KCl είναι C, παρόµοια µ αυτή στο σύστηµα H 2 O NaCl ( C), σύµφωνα µε τους Shepherd et al. (1985). Η αλατότητα είναι χαµηλή και κυµαίνεται από µέχρι (Πίν.40) µε µέσο όρο 3.53 % κβ ισοδ. NaCl στο σύστηµα H 2 O NaCl σύµφωνα µε τους (Potter et al. 1978, Roedder 1984 και Shepherd et al. 1985). Συχνότητα Qz Cc Th o C Σχ. 59. Ιστόγραµµα που δείχνει τις θερµοκρασίες οµογενοποίησης (Th) των ρευστών εγκλεισµάτων στη µεταλλοφορία. 173

175 Επαφή τρονδγεµιτών µετα-υπερβασικών βασικών πετρωµάτων: Στην επαφή των τροντγεµιτών και των µετα-υπερβασικών-βασικών πετρωµάτων που είναι και η δίοδος των υδροθερµικών διαλυµάτων έγιναν 30 µικροθερµοµετρικές αναλύσεις. Τα ρευστά εγκλείσµατα περιέχουν µια υγρή (L) υδάτινη φάση και µία αέρια (V) φάση. Το µέγεθος των ρευστών εγκλεισµάτων κυµαίνεται από 10 µέχρι 24 µm. Η φυσαλίδα των εγκλεισµάτων καταλαµβάνει όγκο που κυµαίνεται από 25 µέχρι 40 %. Από τις µικροθερµοµετρήσεις προέκυψε ότι τα ρευστά εγκλείσµατα οµογενοποιούνται στην υγρή φάση και οι θερµοκρασίες οµογενοποίησης (Th) κυµαίνoνται από 302 µέχρι C (Πίν.40) µε µέσο όρο C. Από το ιστόγραµµα του Σχήµατος 60 φαίνεται ότι το κύριο τµήµα των µετρήσεων περιορίζεται σ ένα εύρος θερµοκρασιών µεταξύ 330 και C. Με την κρυοσκοπική µελέτη διαπιστώθηκε ότι οι αρχικές θερµοκρασίες τήξης του πάγου ή ευτηκτικές θερµοκρασίες (T fm ) κυµαίνονται από 24.1 µέχρι C (Πίν.40) µε µέσο όρο C, κάτι που δείχνει ότι το NaCl είναι το κύριο συστατικό του διαλύµατος και οι παραπάνω θερµοκρασίες αντιστοιχούν σύµφωνα µε τους Shepherd et al. (1985) στο ευτηκτικό σηµείο του συστήµατος H 2 O - NaCl - KCl. Οι θερµοκρασίες τήξης του πάγου (T ice ) κυµαίνονται από 3.8 µέχρι C, όπου δείχνουν χαµηλή αλατότητα που κυµαίνεται από µέχρι % (Πίν.40) µε µέσο όρο 6.67 % κβ ισοδ. NaCl στο σύστηµα H 2 O NaCl σύµφωνα µε τους Potter et al. (1978), Roedder (1984) και Shepherd et al. (1985). Συχνότητα Th o C Σχ. 60. Ιστόγραµµα που δείχνει τις θερµοκρασίες οµογενοποίησης (Th) των ρευστών εγκλεισµάτων του τύπου 1 στην επαφή τρονδγεµιτών - υπερβασικών πετρωµάτων. 174

176 Τροντγεµίτες: Στους τροντγεµίτες έγιναν 28 µικροθερµοµετρικές αναλύσεις. Τα ρευστά εγκλείσµατα περιέχουν µια υγρή (L) υδάτινη φάση και µία αέρια (V) φάση. Το µέγεθος των ρευστών εγκλεισµάτων κυµαίνεται από 4 µέχρι 15 µm. Η φυσαλίδα των εγκλεισµάτων καταλαµβάνει όγκο που κυµαίνεται από 25 µέχρι 45 %. Από τις µικροθερµοµετρήσεις προέκυψε ότι τα ρευστά εγκλείσµατα οµογενοποιούνται στην υγρή φάση και οι θερµοκρασίες οµογενοποίησης (Th) των ρευστών εγκλεισµάτων στους τροντγεµίτες κυµαίνoνται από 245 µέχρι C (Πίν.40) µε µέσο όρο C. Από το ιστόγραµµα του Σχήµατος 61 φαίνεται ότι το κύριο τµήµα των µετρήσεων περιορίζεται σ ένα εύρος θερµοκρασιών µεταξύ 330 και C. Με την κρυοσκοπική µελέτη διαπιστώθηκε ότι οι αρχικές θερµοκρασίες τήξης του πάγου ή ευτηκτικές θερµοκρασίες (T fm ) κυµαίνονται από 23.9 µέχρι C (Πίν.40) και µέσο όρο C, κάτι που δείχνει ότι το NaCl είναι το κύριο συστατικό του διαλύµατος και οι παραπάνω θερµοκρασίες αντιστοιχούν σύµφωνα µε τους Shepherd et al. (1985) στο ευτηκτικό σηµείο του συστήµατος H 2 O - NaCl - KCl. Οι θερµοκρασίες τήξης του πάγου (T ice ) κυµαίνονται από 2.0 µέχρι C όπου δείχνουν χαµηλή αλατότητα, που κυµαίνεται από µέχρι % (Πίν.40) και µέσο όρο 3.70 % κβ ισοδ. NaCl στο σύστηµα H 2 O NaCl σύµφωνα µε τους Potter et al. (1978), Roedder (1984) και Shepherd et al. (1985). 7 6 Συχνότητα Th o C Σχ. 61. Ιστόγραµµα που δείχνει τις θερµοκρασίες οµογενοποίησης (Th) των ρευστών εγκλεισµάτων του τύπου 1 στους τρονδγεµίτες. 175

177 Πηγµατίτες: Στους πηγµατίτες έγιναν 11 µικροθερµοµετρικές αναλύσεις. Τα ρευστά εγκλείσµατα περιέχουν µια υγρή (L) υδάτινη φάση και µία αέρια (V) φάση. Το µέγεθος των ρευστών εγκλεισµάτων κυµαίνεται από 9 µέχρι 42 µm. Η φυσαλίδα των εγκλεισµάτων καταλαµβάνει όγκο που κυµαίνεται από 15 µέχρι 35 %. Από τις µικροθερµοµετρήσεις προέκυψε ότι τα ρευστά εγκλείσµατα οµογενοποιούνται στην υγρή φάση και οι θερµοκρασίες οµογενοποίησης (Th) κυµαίνoνται από 267 µέχρι C (Πίν.40) και µέσο όρο C. Από το ιστόγραµµα του Σχήµατος 62 φαίνεται ότι το κύριο τµήµα των µετρήσεων περιορίζεται σ ένα εύρος θερµοκρασιών µεταξύ 310 και C. Με την κρυοσκοπική µελέτη διαπιστώθηκε ότι οι αρχικές θερµοκρασίες τήξης του πάγου ή ευτηκτικές θερµοκρασίες (T fm ) κυµαίνονται από µέχρι C (Πίν.40), και µέσο όρο C, κάτι που δείχνει ότι το NaCl είναι το κύριο συστατικό του διαλύµατος και οι παραπάνω θερµοκρασίες αντιστοιχούν σύµφωνα µε τους Shepherd et al. (1985) στο ευτηκτικό σηµείο του συστήµατος H 2 O - NaCl - KCl. Οι θερµοκρασίες τήξης του πάγου (T ice ) κυµαίνονται από 4.6 µέχρι 5.5, όπου δείχνουν χαµηλή αλατότητα, από µέχρι (Πίν.01) και µέσο όρο 7.89 % κβ ισοδ. NaCl στο σύστηµα H 2 O NaCl σύµφωνα µε τους Potter et al. (1978), Roedder (1984) και Shepherd et al. (1985) Συχνότητα Th o C Σχ. 62. Ιστόγραµµα που δείχνει τις θερµοκρασίες οµογενοποίησης (Th) των ρευστών εγκλεισµάτων του τύπου 1 στους πηγµατίτες. 176

178 Συνοψίζοντας όλα τα παραπάνω αποτελέσµατα των ρευστών εγκλεισµάτων χαλαζία του τύπου 1 που εντοπίζονται στη µεταλλοφορία, στην επαφή τροντγεµιτών µετα-υπερβασικών - βασικών, στους τροντγεµίτες και στους πηγµατίτες έχουµε τα παρακάτω: Τα εγκλείσµατα έχουν µέγεθος που κυµαίνεται από 4 µέχρι 42 µm. Η φυσαλίδα καταλαµβάνει όγκο που κυµαίνεται από15 µέχρι 45 %. Οι θερµοκρασίες οµογενοποίησης κυµαίνονται από 245 µέχρι C µε κύριο τµήµα από 330 µέχρι C, µε µέσο όρο C που οµογενοποιούνται όλα στην υγρή φάση. Οι αρχικές θερµοκρασίες (Tfm) στη µεταλλοφορία κυµαίνονται από µέχρι C και µέσο όρο C που ισοδυναµεί στο ευτηκτικό σηµείο του συστήµατος H 2 O - NaCl. Οι θερµοκρασίες (Tfm) στην επαφή, στους τροντγεµίτες και τους πηγµατίτες που έχουν εγκλείσµατα του τύπου 1 κυµαίνονται από µέχρι C και µέσο όρο C που ισοδυναµεί στο ευτηκτικό σηµείο του συστήµατος H 2 O - NaCl - KCl. Οι αλατότητες στα ρευστά εγκλείσµατα του τύπου 1 σ όλα τα πετρώµατα κυµαίνονται από µέχρι % και µέσο όρο 4.09 % κβ ισοδ. NaCl. Από το ιστόγραµµα του Σχήµατος 63 στο οποίο προβάλλονται όλες οι θερµοκρασίες οµογενοποίησης (Th) όλων των ρευστών εγκλεισµάτων του τύπου 1, φαίνεται ότι οι περισσότερες θερµοκρασίες κυµαίνονται από 250 µέχρι C, µε ένα µέγιστο από 330 µέχρι C. Από το ιστόγραµµα του Σχήµατος 64 στο οποίο προβάλλονται οι αλατότητες όλων των ρευστών εγκλεισµάτων του τύπου 1, φαίνεται ότι αυτές κυµαίνονται από 1.49 µέχρι % κβ ισοδ. NaCl, µε ένα µέγιστο από 3 µέχρι 5 %. Συχνότητα Τύπος Qz Cc Th 0 C Σχ. 63. Ιστόγραµµα που δείχνει τις θερµοκρασίες οµογενοποίησης (Th) των ρευστών εγκλεισµάτων του τύπου

