Επιβλέπων Καθηγητής: Παρασκευάς Ξυπολιάς, Επίκουρος Καθηγητής, Τμήματος Γεωλογίας, Πανεπιστημίου Πατρών

Transcript

1 0

2 Επιβλέπων Καθηγητής: Παρασκευάς Ξυπολιάς, Επίκουρος Καθηγητής, Τμήματος Γεωλογίας, Πανεπιστημίου Πατρών Τριμελής Εξεταστική Επιτροπή: Παρασκευάς Ξυπολιάς, Επίκουρος Καθηγητής, Τμήματος Γεωλογίας, Πανεπιστημίου Πατρών Ιωάννης Κουκουβέλας, Καθηγητής, Τμήματος Γεωλογίας, Πανεπιστημίου Πατρών Ιωάννης Ηλιόπουλος, Επίκουρος Καθηγητής, Τμήματος Γεωλογίας, Πανεπιστημίου Πατρών i

3 ii

4 Ευχαριστίες Η παρούσα μεταπτυχιακή εργασία δεν θα μπορούσε να ολοκληρωθεί χωρίς την συμβολή και βοήθεια ορισμένων ανθρώπων. Αρχικά, θα ήθελα να ευχαριστήσω θερμά τον επιβλέποντα αυτής της εργασίας Επίκουρο Καθηγητή του Τμήματος Γεωλογίας κ. Παρασκευά Ξυπολιά για την βοήθεια, καθοδήγηση και επίλυση αποριών, τόσο κατά την υπαίθρια εργασία και συλλογή στοιχείων, όσο και κατά τη συγγραφή της εργασίας. Επίσης, θα ήθελα να τον ευχαριστήσω για την αμέριστη στήριξη που μου παρείχε σε ηθικό επίπεδο κατά τη διάρκεια της συνεργασίας μας. Συνεχίζοντας, θα ήθελα να ευχαριστήσω τα μέλη της συμβουλευτικής επιτροπής, Καθηγητή κ. Ιωάννη Κουκουβέλα και Επίκουρο Καθηγητή κ. Ιωάννη Ηλιόπουλο του Τμήματος Γεωλογίας για τη βοήθεια και τις παρατηρήσεις τους για την βελτίωση της εργασίας. Τέλος, ένα μεγάλο ευχαριστώ στους καλούς μου φίλους Ειρήνη Αραβαντινού, Χριστίνα Καραβούλια και Χρύσανθο Μποτζιολή για την υποστήριξη τους σε όλη τη διάρκεια της συγγραφής, όπως επίσης και στους γονείς μου, για όλα όσα μου έχουν προσφέρει κατά τη διάρκεια των σπουδών μου. Τους αφιερώνω αυτή την εργασία, ως ελάχιστη ανταπόδοση. iii

5 iv

6 Περίληψη Στη Β. Άνδρο εμφανίζονται πετρώματα κυρίως της ενότητας Μακροταντάλου. Η ενότητα αυτή αποτελεί μια πολύ-μεταμορφωμένη και παραμορφωμένη ενότητα, που αρχικά είχε ενταχθεί στην ανώτερη ενότητα της Αττικό-κυκλαδικής Μάζας, λόγω έλλειψης στοιχείων μεταμόρφωσης υψηλών πιέσεων. Πρόσφατα, όμως, η εύρεση τέτοιων στοιχείων οδηγεί στο συμπέρασμα ότι η ενότητα Μακροταντάλου αποτελεί τμήμα της Πελαγονικής ζώνης, το οποίο αποκόπηκε από αυτή και καταβυθίστηκε. Στη συνέχεια η ενότητα ενσωματώθηκε στο κυανοσχιστολιθικό σύμπλεγμα των Κυκλάδων. Όμως, η σχέση και η επαφή με τις γύρω ενότητες, αλλά και η εξέλιξη της, παραμένουν ασαφή. Σκοπός της παρούσας μεταπτυχιακής εργασίας είναι η δημιουργία ενός γεωλογικούτεκτονικού χάρτη στην περιοχή της βόρειας Άνδρου και η μεγασκοπική και μεσοσκοπική τεκτονική ανάλυση των παραμορφωτικών φάσεων που έδρασαν στην περιοχή. Από τα στοιχεία της υπαίθριας χαρτογράφησης που πραγματοποιήθηκε προέκυψε ο διαχωρισμός των πετρωμάτων της περιοχής σε δυο τεκτονικές ενότητες την ανώτερη και την κατώτερη. Η ανώτερη ενότητα (Μακροταντάλου) περιέχει τρεις λιθολογικές υποενότητες. Στη βάση της εντοπίζεται η λιθολογική υποενότητα των επιδοτιτικών σχιστολίθων, οι οποίοι υπόκεινται της υποενότητας των χαλαζιακών σχιστολίθων. Επίσης, σε διάφορες δομικές θέσεις της ανώτερης ενότητας εμφανίζεται η υποενότητα των μαρμάρων, κυρίως δολομιτικής σύστασης. Η κατώτερη ενότητα περιέχει δυο λιθολογικές υποενότητες. Την υποενότητα των ασβεστιτικών σχιστολίθων και την υποενότητα των ασβεστιτικών μαρμάρων. Τα ασβεστιτικά μάρμαρα, επίσης εντοπίζονται σαν ενδιαστρώσεις μέσα στους σχιστόλιθους με πάχη που μπορεί να κυμαίνονται από λίγα εκατοστά μέχρι αρκετά μέτρα. Τέλος, μετά-οφιολιθικά σώματα, πλήρως εξαλλοιωμένα, εντοπίζονται σε όλες τις λιθολογικές υποενότητες της περιοχής μελέτης. Από την τεκτονική ανάλυση που πραγματοποιήθηκε στα πετρώματα της βόρειας Άνδρου, προέκυψαν τέσσερις φάσεις παραμόρφωσης. Η πρώτη φάση παραμόρφωσης D 1 πραγματοποιήθηκε σε πλαστικές συνθήκες και σχετίζεται με τη δημιουργία μιας φολίωσης S 1, η οποία εντοπίζεται ως έντονα κεκλιμένη με διευθύνσεις κλίσεως προς τα ΔΒΔ και τα ΑΝΑ. Στην περίπτωση που η κλίση της φολίωσης έχει μέτρια τιμή, αυτή έχει επηρεαστεί από επόμενες φάσεις παραμόρφωσης. Σε ορισμένες θέσεις η πρώιμη φολίωση S 0, διακρίνεται στις αρθρώσεις των ισοκλινών πτυχών F 1. Επίσης, αναγνωρίστηκε μια κρυσταλλική γράμμωση L 1, η οποία βυθίζεται κυρίως προς τα ΒΒΔ και τα ΝΝΑ, με μικρές γωνίες βύθισης. Σε μερικές θέσεις όμως η γράμμωση L 1 βυθίζεται προς τα ΝΔ με μέτριες γωνίες βύθισης. Τέλος κοντά στην επαφή ανώτερης και κατώτερης ενότητας, παρατηρείται μια πύκνωση της S 1 φολίωσης και η δημιουργία S 1 μυλωνιτών. Κινηματικοί δείκτες, μεσοσκοπικής κλίμακας, στις μυλωνιτικές ζώνες, δείχνουν μια ασυμμετρία προς τα ΑΝΑ. Η δεύτερη φάση παραμόρφωσης D 2 δημιούργησε όρθιες έως έντονα κεκλιμένες πτυχές, μεγασκοπικής έως μεσοσκοπικής κλίμακας. Οι άξονες των πτυχών της D 2 έχουν διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ/κή με μικρές γωνίες βύθισης. Οι πτυχές αυτές v

7 παραμορφώνουν την φολίωση S 1, χωρίς, όμως, να παρατηρείται δημιουργία φολίωσης ή/και κρυσταλλικής γράμμωσης σε αυτή τη φάση παραμόρφωσης. Το τρίτο παραμορφωτικό γεγονός D 3 αποτελεί την κύρια φάση πλαστικής παραμόρφωσης που εντοπίζεται στα πετρώματα της περιοχής. Κύριο χαρακτηριστικό της είναι η ανάπτυξη φολίωσης S 3, η οποία έχει ΔΒΔ-κή διεύθυνση κλίσης, με μέτριες έως ήπιες τιμές, ενώ υπάρχει ποικιλία στην ένταση της, αφού εντοπίζεται από σχισμός ρυτίδωσης έως μυλωνιτική φολίωση. Στα επίπεδα της S 3 φολίωσης φιλοξενείται κρυσταλλική γράμμωση L 3, με διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ και μικρές γωνίες βύθισης. Η S 3 φολίωση, γενικά, είναι παράλληλη με τα αξονικά επίπεδα της F 3 πτύχωσης. Οι πτυχές F 3 έχουν διεύθυνση αξόνων ΒΒΑ-ΝΝΔ, με μικρές γωνίες βύθισης, ενώ χαρακτηρίζονται από σφικτές και κεκλιμένες έως ανεστραμμένες. Τα μεγασκοπικά αντίκλινα παρουσιάζουν ασυμμέτρια τύπου- Ζ (κοιτώντας προς τα ΒΑ) έχοντας ροπή προς τα ΝΑ. Οι F 3 παρασιτικές πτυχές εμφανίζουν ασυμμετρία τύπου- Ζ αλλά και τύπου- S. Οι πτυχές αυτές έχουν την τάση να συσσωρεύουν το υλικό στις αρθρώσεις των μεγασκοπικών πτυχών. Επίσης, η ποικιλία στην ένταση της S 3, οφείλεται σε δυο παράγοντες. Αρχικά, στη διαφορά σκληρότητας μεταξύ των διαφόρων λιθολογικών σχηματισμών, αλλά κυρίως στον εντοπισμό της παραμόρφωσης σε πλαστικές ζώνες διάτμησης. Οι ζώνες αυτές έχουν ΒΑ-ΝΔ/κή διεύθυνση και σε πολλές περιπτώσεις φαίνεται να μετασχηματίζουν την αρχική τεκτονική επαφή ανώτερης και κατώτερης ενότητας, τοποθετώντας την κατώτερη ενότητα πάνω στην ανώτερη. Όσον αφορά την κινηματική αυτής της φάσης παραμόρφωσης αναγνωρίστηκαν διάφοροι τύποι κινηματικών δεικτών σε όλη την έκταση της περιοχής, όπως για παράδειγμα C/S ταινιωτές δομές και σιγμοειδή μεσοσκοπικής κλίμακας. Οι δείκτες αυτοί, έχουν σχεδόν στο σύνολο τους, ασυμμετρία προς τα ΒΑ. Κατά την τέταρτη φάση παραμόρφωσης D 4, η οποία συνέβη στην μετάβαση από τις πλαστικές σε ημι-εύθραυστες συνθήκες, δημιουργήθηκαν πτυχές συστροφής, με άξονες ΒΒΔ-ΝΝΑ διεύθυνσης. Οι πτυχές συστροφής εντοπίζονται και στις δυο τεκτονικές ενότητες και παραμορφώνουν την φολίωση S 3. Συμπερασματικά, δημιουργήθηκε μοντέλο εξέλιξης της παραμορφωτικής ιστορίας της Β. Άνδρου, όπου κατά την πρώτη φάση παραμόρφωσης τοποθετείται η ανώτερη πάνω στην κατώτερη ενότητα, με ΑΝΑ/κής διεύθυνσης κίνηση, πιθανώς σε συνθήκες υψηλών πιέσεων μεταμόρφωσης, ενώ η δεύτερη φάση παραμόρφωσης χαρακτηρίζεται από ΒΒΔ-ΝΝΑ/κής διεύθυνσης όρθιες πτυχές, οι οποίες πτυχώνουν την αρχική επαφή. Κατά την τρίτη, κύρια φάση παραμόρφωσης δημιουργείται πτύχωση με άξονες ΒΒΑ-ΝΝΔ/κής διεύθυνσης, η οποία προκαλεί στροφή των αξόνων της όρθιας D 2 πτύχωσης. Από τα τρισδιάστατα μοντέλα που δημιουργήθηκαν δεν προκύπτουν σαφείς δομές επαναπτύχωσης κατά την υπέρθεση των F 3 στις όρθιες πτυχές, γεγονός που δικαιολογεί την απουσία ανάλογων επαναπτυχώσεων σε μεσο-σκοπικό πεδίο. Επίσης, όσον αφορά την τεκτονική σημασία των αποτελεσμάτων, η ΑΝΑ/κής διεύθυνσης κίνηση των καλυμμάτων κατά τη D 1 και D 2 φάσεις παραμόρφωσης (πιθανώς κατά το Ηώκαινο) εμφανίζεται σχεδόν παράλληλη στην σχετική διεύθυνση σύγκλισης Αφρικής-Ευρασίας στη διάρκεια του Ηωκαίνου, ενώ η ΒΑ/κής διεύθυνσης κίνηση κατά την vi