179 25 20 Συχνότητα S=wt % eq NaCl Σχ. 64. Ιστόγραµµα που δείχνει τις αλατότητες των ρευστών εγκλεισµάτων του τύπου 1. Τύπος 2: Τα εγκλείσµατα του τύπου αυτού περιέχουν τρεις φάσεις : µία υγρή (L) υδάτινη φάση, µία αέρια (V) και µία στερεή φάση (S). Το µέγεθος των εγκλεισµάτων του τύπου αυτού κυµαίνεται από 8 µέχρι 51 µm και εντοπίζονται µόνο στους πηγµατίτες. Η αέρια φυσαλίδα καταλαµβάνει όγκο από 10 µέχρι 15 % του ρευστού εγκλείσµατος. Η στερεή φάση αποτελείται από ένα ή δυο θυγατρικά ορυκτά που τις περισσότερες φορές έχει κυβικό σχήµα, ενώ σπανιότερα είναι αποστρογγυλεµένο. Οι φάσεις αυτές σύµφωνα µε τις οπτικές ιδιότητες είναι αλίτης (NaCl) και συλβίνης. Σε πολλές περιπτώσεις τα εγκλείσµατα αυτά περιέχουν µια αδιαφανή στερεή φάση, µάλλον σιδηροπυρίτης, που παγιδεύτηκε τυχαία. Τα εγκλείσµατα αυτά οµογενοποιούνται στην υγρή φάση, άλλοτε µε την εξαφάνιση της αέριας φάσης και άλλοτε µε τη διάλυση του αλίτη. Ο τύπος 2 περιλαµβάνει δυο υποοµάδες: α) Η πρώτη υποοµάδα περιλαµβάνει εγκλείσµατα µε µία υγρή (L) υδάτινη φάση, µία αέρια (V) και µία στερεή φάση (S) ή (L + V + S) β) Η δεύτερη υποοµάδα περιλαµβάνει εγκλείσµατα µε µία υγρή (L) υδάτινη φάση, µία αέρια (V) και δυο στερεές φάσεις (S1 + S2) ή (L + V + S1 + S2) Από την πρώτη υποοµάδα µετρήθηκαν συνολικά 8 ρευστά εγκλείσµατα. Οι θερµοκρασίες οµογενοποίησης (Th) των εγκλεισµάτων αυτών κυµαίνονται από 216 µέχρι >600 0 C (Σχ.65) µε µέσο όρο C. Από το ιστόγραµµα φαίνεται ότι δηµιουργούνται τρεις περιοχές µία από 216 µέχρι C, µία δεύτερη από 311 µέχρι C και µία τρίτη που είναι >600 0 C, δηλαδή παρατηρείται µία µεγάλη διασπορά ως προς τις θερµοκρασίες οµογενοποίησης. 178

180 Συχνότητα Th o C Σχ. 65. Ιστόγραµµα που δείχνει τις θερµοκρασίες οµογενοποίησης (Th) των ρευστών εγκλεισµάτων του τύπου 2 στον πηγµατίτη. Στον αλίτη συνολικά µετρήθηκαν 8 θερµοκρασίες διάλυσής του (Σχ. 66), οι οποίες κυµαίνονται από 248 µέχρι C µε δύο περιοχές, µία από 248 µέχρι C και µία από 448 µέχρι C. Με την κρυοσκοπική µελέτη διαπιστώθηκε ότι οι αρχικές θερµοκρασίες (T fm ) κυµαίνονται από 23.5 µέχρι C και µέσο όρο C, κάτι που δείχνει ότι το κύριο συστατικό του διαλύµατος είναι το NaCl και λιγότερο το KCl. Οι παραπάνω θερµοκρασίες αντιστοιχούν σύµφωνα µε τους Shepherd et al. (1985) στο ευτηκτικό σηµείο του συστήµατος H 2 O - NaCl - KCl. Με βάση τις θερµοκρασίες διάλυσης των στερεών φάσεων (T s ) και χρησιµοποιώντας τα δεδοµένα από το σύστηµα H 2 O NaCl (Shepherd et al. 1985), υπολογίσθηκε ότι η αλατότητα των εγκλεισµάτων του τύπου 2 κυµαίνεται από 34 µέχρι 54.5 % κβ ισοδ. NaCl. Από τη δεύτερη υποοµάδα έγιναν δυο θερµοµετρικές αναλύσεις µε θερµοκρασίες οµογενοποίησης 328 και C. Στην υποοµάδα αυτή έχουµε δυο θυγατρικά ορυκτά το συλβίνη και αλίτη. Οι θερµοκρασίες διάλυσης του συλβίτη είναι 174 και C, ενώ του αλίτη 470 και C αντίστοιχα. Η αλατότητα στο συλβίνη είναι 42 και 47 % κβ ισοδ. NaCl, ενώ στον αλίτη είναι 42.5 και 54 % κβ ισοδ. NaCl. Από την κρυοσκοπική µελέτη διαπιστώθηκε ότι οι αρχικές θερµοκρασίες (T fm ) είναι C, κάτι που δείχνει ότι το κύριο συστατικό του διαλύµατος είναι το NaCl και λιγότερο το KCl. Οι παραπάνω θερµοκρασίες αντιστοιχούν σύµφωνα µε τους Shepherd et al. (1985) στο ευτηκτικό σηµείο του συστήµατος H 2 O - NaCl - KCl. Από τα ρευστά εγκλείσµατα που µετρήθηκαν είναι φανερή η απουσία υγρού CO 2 το οποίο µπορεί να υπάρχει σε µικρές ποσότητες, αλλά δεν µπορούµε να το µετρήσουµε. Τα διαλύµατα συνεπώς δεν είναι κορεσµένα σε CO 2. Άρα ο φορέας (Qz) σχηµατίσθηκε σε περιβάλλον χαµηλής βύθισης. 179

181 Συχνότητα Th o C Σχ.66. Ιστόγραµµα που δείχνει τις θερµοκρασίες διάλυσης (Ts) του αλίτη στα ρευστά εγκλείσµατα του τύπου 2. Οι θερµοκρασίες οµογενοποίησης που µετρήθηκαν δεν αντιπροσωπεύουν τις πραγµατικές θερµοκρασίες σχηµατισµού των ρευστών εγκλεισµάτων. ιαφέρουν απ αυτές κατά µια ποσότητα που εξαρτάται από την πίεση τη στιγµή της παγίδευσής τους (De Vivo 1984). Μη έχοντας ασφαλείς εκτιµήσεις για την πίεση, θα περιορισθούµε στις θερµοκρασίες οµογενοποίησης, οι οποίες πιστεύεται ότι παρουσιάζουν πολύ µικρές αποκλίσεις από τις πραγµατικές. Το ελάχιστο βάθος υδάτινης στήλης (λιθοστατικής + υδροστατικής) που προκύπτει από τα στοιχεία των ρευστών εγκλεισµάτων και λαµβάνοντας υπόψη την απουσία βρασµού σ αυτά, είναι µέτρα περίπου, σύµφωνα µε τα διαγράµµατα του Haas (1971) που δηµοσιεύτηκαν προς αυτή την κατεύθυνση. Σε µεταλλοφορίες της Ροδοπικής µάζας αναφέρονται µετρήσεις ρευστών εγκλεισµάτων σε χαλαζία, σφαλερίτη, βαρύτη και ασβεστίτη. Ο Κατιρτζόγλου (1986) µελέτησε ρευστά εγκλείσµατα σφαλερίτη στις φλεβικές υδροθερµικές µεταλλοφορίες της περιοχής Αισύµης που εντοπίζονται στα Τριτογενή ιζήµατα. Οι Voudouris and Arikas (1994) µελέτησαν ρευστά εγκλείσµατα χαλαζία σε επιθερµικές µεταλλοφορίες χρυσού της περιοχής Κώνου Σαππών. Οι Naden et al. (1994) µελέτησαν ρευστά εγκλείσµατα χαλαζία σε µεταλλοφορίες χρυσού που εντοπίζονται σε ανθρακικά πετρώµατα στο Παγγαίο και στη Θάσο εξετάζοντας µονοφασικά ρευστά εγκλείσµατα βαρύτη. Οι Nimfopoulos et al. (2000) µελέτησαν ρευστά εγκλείσµατα χαλαζία σε µεταλλοφορίες χρυσού που εντοπίζονται σε ανθρακικά πετρώµατα στην Παλιά Καβάλα. Από τις παραπάνω έρευνες γίνεται κατανοητό ότι στο µακρύ διάστηµα ανάπτυξης των διαφόρων µεταλλοφοριών έδρασαν µεταλλοφόρα ρευστά διαφορετικής προέλευσης και µε αρκετά διαφορετικά χαρακτηριστικά. 180

182 Από τη σύγκριση των ρευστών εγκλεισµάτων της περιοχής Επταδένδρου και Ράχης, µ αυτά που αναφέρθηκαν προηγουµένως, βλέπουµε τις περισσότερες οµοιότητες µ αυτά της περιοχής Αισύµης που αναφέρει ο Κατιρτζόγλου (1986). Θα πρέπει να αναφέρουµε ότι οι µεταλλοφόρες εµφανίσεις που αναφέρει ο Κατιρτζόγλου (1986), βρίσκονται στρωµατογραφικά πάνω από τις δικές µας. Έτσι έχουµε και στις δύο περιοχές τα ρευστά εγκλείσµατα να οµογενοποιούνται όλα στην υγρή φάση. Οι θερµοκρασίες που αναφέρει ο Κατιρτζόγλου (1986) έχουν µέσο όρο 308,7 0 C, ενώ οι δικές µας έχουν µέσο όρο C. Τέλος η αλατότητα και στις δυο περιοχές είναι 3,5 ισοδ. % NaCl. 9. ΓΕΩΘΕΡΜΟΜΕΤΡΟ ΧΛΩΡΙΤΗ Σύµφωνα µε τους Cathelineau and Nieva (1985) και Cathelineau (1988) οι περιεκτικότητες του χλωρίτη σε Al IV στην τετραεδρική θέση αυξάνονται ανάλογα µε τη θερµοκρασία, η οποία είναι δυνατόν να προσδιοριστεί από το διάγραµµα θερµοκρασίας και τον αριθµό ατόµων του Al IV που συµµετέχουν στο χλωρίτη. Οι παραπάνω συγγραφείς αναφέρουν ότι υπάρχουν ορισµένοι περιορισµοί για την εφαρµογή του γεωθερµοµέτρου. Όπως, οι χλωρίτες θα πρέπει να έχουν διαγενετική, υδροθερµική ή µεταµορφική προέλευση και να κρυσταλλώνονται µε την παρουσία υψηλών ποσοτήτων νερού, να είναι καθαροί και να µην έχουν υποστεί µηχανική ή χηµική µίξη µε άλλα ορυκτά. Τέλος οι χλωρίτες που προέρχονται από εξαλλοίωση του βιοτίτη µπορεί να επηρεάζονται από τη σύσταση του βιοτίτη, όταν η εξαλλοίωση δεν έχει ολοκληρωθεί και στις περιπτώσεις αυτές πρέπει η εφαρµογή του γεωθερµοµέτρου να γίνεται µε προσοχή ή να αποφεύγεται. Έγινε προσπάθεια να συγκρίνουµε τους χλωρίτες που συνοδεύουν τη µεταλλοφορία µε τους χλωρίτες των υπερβασικών πετρωµάτων που βρίσκονται σ απόσταση από τη µεταλλοφορία και παρατηρούµε ότι έχουν σαφή χηµική διαφορά στη σύσταση. 1. Ο χλωρίτης της µεταλλοφορίας είναι πιο πλούσιος σε σίδηρο (προβάλλεται στα πεδία του κλινόχλωρου και πυκνοχλωρίτη), ενώ των υπερβασικών είναι πλούσιος σε µαγνήσιο, πτωχός σε σίδηρο και προβάλλεται στα πεδία του κλινόχλωρου και πεννίνη. 2. Ο χλωρίτης της µεταλλοφορίας έχει περιεκτικότητα σε νικέλιο κάτω από το όριο ανιχνευσιµότητας του µικροαναλυτή, σ αντίθεση µε το χλωρίτη των υπερβασικών που η περιεκτικότητα σε NiO κυµαίνεται από 0.19 έως 0.24%. Οι χλωρίτες της µεταλλοφορίας (Πίν.41) παρουσιάζουν ζώνωση (Εικ.51) όπου στο κέντρο παρατηρούνται αυξηµένες περιεκτικότητες σε SiO 2, MgO και Cr 2 O 3, ενώ στη περιφέρεια αυξηµένες συγκεντρώσεις σε Al 2 O 3 και FeO. Οι µικροαναλύσεις στους χλωρίτες (Πίν.41) έγιναν µε σκοπό τον προσδιορισµό της θερµοκρασίας σχηµατισµού του ορυκτού αυτού. Το γεωθερµόµετρο του χλωρίτη έχει ικανοποιητική εφαρµογή στα υδροθερµικά συστήµατα και βασίζεται στη µεταβολή της χηµικής σύστασης του χλωρίτη µε τη θερµοκρασία. Χρησιµοποιήθηκαν οι µικροαναλύσεις από περιφερειακές ζώνες των κόκκων του χλωρίτη που είναι µάλλον σύγχρονης γένεσης µε τη µεταλλοφορία και οι οποίες παρουσιάζονται µε υψηλότερες τιµές Fe ( Εικ. 51). 181

183 Στη δική µας περίπτωση χρησιµοποιήθηκαν µικροαναλύσεις χλωρίτη από τις περιοχές Επταδένδρου και Ράχης και υπολογίσθηκαν οι αριθµοί των ιόντων του Al IV µε βάση 14 άτοµα οξυγόνου και χρησιµοποιήθηκε το διάγραµµα (Σχ.67) του Cathelineau (1988). Όπως προκύπτει από τις µικροαναλύσεις του χλωρίτη η συµµετοχή του Al IV κυµαίνεται µεταξύ 1.01 και Μ' αυτές τις τιµές υπολογίσθηκαν οι θερµοκρασίες σχηµατισµού του χλωρίτη, οι οποίες κυµαίνονται από 235 µέχρι C, µε µέσο όρο C. Οι τιµές θερµοκρασίας που προέκυψαν µε βάση το γεωθερµόµετρο χλωρίτη είναι συγκριτικά χαµηλότερες από αυτές των ρευστών εγκλεισµάτων. Αυτό µπορεί να αποδοθεί στο ότι ο χλωρίτης αποτελεί προϊόν µετασωµάτωσης προϋπάρχοντος Mg-ούχου χλωρίτη και κατά συνέπεια δεν µπορούν να χρησιµοποιηθούν µε σιγουριά αυτές οι τιµές θερµοκρασίας. Πίνακας 41. Χηµική σύσταση του χλωρίτη στη µεταλλοφορία περιοχής Επταδένδρου και Ράχης Επτάδενδρο Ράχη SiO Al 2 O ΤιΟ Cr 2 O FeO MgO K 2 O Σύν Αριθµός ατόµων µε βάση 14 (Ο) Si Al iv Al vi Ti Cr Fe Mg K

184 Σχ.67. ιάγραµµα θερµοκρασίας και αριθµού ατόµων του Al IV που συµµετέχουν στο χλωρίτη και η γραφική παράσταση (Cathelineau 1988). 183

185 IX. ΜΕΤΑΛΛΟΓΕΝΕΣΗ 1. Γενικά Ένα βασικό στοιχείο που θα µπορούσε να βοηθήσει στην ερµηνεία της γένεσης της µεταλλοφορίας είναι η θέση και η µορφή της σε σχέση µε τους λιθολογικούς σχηµατισµούς που τη φιλοξενούν, καθώς και το είδος των σχηµατισµών αυτών. Όπως έχει τονισθεί ο κύριος χώρος ανάπτυξης της µεταλλοφορίας και στις δύο περιοχές είναι µια έντονα ρηξιγενής ζώνη στην επαφή µετα-υπερβασικών-βασικών πετρωµάτων µε όξινες διεισδύσεις τροντγεµιτικού τύπου. Η µεταλλοφορία εκτείνεται σε κάποια απόσταση µέσα στα µετα-υπερβασικά ή βασικά, αποκτώντας ένα χαρακτήρα περισσότερο στρωµατοειδή. Η εικόνα αυτή µας οδηγεί σε µια πρώτη σκέψη ότι µια µεταλλογενετική διεργασία σύγχρονη ή µεταγενέστερη της διείσδυσης των τροντγεµιτών είναι πολύ πιθανή. Τις τελευταίες δεκαετίες η χρήση της τεκτονικής γεωλογίας έδειξε ότι πολλές περιπτώσεις χρυσού αλλά και σουλφιδίων καθορίζονται χωροταξικά από µεγάλες «ζώνες διάτµησης» (shear zones) ή σε απλούστερη έκφραση «ρηξιγενείς ζώνες» (Groves et al. 1987, Bonnemaison and Marcoux 1990, Groves 1993, Slim-Slimi et al. 1996, Murphy and Roberts 1997). Οι ζώνες αυτές αναπτύσσονται σε µια περιοχή ως αποτέλεσµα µιας πλαστικής έως κατακλαστικής παραµόρφωσης. Μια τέτοια ζώνη µπορεί να έχει πλάτος µέχρι 10 µέτρα, µήκος αρκετά χιλιόµετρα και µπορεί να έχει σηµαντική κατακόρυφη έκταση (πάνω από 1000 µέτρα). Τα πετρώµατα κατά µήκος αυτών των δοµών είναι γενικά πτυχωµένα-σχιστοποιηµένα και τοπικά τεκτονισµένα έως µυλονιτιωµένα (Guha et al. 1983) µε αποτέλεσµα να αποκτούν µια µεγάλη διαπερατότητα που τους προσδίδει την ικανότητα να δρουν ως κανάλια για τη διακίνηση υδροθερµικών ρευστών (Kerrich 1986). Τα ρευστά αυτά µπορεί να προέρχονται σύµφωνα µε τους Groves et al. (1987), Hickman and Glassely (1984), Ortega et al. (1996) από: α. υδροθερµική δράση που συνδέεται µε διείσδυση µάγµατος στην ευρύτερη περιοχή β. αφυδάτωση πετρωµάτων κατά τη διεργασία της γενικής µεταµόρφωσης γ. µετεωρικό ή θαλασσινό νερό δ. ανάµειξη ρευστών από τις παραπάνω πηγές. Η συνδιασµένη δράση παραµόρφωσης και κυκλοφορίας υδροθερµικών ρευστών προκαλεί σηµαντικές τροποποιήσεις στην ορυκτολογία και στη γεωχηµεία των πετρωµάτων. Έτσι, µπορούν να συµβαίνουν δύο συµπληρωµατικές διεργασίες: 1. Μερική διαλυτοποίηση και επιτόπου ανακατανοµή των χηµικών συστατικών των µητρικών πετρωµάτων 2. Εισδοχή ξένων στοιχείων που δε σχετίζονται µε τα πετρώµατα που επηρεάστηκαν από τη διάτµηση και συγκέντρωσή τους προς τον πυρήνα της ρηξιγενούς ζώνης (Bennemaison and Marcoux 1990). Ιδιαίτερα έντονες µεταβολές µπορεί να συµβαίνουν σε βασικάυπερβασικά πετρώµατα µε την παρουσία πλούσιων σε CO 2 ρευστών, οπότε π.χ. οι σερπεντινίτες προοδευτικά ασβεστιτοποιούνται και πυριτιώνονται µέχρις ότου να µετατραπούν σε λισβενίτες (Halls and Shao 1995). Επίσης σ αυτά τα πετρώµατα συµβαίνουν έντονα φαινόµενα πυριτίωσης και χλωριτίωσης. 184

186 Τα τελευταία φαινόµενα (χλωριτίωσης-πυριτίωσης) είναι ιδιαίτερα έντονα στα υπερβασικά βασικά πετρώµατα της περιοχής µελέτης. Μια πρώτη σκέψη λοιπόν, που θα µπορούσε να αποτελέσει αντικείµενο συζήτησης για την ερµηνεία της γένεσης της µεταλλοφορίας είναι η παραδοχή ενός µοντέλου σύνδεσης της µεταλλοφορίας µε «ρηξιγενείςζώνες». Η στρωµατοειδής ανάπτυξη της µεταλλοφορίας δηµιουργεί επίσης ένα σηµαντικό γενετικό ερώτηµα αν αυτή είναι συγγενετική µε το πέτρωµα ξενιστής ή επιγενετική. Το γεγονός ότι η µεταλλοφορία παρουσιάζει χαρακτηριστικά ανακρυστάλλωσης και γενικότερα αναµόρφωσης µιας προηγούµενης, δυσκολεύει ακόµη περισσότερο τα πράγµατα γιατί η διάταξη σε στρώσεις µπορεί να προϋπήρχε, αλλά µπορεί και να συνέβηκε στη διάρκεια του µεταµορφικού επεισοδίου που είναι υπεύθυνο για αυτήν την αναµόρφωση που παρατηρείται. Όπως αναφέρθηκε και στο κεφάλαιο για το γεωτεκτονικό περιβάλλον σχηµατισµού των πετρωµάτων το σύνολο των σχηµατισµών της περιοχής: µετα-υπερβασικά + βασικά γρανιτοειδή (τροντγεµίτες) αντιπροσωπεύουν ένα µεταµορφωµένο και παραµορφωµένο-αποδοµηµένο οφειολιθικό σύµπλεγµα. Ένας άλλος προβληµατισµός είναι οι λιθολογικοί σχηµατισµοί µε τους οποίους συνδέεται η µεταλλοφορία. Εάν υπήρχε σύνδεσή της µόνο µε µεταβασικά πετρώµατα θα µπορούσε να διερευνηθεί η περίπτωση της γένεσής της σε υποθαλάσσιο ηφαιστειογενές περιβάλλον, που το ανάλογό του δίνει κοιτάσµατα τύπου Cu FeS 2, όπως αυτά του οφειολιθικού συµπλέγµατος του Τροόδους στην Κύπρο (Govett and Pantazis 1971, Constantinou and Govett 1972, Constantinou 1980). Στην περίπτωση της περιοχής που µελετάται είναι σαφές ότι υπάρχει στενή σύνδεση της µεταλλοφορίας και µε αρχικό υπερβασικό πρωτόλιθο. Πρόκειται δηλαδή για µια ιδιάζουσα περίπτωση χαλκούχου µεταλλοφορίας που συνδέεται µε µια οµάδα µετα-υπερβασικών και βασικών πετρωµάτων, στα οποία διεισδύουν όξινα πετρώµατα τροντγεµιτικού τύπου, πηγµατιτικές φλέβες, αλλά και σώµατα ρυοδακίτη (περίπτωση περιοχής Ράχης). Οφείλουµε λοιπόν να διερευνήσουµε τη σχέση που έχουν µε τη µεταλλοφορία οι διαφορετικοί αυτοί λιθολογικοί τύποι. Ένα άλλο επίσης σηµαντικό στοιχείο για τη γένεση είναι η διαπίστωση ότι οι κρύσταλλοι του σιδηροπυρίτη µε µορφή πορφυροβλαστών παρουσιάζουν µια χαρακτηριστική ζώνωση, οπτική και χηµική που εξηγείται ως το αποτέλεσµα ανάπτυξης δυο διαφορετικών γενεών του ορυκτού. Η αποδοχή συνεπώς µιας απλής διεργασίας γένεσης της µεταλλοφορίας στο σύνολό της, τόσο µε βάση τα ιστολογικά της χαρακτηριστικά, όσο και τη χωροταξική της τοποθέτηση δεν φαίνεται να επιβεβαιώνεται. Όπως θα αναλυθεί στη συνέχεια γίνεται παραδεκτό ότι για την ανάπτυξη της µεταλλοφορίας υπήρξε συµµετοχή δύο διαφορετικών µεταλλογενετικών φάσεων: 1. Ανάπτυξη µεταλλοφορίας στην οµάδα των µετα-υπερβασικών βασικών πετρωµάτων. 2. Ανακίνηση µέρους της παραπάνω µεταλλοφορίας κατά τη διείσδυση των τροντγεµιτών, αλλά και προσθήκη µεταλλοφορίας από τους ίδιους ή κατά τη διάρκεια ενός επακόλουθου µεταµορφικού επεισοδίου µε τη διακίνηση ρευστών κατά µήκος ρηξιγενών ζωνών, όπως περιγράφηκε παραπάνω. 185