8 D 3 φάση παραμόρφωσης φαίνεται να ταυτίζεται με τη μεταβολή της διεύθυνσης σύγκλισης των πλακών κατά το Ολιγόκαινο-Μεικόκαινο. Summary In North Andros, are mainly exposed rocks of Makrotantalo unit. This unit is a polymetamorphosed and deformed which primarily was interpreted to be part of the Uppermost Unit of Attico-Cycladic Massif, due to the lack of HP metamorphism. Recent new data concluded that Makrotantalo unit constitutes part of Pelagonian Zone which detached and subducted and subsequently incorporated into the Cycladic Blueschist Unit. Nevertheless, the relationship and the nature of the contact of Makrotantalo unit with the surrounding units as well as its development, are still vague. The purpose of this project is to present a new geological-structural map of N. Andros couple with detailed structural analysis in outcrop and mesoscopic scale. Norths Andros can be divided into two main tectonic units. The upper unit consists of three subunits. At the base of the upper unit occur epidote schists which are overlying by quartz schists while in several locations dolomite and calcite marbles are also exposed. The lower unit consists of two subunits including calcite schists and calcite marbles, respectively. Calcite marbles intercalations are commonly observed within calcite schists. Finally, ultramafic rocks (meta-ophiolites) completely altered to serpentinite are exposed all over the study area. In structural terms, in N. Andros are recognized four main deformation phases (D 1-D 4). D 1 deformation phase is characterized by a WNW- and ESE-dipping S 1 foliation. In some cases an S 0 foliation can be recognized in hinges of F 1 isoclinal folds. S 1 foliation accommodates an NNW-trending L 1 mineral lineation. The contact between the upper and the lower unit marked by S 1 mylonites associated with top-to-the-ese sense of shear. D 2 deformation phase manifested by NNW-SSE trending upright folds deforming S 1 foliation. The subsequent D 3 deformation phase is the main ductile phase in N. Andros. S 3 foliation dips towards the WNW and appears as a crenulation cleavage up to a mylonitic foliation. A NE-SW-trending mineral lineation L 3 is recognized in the area. F 3 folds axes trend NNE-SSW and can be characterized as tight and recumbent while display Z-type asymmetry. The heterogeneity in the intensity of S 3 foliation is a result of two main factors: (a) the hardness of rocks and (b) the strain localization in D 3 ductile shear zones. NE-SW-striking D 3 ductile shear zones which transpose the early D 1 tectonic contact between the upper and the lower unit. Kinematic analysis of D 3 deformation phase reveals top-to-the NE sense of shear. Finally, D 4 deformation phase is characterized by NNW-SSE trending kink-folds have affected both tectonic units. In conclusion, created evolution model of the deformation history of N. Andros, wherein during the first deformation phase is placed over the upper to the lower unit, with ESE sense of movement, vii

9 possibly in conditions of high pressure metamorphism, while the second deformation phase characterized by NNW-SSE trending upright folds, which deform the primary tectonic contact. In the third deformation phase generated NE-SW trending folds, which turn the upright fold axes. Also regarding the tectonic significance of the results, ESE sense of movement, during D 1, D 2 deformation phases (probably in the Eocene) appears sub-parallel to the relevant Africa-Eurasia convergence direction during the Eocene, while NE sense of movement in the D3 deformation phase appears identical to the change in the convergence direction of the plates during Oligocene-Miocene. viii

10 Περιεχόμενα 1. Εισαγωγή.1 2. Γεωλογική- Τεκτονική επισκόπηση Γεωλογική- Τεκτονική επισκόπηση Αττικό-κυκλαδικής Μάζας Τεκτονοστρωματογραφική διάρθρωση Μεταμορφική εξέλιξη Τεκτονική επισκόπηση Μηχανισμοί εκταφιασμού της Αττικό-κυκλαδικής Μάζας Το μεταμορφικό σύμπλεγμα της Άνδρου Τεκτονοστρωματογραφική διάρθρωση Μεταμορφική εξέλιξη Τεκτονική επισκόπηση Τεκτονική ανάλυση Βόρειας Άνδρου Χαρτογραφικά δεδομένα και λιθολογικοί σχηματισμοί Φάσεις παραμόρφωσης D 1 φάση παραμόρφωσης D 2 φάση παραμόρφωσης D 3 φάση παραμόρφωσης D 4 φάση παραμόρφωσης Σύνθεση αποτελεσμάτων Συν-μεταμορφική παραμορφωτική ιστορία Η σημασία των αποτελεσμάτων στην Αλπική εξέλιξη των Κυκλάδων Συμπεράσματα Βιβλιογραφία.. 62 ix

11

12 1. Εισαγωγή Η περιοχή μελέτης που επιλέχθηκε είναι σχεδόν όλη η έκταση της Βόρειας Άνδρου. Στην περιοχή αυτή εμφανίζονται πετρώματα της ενότητας Κυανοσχιστολίθων και συγκεκριμένα μια ακολουθία σχιστολίθων και μαρμάρων, όπως επίσης και πετρώματα της ενότητας Μακροταντάλου, τα οποία καλύπτουν το μεγαλύτερο τμήμα της περιοχής μελέτης. Η ενότητα αυτή αποτελεί μια πολύ-μεταμορφωμένη και παραμορφωμένη ενότητα, που περιέχει κυρίως κλαστικά μετά-ιζήματα και μάρμαρα. Παλαιότερα, η ενότητα αυτή είχε ενταχθεί στην ανώτερη ενότητα της Αττικό-κυκλαδικής Μάζας, μιας και υπήρχε έλλειψη στοιχείων μεταμόρφωσης υψηλών πιέσεων. Πρόσφατα, η εύρεση τέτοιων στοιχείων οδήγησε στο συμπέρασμα ότι η ενότητα Μακροταντάλου αποτελούσε τμήμα της Πελαγονικής. Το τμήμα αυτό αποκόπηκε και καταβυθίστηκε και στη συνέχεια ενσωματώθηκε στο κυανοσχιστολιθικό σύμπλεγμα των Κυκλάδων. Η χαρτογράφηση των σχηματισμών, η εξέλιξη, αλλά και η σχέση της επαφή της με την ακολουθία σχιστολίθων και μαρμάρων, που εκτίθενται, επίσης, στη Β. Άνδρο, παραμένουν τελείως ασαφή. Ο σκοπός της παρούσας μεταπτυχιακής εργασίας είναι η δημιουργία ενός νέου γεωλογικού-τεκτονικού χάρτη στη Βόρεια Άνδρο, όπου θα παρουσιάζονται με λεπτομέρεια οι λιθολογικοί σχηματισμοί που συνθέτουν την περιοχή μελέτης και οι σχέσεις των μεταξύ τους επαφών, καθώς επίσης και η τεκτονική ανάλυση μέσω της καταγραφής των παραμορφωτικών φάσεων, που έδρασαν στα πετρώματα της περιοχής. Για την επίτευξη του σκοπού αυτού πραγματοποιήθηκε υπαίθρια χαρτογράφηση, στην περιοχή της Βόρειας Άνδρου, κατά την οποία διαχωρίστηκαν οι λιθολογικοί σχηματισμοί και συλλέχθηκαν επίπεδα και γραμμικά ιστολογικά στοιχεία των πετρωμάτων, τα οποία χρησιμοποιήθηκαν για την καταγραφή και ανάλυση των παραμορφωτικών φάσεων

13 2. Γεωλογική-Τεκτονική επισκόπηση Το αλπικό ορογενές δημιουργήθηκε λόγω της σύγκλισης μεταξύ των λιθοσφαιρικών πλακών της Αφρικής και της Ευρασίας (Eικόνα 2.1). Περίπου στo τέλος του Ιουρασικού ο ωκεάνιος φλοιός της Τηθύος άρχισε να καταβυθίζεται με αποτέλεσμα την σύγκλιση Αφρικής και Ευρασίας (Stampfli & Borel 2002). Η αλπική ορογενετική ζώνη οφείλεται στην ηπειρωτική σύγκρουση που ξεκίνησε στο ανώτερο Μεσοζωικό. Ελληνίδες ονομάζονται οι οροσειρές που καλύπτουν τον ελλαδικό χώρο. Η προέκταση τους προς το Βορρά ονομάζονται Δυναρίδες και προς τα ανατολικά και νότια Ανατολίδες/Ταυρίδες (Eικόνα 2.1). Οι Ελληνίδες οροσειρές έχουν διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ και δημιουργήθηκαν από τη σύγκρουση της Απούλιας μικροπλάκας και της Ευρασιατικής ηπείρου κατά το Καινοζωικό. Οι Ελληνίδες χωρίζονται σε γεωτεκτονικές ζώνες. Οι γεωτεκτονικές ζώνες ομαδοποιούνται σε περιοχές με βάση την ηλικία της παραμόρφωσης ή/και τη μεταμόρφωση των πετρωμάτων τους και τα λιθολογικά χαρακτηριστικά τους. Από τα εξωτερικά τμήματα του ορογενούς προς τα εσωτερικά διακρίνονται οι εξής δομικές περιοχές: (α) Οι Εξωτερικές Ελληνίδες, που περιλαμβάνουν την Προαπούλια Ζώνη, την Ιόνια Ζώνη, τη Φυλλιτική Χαλαζιτική ζώνη, τη Ζώνη Τρίπολης και τη Ζώνη Πίνδου (β) Οι Εσωτερικές Ελληνίδες, αποτελούνται από την Πελαγονική Ζώνη, την Αττικό-κυκλαδική Μάζα και τη Ζώνη Αξιού. (γ) Η Οπισθοχώρα, η οποία αποτελείται από τη Σερβομακεδονική Μάζα και τη Μάζα της Ροδόπης (Jacobschagen 1986) (Eικόνα 2.2). Οι εξωτερικές γεωτεκτονικές ζώνες αποτελούνται από ιζηματογενή πετρώματα Καινοζωικής-Άνω Παλαιοζωικής ηλικίας, τα οποία αποτέθηκαν στο βόρειο ηπειρωτικό παθητικό περιθώριο της Απούλιας μικροπλάκας. Οι εξωτερικές ζώνες είναι δομημένες από τεκτονικά καλύμματα, τα οποία δημιουργήθηκαν κατά τη διάρκεια του Ηωκαίνου- Κατώτερου Μειόκαινου, μετά το κλείσιμο του ωκεανού της Πίνδου (Robertson & Dixon 1984). Οι εσωτερικές γεωτεκτονικές ζώνες χωρίζονται από τις εξωτερικές ζώνες με μια οφιολιθική ζώνη. Η οφιολιθική αυτή ζώνη είναι υπόλειμμα του ωκεανού της Πίνδου, ο οποίος σχηματίστηκε κατά το Ιουρασικό μεταξύ Απούλιας μικροπλάκας και Πελαγονικής πλάκας (Robertson & Dixon 1984). Η Αττικοκυκλαδική Μάζα τοποθετείται παλαιογεωγραφικά μεταξύ Απούλιας και Πελαγονικής από ορισμένους ερευνητές. Άλλοι την τοποθετούν μεταξύ Πελαγονικής και ωκεανού του Βαρδάρη. Η ενότητα Κυανοσχιστολίθων, η οποία αποτελεί την κύρια ενότητα - 2 -