187 Προτού φθάσουµε στην ανάλυση αυτή θα αναφερθούµε σύντοµα στην ταξινόµηση των κοιτασµάτων συµπαγών σουλφιδίων. Στη συνέχεια θα αναφερθούµε σε ανάλογες περιπτώσεις κοιτασµάτων σε υπερβασικό βασικό περιβάλλον που έχουν µελετηθεί για λόγους σύγκρισης αλλά και άντλησης στοιχείων που θα µας βοηθήσουν στην ανάπτυξη του γενετικού µοντέλου µε βάση το οποίο πιστεύουµε ότι δηµιουργήθηκε η µεταλλοφορία στην περιοχή µελέτης. 2. Ταξινόµηση των κοιτασµάτων Η θειούχος µεταλλοφορία που συνδέεται γενετικά µε εκρηξιγενή σε θαλάσσιο περιβάλλον πετρώµατα, απασχόλησε πολλούς ερευνητές στο παρελθόν. Προτάθηκαν διάφοροι τρόποι ταξινόµησης που σχετίζονται, είτε µε το περιβάλλον πέτρωµα-ξενιστής της µεταλλοφορίας (Sangster and Scott 1976, Sawkins 1976, Klau and Large 1980), είτε µε τη χηµική σύσταση του κοιτάσµατος (Hutchinson 1973, Solomon 1976). Oι Sangster and Scott (1976) διακρίνουν κοιτάσµατα θειούχου µεταλλεύµατος που συναντώνται σε ηφαιστειακά πετρώµατα, ιζήµατα και ηφαιστειοϊζηµατογενείς σχηµατισµούς. Ο Sawkins (1976) προτείνει ταξινόµηση που βασίζεται στα χαρακτηριστικά του κοιτάσµατος, στη σύσταση και στη τεκτονική τους θέση και διακρίνει τις κατηγορίες: Κύπρου, Kuroko, Besshi και Sallivan. Οι Klau and Large (1980) ταξινοµούν τα κοιτάσµατα θειούχου µεταλλεύµατος σύµφωνα µε τη σύσταση του πετρώµατος-ξενιστή και διακρίνουν κοιτάσµατα που συνδέονται µε βασικά ηφαιστειακά, όξινα ηφαιστειακά, καθώς και ιζηµατογενή. Ο Hutchinson (1973) µε βάση τη σύσταση των κοιτασµάτων, τα περιβάλλοντα πετρώµατα και την ηλικία, διακρίνει τρεις βασικούς τύπους: (α) Κοιτάσµατα Zn - Cu µέσα σε ηφαιστειακά πετρώµατα αρχαϊκής ηλικίας, αλλά και του Φανεροζωικού. (β) Κοιτάσµατα Pb - Zn - Cu - Ag µέσα σε ηφαιστειακά και µικτά ηφαιστειακά - ιζηµατογενή στρώµατα, τα οποία επικρατούν σε Προτεροζωϊκά και Φανεροζωϊκά πετρώµατα. (γ) Κοιτάσµατα χαλκούχου σιδηροπυρίτη (Cu FeS 2 ) τα οποία συνδέονται µε βασικά και υπερβασικά πετρώµατα κατά κανόνα Φανεροζωϊκής ηλικίας, τα οποία πήραν την επωνυµία «Τύπου Κύπρου». Ο Solomon (1976) µε βάση τη σύσταση διακρίνει τα κοιτάσµατα που συναντώνται µέσα σε ηφαιστειακά πετρώµατα, σε κοιτάσµατα Zn-Pb-Cu, Zn- Cu και Cu. Oι Franklin et al. (1981) µε βάση την περιεκτικότητα σε µέταλλα, ταξινοµούν τα κοιτάσµατα σε δυο τύπους: τύπος Cu-Zn και τύπος Zn-Pb-Cu. Ο Large (1992) διακρίνει τέσσαρες τύπους κοιτασµάτων: τα κοιτάσµατα τύπου Cu, τύπου Zn-Cu, τύπου Zn-Pb-Cu και τύπου Pb-Zn. Οι τύποι Cu, Zn-Cu και Zn-Pb-Cu είναι ηφαιστειακής προέλευσης και ο τύπος Pb-Zn είναι ιζηµατογενούς. Οι Scott et al. (1997) σε µια συγκριτική έρευνά τους που αφορούσε το σχηµατισµό συµπαγών σουλφιδίων σε σύγχρονα ωκεάνια συστήµατα πολλών περιοχών ταξινόµησαν µε βάση το γεωτεκτονικό περιβάλλον τα σηµερινά συµπαγή θειούχα και τα πιθανά παλαιότερα ανάλογά τους ως εξής: 186

188 α. ΜΕΣΟ-ΩΚΕΑΝΙΑ ΡΑΧΗ ΦΤΩΧΗ ΣΕ ΙΖΗΜΑΤΑ Σύγχρονα παραδείγµατα: S. Explorer; Endeavour segment, N. Juan de Fuca ; 13 0 N, 21 0 N, etc. EPR ; TAG, Snakepit & Broken Spur, MAR; Sonne, CIR Παλαιότερης γεωλογικής περιόδου ανάλογα: Ενδεχοµένως κανένας. Παρόµοιος µε τύπου Κύπρου αλλά αυτά είναι πιθανότατα µέσα σε οφιολίθους που δηµιουργούνται πίσω από τόξα. β. ΙΖΗΜΑΤΟΦΟΡΟΣ ΜΕΣΟ-ΩΚΕΑΝΙΑ ΡΑΧΗ Σύγχρονα παραδείγµατα: Middle Valley, N. Juan de Fuca; Escanaba Trough, S. Gorda Ridge. Παλαιότερης γεωλογικής περιόδου ανάλογα: Τύπου Besshi.,π.χ. Besshi, Sazare, Hitachi (Ιαπωνία), Windy Craggy (Καναδάς), Otjihase & Matchles (Ναµίµπια). γ. ΥΠΟΘΑΛΑΣΣΙΑ ΟΡΗ Σύγχρονα παραδείγµατα: Axial, Juan de Fuca, Palinuro, Tyrrhenian Sea, East of 13 0 N EPR. Παλαιότερης γεωλογικής περιόδου ανάλογα: Τύπος Κύπρου στους οφιολίθους του Οµάν. δ. ΟΠΙΣΘΟΤΟΞΙΟΣ ΩΚΕΑΝΙΟΣ ΦΛΟΙΟΣ Σύγχρονα παραδείγµατα: Lau Basin, Mariana Through, Manus Basin, North Fiji Basin. Παλαιότερης γεωλογικής περιόδου ανάλογα: Τύπου Κύπρου? Noranda, Quebec? Phillippines. Τύπου Besshi σε καλυµµένες από ιζήµατα οπισθοτόξιες περιοχές. ε. ΟΠΙΣΘΟΤΟΞΙΟΣ ΗΠΕΙΡΩΤΙΚΟΣ ΦΛΟΙΟΣ Σύγχρονα παραδείγµατα: Jade, Okinawa Trought, Tyrrhenian Sea. Παλαιότερης γεωλογικής περιόδου ανάλογα: Kuroko (Ιαπωνία), Bathurst New Brunswick, Rio Tinto (Ισπανία), Neves Corvo (Πορτογαλλία),. Τασµανία. ζ. ΤΕΜΑΧΙΣΜΕΝΟ ΗΠΕΙΡΩΤΙΚΟ ΠΕΡΙΘΩΡΙΟ Η ΕΝ ΟΗΠΕΙΡΩΤΙΚΟΣ ΤΕΚΤΟΝΙΣΜΟΣ Σύγχρονα παραδείγµατα: Guaymas Basin, Gulf of California, Atlandis II Deep, Red Sea, W. Woodlark Basin. Παλαιότερης γεωλογικής περιόδου ανάλογα: Τύπος Sedex, π.χ. Meggen & Rammelsberg (Γερµανία), Selwyn Basin (Καναδάς), Mt Isa, McArthur River & Broken Hill (Αυστραλία). Με βάση τις χηµικές αναλύσεις στη µεταλλοφορία χρησιµοποιήθηκαν οι αναλογίες της εκατοστιαίας σύστασης του Cu, Zn και Pb στο τριγωνικό διάγραµµα Cu-Zn-Pb (Σχ.68). Το διάγραµµα αυτό χρησιµοποιήθηκε από τους Stanton (1972), Rickard and Zweifel (1975), Vokes (1976), Franklin et al. (1981) και Large (1992), για την ταξινόµηση των κοιτασµάτων σε διάφορους τύπους, ανάλογα µε τη χηµική τους σύσταση ή τον τρόπο σχηµατισµού τους. Οι Franklin et al. (1981) και Large (1992), στο διάγραµµα αυτό διακρίνουν τέσσερις τύπους: τα κοιτάσµατα τύπου Cu, τύπου Zn-Cu, τύπου Zn-Pb-Cu και 187

189 τύπου Pb-Zn. Σύµφωνα µε τους παραπάνω συγγραφείς τα κοιτάσµατα Cu, Zn- Cu και Zn-Pb-Cu είναι ηφαιστειακής προέλευσης, ενώ τα κοιτάσµατα Pb-Zn είναι ιζηµατογενή. Από το Σχήµα 68 προκύπτει ότι τα δείγµατά µας προβάλλονται στο πεδίο των κοιτασµάτων τύπου Cu. Με βάση το γενικότερο γεωλογικό περιβάλλον όπως χρησιµοποιήθηκε από τον Hutchinson (1973) η µεταλλοφορία που µελετάται µπορεί να θεωρηθεί ως µια ειδική περίπτωση της κατηγορίας κοιτασµάτων Cu FeS 2, όµοιων του τύπου Κύπρου, η οποία όµως τροποποιήθηκε σηµαντικά µε µεταγενέστερες διεργασίες. Χρησιµοποιώντας την ταξινόµηση των Scott et al. (1997) και µε βάση τα αποτελέσµατα που προέκυψαν από τη γεωχηµεία των πετρωµάτων ξενιστών µπορούµε να θεωρήσουµε ως πιθανότερο γεωτεκτονικό περιβάλλον σχηµατισµού εκείνου του οπισθοτόξιου ωκεάνιου φλοιού. 3. Ανάλογες περιπτώσεις κοιτασµάτων στον κόσµο Η σύνδεση της µεταλλοφορίας της περιοχής Επταδένδρου και Ράχης µε µια ενότητα πετρωµάτων: σερπεντινιτών αµφιβολιτών, αποτελεί ιδιαίτερο χαρακτηριστικό. Χρειάζεται λοιπόν διερεύνηση το κατά πόσο ένα τέτοιο λιθολογικό περιβάλλον µπορεί να φιλοξενήσει χαλκούχο µεταλλοφορία µε πολύ όµοια χαρακτηριστικά όπως στην περίπτωση των κοιτασµάτων τύπου Κύπρου. Σχ. 68. Τριγωνικό διάγραµµα ταξινόµησης κοιτασµάτων µε βάση την εκατοστιαία αναλογία των στοιχείων Cu-Zn-Pb κατά Large (1992). 188

190 Παραδείγµατα σύνδεσης µεταλλοφορίας µε σερπεντινίτες (ή /και συνοδά βασικά πετρώµατα), αναφέρονται στη διεθνή βιβλιογραφία, αλλά είναι περιορισµένα σε αριθµό. Οι Leblanc and Billaud (1982) µελέτησαν το κοίτασµα Bou Azzer στο Μαρόκο και αναφέρουν ότι είναι το µοναδικό που συνδέεται µε σερπεντινίτες. Η µεταλλοφορία εντοπίζεται µέσα στους συµπαγείς σερπεντινίτες και στην επαφή σερπεντινιτών γάββρων και αποτελείται από Co-Fe-αρσενίδια µε θειοαρσενίδια, θειούχα ορυκτά του χαλκού, µολυβδαινίτη και χρυσό σε χαλαζίαανθρακικό. Η µεταλλοφορία κοβαλτίου ελέγχεται κύρια από τεκτονικές δοµές που βρίσκονται κατά µήκος των ορίων και της κορυφής των σερπεντινιτών. Για την παρουσία του κοβαλτίου η προφανέστερη πηγή είναι τα σερπεντινιτικά πετρώµατα. Η προέλευση δε του αρσενικού µπορεί να είναι από τους σερπεντινίτες ή από άγνωστη υδροθερµική πηγή. Η µεταλλοφορία έχει υποστεί σε διάφορες φάσεις λατυποποίηση και ανακρυστάλλωση από τις Παν- Αφρικανικές και τις Ερκύνιες παραµορφώσεις που δηµιούργησαν ποικίλες µορφές στο µετάλλευµα. Οι Candela et al. (1989) µελέτησαν την παρουσία µεταλλοφορίας Fe Cu Co Zn Ni που βρίσκονται σε επαφή σερπεντινιωµένων υπερβασικών πετρωµάτων και µεταϊζηµάτων (πηλιτών ψαµµιτών) στο Maryland Piedmont (Η.Π.Α.) που έχει δεχθεί την επίδραση µεταµόρφωσης στην επιδοτιτική αµφιβολιτική φάση (άνω πρασινοσχιστολιθική). Η µεταλλοφορία αποτελεί ένα σιδηρούχο στρωµατοειδή σχηµατισµό από µαγνητίτη και χαλαζία µε αυξηµένη παρουσία σουλφιδίων κυρίως Cu (χαλκοπυρίτης ± βορνίτης), σιδηροπυρίτη, σιεγκενίτη, σφαλερίτη, στην οποία παρατηρείται και πλούσιος σε Zn χρωµίτης. Από τα χαρακτηριστικά της µεταλλοφορίας δέχονται ότι πρόκειται για υδροθερµική χηµικώς ιζηµατογενή µεταλλοφορία που αποτέθηκε σε θαλάσσιο πυθµένα τον οποίο αποτελούσαν υπερβασικά πετρώµατα. Σχετικά µε την προέλευση των µετάλλων και του θείου για τη γένεση της µεταλλοφορίας δέχονται ως πηγή για τα Ni και Co και ένα µέρος του Fe τα υπερβασικά πετρώµατα, ενώ για τα Cu, Zn και Mn σε αναλογία µε τα σύγχρονα κοιτάσµατα σε µεσοωκεάνιες ράχες βασαλτικά πετρώµατα. Ο Cu και το S δηλαδή στα υπερβασικά προστέθηκε στη διαδικασία της υδροθερµικής δράσης στο θαλάσσιο πυθµένα. Επειδή όµως υπάρχει µια δυσκολία στη διάκριση µεταξύ του αποτελέσµατος που προκαλεί µια χαµηλής πίεσης µεταµορφική διαδικασία η σηµερινή µορφή της µεταλλοφορίας θεωρούν ότι µπορεί να είναι το αποτέλεσµα δυο διεργασιών: α) ενός υδροθερµικού επεισοδίου στο θαλάσσιο πυθµένα που έφερε το µεγαλύτερο µέρος της µεταλλοφορίας και που προκάλεσε και µια ακαθόριστη υδροθερµική εξαλλοίωση στα υπερβασικά πετρώµατα. β) σε απροσδιόριστο βαθµό µια επανακινητοποίηση των µετάλλων Cu, Ni, Co, Fe και S κατά τη διάρκεια της γενικής µεταµόρφωσης η οποία καθόρισε και την παραγενετική σειρά ανάπτυξης της µεταλλοφορίας. Την απουσία µολύβδου στη συγκεκριµένη µεταλλοφορία αποδίδουν στο γεγονός ότι ηπειρωτικός φλοιός δεν είχε συµµετοχή ως πηγή µετάλλων στην υδροθερµική διεργασία, δηλ. τα κοιτάσµατα αναπτύχθηκαν όπως περιγράφει ο Hutchinson (1973) σε γεωτεκτονικό περιβάλλον µεσοωκεάνιας ράχης από υδροθερµικά ρευστά που ανέρχονται από κρατήρες στις κορυφές της ράχης ή από ρήγµατα µετασχηµατισµού. Ένα άλλο χαρακτηριστικό παράδειγµα κοιτασµάτων σουλφιδίων που συνδέονται µε βασικό υπερβασικό περιβάλλον αναφέρονται από τους Murphy 189

191 and Meyer (1998) και Wipfler et al. (1999). Αυτή η σύνδεση προϋποθέτει µια υποθαλάσσια περιοχή µε υψηλής στάθµης (κοντά στον θαλάσσιο πυθµένα) παρουσία υπερβασικών πετρωµάτων. Τέτοια περιβάλλοντα είναι γνωστά από ορισµένες περιοχές στη µεσοωκεάνια ράχη του Ατλαντικού (Cannat 1993), όπου έγινε άνοδος υπερβασικών πετρωµάτων του άνω µανδύα κατά µήκος ρηγµάτων αποκόλλησης κατά τη διεργασία της ωκεάνιας επέκτασης. Σ αυτά τα υπερβασικά πετρώµατα η κυκλοφορία ενός υδροθερµικού συστήµατος µπορεί να προκαλέσει τη γένεση συµπαγών ηφαιστειοϊζηµατογενών κοιτασµάτων σουλφιδίων σε σερπεντινιτικό περιβάλλον. Οι Murphy and Meyer (1998) περιγράφουν τη σύγχρονη γένεση σουλφιδίων (κυρίως χαλκού) πάνω σε υπερβασικό υπόβαθρο σε βάθος 2970 µ. στο θαλάσσιο πυθµένα στο υδροθερµικό πεδίο Logatchev ( N) στη µεσοωκεάνια ράχη του Ατλαντικού. Τα υπερβασικά πιστεύεται ότι εµφανίζονται στο θαλάσσιο πυθµένα σύµφωνα µε το µοντέλο του Cannat (1993) ως αποτέλεσµα βραδείας επέκτασης µικρής ποσότητας ή και χαµηλής προσφοράς θερµότητας από την ασθενόσφαιρα βασικής έκχυσης µάγµατος σε βραδείας διάρκειας µαγµατικό θάλαµο και της δηµιουργίας ασυνεχούς φλοιού που αποτελείται από βασικές διεισδύσεις σε υπερβασικό φλοιό. Η άποψη του Cannat σ ότι αφορά τη δηµιουργία µιας τέτοιας δοµής φαίνεται χαρακτηριστικά στο Σχήµα 69. Σε τέτοιες περιπτώσεις το ωκεάνιο στρώµα 3 (Hess 1962) είναι δεν είναι ένα συνεχές γαββρικό στρώµα, αλλά αποτελείται ουσιαστικά από µικρές διεισδύσεις σε µανδυακούς περιδοτίτες που µπορεί να είναι µερικώς σερπεντινιωµένοι. Οι Cannat and Casey (1995) έδειξαν ότι µαγµατισµός και διείσδυση βασικών πετρωµάτων σε υπερβασικό υλικό µπορεί να συµβεί κατά την άνοδο του τελευταίου προς το θαλάσσιο πυθµένα. Επίσης, οι Wipfler et al. (1999) περιγράφουν τη µεταλλοφορία σουλφιδίων - αρσενιδίων στην περιοχή Ishkinino στα Ουράλια, η οποία εντοπίζεται στη επαφή σκούρων ανθρακοπυριτικών σχιστολίθων, ταλκοποιηµένων σερπεντινιτών και θολεϊτικών βασαλτών. Οι υψηλές συγκεντρώσεις Cu και Au, το υψηλό περιεχόµενο Cr και Ni, καθώς και τα πολύ χαµηλά επίπεδα Zn δηλώνουν ότι η απόθεση του µεταλλεύµατος έγινε σε ένα βασικό/υπερβασικό περιβάλλον που αντιπροσωπεύεται από τα σερπεντινιτικά και θολεϊτικά µητρικά πετρώµατα. Η άνοδος των πετρωµάτων του άνω µανδύα κατά µήκος ρηγµάτων αποκόλλησης στη διάρκεια της ωκεάνιας επέκτασης είναι γνωστό περιβάλλον για την κυκλοφορία ενός υδροθερµικού διαλύµατος στο θαλάσσιο πυθµένα. Το αποτέλεσµα της µαγµατικής δραστηριότητας και η συνεχιζόµενη διεργασία της ωκεάνιας επέκτασης, προκαλεί την ανάπτυξη νέων ρηγµάτων στον αποδυναµωµένο φλοιό. Η κατάσταση αυτή είναι ευνοϊκή για την υδροθερµική κυκλοφορία του θαλασσινού νερού µέσα στο θερµαινόµενο εκ νέου βασικό υπερβασικό ανώτερο τµήµα του ωκεάνιου φλοιού για το σχηµατισµό των µεταλλοφόρων σωµάτων σε σερπεντινιτικά περιβάλλοντα. 4. Ερµηνεία της γένεσης κοιτασµάτων σουλφιδίων σε ωκεάνιο πυθµένα Οι παρατηρήσεις των Murhpy and Meyer (1998) πιστεύουµε ότι αποτελούν µια επιβεβαίωση της δυνατότητας σύνδεσης χαλκούχου µεταλλοφορίας µε σερπεντινιτικό περιβάλλον σε συνθήκες µεσοωκεάνιας ράχης. Έτσι, η αντίληψη ότι τα χαλκούχα κοιτάσµατα του τύπου Κύπρου που κατά βάση αναπτύσσονται στην ενότητα των βασικών πετρωµάτων µιας 190