14 της Αττικοκυκλαδικής Μάζας, τοποθετείται από τους Doutsos et al., (1993) και Xypolias et al., (2003) μεταξύ Πελαγονικής πλάκας και της μικροπλάκας Ολύμπου-Όσσας. Εικόνα 2.1. Τεκτονικός χάρτης του Αλπικού ορογενούς στην Νότια Ευρώπη (Dewey et al. 1973, Coward & Dietrich 1989). Με σκίαση φαίνονται οι κύριες ζώνες πετρωμάτων υψηλών πιέσεων-χαμηλών θερμοκρασιών (από Jolivet et al. 2003) Γεωλογική- Τεκτονική επισκόπηση της Αττικό-κυκλαδικής Μάζας Η Αττικό-κυκλαδική Μάζα έχει θεωρηθεί από πολλούς ερευνητές ως υπόλειμμα μιας μικροπλάκας μεταξύ της Απούλιας και Πελαγονικής, ενώ από ορισμένους άλλους ως η προς το νότο προέκταση της Πελαγονικής. Τα πετρώματα της Αττικό-κυκλαδικής Μάζας (ΑΚΜ) απαντώνται στο Κεντρικό Αιγαίο (Κυκλάδες), στη Νότια Εύβοια και στο μεγαλύτερο τμήμα της Αττικής (Eικόνα 2.2). Η Μάζα αποτελεί ένα πολύ-μεταμορφωμένο τμήμα του αλπικού ορογενούς και χαρακτηρίζεται από ένα πολυσύνθετο σύστημα καλυμμάτων που έχουν υποστεί μεταμόρφωση υψηλών πιέσεων, κύριο χαρακτηριστικό που απαντάται σε ζώνες καταβύθισης

15 Εικόνα 2.2. Γεωτεκτονικός χάρτης της Ελλάδας. (Τροποποιημένος από Jacobshagen 1986, Mountrakis 1984, Papanikolaou 1997)

16 Τεκτονοστρωματογραφική διάρθρωση Η Αττικοκυκλαδική μάζα έχει διαιρεθεί σε τρεις επιμέρους τεκτονοστρωματογραφικές ενότητες (Eικόνα 2.3). Από τη βάση προς την οροφή οι ενότητες αυτές είναι οι εξής: α) η Ενότητα Βάσης, β) η Ενότητα Γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων και γ) η Ανώτερη ενότητα. H ανώτερη ενότητα εμφανίζεται σε μικρές περιοχές και είναι περιορισμένη σε έκταση και έκθεση. Στην κορυφή της εντοπίζονται υπολείμματα ενός οφιολιθικού καλύμματος, ενώ η βάση της δομείται από οφιολιθική mélange (Marks & Schuiling 1979, Dürr 1986). Το οφιολιθικό κάλυμμα αποτελείται κυρίως από σερπεντινίτες, οι οποίοι καλύπτονται επικλυσιγενώς από ασβεστόλιθους Κρητιδικής ηλικίας και Ολιγοκαινικής έως Μειοκαινικής ηλικίας μολασσικά ιζήματα (Papanikolaou 1978). H οφιολιθική mélange περιλαμβάνει κυρίως Περμο-Τριαδικούς ασβεστόλιθους (Marks & Schuiling 1979, Papanikolaou 1978), πρασινοσχιστόλιθους Παλαιοκαινικής ηλικίας (Reinecke et al. 1982), μεταμορφωμένα πετρώματα σε συνθήκες χαμηλών πιέσεων-υψηλών θερμοκρασιών καθώς και διεισδύσεις γρανιτοειδών ηλικίας Ανώτερου Κρητιδικού. Μέχρι σήμερα δεν έχουν βρεθεί στοιχεία που να αποδεικνύουν ότι η ανώτερη ενότητα έχει υποστεί μεταμόρφωση υψηλών πιέσεων, γεγονός το οποίο είναι κύριο χαρακτηριστικό της μεταμορφικής εξέλιξης των δομικά κατώτερων ακολουθιών της ΑΚΜ (Huyskens & Bröcker 2013). Στα περισσότερα μεταμορφωμένα πετρώματα της ενότητας αυτής αποδίδεται Κρητιδική ηλικία (Durr & Altherr, 1979). Παρόλα αυτά τμήματα της οροφής της ακολουθίας αποτυπώνουν ένα μεταμορφικό γεγονός πρασινοσχιστολιθικής φάσης κατά το Μειόκαινο (Bröcker & Franz 1998, Zeffren et al. 2005). Η τεκτονική επαφή της ανώτερης ενότητας με την υποκείμενη ενότητα γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων, η οποία θεωρείται ότι πραγματοποιήθηκε πιθανώς κατά το Κατώτερο Μειόκαινο (Bröcker & Franz 1998), αντιπροσωπεύει ένα χαμηλής κλίσης κανονικό ρήγμα (lowangle detachment) (Avigad & Garfunkel, 1989). Η ενότητα γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων, γνωστή και ως ενότητα κυανοσχιστολίθων, αποτελείται από ένα προ-αλπικό κρυσταλλικό υπόβαθρο, το οποίο υπόκεινται μιας μεταμορφωμένης ακολουθίας ηπειρωτικού περιθωρίου πιθανώς Περμό-Μεσοζωικής ηλικίας (Dürr et al. 1978, Okrusch & Bröcker 1990) (Εικόνα 2.3). Υπολείμματα του προ-αλπικού υποβάθρου εμφανίζονται στα νησιά της Ίου, Σικίνου και Νάξου (Henjes-Kunst & Okrusch 1979, Kreuzer et al. 1979, Andriessen et al. 1987). Η υπερκείμενη ακολουθία μεταμορφωμένων πετρωμάτων αποτελείται από κλαστικά μετα-ιζήματα, ασβεστιτικούς σχιστόλιθους, μάρμαρα και μεταβασικά πετρώματα. Επίσης, εντοπίζονται mélanges με μετα

17 γρανιτικά μπλοκ και τεκτονικά κομμάτια εγκλεισμένα σε ένα υπερμαφικό ή μεταιζηματογενές υλικό (Katzir et al. 2000, Bröcker & Keasling 2006). Η ενότητα γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων έχει υποστεί δυο τουλάχιστον μεταμορφικά γεγονότα κατά το Τριτογενές. Το πρώτο μεταμορφικό γεγονός συνέβη σε συνθήκες γλαυκοφανιτικής έως εκλογιτικής φάσης (Μ1) κατά το Ηώκαινο. Το δεύτερο γεγονός έγινε σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης (Μ2) κατά το Άνω Ολιγόκανο - Κατώτερο Μειόκαινο. Η μεταμορφική ιστορία της ενότητας αυτής συνέβη στα πλαίσια της διαδικασίας σύγκρουσης μεταξύ Απούλιας μικροπλάκας και της Ευρασιατικής ηπείρου και μιας επακόλουθης μεγάλης-κλίμακας διάνοιξη, η οποία προκλήθηκε είτε από την υποχώρηση προς το νότο της Ελληνικής ζώνης καταβύθισης και/ή την εξώθηση προς τα δυτικά της πλάκας της Ανατόλιας λόγω της σύγκρουσης μεταξύ Αραβίας και Ευρασίας (Okrusch & Bröcker 1990). Εικόνα 2.3. Τεκτονοστρωματογραφική στήλη της Αττικοκυκλαδικής Μάζας ( Τροποποιημένη από Μπορονκάυ 1995). Η ενότητα Βάσης αποτελείται από μια μεταμορφωμένη Μεσοζωική ανθρακική πλατφόρμα, η οποία καλύπτεται στρωματογραφικώς σύμφωνα από μια μεταμορφωμένη φλυσχική ακολουθία Ηωκαινικής ηλικίας. Η μεταφλυσχική ακολουθία έχει υποστεί μεταμόρφωση στη γλαυκοφανιτική φάση (350 C και 8-10 kbar, Shaked et al. 2000), την οποία ακολούθησε μια πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωση (Bröcker et al. 2004). Η ενότητα Βάσης εμφανίζεται στα τεκτονικά παράθυρα του Αλμυροποτάμου στην Εύβοια και του - 6 -

18 Πανόρμου στην Τήνο, στο κάλυμμα του Κερκετέα στη Σάμο και σχετίζεται στρωματογραφικά με την παρουσία μαρμάρων στην Αμοργό (Avigad & Garfunkel 1989, Boronkay & Doutsos 1994). Ο Papanikolaou (1984) θεωρεί ότι η πλατφόρμα αυτή είναι όμοια της Απούλιας μικροπλάκας, ενώ οι Doutsos et al. (1993) και Xypolias et al. (2003) υποστηρίζουν ότι είναι ανάλογη με τη μικροήπειρο Ολύμπου-Όσσας Μεταμορφική εξέλιξη Το πρώτο μεταμορφικό γεγονός υψηλών πιέσεων χαμηλών θερμοκρασιών (M1) συνέβη σε συνθήκες γλαυκοφανιτικής έως εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωση κατά τη διάρκεια του Ηωκαίνου. Οι συνθήκες θερμοκρασίας και πίεσης κατά το πρώτο αυτό γεγονός μεταμόρφωσης κυμαίνονται από C και kbar αντίστοιχα (Okrusch & Bröcker 1990). Μέγιστες πιέσεις καταγράφονται στο νησί της Ίου, όπου στο προ-αλπικό υπόβαθρο οι πιέσεις φτάνουν τα 25 kbar και η θερμοκρασία τους 540 C (Perraki & Mposkos 2001). Ο υψηλότερος βαθμός μεταμόρφωσης εντοπίζεται στα νησιά Σίφνος-Σύρος-Τήνος (Katzir et al. 2007). Στην Εύβοια, στην ενότητα κυανοσχιστολίθων, οι συνθήκες μεταμόρφωσης είναι 11 kbar και 400 C-450 C (Katzir et al. 2000) (Εικόνα 2.4), ενώ στην ενότητα Αλμυροποτάμου οι πιέσεις είναι περίπου 10 kbar και η θερμοκρασία της τάξης των 350 C (Shaked et al. 2000). Στη Σίφνο οι θερμοβαρομετρικές συνθήκες έφτασαν τα 20 kbar και τους 510 C-600 C (Schmadicke & Will 2003, Spear et al. 2006) (Εικόνα 2.4). Στη Σύρο, οι αντίστοιχες συνθήκες, έφτασαν τα kbar και τους 500 C (Shumacker 2008). Το δεύτερο μεταμορφικό γεγονός μετρίων πιέσεων (M2) συνέβη κατά το Ολιγόκαινο/Μειόκαινο σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής έως αμφιβολιτικής φάσης μεταμόρφωσης. Οι θερμοβαρομετρικές συνθήκες κυμαίνονται από 450 C έως 550 C και 4-9 kbar (Parra et al. 2002), αν και τοπικά (Νάξος) η θερμοκρασία έφτασε τους 750 C (Jansen & Schuiling 1976), προκαλώντας ανατηκτικές συνθήκες και μιγματιτίωση στα κεντρικά σημεία του νησιού

19 Εικόνα 2.4. Πορείες των μεταμορφικών γεγονότων της Αττικοκυκλαδικής μάζας στις περιοχές της Σίφνου, Σύρου, Νότιας Εύβοιας, Τήνου, Κύθνου, Λαυρίου και Αλμυροποτάμου ( Τροποποιημένο διάγραμμα από Παπαπαύλου 2013, επανατροποποιημένο από Μπαζιώτης 2008) Τεκτονική επισκόπηση Η μετάβαση από την καταβύθιση στον εκταφιασμό λιθοτεκτονικών ενοτήτων σε μια μεταμορφική επαρχία με πολυφασική παραμορφωτική ιστορία αντανακλάται στις διαφορετικές γενιές ιστολογικών στοιχείων, στις σχέσεις υπέρθεσης μεταξύ τους και στην σύνδεση τους με τη βλάστηση ορυκτών φάσεων σε μεταβαλλόμενες θερμοβαρομετρικές - 8 -

20 συνθήκες (Rosenbaum et al. 2002, Ring et al. 2007, Keiter et al. 2011, Philippon et al. 2011, Xypolias et al.2012). Εικόνα 2.5. Οι φάσεις παραμόρφωσης (D1-D5) στην περιοχή της Νότιας Εύβοιας, σύμφωνα με τους Xypolias et al Οι Xypolias et al. (2003, 2010, 2012) στην περιοχή της Εύβοιας διακρίνουν πέντε φάσεις παραμόρφωσης (Εικόνα 2.5). Η παραμορφωτική ιστορία επικεντρώνονται στην ενότητα γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων και συγκεκριμένα στα καλύμματα Όχης και Στύρας που αντιστοιχούν στην ενότητα Γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων στη Νότια Εύβοια. Η παραμόρφωση ξεκινά κατά την καταβύθιση και ενταφιασμό των πρωτολίθων της Ενότητας Κυκλαδικών Κυανοσχιστολίθων (D1-D2) και χαρακτηρίζεται από τη δημιουργία φολιώσεων (S1,S2), οι οποίες διατηρούνται σε μερικές λιθολογίες. Η S2 φολίωση αναπτύχθηκε σε συνθήκες υψηλής παραμόρφωσης, κλίνει ήπια έως απότομα προς το βορρά και το προς το νότο, ενώ παραμορφώθηκε ή παρέμεινε ενεργή και από μετέπειτα φάσεις πτύχωσης. Στα - 9 -