192 οφιολιθικής ακολουθίας υπάρχει η δυνατότητα να έχουν άµεση σύνδεση (κάτω από ειδικές συνθήκες) µε υπερβασικά µέλη. Έτσι, παρόλο που το υπερβασικό πετρολογικό περιβάλλον είναι ασύνηθες, η µεσοωκεάνια ράχη εξακολουθεί να είναι µια περιοχή υψηλής ροής θερµότητας ικανής να δώσει ενέργεια σ ένα κυκλοφορούν υδροθερµικό σύστηµα. Θα πρέπει λοιπόν να αναφερθούµε µε συντοµία στις συνθήκες και διεργασίες που έχουν περιγραφεί για να ερµηνεύσουν τη γένεση κοιτασµάτων σε ένα θαλάσσιο πυθµένα, µε βάσει τις οποίες πιστεύουµε ότι αναπτύχθηκε (άγνωστο σε τι ποσότητα) µια πρώτη γενεά µεταλλοφορίας συνδεδεµένη µε τους πρωτολίθους της σερπεντινιτικής αµφιβολιτικής σειράς στην περιοχή µελέτης. Σχ.69. Οι αλλαγές στη δοµή του γήϊνου φλοιού, το λιθοσφαιρικό πάχος, και το αξονικό πλάτος των κοιλάδων αναµένεται να είναι το αποτέλεσµα από µια αλλαγή στην τροφοδοσία του µάγµατος στη µεσο-ωκεάνια ράχη. (α) Αρκετό µάγµα παρέχεται στην ράχη για να δηµιουργήσει ένα παχύ φλοιό 6 χλµ, η συµµετοχή του υπερβασικού υλικού σ αυτό το φλοιό είναι µικρή. (β) Πολύ λίγο µάγµα παρέχεται στη ράχη. Ο φλοιός είναι ουσιαστικά λεπτότερος και η συµµετοχή του υπερβασικού υλικού είναι µεγάλη. Λόγω της χαµηλότερης προσφοράς θερµότητας (από το µάγµα), η αξονική λιθόσφαιρα είναι επίσης ουσιαστικά παχύτερη. Η αξονική κοιλάδα, και η αξονική ζώνη παραµόρφωσης, είναι ευρύτερες. 1: βασαλτικές φλέβες και λάβες, 2: γάββροι, 3: περιδοτίτες. 191

193 Ένα ιδιαίτερο χαρακτηριστικό των πετρωµάτων ξενιστών της µεταλλοφορίας σε ωκεάνιο πυθµένα είναι τα φαινόµενα εξαλλοίωσης τους ως αποτέλεσµα δράσης του υδροθερµικού συστήµατος που είναι υπεύθυνο για τη γένεση αυτής της µεταλλοφορίας. Σύµφωνα µε τον Large (1977), η εξαλλοίωση των περιβαλλόντων πετρωµάτων λαµβάνει χώρα πριν από την απόθεση της µεταλλοφορίας και συνήθως περιλαµβάνει χλωριτίωση και/ή πυριτίωση των ηφαιστειακών πετρωµάτων. Για το λόγο αυτό οι Miyashiro et al. (1971) χρησιµοποίησαν για πρώτη φορά τον όρο Ocean floor metamorphism (µεταµόρφωση ωκεάνιου πυθµένα) ή ωκεάνια µεταµόρφωση, για να περιγράψουν αυτήν την ταυτόχρονη υδροθερµική και µεταµορφική δράση στα πετρώµατα του ωκεάνιου πυθµένα. Η µεταλλοφορία εµφανίζεται εντός των πετρωµάτων που έχουν υποστεί χλωριτίωση και πυριτίωση. Ο χλωρίτης, µαζί µε το χαλαζία αποτελούν τα επικρατέστερα µη µεταλλικά ορυκτά. Ο σχηµατισµός αυτών των ορυκτών προϋποθέτει εκτεταµένη κυκλοφορία διαλυµάτων και µεταφορά ύλης από ένα υδροθερµικό ρευστό. Γι' αυτό το λόγο θεωρούµε ότι ένα µέρος των ορυκτών αυτών σχηµατίσθηκε κατά τη φάση της εξαλλοίωσης. Με βάση τα παραπάνω προκύπτει ότι τα πετρώµατα που φιλοξενούν τις µεταλλοφόρες εµφανίσεις έχουν υποστεί ωκεάνια µεταµόρφωση µέσου βαθµού. Στην περιοχή Επταδένδρου και Ράχης έχουµε χλωριτίωση και πυριτίωση, οι οποίες δεν γνωρίζουµε αν προέρχονται από την αρχική διαδικασία ή είναι προϊόντα µεταµόρφωσης. Το πυριτικό υλικό, µέσα στο οποίο εντοπίζεται η µεταλλοφορία, συνδέεται µε τα υδροθερµικά διαλύµατα, καθώς και µε τα περιβάλλοντα πετρώµατα. Σύµφωνα µε τον Kinkel (1966), η απόθεση του πυριτικού υλικού εξαρτάται από την θερµοκρασία και το ph των διαλυµάτων. Τα διαλύµατα που περιέχουν µεγάλες περιεκτικότητες σε διοξείδιο του πυριτίου, ανέρχονται στον πυθµένα της θάλασσας και µε την πτώση της θερµοκρασίας και πίεσης το SiO 2 µετατρέπεται σε κολλοειδές πυριτικό υλικό και αποτίθεται σε µικροκρυσταλλική µορφή. Η µεταφορά των µεταλλικών στοιχείων Cu, Pb, Zn και Ag στα συµπαγή κοιτάσµατα σουλφιδίων, σύµφωνα µε τον Large (1992) γίνεται µε µορφή χλωριούχων συµπλόκων και σε χαµηλές θερµοκρασίες (<300 0 C). Το θαλασσινό νερό περιέχει ικανοποιητική ποσότητα S, που µπορεί να αποτελέσει πηγή για το µετάλλευµα µετά από αναγωγή της SO 4 2- σε υψηλές θερµοκρασίες (Malinin and Khitarov 1969). Τα χλωριούχα διαλύµατα είναι γνωστό ότι µπορούν να αποσπάσουν και διακινήσουν µεταλλικά στοιχεία από τα περιβάλλοντα πετρώµατα στα οποία κυκλοφορούν. Η αποδέσµευση αυτή έχει επιτευχθεί, τόσο στη φύση, όσο και στο εργαστήριο (Helgeson 1964, Ellis 1968, Bischoff and Dickson 1975, Hutchinson et al.1980, Σκαρπέλης 1982, Σοβατζόγλου - Σκουνάκη 1983, Edmond and Von Damm 1983, Κατιρζόγλου 1986). Οι Bischoff and Dickson (1975) πειραµατίσθηκαν µε την αντίδραση θαλασσινού νερού σε βασάλτες σε θερµοκρασία C και πίεση 500 Bars µε τα εξής συµπεράσµατα: Το θαλασσινό νερό χάνει την αλκαλικότητα του και µεταβάλλεται από ένα ελαφρώς αλκαλικό (Na Mg Cl - SO 4 ) σε ένα ελαφρώς όξινο µέσο (Na-Cl - Ca). 192

194 Σχηµατίζεται ανυδρίτης, λόγω της θερµότητας, από την αντίδραση του -- Ca που απελευθερώνεται από τη βασαλτική ύαλο µε το SO 4 του θαλασσινού νερού. Βαριά µέταλλα όπως Fe, Cu, Ni, Mn διαλυτοποιούνται σε ποσά επαρκώς µεγάλα ώστε να επιτρέπεται στο µεταβληθέν θαλασσινό νερό να τα µεταφέρει στο θαλάσσιο πυθµένα. Σύµφωνα µε τους Seyfried and Bischoff (1977) ο εµπλουτισµός του διαλύµατος σε µέταλλα είναι συνάρτηση της αναλογίας νερού/πετρώµατος. Όσο µεγαλύτερη είναι η αναλογία αυτή τόσο ο εµπλουτισµός του διαλύµατος είναι µεγαλύτερος. Για την προέλευση των µεταλλικών στοιχείων στο διάλυµα υπάρχουν δύο δυνατότητες: 1. από τα περιβάλλοντα πετρώµατα και ιδιαίτερα εκείνα που υπόκεινται των κοιτασµάτων µέσω της λειτουργίας υδροθερµικού συστήµατος 2. από το θαλασσινό νερό. Η υπόθεση της προέλευσης των µεταλλικών συστατικών από έκπλυση µέσω υδροθερµικού συστήµατος ρευστών, των υποκείµενων των µεταλλευµάτων πετρωµάτων, θεωρείται επικρατέστερη. Ο Ellis (1968) έδειξε ότι σε θερµοκρασία C διαλύµατα 2M ή 4M χλωριούχου νατρίου εκπλύνουν περισσότερο του 80% του Cu και Pb του περιεχοµένου σε ανδεσίτη. Έτσι από πολλές παρατηρήσεις στα ισότοπα µολύβδου επιβεβαιώνεται ότι ο µόλυβδος και τα άλλα µέταλλα των συµπαγών θειούχων µεταλλευµάτων προέρχονται από τα υποκείµενα πετρώµατα ή από το µανδύα. Όσο µεγαλύτερη είναι η θερµοκρασία, τόσο πλουσιότερο σε µέταλλα είναι το διάλυµα (Hajash 1975). Επιβεβαίωση των συνθηκών γένεσης των µεταλλοφόρων παραγενέσεων θα µπορούσαµε να είχαµε και από διάφορες σχέσεις µεταξύ των ορυκτών ή του χηµισµού των ορυκτών. Πολλοί ερευνητές (Urabe and Sato 1878, Ohmoto and Rye 1974) στηριζόµενοι στη στενή χώρο - χρονική σχέση κοιτάσµατος - εκρηξιγενών πετρωµάτων υποστηρίζουν ότι η συµµετοχή υδροθερµικού διαλύµατος µαγµατικής προέλευσης δεν µπορεί να αποκλεισθεί. Πρόσφατες µελέτες ισοτόπων θείου µε ευρεία διακύµανση των τιµών δ 34 S και µε συχνά αρνητική µέση τιµή µπορούν να ταυτισθούν µε ιζηµατογενή κοιτάσµατα συνήθως βιογενούς προέλευσης, ενώ εκείνα µε περιορισµένη έκταση τιµών δ 34 S µπορούν να θεωρηθούν µαγµατικής-υδροθερµικής γένεσης. Στη δεύτερη περίπτωση συµβαίνουν πολύ έντονες µεταβολές ώστε αν δεν είναι γνωστές οι σχέσεις µετατροπής µπορεί κανείς να θεωρήσει ότι πρόκειται για κοιτάσµατα υψηλής θερµοκρασίας υδροθερµικά ή κάτι παρόµοιο. Το ψυχρό θαλασσινό διάλυµα κυκλοφορεί δια µέσου των περιβαλλόντων πετρωµάτων και των τεκτονικών ασυνεχειών και κατερχόµενο θερµαίνεται προοδευτικά και εξελίσσεται σε µεταλλοφόρο, ως αποτέλεσµα του εµπλουτισµού του σε µεταλλικά στοιχεία (Hajash 1975). Στη "ζώνη αντιδράσεων" σχηµατίζονται H 2 S, CO 2 και Η +, η παρουσία των οποίων είναι καθοριστική για την εξέλιξη της πορείας του διαλύµατος (Edmond and Von Damm 1983). Στη συνέχεια το διάλυµα ανέρχεται σχηµατίζοντας έτσι ένα ανακυκλούµενο υδροθερµικό σύστηµα. Όταν το υδροθερµικό διάλυµα κινείται προς τα πάνω, αρχίζει να ελαττώνεται η θερµοκρασία του και έτσι έχουµε την εναπόθεση των µεταλλικών συστατικών, είτε σε διάσπαρτη, είτε σε φλεβική µορφή. Η εναπόθεση αυτή επιταχύνεται όταν το υδροθερµικό διάλυµα 193

195 αναµειχθεί µε το ψυχρό θαλασσινό νερό, που κυκλοφορεί στα υποκείµενα πετρώµατα του πυθµένα, δια µέσου των τεκτονικών ασυνεχειών. Με την ανάµιξη αυτή έχουµε µεγαλύτερη πτώση της θερµοκρασίας στο διάλυµα. Η καθίζηση του σιδηροπυρίτη και του χαλκοπυρίτη πραγµατοποιείται όταν στα ρευστά που κυκλοφορούν προς τα πάνω, επέρχεται µείωση της θερµοκρασίας, αύξηση του pη, της fo 2 και µείωση της αcl (συγκέντρωση χλωρίου) (Ripley and Ohmoto, 1977). Οι Ripley and Ohmoto (1977) δέχονται ότι κατά την θέρµανση του θαλασσινού νερού στους C και σταθερή αναλογία ΣSO 4 /ΣH 2 S, o Cu και ο Fe είναι διαλυτοί και εκπλύνονται από τα πετρώµατα. Πάνω από C αρχίζει η αναγωγή των θειοαλάτων δια αντιδράσεως µε τα συστατικά του πετρώµατος που περιέχουν Fe 2+. Η αναγωγή γίνεται µε αργό ρυθµό, ούτως ώστε όταν το ρευστό θερµαίνεται συνεχώς, η διαλυτότητα των µετάλλων αυξάνει ταχύτερα από το ρυθµό αναγωγής. Όσον αφορά το ph των υδροθερµικών διαλυµάτων στην περιοχή έρευνας µόνο υποθέσεις µπορούµε να κάνουµε. Ο Kajiwara (1973) στα κοιτάσµατα τύπου Kuroko της Ιαπωνίας κατέληξε στο συµπέρασµα ότι σε θερµοκρασία C το ph ήταν περίπου 5.5. Από βιβλιογραφικά δεδοµένα (Urabe 1974) προκύπτει ότι στα παραπάνω κοιτάσµατα τα ορυκτά εξαλλοίωσης που σχηµατίζονται εξαρτώνται, εκτός από τη θερµοκρασία και από το ph των διαλυµάτων. Oι Styrt et al. (1981) εξετάζοντας τα σηµερινά κοιτάσµατα σιδηροπυρίτη - χαλκοπυρίτη που δηµιουργούνται στο East Pacific Rise 21 0 latitude υπελόγισαν ότι το ph είναι µικρότερο ή ίσο µε 6, ενώ η θερµοκρασία περίπου στους C. Ο Large (1977) από εργαστηριακά δεδοµένα έδειξε ότι σε ηφαιστειογενή κοιτάσµατα συµπαγών σουλφιδίων για το σχηµατισµό των ορυκτών χαλκοπυρίτη, σφαλερίτη και γαληνίτη σε αναγωγικό περιβάλλον, οι θερµοκρασίες είναι µεγαλύτερες από C και το ph όξινο έως ουδέτερο. Οι Finlow-Bates and Large (1978) θεωρούν ότι το βάθος του θαλασσινού νερού, δηλαδή η υδροστατική πίεση επηρεάζει την αποφόρτιση των διαλυµάτων. Σε µικρό βάθος λεκάνης τα διαλύµατα αποφορτίζονται µέσα στο πέτρωµα µε σχηµατισµό της ζώνης τροφοδοσίας, ενώ σε µεγάλα βάθη η αποφόρτιση γίνεται στην επιφάνεια µε σχηµατισµό συµπαγούς µεταλλεύµατος. Το ελάχιστο βάθος υδάτινης στήλης (λιθοστατικής + υδροστατικής) που προκύπτει από τα στοιχεία των ρευστών εγκλεισµάτων και λαµβάνοντας υπόψη την απουσία βρασµού σ αυτά, είναι µέτρα περίπου, σύµφωνα µε τα διαγράµµατα του Haas (1971). 5. Γένεση µεταλλοφορίας στην περιοχή Επταδένδρου και Ράχης Η πρώτη ερµηνεία για τη γένεση της µεταλλοφορίας στην περιοχή δόθηκε από τους Billett and Nesbitt (1986). Οι ερευνητές αυτοί µελετώντας τις περιοχές Επταδένδρου και Ράχης δε διακρίνουν καθαρά την υπερβασική σειρά και την ονοµάζουν ενότητα σερπεντινιτών αµφιβολιτών. Βασιζόµενοι σε πετρογραφικά και γεωχηµικά δεδοµένα πιστεύουν ότι οι περιοχές Επταδένδρου και Ράχης αντιπροσωπεύουν ένα µεταµορφωµένο γαββροπεριδοτιτικό σύµπλεγµα που συνδέθηκε µε εκτενή διείσδυση γρανιτικού υλικού. Η ακολουθία των υπερβασικών πετρωµάτων, γάββρων, λαβών, ηφαιστειακών τόφφων και πυριτιωλίθων στις δύο περιοχές πιθανόν να 194

196 αντιπροσωπεύει ένα διαµελισµένο κοµµάτι του ωκεάνιου φλοιού, το οποίο επωθήθηκε στο κρυσταλλικό γνευσιακό υπόβαθρο. Η ενότητα των αµφιβολιτών-σερπεντινιτών στην ανατολική Ροδόπη µπορεί να αντιπροσωπεύει ένα µέρος της µεσοζωικής οφιολιθικής ζώνης της Τηθύος. Η βασική ερώτηση που απασχόλησε τους Billett and Nesbitt (1986) αφορά την προέλευση της µεταλλοφορίας εάν αυτή είναι συγγενετική ή επιγενετική. Η παρουσία των βασικών µετάλλων στην ενότητα των αµφιβολιτών-σερπεντινιτών θεωρήθηκε απ αυτούς ότι είναι ένα αποτέλεσµα της απόθεσης των σουλφιδίων κατά µήκος των συστηµάτων ρωγµάτωσης στο Επτάδενδρο και της αλληλεπίδρασης του άξονα πτυχών και των διεισδυτικών σωµάτων στη Ράχη. Η συγκέντρωση των θειούχων βασικών µετάλλων στις δύο περιοχές είναι ένα αποτέλεσµα των δευτερογενών διαδικασιών στις οποίες τα ρευστά προκάλεσαν τη συγκέντρωση των σουλφιδίων από τα χαµηλά επίπεδα του υποβάθρου στα µητρικά πετρώµατα. Η στενή χωρική σχέση µεταξύ των αµφιβολιτικών - σερπεντινιτικών επαφών και των εµφανίσεων βασικών µετάλλων είναι διαδικασίες, που προέρχονται, είτε από τα ρευστά που δηµιουργήθηκαν από τους σερπεντινίτες ή από τη δίοδο των υδροθερµικών ρευστών κατά µήκος των επαφών µεταξύ των σερπεντινικών σωµάτων και των αµφιβολιτών. Ένας παρόµοιος µηχανισµός έχει προταθεί για το σχηµατισµό της άλω από διάσπαρτη µεταλλοφορία σουλφιδίων Cu-Fe που εµφανίζονται στα περιθώρια λοβοειδών χρωµιτών των σερπεντινιτικών σωµάτων. Σ αυτούς θεωρείται ότι τα σουλφίδια βασικών µετάλλων κατακρηµνίζονται από τα ίδια υδροθερµικά ρευστά που ήταν υπεύθυνα για τη σερπεντινίωση των µητρικών πετρωµάτων. Στην περιοχή Ράχης η µεταφορά των βασικών µετάλλων έχει επηρεαστεί επίσης από τη θέρµανση και επανακινητοποίηση σχετικές µε την διείσδυση µιας ρυοδακιτικής διείσδυσης κοντά στην επαφή µεταξύ σερπεντινιτών και αµφιβολιτών. Ο τύπος της µεταλλοφορίας που συνδέεται µε σερπεντινιτικά σώµατα στην ανατολική Ροδόπη έχει µάλλον ασυνήθιστο µε ψηλές τιµές βασικών µετάλλων και τείνει να συνδεθεί µε τα βασικά έκχυτα παρά τα υπερβασικά πλουτωνικά πετρώµατα. Με βάση τις παρατηρήσεις που έγιναν στα πλαίσια της παρούσας έρευνας προτείνουµε ως πιθανότερο το παρακάτω εξελικτικό σχέδιο για τη γένεση και τη εξέλιξη της µεταλλοφορίας, στηριζόµενοι κυρίως στην ιδιάζουσα λιθολογία που τη φιλοξενεί. Ιουρασικό ή παλαιότερο Στη διάρκεια πιθανόν του Ιουρασικού ή και παλαιότερα γίνεται άνοδος των υπερβασικών πετρωµάτων του άνω µανδύα κατά µήκος ρηγµάτων αποκόλλησης, στη διεργασία της ωκεάνιας επέκτασης πιθανόν σύµφωνα µε το µοντέλλο που προτείνει ο Cannat (1993). Το αποτέλεσµα της µαγµατικής δραστηριότητας και η συνεχιζόµενη διεργασία της ωκεάνιας επέκτασης, προκαλεί την ανάπτυξη νέων ρηγµάτων στον αποδυναµωµένο φλοιό. Έτσι έχουµε µια ευνοϊκή περίπτωση για την υδροθερµική κυκλοφορία του θαλασσινού νερού µέσα στο θερµαινόµενο εκ νέου βασικό υπερβασικό ανώτερο τµήµα του ωκεάνιου φλοιού για το σχηµατισµό των µεταλλοφόρων σωµάτων σε υπερβασικά - βασικά περιβάλλοντα µε την απόθεση 195