21 επίπεδα της S2 φολίωσης παρατηρείται κρυσταλλική γράμμωση (L2), η οποία δημιουργείται μέσω του προσανατολισμού μπλε αμφιβόλων, συσσωματωμάτων χαλαζία και αστρίων, όπως επίσης και από φακούς μετα-κερατολίθων. Η L2 διευθύνεται από ΒΔ-ΝΑ έως Α-Δ. Ένα χαρακτηριστικό της D2 είναι η παρουσία μυλωνιτικών ζωνών, οι οποίες θεωρείται ότι συσχετίζονται με την τοποθέτηση του καλύμματος της Όχης πάνω στο κάλυμμα της Στύρας. Η κίνηση αυτή είναι ΑΝΑ/κής διεύθυνσης. Η D3 δημιουργεί ανοιχτές έως σφιχτές όρθιες πτυχές (F3). Η F3 φάση πτύχωσης παραμορφώνει την φολίωση S2 και οι άξονες των F3 πτυχών βυθίζονται ήπια προς τα ΝΑ και ΝΝΑ. Η D4 αποτελεί την κύρια φάση πλαστικής παραμόρφωσης. Η S4 μεταβάλλεται από αραιό σχισμό ρυτίδωσης έως μια διαπεραστική μυλωνιτική φολίωση. Στα επίπεδα της S4 φολίωσης φιλοξενείται μια κρυσταλλική γράμμωση έκτασης L4, με ΑΒΑ-ΔΝΔ διεύθυνση. H γράμμωση έκτασης L4 ορίζεται από βελόνες μπλε και πράσινων αμφιβόλων, λωρίδες μαρμαρυγιών, συσσωματώματα χλωρίτη, κορδέλες χαλαζία, και σκιές παραμόρφωσης που περιβάλλουν πορφυροκλάστες σιδηροπυρίτη και αστρίων. Η S4 φολίωση σχηματίζει σχισμό αξονικού επιπέδου σε ανοιχτές έως ισοκλινείς πτυχές, κατακεκλιμένες έως ελαφρά κεκλιμένες οι οποίες έχουν διεύθυνση (Α)ΒΑ-(Δ)ΝΔ (F4) και το μήκος κύματος τους κυμαίνεται από μερικά εκατοστά έως και εκατοντάδες μέτρα. Η D4 εκφράζεται στο μεσοσκοπικό πεδίο μέσω F4 πτυχών παράλληλων στη διεύθυνση έκτασης και μέσω θηκόσχημων πτυχών. Η τελευταία παραμορφωτική φάση (D5) χαρακτηρίζεται από κανονικά ρήγματα που κλίνουν προς τα (Β)ΒΔ και (Ν)ΝΑ. Οι Ring et al. (2007) προτείνουν τρεις παραμορφωτικές φάσης της Αττικόκυκλαδικής Μάζας στη Νότια και Κεντρική Εύβοια. Η D1 αποτελεί την υπολειμματική πρώτη φάση, η οποία χαρακτηρίζεται από φολίωση S1. Η S1 φιλοξενεί κρυσταλλική γράμμωση L1 (Α)ΒΑ/κής- (Δ)ΝΔ/κής διεύθυνσης, που ορίζεται από κρυστάλλους μπλε αμφιβόλων. Η κύρια D2 φάση αναπτύσσεται σε συνθήκες μέγιστης πίεσης μέχρι το πέρασμα σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης. Η S2 διαπεραστική φολίωση χαρακτηρίζει την D2 και φιλοξενεί κρυσταλλική γράμμωση (Α)ΒΑ/κής- (Δ)ΝΔ/κής διεύθυνσης, που ορίζεται από επιμηκυσμένα συσσωματώματα χαλαζία και πλαγιοκλάστων. Κινηματικοί δείκτες από το κάλυμμα της Στύρας δείχνουν φορά κίνησης προς τα (Δ)ΝΔ, ενώ στο κάλυμμα της Όχης η φορά κίνησης είναι προς τα (Α)ΒΑ (Εικόνα 2.6). Η D3 χαρακτηρίζεται από την παρουσία ταινιώσεων διάτμησης πρασινοσχιστολιθικής φάσης με κίνηση προς τα (Α)ΒΑ. Κατά την D3 δημιουργείται φολίωση S3 και μια κρυσταλλική γράμμωση έκτασης L3. Νεοτεκτονικές δομές διαμόρφωσαν το τελικό στάδιο της παραμόρφωσης και χαρακτηρίζονται από ρήγματα ΒΔ-ΝΑ και ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης

22 Εικόνα 2.6. Χάρτης της Νότιας Εύβοιας, σημειώνεται η κινηματική στα καλύμματα της Όχης και της Στύρας κατά τη δεύτερη φάση παραμόρφωσης (Ring et al. 2007). Οι Keiter et al. (2011) διακρίνουν και αυτοί τρεις φάσεις παραμόρφωσης στην περιοχή της Σύρου. Η D1 σχετίζεται με τον ενταφιασμό των πετρωμάτων και χαρακτηρίζεται από ισοκλινείς πτυχές που διατηρούνται σαν υπολείμματα αρθρώσεων των πτυχών F1. Η D2 χαρακτηρίζεται από ισοκλινείς πτυχές F2 και έναν διαπεραστικό σχισμό αξονικού επιπέδου S2. Η D3 φάση παραμόρφωσης, η οποία έγινε κατά τη διάρκεια του εκταφιασμού, χαρακτηρίζεται από πτυχές συστροφής F3 και από σχισμό S3. Οι Rosenbaum et al. (2002), (Εικόνα 2.7) αναγνωρίζουν τέσσερις φάσεις παραμόρφωσης στη Σύρο και στη Σίφνο. Η D1 εντοπίζεται σε ίχνη εγκλεισμάτων σε πορφυροβλάστες γρανάτη, δημιουργώντας μια φολίωση S1. Η D2 χαρακτηρίζεται από μια φολίωση S2, που φιλοξενεί στα επίπεδα της κρυσταλλική γράμμωση L2, η οποία ορίζεται από κρυστάλλους γλαυκοφανή με ΒΔ διεύθυνση βύθισης στη Βόρεια Σύρο. Η D3 συνδέεται με ζώνες διάτμησης που δείχνουν φορά κίνησης προς τα ΒΔ. Η D3 ξεκίνησε κατά την άνοδο και αποσυμπίεση των πετρωμάτων υψηλών πιέσεων. Η D4 έδρασε σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης. Κινηματικοί δείκτες αυτής της φάσης παραμόρφωσης έχουν φορά κίνησης προς τα ΒΑ

23 Εικόνα 2.7. Διάγραμμα P-T και οι δομές που αναπτύσσονται σε κάθε παραμορφωτική φάση ( Rossenbaum et al. 2002). Οι Philippon et al. (2011) διακρίνουν τρεις φάσης παραμόρφωσης στο μεταμορφικό σύμπλεγμα της Σύρου. Η πρώτη φάση (D1) συνέβη σε συνθήκες υψηλών πιέσεων κατά την καταβύθιση των πετρωμάτων. Συνδέεται με την επώθηση της ενότητας του Κάμπου πάνω στην ενότητα Καστρί. Η φορά κίνησης της οροφής είναι προς τα ΝΝΔ. Η δεύτερη φάση παραμόρφωσης (D2) πραγματοποιήθηκε σε συνθήκες εκλογιτικής έως πρασινοσχιστολιθικής φάσης κατά την αποσυμπίεση των πετρωμάτων υψηλών πιέσεων. Κινηματικοί δείκτες δείχνουν φορά κίνησης προς τα ΒΑ. Η τρίτη (D3), και τελευταία φάση παραμόρφωσης, συνέβη σε ημι-εύθραυστες έως εύθραυστες συνθήκες και χαρακτηρίζεται από εφελκυστικές δομές. Οι δομές αυτές έχουν φορά κίνησης της οροφής τους προς το νότο Μηχανισμοί εκταφιασμού της Αττικό-κυκλαδικής Μάζας Πετρώματα υψηλών πιέσεων παράγονται σε βάθη μεγαλύτερα των 30 Km μέσα στις ζώνες καταβύθισης. Με διάφορους μεταγενέστερους μηχανισμούς είναι δυνατόν αυτά τα μεταμορφωμένα πετρώματα να βρεθούν στην επιφάνεια. Το κύριο σημείο διαμάχης των ερευνητών είναι αυτός ο τρόπος με τον οποίο τα πετρώματα υψηλών πιέσεων φτάνουν στην επιφάνεια (εκταφιάζονται). Συγκεκριμένα για την Αττικό-κυκλαδική Μάζα έχουν

24 πραγματοποιηθεί πολλές έρευνες σχετικά με τον εκταφιασμό των υψηλών πιέσεων πετρωμάτων. Παρακάτω παρατίθενται απόψεις ερευνητών σχετικά με τον εκταφιασμό των πετρωμάτων της Αττικό-κυκλαδικής Μάζας. Οι Huet et al. (2009) υποστηρίζουν ότι η ενότητα γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων (CBU) οριοθετείται, κατά το Ηώκαινο, από μια ΒΒΑ/κής διεύθυνσης ζώνη διάτμησης κανονικής συνιστώσας στην οροφή της και μια επώθηση με κίνηση προς το νότο στη βάση της. Αυτό το μοντέλο οδηγεί στην ύπαρξη μιας σφήνας εξώθησης που λειτουργεί στη ζώνη καταβύθισης, κατά τη διάρκεια του πρώιμου εκταφιασμού, σε συνθήκες κυανοσχιστολιθικής και πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης (Εικόνα 2.8, α). Με το παραπάνω μοντέλο συμφωνούν και oι Ring et al. (2007), τονίζοντας επιπλέον ότι στην περιοχή της Εύβοιας η λειτουργία της σφήνας εξώθησης άρχισε κατά το Ολιγόκαινο, ενώ στο ανατολικό Αιγαίο είχε αρχίσει από το Ηώκαινο. Οι δομές, όμως, είχαν παντού την ίδια χρονική διάρκεια ( ~10 Ma). Οι Brun & Faccenna (2008) τονίζουν τη σημασία της οπισθοχώρησης της τάφρου για τον εκταφιασμό των HP πετρωμάτων (Εικόνα 2.8, γ). Η καταβύθιση ηπειρωτικών τεμαχών μειώνει τον ρυθμό της καταβύθισης, αυξάνει την κλίση της ζώνης καταβύθισης και προκαλεί μετανάστευση της τάφρου προς το επωθούμενο τέμαχος. Πιθανή επακόλουθη καταβύθιση ωκεάνιου φλοιού έχει ως αποτέλεσμα την αύξηση του ρυθμού καταβύθισης, η οποία προκαλεί οπισθοχώρηση της τάφρου. Ο χώρος που δημιουργείται, βοηθά, σε συνδυασμό με τις δυνάμεις άνωσης, στο εκταφιασμό των μεταμορφωμένων πετρωμάτων, ενώ ασθενοσφαιρικό υλικό εισχωρεί στη βάση τους. Προκαλείται μερική τήξη στο φλοιό και παραγωγή γρανιτικών σωμάτων, όπως και συμπλέγματα μεταμορφικών πυρήνων λόγω θερμικής χαλάρωσης του φλοιού. Αυτό απεικονίζεται με ισοβαρή (Ρ~10 kbar) θέρμανση στα μεταμορφωμένα πετρώματα της Τήνου και της Νάξου (Parra et al. 2002). Ένα παρόμοιο σενάριο από τα προηγούμενα υποστηρίζουν οι Trotet et al. (2001) και Forster & Lister (2005). Προτείνουν τη δράση εφελκυστικών ρηγμάτων αποκόλλησης, για τον εκταφιασμό των HP πετρωμάτων, στη διάρκεια της περιόδου Ηώκαινο-Ολιγόκαινο. Οι Avigad et al. (1997) τοποθετούν την έναρξη των δομών διαστολής στο Μειόκαινο, τονίζοντας ότι πριν το Μειόκαινο πρέπει να είχε δράσει ένας άλλος μηχανισμός, ο οποίος αποσυμπίεσε τα εκλογιτικά σώματα από συνθήκες που έφταναν τα 15 kbar, σε αυτές των 5-7 Kbar. Ο μηχανισμός αυτός κατά τους Avigad et al. (1997) είναι επωθητικές δομές με ΝΔ διεύθυνση κίνησης. Οι Chatzaras et al. (2011) υποστηρίζουν ότι ο εκταφιασμός των πετρωμάτων υψηλής πίεσης στο νησί της Αμοργού έγινε μέσω ενός μηχανισμού, ο οποίος περιλαμβάνει μια

25 πλαστική εξώθηση των πετρωμάτων προς το νότο και μια μεγασκοπικής κλίμακας ανάδρομης επώθησης (backthrust) (Εικόνα 2.8, δ-α). Επίσης, ένα δεύτερο σενάριο προτείνεται από τους Chatzaras et al. (2011) κατά το οποίο τα πετρώματα υψηλών πιέσεων εκταφιάζονται μέσω μια εξώθησης με φορά κίνησης προς τα ΒΔ (Εικόνα 2.8, δ-β). Οι Xypolias et al. (2003, 2010, 2012) προτείνουν, για τον εκταφιασμό των πετρωμάτων υψηλής πίεσης της Αττικό-κυκλαδικής Μάζας, ένα μηχανισμό πλαστικής εξώθησης, με τον οποίο τα πετρώματα υψηλών πιέσεων και συγκεκριμένα τα καλύμματα της Όχης και της Στύρας στην Εύβοια, εκταφιάστηκαν από τα 40 km στα 20 km (Εικόνα 2.8, β). Οι επωθητικές ζώνες διάτμησης που οριοθετούν τα καλύμματα δείχνουν φορά κίνησης της οροφής τους προς τα ΒΑ με ταυτόχρονη πλαστική λέπτυνση και μεταφορά του υλικού παράλληλα στην διεύθυνση κίνησης τους (Xypolias et al. 2012). Η ζώνη διάτμησης στην οροφή της πλαστικής εξώθησης τοποθετείται στην οροφή της ενότητας γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων (Xypolias et al. 2012) και όχι μεταξύ των καλυμμάτων Όχης και Στύρας, όπως έχει προταθεί από άλλους ερευνητές ( Ring et al. 2007). Επίσης, η ΒΑ/κή κίνηση των καλυμμάτων (Xypolias et al. 2012) έρχεται σε αντίθεση την άποψη των Ring et al. (2007), οι οποίοι προτείνουν ΝΔ/κή κίνηση. Από το Κάτω Μειόκαινο, η παραμόρφωση χαρακτηρίζεται από μια γρήγορη αλλαγή στο τεκτονικό καθεστώς, που αφορά στη μετάβαση σε δομές πλάγιας συστολής, που βοήθησαν στον τελικό εκταφιασμό των πετρωμάτων (Xypolias et al. 2003). Εικόνα 2.8. Μοντέλα εκταφιασμού της Αττικοκυκλαδικής μάζας. α: Huet et al. (2009) και Ring et al. (2007). β: Xypolias et al. (2003,2010,2012). γ: Brun & Faccenna δ: Chatzaras et al. (2011)

26 2.2. Το μεταμορφικό σύμπλεγμα της Άνδρου Το νησί της Άνδρου αποτελεί τμήμα της Αττικό-κυκλαδικής Μάζας και βρίσκεται στο βορειοδυτικό τμήμα των Κυκλάδων. Είναι ο συνδετικός κρίκος των κρυσταλλικών πετρωμάτων της Νότιας Εύβοιας και των υπολοίπων Κυκλάδων. Τα πετρώματα που εκτίθενται στην περιοχή ανήκουν κατά κύριο λόγο στην ενότητα γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων Τεκτονοστρωματογραφική διάρθρωση Οι χάρτες που απεικονίζονται στην εικόνα 2.9 και 2.10 αποτελούν τους πιο λεπτομερείς που έχουν δημιουργηθεί για όλη την έκταση της Άνδρου και του βόρειου τμήματος αυτής, αντίστοιχα. Ειδικότερα, το μεταμορφικό σύμπλεγμα της Άνδρου μπορεί να διαχωριστεί σε δύο τουλάχιστον τεκτονικές ενότητες. Ο Papanikolaou (1978) προτείνει τον διαχωρισμό σε ανώτερη (ενότητα Μακροταντάλου) και κατώτερη ενότητα (κεντρική και νότια Άνδρος) (Εικόνα 2.9, 2.10). Η δομικά ανώτερη ενότητα Μακροταντάλου, εμφανίζεται στο βόρειο τμήμα του νησιού, έχει πάχος πάνω από 600 μέτρα και περιέχει κυρίως κλαστικά μετα-ιζήματα και μάρμαρα. Μεταβασικοί σχιστόλιθοι είναι μικρής σημασίας. Απολιθώματα σε δολομιτικά μάρμαρα αποδίδουν ηλικία Περμίου (Papanikolaou 1978, 1987). Νέα δεδομένα από χρονολόγηση ζιρκονίων δίνουν ηλικία αυτής της ενότητας Πέρμιο-Λιθανθρακοφόρο-Δεβόνιο, με νεότερη ηλικία απόθεσης τα 260 Ma (Bröcker et al. 2015). Για την προέλευση της ενότητας Μακροταντάλου έχουν διατυπωθεί διάφορες ερμηνείες. Ένα στάδιο HP μεταμόρφωσης ήταν αβέβαιο (Reinecke 1982), διότι σαφή στοιχεία για μεταμόρφωση γλαυκοφανιτικήςεκλογιτικής φάσης δεν είχαν βρεθεί σε μεταγενέστερες εργασίες (Papanikolaou 1978, Jolivet et al. 2004, Bröcker &Franz 2006). Ο Papanikolaou (1978, 1987) εντάσσει την ενότητα αυτή στο κάλυμμα της Όχης. Οι Jolivet et al. (2004) και Bröcker &Franz (2006) υποστηρίζουν την άποψη ότι η ενότητα Μακροταντάλου αποτελεί τμήμα της ανώτερης ενότητας, μιας και δεν υπάρχουν στοιχεία για μεταμόρφωση σε συνθήκες γλαυκοφανιτικής φάσης στα πετρώματα της ενότητας Μακροταντάλου. Οι Mehl et al. (2007) αναγνωρίζει στοιχεία γλαυκοφανιτικής φάσης μεταμόρφωσης στα πετρώματα της ενότητας Μακροταντάλου, με αποτέλεσμα να την τοποθετεί στην ενότητα γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων, άποψη με την οποία συμφωνούν και

27 οι Huyskens & Bröcker (2013). Δεν αποτελεί, όμως, σύμφωνα με τους Mehl et al. (2007) τμήμα του καλύμματος της Όχης, αλλά μια ενδιάμεση ενότητα μεταξύ ανώτερης ενότητας και της ενότητας γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων. Εικόνα 2.9. Γεωλογικός χάρτης της Άνδρου ( Τροποποιημένος από Bröcker & Franz 2006-Επανατροποποιημένος από Papanikolaou 1978 και Mukhin 1996)

28 Όσον αφορά την παλαιογεωγραφική θέση της ενότητας Μακροταντάλου, οι Huet et al. (2014) συνδέουν ένα πρώιμο στάδιο HP συνθηκών της ενότητας Μακροταντάλου με αντίστοιχα στοιχεία μεταμόρφωσης στην Πελαγονική. Προτείνεται, επομένως, μια Πελαγονική προέλευση της ενότητας Μακροταντάλου. Παρόμοια ερμηνεία έχει δοθεί και παλαιότερα από άλλους ερευνητές (Blake et al. 1981, Dürr 1986). Η κατώτερη ενότητα έχει πάχος πάνω από 1200 μέτρα, συσχετίζεται με την ενότητα των γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων και περιέχει κυρίως κλαστικά μετα-ιζήματα με ενδιαστρώσεις σιδηρομαγγανιούχων μετα-ιζημάτων και μεταβασικών πετρωμάτων, ασβεστιτικούς σχιστόλιθους, μάρμαρα και μετα-ηφαιστειακά πετρώματα (Papanikolaou 1978). Αρχικά, ο Reinecke (1982) θεωρεί Μεσοζωική ηλικία για τα πετρώματα αυτά. Xρονολογήσεις μετα-ηφαιστειακών πετρωμάτων υποδεικνύουν ηλικία του πρωτολίθου Τριαδικό και Ιουρασικό (Bröcker & Pidgeon 2007). Πρόσφατα οι Bröcker et al. (2015) δίνουν ηλικίες Κάτω Ιουρασικό έως Κάτω Κρητιδικό. Πιο αναλυτικά, ο Papanikolaou (1978) διακρίνει τέσσερις υπο-ενότητες στην κατώτερη ενότητα. Ξεκινώντας από τη βάση της λιθοστρωματογραφικής στήλης διακρίνονται α) τα μάρμαρα Μεσσαριάς, έχουν Άνω Τριαδική- Κάτω Ιουρασική ηλικία, λευκά και τεφρά χρώματα, με εναλλαγές μετα-κερατολίθων και τεφρών ασβεστιτικών-μαρμαρυγιακώναλβιτικών σχιστολίθων. Στη βάση των μαρμάρων Μεσσαριάς συναντάμε υπερμαφικά πετρώματα. β) Οι σχιστόλιθοι Πετάλου, αποτελούνται από τεφρούς έως κοκκινοπράσινους αλβιτικούς-μαρμαρυγιακούς μετα-ψαμμίτες, με ορίζοντες λατυποπαγών που περιέχουν θραύσματα γνευσίων και μαρμάρων. Στην οροφή της υπο-ενότητας υπάρχουν μεταμορφωμένοι πλουτωνίτες. γ) Οι σιπολίνες Αγίου Πέτρου, περιέχουν εναλλαγές μαρμάρων με ασβεστιτικούς-μαρμαρυγιακούς σχιστολίθους. δ) Οι σχιστόλιθοι Αγίων Σαράντα, αποτελούνται από μετα-ψαμμίτες με ορίζοντες μετα-τόφφων και λεπτοστρωματώδη κυανότεφρα έως λευκά μάρμαρα. Μεγάλα σώματα σερπεντινιτών παρατηρούνται στην οροφή της υπο-ενότητας αυτής. Επίσης, μεταμορφωμένα υπερμαφικά, μετα-όξινα και μεταγαββροΐκά πετρώματα, τα οποία παρατηρούνται σε διάφορα σημεία του νησιού, ερμηνεύονται ως μετα-ολισθοστρώματα από τον Mukhin (1996). Η τεκτονική επαφή μεταξύ ενότητας Μακροταντάλου και κατώτερης ενότητας είναι χαρτογραφικά ασαφής, χωρίς να προσδιορίζονται τα ακριβή όρια της επαφής. Οι περισσότεροι ερευνητές προσδιορίζουν πολύ γενικά τα όρια της στα σημεία όπου υπάρχει παρουσία σερπεντινιτών (Εικόνα 2.9, 2.10). Ο χαρακτήρας της επαφής ερμηνεύεται από ορισμένους ερευνητές ως επώθηση (Papanikolaou 1978, Βröcker & Pidgeon 2007, Bröcker et

29 al. 2015), ενώ άλλοι υποστηρίζουν την ύπαρξη ενός ρήγματος κανονικού χαρακτήρα χαμηλής γωνίας κλίσης (low angle detachment) (Dürr 1986, Avigad &Garfunkel 1991, Avigad et al. 1997, Bröcker & Franz 2006). Σύμφωνα με τους Huet et al. (2014) η τεκτονική επαφή μεταξύ των δυο ενοτήτων σχηματίστηκε στη διάρκεια του Ηωκαίνου (40-45 Ma). Εικόνα Γεωλογικός χάρτης της Άνδρου σε κλίμακα 1: από ΙΓΜΕ (Φύλλο Άνδρος)