197 µεταλλοφορίας Cu-FeS 2, έστω και σε µικρές συγκεντρώσεις, σύµφωνα µε όσα παρατήρησαν οι Murphy and Meyer (1999). Η µεταλλοφορία αυτή αποτελείται από σιδηροπυρίτη, χαλκοπυρίτη, µαγνητίτη, µαγνητοπυρίτη, χλωρίτη και χαλαζία (Πίν.42) και φαίνεται να είναι στρωµατόµορφη. Πίνακας 42. Παραγενετική σειρά ορυκτών στις µεταλλοφορίες της περιοχής Επταδένδρου και Ράχης. Ορυκτά Στρωµατόµορφη Φλεβική Σιδηροπυρίτης I Σιδηροπυρίτης II Χαλκοπυρίτης Μαγνητίτης Αιµατίτης Σφαλερίτης Γαληνίτης Μαγνητοπυρίτης Βισµουθινίτης Βιττισενίτης Αϊκινίτης Μπεριϊτης Τετραδυµίτης Εµπλεκτίτης Εσσίτης Μιλλερίτης Σιεγκενίτης Χαλαζίας Χλωρίτης I Χλωρίτης II Ασβεστίτης Σερικίτης Κατώτερο Κρητιδικό (119 εκ. έτη) Έχουµε την εκλογιτική φάση µεταµόρφωσης (Wawrzenitz and Mposkos 1997) όπου η Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα (Α.Τ.Ε.) βυθίζεται. Οι συνθήκες P-T ξεπέρασαν τη µερική τήξη, τόσο του γρανίτη, όσο και του τροντγεµίτη. Πράγµατι αρκετές λιθολογίες της (Α.Τ.Ε.) έχουν υποστεί µερική τήξη, σχηµατίζοντας µιγµατίτες, µε νεοσώµατα γρανιτικής και τροντγεµιτικής σύστασης. Με την έξοδό τους οι τροντγεµίτες εγκλωβίζουν µέσα τους υπερβασικά και αµφιβολιτικά σώµατα. Το τροντγεµιτικό µάγµα µαζί µε τα ρευστά του κατά την έξοδό του µε διαδικασίες ρωγµάτωσης ανακίνησε την προϋπάρχουσα χαλκούχο µεταλλοφορία από τον ίδιο τύπο πετρωµάτων και έδωσε τη µεταλλοφορία της δεύτερης γενεάς τη φλεβική που ουσιαστικά εµφανίζεται ως πλήρωση ρηξιγενούς ζώνης σε επαφή µετα-υπερβασικών-βασικών πετρωµάτων µε τους τροντγεµίτες, η οποία είναι πλούσια σε χαλκοπυρίτη. 196

198 Αυτό επιβεβαιώνεται και από την παρουσία των ζωνωδών σιδηροπυριτών όπου παρατηρούνται αυξηµένες συγκεντρώσεις κοβαλτίου και νικελίου στην περιφέρειά τους, καθώς και από το διάγραµµα των Bralia et al. (1979) όπου οι σιδηροπυρίτες είναι αναµορφωµένοι. Ο εντοπισµός εξ άλλου και των ορυκτών Co, Ni, η συµµετοχή κοβαλτίου στο πλέγµα του σιδηροπυρίτη (II) µε χηµική ζώνωση, σε συνδυασµό µε την ύπαρξη βασικών και υπερβασικών πετρωµάτων στην περιοχή, ενισχύει την άποψη ότι τα πετρώµατα αυτά πιθανόν να αποτέλεσαν, µε τη διαδικασία της απόπλυσης, την πηγή µέρους των µεταλλικών στοιχείων. Επί πλέον από τα µεταλλοφόρα ρευστά των ίδιων των τροντγεµιτών προστέθηκε και ποσότητα νέας µεταλλοφορίας που αντιπροσωπεύεται από τα ορυκτά µολύβδου και ψευδαργύρου (γαληνίτης και σφαλερίτης αντίστοιχα). Το µεταλλογενετικό αυτό στάδιο µε βάση τα ισότοπα µολύβδου πιθανολογείται ότι άρχισε στο Άνω Κρητιδικό. Οι Drummond and Ohmoto (1980) και Arnold and Sheppard (1981) για την περιοχή του East Pacific Rise, 21 0 Β πλάτος, αναφέρουν ότι η διακύµανση αυτή του δ 34 S από 1.3 µέχρι 4.1 απεικονίζει µαγµατική προέλευση, δηλαδή το 90 % του θείου προέρχεται από υδροθερµικό ρευστό και το 10 % από το θαλασσινό νερό. Η ισοτοπική διακύµανση του θείου από µέχρι + 4.6, για τις περιοχές Επταδένδρου και Ράχης προσοµοιάζουν µε τις ισοτοπικές αναλύσεις του East Pacific Rise, 21 0 Β πλάτος. Το εύρος αυτό των τιµών όµως µπορεί και να εκφράζει διαφορετική αναλογία, µια και δεν ήταν δυνατόν να χωρισθούν και αναλυθούν δείγµατα από τις δυο γενεές της µεταλλοφορίας. Οι τιµές αυτές αντιπροσωπεύουν το µέσο όρο των δυο µεταλλοφόρων γενεών. Αποδοχή συνεπώς της άποψης των παραπάνω ερευνητών σχετικά µε την προέλευση του θείου δεν µπορεί να γίνει µε βεβαιότητα στην παρούσα µελέτη, αλλά µπορεί να πιθανολογηθεί. Στη περιοχή έρευνας το κύριο ορυκτό εξαλλοίωσης είναι ο χλωρίτης όπου οι θερµοκρασίες σχηµατισµού του κυµαίνονται από 235 έως C, µε µέσο όρο C, που προφανώς σχηµατίσθηκε σε ελαφρά όξινο ph. Παλαιόκαινο (65 εκ. έτη) Αρχίζει η άνοδος της (Α.Τ.Ε.) µε τη µεταµόρφωση της επιδοτιτικήςαµφιβολιτικής φάσης τύπου Barrow και τη δηµιουργία των πηγµατιτών (Mposkos and Wawrzenitz 1995). Ασφαλείς ενδείξεις ότι η µεταλλοφορία ή µέρος της, έχει υποστεί τις συνθήκες αυτές δε µπορούµε µε βεβαιότητα να έχουµε µε βάσει ορυκτολογικές και ιστολογικές παρατηρήσεις. Το γεγονός της παρουσίας του µικροκρυσταλλικού χαλαζία (που παρουσιάζει τις λαµέλλες Dauphine (Εικ.64), οι οποίες εµφανίζονται πάνω από τους C), που συνοδεύει τη µεταλλοφορία δεν αποτελούν ασφαλές κριτήριο γιατί ο χαλαζίας µπορεί να προϋπήρχε. Η αποκάλυψη των λαµελλών Dauphine έγινε µετά από προσβολή µε όξινο φθοριούχο αµµώνιο (NH 4 HF 2 ) για τέσσερα λεπτά. Αυτό όµως συµπεραίνεται από το γεγονός ότι τα πετρώµατα ξενιστές αποτυπώνουν τέτοιες συνθήκες µεταµόρφωσης. 197

199 Εικ.64. Λαµέλλες Dauphine σε κρυστάλλους χαλαζία. ιερχόµενο φως. Ηώκαινο Η (Α.Τ.Ε.) συνεχίζει την άνοδό της µε πορεία συνεχούς ψύξης και συνοδεύεται από αντιδράσεις ενυδάτωσης (Η ανάδυση στην κεντρική και δυτική Ροδόπη διήρκησε µέχρι το Κατώτερο Ηώκαινο, όπως τεκµηριώνεται από ραδιοχρονολογήσεις K-Ar σε κεροστίλβες Liati, 1986). Παράλληλα βυθίζεται η Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα (Κ.Τ.Ε.) κάτω από την (Α.Τ.Ε.) µε αντιδράσεις αφυδάτωσης (Μπόσκος 1994), η οποία παίζει το ρόλο της ζώνης καταβύθισης. Στο διάστηµα αυτό έχουµε ανάδροµη µεταµόρφωση της Πρασινοσχιστολιθικής φάσης µε χαµηλές θερµοκρασίες, η οποία επηρέασε όλα τα πετρώµατα της Ανώτερης Τεκτονικής Ενότητας. Η µεταµόρφωση αυτή επηρέασε και τις µεταλλοφόρες συγκεντρώσεις της περιοχής Επταδένδρου και Ράχης, µε ανακρυστάλλωση, πλαστική µεταµόρφωση και κατάκλαση. Ο υδροθερµικός χαλαζίας των ρευστών εγκλεισµάτων που µελετήθηκε προέρχεται από την ανάδροµη µεταµόρφωση της πρασινοσχιστολιθικής φάσης και έχει θερµοκρασίες οµογενοποίησης από 275 µέχρι C. Τις ίδιες περίπου θερµοκρασίες δίνουν και οι σταθερές φάσεις των ορυκτών, που βρίσκονται στη µεταλλοφόρα παραγένεση. Το ότι ο υδροθερµικός χαλαζίας προέρχεται από την ανάδροµη µεταµόρφωση της πρασινοσχιστολιθικής φάσης αποδεικνύεται και από τη µελέτη των ρευστών εγκλεισµάτων που έγιναν στη µεταλλοφορία, στην επαφή τροντγεµιτών µε τα υπερβασικά πετρώµατα, στους τροντγεµίτες και στους πηγµατίτες. Όλα τα ρευστά εγκλείσµατα που µετρήθηκαν οµογενοποιούνται στην υγρά φάση και στο σύστηµα H 2 O NaCl KCl. Τα υπόλοιπα χαρακτηριστικά τους παρουσιάζονται στον Πίνακα 43. Από τον Πίνακα 43 φαίνεται ότι τα χαρακτηριστικά των ρευστών εγκλεισµάτων της µεταλλοφορίας είναι όµοια και µε την ίδια προέλευση µ αυτά της επαφής των µεταυπερβασικών-βασικών πετρωµάτων, των τροντγεµιτών και των πηγµατιτών. 198