30 Μεταμορφική εξέλιξη Άνδρου Ένα πρώτο μεταμορφικό γεγονός σύμφωνα με τους Ziv et al. (2010) ξεκινά σε συνθήκες εκλογιτικής φάσης (Ρ=11-13 kbar και T=450 C-500 C) και περνά σε συνθήκες επιδοτό-γλαυκοφανιτικής φάσης. Ο Reinecke (1986) προσδιορίζει τις θερμοδυναμικές συνθήκες της κατώτερης ενότητας σε μαγγαννιούχους χαλαζίτες, σε Ρ> 10 kbar και Τ= 450 C- 500 C για το μεταμορφικό γεγονός υψηλών πιέσεων, ενώ για το ανάδρομο δεύτερο γεγονός καταλήγει σε πιέσεις 5-6 kbar και θερμοκρασία περίπου 400 C, μετά από ανάλυση των ορυκτών κυμρίτης και κελσιανός. Εικόνα Θερμοβαρομετρικά αποτελέσματα και P-T πορείες για την Κατώτερη ενότητα (τετράγωνα και διακεκομμένες γραμμές) και την ενότητα Μακροταντάλου (κύκλοι και διακεκομμένες γραμμές). Η διακεκομμένη έλλειψη δείχνει την κοινή ανάδρομη μεταμόρφωση των δυο ενοτήτων. Επίσης, δίνονται P-T δεδομένα για την HP μεταμόρφωση από το νησί της Τήνου (Bröcker 1990) (Σχήμα τροποποιημένο από Bröcker & Franz 2006)

31 Εικόνα Διαγράμματα P-T-t εξέλιξης α) Κατώτερης ενότητας Άνδρου και β) ενότητας Μακροταντάλου ( Huet et al. (2014). Οι Huet et al. (2014) υποστηρίζουν ότι η τοποθέτηση της ενότητας Μακροταντάλου πάνω στην κατώτερη ενότητα συμβαίνει περίπου στα Ma, σε συνθήκες πίεσης 7 kbar και θερμοκρασίας 300 C και ενώ η κατώτερη ενότητα βρίσκεται ακόμη σε συνθήκες κυανοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωση. Η ενότητα Μακροταντάλου έχει υποστεί και μια παλαιότερη μεταμόρφωση υψηλών πιέσεων στα 116 Ma σε θερμοβαρομετρικές συνθήκες 550 C και 18,5 kbar (Εικόνα 2.12, β). Η κατώτερη ενότητα φτάνει σε συνθήκες υψηλών πιέσεων μεταξύ 55 Ma και 35 Ma. Μετά την τοποθέτηση της ενότητας Μακροταντάλου πάνω στην κατώτερη, ακολουθεί ισοβαρής (7 kbar) θέρμανση μέχρι τους 420 C. Στα 30 Ma, οι δυο ενότητες υπόκεινται σε μεταμόρφωση πρασινοσχιστολιθικής φάσης, με ισοθερμική αποσυμπίεση (400 C-420 C) από 7 σε 2 kbar πίεση, μέχρι τα 21 Ma (Εικόνα 2.12, α-β). Τρία σενάρια εξέλιξης της ενότητας Μακροτάνταλου από τα 116 Ma μέχρι τα 40 Ma προτείνουν οι Huet et al. (2014) (Εικόνα 2.13). Το πρώτο σενάριο σχετίζεται με γρήγορο εκταφιασμό έως την επιφάνεια μετά την HP μεταμόρφωση στα 116 Ma. Εκ νέου ενταφιασμός και τοποθέτηση πάνω στην κατώτερη ενότητα στα Ma, σε συνθήκες κυανοσχιστολιθικής φάσης (Εικόνα 2.13, α). Το δεύτερο σενάριο προτείνει γρήγορο εκταφιασμό μετά τα 116 Ma και παραμονή

32 σε σταθερές συνθήκες μέσα στο κανάλι εκταφιασμού μέχρι να εκταφιαστεί μερικώς η κατώτερη ενότητα και η ενότητα Μακροταντάλου να τοποθετηθεί πάνω της στα Ma (Εικόνα 2.13, β). Το τρίτο σενάριο είναι παρόμοιο με το δεύτερο, αλλά η ενότητα Μακροταντάλου εκταφιάζεται αργά μέχρι να τοποθετηθεί πάνω στην κατώτερη ενότητα (Εικόνα 2.13, γ). Οι Bröcker & Franz (2006) τοποθετούν την επαφή των δυο ενοτήτων στα Ma σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωση. Οι θερμοβαρομετρικές συνθήκες, του ανάδρομου γεγονότος μεταμόρφωσης, για την ενότητα Μακροταντάλου υπολογίστηκαν σε P= 4,1-5,4 kbar και T= C, ενώ οι αντίστοιχες συνθήκες για την κατώτερη ενότητα είναι P= 6-8,7 kbar και T= C (Εικόνα 2.11). Εικόνα Τρία P-T-t εξελικτικά σενάρια για την ενότητα Μακροταντάλου (Huet et al. 2014) Τεκτονική επισκόπηση Το μεταμορφικό σύμπλεγμα της Άνδρου έχει προσελκύσει πολλούς ερευνητές, για την παρατήρηση και ανάλυση των παραμορφωτικών φάσεων των μεταμορφωμένων πετρωμάτων. Οι μελέτες κυρίως έχουν επικεντρωθεί στην παραμόρφωση που έχουν υποστεί τα μεταμορφωμένα ολισθοστρώματα και οι μετα-τουρβιδίτες, στα οποία παρατηρούνται υπολειμματικές πρωτογενείς ιζηματογενείς δομές (Mukhin 1996), στην καταγραφή, μελέτη των πτυχών και την κινηματική τους σημασία (Xypolias & Alsop 2014, Ziv et al. 2010). Επίσης στη περιοχή έχουν γίνει μελέτες των παραμορφωτικών φάσεων και των τεκτονικών δομών που αυτές δημιουργούν, κατά την μετάβαση από τις πλαστικές συνθήκες στις εύθραυστες συνθήκες παραμόρφωσης (Mehl et al. 2007). Παρακάτω αναλύονται οι παρατηρήσεις και τα

33 παραμορφωτικά στάδια του μεταμορφικού συμπλέγματος της Άνδρου, όπως τα έχουν ορίσει οι Papanikolaou (1978), Mukhin (1996), Mehl et al. (2007), Ziv et al. (2010) και Xypolias & Alsop (2014). Ο Papanikolaou (1978) (Εικόνα 2.14) διαχωρίζει τρεις παραμορφωτικές φάσεις (πτυχογόνες). Η Α παραμορφωτική φάση περιλαμβάνει ένα σύστημα πτυχών με διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ, οι οποίες είναι στο σύνολο τους ισοκλινείς και κατά κύριο λόγο κατακεκλιμένες. Η ηλικία της φάσης αυτής είναι πιθανόν Ιουρασική. Η Β παραμορφωτική φάση δημιούργησε δυο συστήματα πτυχών με διευθύνσεις ΑΝΑ-ΔΒΔ και ΑΒΑ-ΔΝΔ αντίστοιχα. Πιθανή ηλικία αυτής της φάσης είναι Κρητιδική/ Ηωκαινική. Το Γ παραμορφωτικό γεγονός αποτελείται πάλι από δυο συστήματα πτυχών ΒΒΔ-ΝΝΑ και Β-Ν διεύθυνσης, με πιθανή ηλικία Ολιγοκαινική και με αυτή συνδέονται συζυγείς πτυχές τύπου kink (conjugate kink-folds). Η Α φάση παραμόρφωσης έχει διαταραχθεί από την Β φάση, ενώ η Γ φάση παραμόρφωσης δημιουργεί μια μεγάλη ασύμμετρη πτυχή ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης κατά μήκος της Άνδρου. Τέλος, γίνεται λόγος για μια νεότερη φάση (Δ ), η οποία σχετίζεται με ρηξιγενείς δομές. Εικόνα Γεωλογική τομή στη Βόρεια Άνδρο με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ από Παπανικολάου (1978). Ο Mukhin (1996) αναγνωρίζει τέσσερις φάσεις παραμόρφωσης. Η πρώτη φάση παραμόρφωσης συσχετίζεται με ισοκλινείς πτυχές των οποίων οι άξονες (F1) διευθύνονται (Α)ΒΑ- (Δ)ΝΔ/κά. H δεύτερη φάση παραμόρφωσης χαρακτηρίζεται από σφιχτές έως ισοκλινείς πτυχές με ταυτόχρονη ανάπτυξη της S2 φολίωσης (Εικόνα 2.16). Η φολίωση S2 φιλοξενεί κρυσταλλική γράμμωση έκτασης με διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ (Εικόνα 2.15), που ορίζεται από ορυκτά

34 πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Στην D2 φάση εντάσσονται και ισοκλινείς κατακεκλιμένες πτυχές σε κλίμακα χάρτη. Εικόνα Τεκτονικός χάρτης Άνδρου. Περιγράφεται η διεύθυνση και η κινηματική της γράμμωσης που επικρατεί στο νησί (Patriat & Jolivet 1998) (Τροποποιημένος από Gautier 1994, Gautier & Brun 1994). Η D3 χαρακτηρίζεται από τη δημιουργία πτυχών με παράλληλους άξονες με την D2 φάση παραμόρφωσης και σε κλίμακα χάρτη δημιουργεί το ανοιχτό αντίκλινο της Άνδρου. Η D4 φάση παραμόρφωσης σχετίζεται με ρηξιγενείς δομές που διαμορφώνουν το νησί της Άνδρου. Οι Mehl et al. (2007) αναγνωρίζουν μια S1 φολίωση υψηλής πίεσης, η οποία πτυχώνεται από πτυχές F2, και δημιουργούν μια S2 φολίωση με τη μορφή σχισμού ρυτίδωσης, κατά το πέρασμα από τη γλαυκοφανιτική στην πρασινοσχιστολιθική φάση μεταμόρφωσης. Με την αύξηση της διατμητικής παραμόρφωσης η φολίωση S2 και η κρυσταλλική γράμμωση L2 γίνονται πιο έντονες, ενώ οι F2 πτυχές, μεταπίπτουν σε θηκόσχημες, σε συνθήκες

35 πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης. Οι άξονες της F2 είναι σε παραλληλία με την κρυσταλλική γράμμωση έκτασης. Οι θηκόσχημες πτυχές είναι αποτέλεσμα της εξέλιξης της πτύχωσης των επιπέδων της S1 φολίωσης, κάτω από έντονη πλαστική διάτμηση. Η L2 έχει κύρια διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ και μόνο σε λίγα σημεία στρέφεται σε Εικόνα Η σχέση της πρώτης γενιάς πτυχών (F 1) και της φολίωσης (S 1) με τα δομικά στοιχεία της δεύτερης γενιάς πτυχών (F 2) και τον σχισμό αξονικού επιπέδου (S 2) (Mukhin 1996). μια διεύθυνση Β-Ν. Σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης παρατηρείται, επίσης, η ανάπτυξη boudinage δομών της S2 φολίωσης. Η εμφάνιση boudinage δομών απαντάται παντού στο νησί της Άνδρου και σε όλες τις κλίμακες παρατήρησης. Σε εύθραυστες συνθήκες παρατηρούνται διακλάσεις και ρηξιγενείς δομές. Στην εικόνα 2.17 απεικονίζεται γεωλογική τομή ΔΒΔ-ΑΝΑ διεύθυνσης κοντά στον Όρμο Φελλό, όπου σύμφωνα με τους Mehl et al. (2007) η ένταση της παραμόρφωσης, κατά τη διάρκεια της ανάδρομης μεταμόρφωσης,

36 αυξάνεται όσο μεγαλώνει η απόσταση από την επαφή της ενότητας Μακροταντάλου με την κατώτερη ενότητα. Στην επαφή αυτή, η οποία βρίσκεται στο σημείο b της γεωλογικής τομής, αναγνωρίζονται πετρώματα κυανοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης, μιας και δεν έχουν επηρεαστεί σε μεγάλο βαθμό από το ανάδρομο γεγονός μεταμόρφωσης, όπως συμβαίνει με τα πετρώματα μακριά από αυτή τη θέση (Mehl et al. 2007). Εικόνα Γεωλογική τομή κοντά στον όρμο Φελλό, φαίνεται η διακύμανση της έντασης της παραμόρφωσης σύμφωνα με τους Mehl et al. (2007). Οι Ziv et al. (2010) αναγνωρίζουν μια πρώιμη διαπεραστική S1 φολίωση που διατηρείται στην Άνδρο και αποτελεί το σχισμό αξονικού επιπέδου θηκόσχημων F1 πτυχών. Σε διάφορες περιοχές εντοπίζεται κρυσταλλική γράμμωση L1, που ορίζεται απο μπλε αμφιβόλους, στα επίπεδα της S1 φολίωσης. Η S1 παραμορφώνεται από ένα σύστημα κυλινδρικών πτυχών F2, με ΒΑ διεύθυνση βύθισης (Εικόνα 2.18). Εκτός από την L1 κρυσταλλική γράμμωση, παρατηρείται και μια δεύτερη (L2) κρυσταλλική γράμμωση έκτασης, η οποία αποτελείται από βελόνες μπλε αμφιβόλου και είναι παράλληλη στον άξονα των κυλινδρικών πτυχών F2 (Εικ. 2.14). Σε σημεία όπου η ανάδρομη πρασινοσχιστολιθική φάση μεταμόρφωσης είναι έντονη, διακρίνεται και μια τρίτη κρυσταλλική γράμμωση (L3), η οποία ορίζεται είτε από την ομοαξονική boudinaged L2 γράμμωση μπλε αμφιβόλων, όπου τα κενά συμπληρώνονται από αλβίτη ή/και από χλωρίτη, είτε από παραμορφωμένους κρυστάλλους αλβίτη. Τέλος, η L3 κρυσταλλική γράμμωση έχει την ίδια διεύθυνση με την L2, μιας και στις D2 boudinages δεν παρατηρείται περιστροφή. Οι Xypolias & Alsop (2014) μελετώντας την παραμόρφωση που σχετίζεται με τον εκταφιασμό της ενότητας γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων, παρατηρούν μια σειρά από

37 Εικόνα Θηκόσχημες πτυχές F 1, οι οποίες πτυχώνονται από την μεταγενέστερη φάση πτύχωσης F 2, σύμφωνα με τους Ziv et al. (2010). κυλινδρικά αντίκλινα και σύγκλινα, τα οποία προκαλούν πτύχωση στα πετρώματα κυανοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης, όπως επίσης και την τεκτονική επαφή μεταξύ καλύμματος Μακροταντάλου και κατώτερης ενότητας. Οι κυλινδρικές πτυχές σε κλίμακα χάρτη και οι αντίστοιχες παρασιτικές, οι οποίες διευθύνονται σε μικρές γωνίες από την γράμμωση έκτασης έχουν ροπή προς τα (Ν)ΝΑ στο βόρειο τμήμα της Άνδρου, ενώ στο κεντρικό και νότιο τμήμα της, έχουν ροπή προς τα (Β)ΒΔ (Εικόνα 2.19). Οι άξονες των περισσότερων πτυχών είναι σχεδόν οριζόντιοι και βυθίζονται προς τα ΒΑ και τα ΝΔ στο βόρειο τμήμα του νησιού (Εικόνα 2.19, e-f), ενώ στο κεντρικό και νότιο τμήμα η διεύθυνση βύθισης είναι (Α)ΒΑ και (Δ)ΝΔ (Εικόνα 2.19,f-g). Αντίστοιχα, το ΒΔ/ικό τμήμα (e-f) κυριαρχείται από πτυχές τύπου-s με (Β)ΒΔ και ΒΔ διεύθυνση κλίσης αξονικού επιπέδου και το δεύτερο τμήμα (f-g) από πτυχές τύπου-z με (Ν)ΝΑ διεύθυνση κλίσης αξονικού επιπέδου, κοιτώντας προς τα ΝΔ. Εικόνα Γεωλογική τομή κατά μήκος της Άνδρου. Η κόκκινη γραμμή αντιπροσωπεύει την τεκτονική επαφή μεταξύ ανώτερης και κατώτερης ενότητας (τομή από Papanikolaou 1978, τροποποιημένη από Xypolias & Alsop 2014)

38 3. Τεκτονική ανάλυση Βόρειας Άνδρου 3.1. Χαρτογραφικά δεδομένα και λιθολογικοί σχηματισμοί Η χαρτογράφηση που πραγματοποιήθηκε καλύπτει σχεδόν όλη την έκταση της Β. Άνδρου και οριοθετείται από την περιοχή του Γαυρίου στα δυτικά, την περιοχή του Ζόρκου στα ανατολικά και τις ακτές στα βόρεια του νησιού. Η χαρτογράφηση είχε σαν αποτέλεσμα τη δημιουργία ενός νέου λεπτομερούς γεωλογικού-τεκτονικού χάρτη της περιοχής, ο οποίος τροποποιεί σημαντικά τους υπάρχοντες γεωλογικούς χάρτες. Ο νέος χάρτης της Βόρειας Άνδρου παρουσιάζεται στην εικόνα 3.1 μαζί με μια απλοποιημένη τεκτονό-στρωματογραφική στήλη των ενοτήτων που χαρτογραφήθηκαν. Η περιοχή μελέτης αποτελείται από δύο τεκτονικές ενότητες, την κατώτερη ενότητα, η οποία εμφανίζεται με τις αποχρώσεις του μπλε στον χάρτη και την ανώτερη ενότητα, της οποίας οι λιθολογικοί σχηματισμοί εμφανίζονται με πορτοκαλί-κίτρινο-κόκκινο χρώμα στον χάρτη. Τα μετά-οφιολιθικά σώματα, εμφανίζονται σε διάφορες θέσεις της τεκτονό-στρωματογραφικής ακολουθίας, είτε της ανώτερης είτε της κατώτερης ενότητας και διακρίνονται με το ανοιχτό πράσινο χρώμα στον χάρτη. Στη συνέχεια, περιγράφονται με λεπτομέρεια οι λιθολογικοί σχηματισμοί που χαρτογραφήθηκαν. Η κατώτερη τεκτονική ενότητα εμφανίζεται κυρίως στην νότιο-ανατολική περιοχή του χάρτη, χωρίς να λείπουν μικρότερες εμφανίσεις της σε τεκτονικά παράθυρα σε περιοχές όπως ο Φελλός, το Άσπρο Βουνό, ο Άγιος Σώστης και τα Σπαρτιά (Εικόνα 3.1). Η κατώτερη τεκτονική ενότητα αποτελείται κυρίως από μεταπηλιτικά πετρώματα και συγκεκριμένα από ασβεστιτικούς σχιστόλιθους, ασβεστιτικούς-μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους, χαλαζιακούςμαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους και μαρμαρυγιακούς-χλωριτικούς σχιστόλιθους. Τα μεταπηλιτικά πετρώματα, κατά τόπους, εμφανίζονται με ενδιαστρώσεις μαρμάρων πάχους μερικών εκατοστών μέχρι λίγων μέτρων (Εικόνα 3.4). Τα ασβεστιτικά μάρμαρα εντοπίζονται σε όλα τα δομικά βάθη της κατώτερης ενότητας, έχουν τεφρό, ανοιχτό γκρι ή σκούρο μπλε χρώμα και χαρακτηρίζονται από μια έντονη, διαπεραστική φολίωση. Τα μάρμαρα εμφανίζονται με τη μορφή ενδιαστρώσεων αλλά και φακών μέσα στους σχιστόλιθους (Εικόνα 3.4). Όμως, σε ορισμένες θέσεις μπορεί να εντοπίζονται και σαν ξεχωριστή λιθολογική ενότητα ανάμεσα ή πάνω από τους σχιστόλιθους, με αρκετά μέτρα πάχος. Αυτές οι θέσεις των μαρμάρων φαίνονται και στο χάρτη της εικόνας 3.1, μιας και ήταν δυνατή η χαρτογράφηση τους και ο διαχωρισμός τους από τους σχιστόλιθους της κατώτερης ενότητας

39 Εικόνα 3.1. α) Γεωλογικός και τεκτονικός χάρτης στην περιοχή της Βόρειας Άνδρου, β) τεκτονο-στρωματογραφική στήλη της περιοχής. Υπόμνημα: Ανώτερη ενότητα: Δολομιτικά και ασβεστιτικά μάρμαρα. Χαλαζιακοί-μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι, μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι, χαλαζιαστριακοί σχιστόλιθοι. Επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι, επιδοτίτες. Κατώτερη ενότητα: Ασβεστιτικά μάρμαρα. Ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι, μαρμαρυγιακοί-χλωριτικοί σχιστόλιθοι

40 Εικόνα 3.2. Γεωλογική τομή στην περιοχή της ΒΑ Άνδρου. Η ακριβής θέση της τομής και το υπόμνημα των σχηματισμών φαίνονται στην εικόνα

41 Εικόνα 3.3. Γεωλογική τομή στην περιοχή του Όρμου Φελλού. Η ακριβής θέση της τομής και το υπόμνημα των σχηματισμών φαίνονται στην εικόνα

42 Η ανώτερη τεκτονική ενότητα κυριαρχεί στην περιοχή μελέτης, καταλαμβάνοντας περίπου τα 2/3 της συνολικής έκτασης. Επικρατεί εξ ολοκλήρου στο βόρειο και δυτικό τμήμα της περιοχής μελέτης (Εικόνα 3.1). Αποτελείται κυρίως από μεταπηλιτικά αλλά και μεταβασικά πετρώματα. Οι κύριοι λιθολογικοί σχηματισμοί που αναγνωρίστηκαν στην ανώτερη ενότητα είναι οι χαλαζιακοί-μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι, οι επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι και τα μάρμαρα. Οι χαλαζιακοί-μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι βρίσκονται από δομικής άποψης σε ανώτερο επίπεδο από τους επιδοτιτικούς σχιστόλιθους και εμφανίζονται κυρίως στο δυτικό τμήμα του χάρτη, αλλά και στο βόρειο σε εναλλαγές με τους επιδοτιτικούς σχιστόλιθους. Ειδικότερα, οι σχιστόλιθοι αυτοί μπορούν να διαχωριστούν σε χαλαζιακούς-μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους, μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους και χαλαζιαστριακούς σχιστόλιθους. Παρουσιάζουν μεγαλύτερη σκληρότητα από τους σχιστόλιθους της κατώτερης ενότητας, ενώ το χρώμα τους μπορεί να είναι λευκό, γκρι, κίτρινο και κατά τόπους με αποχρώσεις του μπλε, ανάλογα με το ποσοστό συμμετοχής του ορυκτού γλαυκοφανής. Ο μαρμαρυγίας που αναγνωριζεται σε αυτούς τους σχιστολίθους είναι κυρίως λεπτόκρυσταλλικός, ενώ άλλα ορυκτά που συμμετέχουν σε αυτά τα πετρώματα μπορεί να είναι ο χλωρίτης, το επίδοτο, ο χαλαζίας και ο γρανάτης. Ένας άλλος κύριος λιθολογικός σχηματισμός της ανώτερης ενότητας είναι οι επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι. Οι επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι εμφανίζονται κυρίως στο βόρειο τμήμα της περιοχής μελέτης σε εναλλαγές με τους χαλαζιακούς-μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους ενώ το ορατό πάχος τους απολεπτύνεται προς τα νότιο-δυτικά. Επίσης, μπορούν να διαχωριστούν σε επιδοτιτικούς σχιστόλιθους και επιδοτίτες, και πιθανότατα προέρχονται από πετρώματα βασικής σύστασης. Οι πρώτοι είναι συμπαγείς, καφέ-πράσινου χρώματος, αποτελούνται κυρίως από ορυκτά όπως το επίδοτο, ο ακτινόλιθος και ο χλωρίτης, ενώ χαρακτηρίζονται από μια καλά ανεπτυγμένη φολίωση. Οι επιδοτίτες εμφανίζονται μαζώδεις, συμπαγείς, πράσινου χρώματος, ενίοτε με ασθενώς ανεπτυγμένη φολίωση. Τέλος, η ανώτερη ενότητα περιέχει μάρμαρα, τα οποία εντοπίζονται κύρια στο βόρειο και βόρειο-δυτικό τμήμα του χάρτη, με τις εμφανίσεις γενικά να παρουσιάζουν μια γραμμική διάταξη στον χώρο με ΒΑ-ΝΔ/κη διεύθυνση. Επίσης, μάρμαρα της ανώτερης ενότητας εντοπίζονται στην περιοχή μεταξύ Φελλού και Γαυρίου. Η σύσταση τους είναι κυρίως δολομιτική, χωρίς όμως την απουσία ασβεστιτικών μαρμάρων σε διάφορες θέσεις

43 Εικόνα 3.4. Λιθολογικοί σχηματισμοί κατώτερης τεκτονικής ενότητας. α) Ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι, β) Ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι, γ) ) Χαλαζιακοί-χλωριτικοί-μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι, δ) Ασβεστιτικά μάρμαρα, ε) Μαρμαρυγιακοίχλωριτικοί σχιστόλιθοι, στ) Ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι σε εναλλαγές με ασβεστιτικά μάρμαρα

44 Εικόνα 3.5. Λιθολογικοί σχηματισμοί ανώτερης τεκτονικής ενότητας. α, β) Χαλαζιακοί-μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι, γ) Επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι και επιδοτίτες, δ) Δολομιτικά μάρμαρα, ε) Επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι, στ) Χαλαζιαστρικοί σχιστόλιθοι

45 Εικόνα 3.6. α, β, γ) Μετά-οφιολιθικά πετρώματα. Τα μάρμαρα είναι συμπαγή, μαζώδη και το χρώμα τους μπορεί να είναι λευκό έως ζαχαρί, ενώ παρατηρείται μια καλά ανεπτυγμένη φολίωση (Εικόνα 3.5). Τα μετά-οφιολιθικά σώματα εντοπίζονται σε διάφορες θέσεις του χάρτη ενώ η εμφάνιση τους σε σχέση με την έκταση της περιοχής που χαρτογραφήθηκε είναι περιορισμένη. Τα μετά-οφιολιθικά σώματα αναγνωρίζονται μέσα σε όλους τους λιθολογικούς σχηματισμούς της ανώτερης και κατώτερης τεκτονικής ενότητας, με τις μεγαλύτερες εμφανίσεις να απαντώνται κυρίως στην ευρύτερη περιοχή του Άνω Φελλού, του Καλιβαρίου και του Όρμου Ζόρκου και λιγότερο προς τις (Β)ΒΔ ακτές του νησιού. Τα μετά-οφιολιθικά σώματα εμφανίζονται χωρίς σχιστότητα, συνήθως κατακερματισμένα και παρουσιάζουν λευκά και ανοιχτά έως σκούρα πράσινα χρώματα (Εικόνα 3.6). Τα σώματα αυτά έχουν υποστεί εξ ολοκλήρου εξαλλοιώσεις, ενώ αντιπροσωπευτικά πετρώματα αποτελούν ο σερπεντινίτης και οι σερπεντινιωμένοι περιδοτίτες

46 3.2. Φάσεις παραμόρφωσης Κατά τη διάρκεια της γεωλογικής και τεκτονικής χαρτογράφησης της περιοχής αναγνωρίστηκαν τέσσερις φάσεις παραμόρφωσης. Οι δομές και τα ιστολογικά στοιχεία, τα οποία εντοπίστηκαν στη μεσοσκοπική κλίμακα αλλά και σε κλίμακα χάρτη, διαχωρίστηκαν βάση κριτηρίων υπέρθεσης, διαφορών στον προσανατολισμό των ιστολογικών στοιχείων και των συνθηκών (εύθραυστων, πλαστικών) του σχηματισμού των δομών. Ο φάσεις παραμόρφωσης που εντοπίζεται το ενδιαφέρον είναι αυτές που έδρασαν σε πλαστικές συνθήκες. Από την παλαιότερη ως την πιο πρόσφατη φάση παραμόρφωσης, μπορεί να γίνει συσχετισμός με τα στάδια του ενταφιασμού των πετρωμάτων (D1), σε αυτά της αποσυμπίεσης και του εκταφιασμού (D2, D3), πάντα υπό το καθεστώς πλαστικών συνθηκών ενώ η μετάβαση από τις πλαστικές στις εύθραυστες συνθήκες παραμόρφωσης αντιστοιχίζονται με την (D4) D1 φάση παραμόρφωσης Αυτή η D1 φάση παραμόρφωσης είναι η παλαιότερη που αναγνωρίζεται στα πετρώματα της Άνδρου και αντιστοιχεί σε πλαστικές συνθήκες. Τα ιστολογικά στοιχεία που συνδέονται με την πρώτη φάση παραμόρφωσης (D1) είναι μια φολίωση S1, η οποία εντοπίζεται, σχεδόν στο σύνολο της, να έχει υποστεί πτύχωση από την επίδραση επόμενων παραμορφωτικών γεγονότων (Εικόνα 3.8). Σε σημεία, όπου η επίδραση των μεταγενέστερων φάσεων είναι μειωμένη, η S1 φολίωση εμφανίζεται συνήθως με πολύ μεγάλες κλίσεις (70 ο - 90 ο ), ενώ η γενική διεύθυνση κλίσης της S1 φολίωσης είναι είτε προς τα (Δ)ΒΔ είτε προς τα (Α)ΝΑ (Εικόνα 3.7). Επίσης, σε ορισμένες θέσεις, παρατηρείται μια φολίωση S0, η οποία έχει διατηρηθεί σε ενδιαστρώσεις χαλαζιτών που παρουσιάζουν μεγαλύτερη σκληρότητα από τους περιβάλλοντες χαλαζιακούς-μαρμαρυγιακούς και μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους της ανώτερης ενότητας (Εικόνα 3.8α, β). Η φολίωση S0 διακρίνεται στις αρθρώσεις ισοκλινών πτυχών F1 οι οποίες έχουν αξονικά επίπεδα παράλληλα με την φολίωση S1 (Εικόνα 3.8α, β). Στις θέσεις αυτές η φολίωση S0 παραλληλίζεται με την φολίωση S1 διαμορφώνοντας μια σύνθετη φολίωση S0/1. Στα επίπεδα της S1 φιλοξενείται κρυσταλλική γράμμωση έκτασης L1, η οποία εμφανίζεται σε διάφορες θέσεις να έχει υποστεί στροφή ως προς τον προσανατολισμό της,

47 από τη δράση μεταγενέστερων φάσεων παραμόρφωσης (Εικόνα 3.9). Οι κρυσταλλικές γραμμώσεις L1 συνήθως έχουν διευθύνσεις βύθισης προς τα (Β)ΒΔ και τα (Ν)ΝΑ με πολύ μικρές γωνίες βύθισης αλλά σε αρκετές περιπτώσεις εντοπίστηκαν γραμμώσεις με διεύθυνση βύθισης προς τα ΝΔ και (Δ)ΒΔ με μέτριες έως μεγάλες γωνίες βύθισης (Εικόνα 3.9). Τα μέγιστα των κρυσταλλικών γραμμώσεων κατανέμονται σε ένα μεγάλο κύκλο, του οποίου ο πόλος έχει ΒΑ/κη διεύθυνση. Το γεγονός ότι τα μέγιστα του στερεοδιαγράμματος κατανέμονται σε μεγάλο κύκλο υποδηλώνει ότι οι L1 γραμμώσεις έχουν υποστεί πτύχωση γύρω από ένα άξονα με ΒΑ/κη διεύθυνση. Όπως θα περιγραφεί στη συνέχεια η διεύθυνση αυτή είναι παράλληλη με τη διεύθυνση των ιστολογικών στοιχείων της κύριας φάσης παραμόρφωσης D3. Εικόνα 3.7. Στερεοδιάγραμμα που απεικονίζει την κατανομή και στατιστική επεξαργασία των πόλων επιπέδων της φολίωσης S 1. (Προβολή κάτω ημισφαιρίου και ίσων επιφανειών). Πλήθος μετρήσεων:

48 Εικόνα 3.8. Φωτογραφίες με την φολίωση S 1 της πρώτης παραμορφωτικής φάσης D 1, όπου σημειώνεται επίσης και η πρώιμη φολίωση S 0 (α, β). α, β) Χαλαζιακός-μαρμαρυγιακός σχιστόλιθος, γ) Επιδοτιτικός σχιστόλιθος, δ) Χαλαζιακόςμαρμαρυγιακός σχιστόλιθος, η S1 ορίζεται από χαλαζιαστριακή φλέβα. Επίσης, σε διάφορες θέσεις παρατηρείται μια πύκνωση της φολίωσης S1 και προοδευτική μετάβαση σε μυλωνιτική φολίωση (S1m). Αυτές οι μυλωνιτικές ζώνες εντοπίζονται σε όλη την έκταση της περιοχής μελέτης και βρίσκονται κυρίως στην επαφή ανώτερης και κατώτερης ενότητας (Εικόνες 3.2, 3.3, 3.10). Για παράδειγμα στις εικόνες 3.10α και 3.10β εμφανίζονται ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι της κατώτερης ενότητας στην περιοχή του Ζόρκου, όπου η S1 φολίωση παρουσιάζεται μυλωνιτοποιημένη. Οι ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι βρίσκονται κοντά στην επαφή με την ανώτερη ενότητα. Κινηματικοί δείκτες, σιγμοειδούς μορφής, που εντοπίστηκαν μέσα στους σχιστόλιθους δείχνουν κίνηση προς τα Α(ΝΑ). Στην ίδια περιοχή εντοπίζεται η παρουσία μυλωνιτικής ζώνης στην επαφή ανώτερης και κατώτερης

49 ενότητας, όπως φαίνεται στην εικόνα 3.10στ. Αντίστοιχα, οι εικόνες 3.10γ και 3.10δ απεικονίζουν επιδοτιτικούς σχιστόλιθους της ανώτερης ενότητας από την περιοχή του Άνω Φελλού, με παρουσία μυλωνιτικής φολίωσης (S1m), κοντά στην επαφή με την κατώτερη ενότητα. Ειδικότερα, στην εικόνα 3.10δ παρατηρείται η ανάπτυξη μιας ταινιωτής ζώνης διάτμησης (c/s δομή), η οποία δείχνει κίνηση προς τα ανατολικά. Τέλος, στην περιοχή κοντά στην θέση Χάρτες παρατηρούνται μυλωνιτοποιημένα ασβεστιτικά μάρμαρα της κατώτερης ενότητας, στην επαφή με την ανώτερη ενότητα (Εικόνα 3.10, ε). Οι παρατηρήσεις οδηγούν στο συμπέρασμα ότι οι μυλωνιτικές ζώνες σχηματίστηκαν κατά την τοποθέτηση της ανώτερης τεκτονικής ενότητας πάνω στην κατώτερη. Εικόνα 3.9. Στερεοδιάγραμμα που απεικονίζει την κατανομή και στατιστική επεξεργασία των κρυσταλλικών γραμμώσεων της πρώτης φάσης παραμόρφωσης D 1 της περιοχής μελέτης. (Προβολή κάτω ημισφαιρίου και ίσων επιφανειών). Πλήθος μετρήσεων:

50 Εικόνα Φωτογραφίες μυλωνιτοποιημένων πετρωμάτων στην επαφή ανώτερης και κατώτερης τεκτονικής ενότητας. α, β) Ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι (παρουσία κινηματικών δεικτών), γ) Επιδοτιτικός σχιστόλιθος, δ) Επιδοτιτικός σχιστόλιθος (παρουσία ταινιωτής ζώνης διάτμησης), ε) Ασβεστιτικά μάρμαρα, στ) Σχιστόλιθοι της ανώτερης και κατώτερης ενότητας

51 D2 φάση παραμόρφωσης Η D2 φάση παραμόρφωσης χαρακτηρίζεται από μεσοσκοπικές και μεγασκοπικές, όρθιες έως έντονα κεκλιμένες, ανοιχτές πτυχές, που επηρέασαν την S1 φολίωση (Εικόνα 3.11). Σε μεσοσκοπική κλίμακα, η όρθια πτύχωση της D2 έχει άξονες που διευθύνονται (Β)ΒΔ- (Ν)ΝΑ και γενικά έχουν μικρές γωνίες βύθισης (Εικόνα 3.12). Τα αξονικά επίπεδα των κεκλιμένων πτυχών έχουν διεύθυνση κλίσης προς τα ΒΑ και ΝΔ (Εικόνα 3.13). Εικόνα Φωτογραφίες όρθιων έως έντονα κλκλιμένων πτυχών F 2 της δεύτερης φάσης παραμόρφωσης D 2, οι οποίες πτυχώνουν την φολίωση S

52 Εικόνα Στερεοδιάγραμμα που απεικονίζει την κατανομή των αξόνων των όρθιων πτυχών F 2 και την στατιστική επεξεργασία αυτών. (Προβολή κάτω ημισφαιρίου και ίσων επιφανειών). Πλήθος μετρήσεων: 25. Εικόνα Στερεοδιάγραμμα που απεικονίζει την κατανομή των αξονικών επιπέδων των όρθιων πτυχών F 2. (Προβολή κάτω ημισφαιρίου και ίσων επιφανειών). Πλήθος μετρήσεων:

53 Εικόνα Γεωλογικές τομές που απεικονίζουν αντίκλινα μεγασκοπικής κλίμακας της D 3 φάσης παραμόρφωσης, από τις περιοχές Χάρτες (α) και Φελλός (β). Οι F2 πτυχές χαρακτηρίζονται ως κυλινδρικές, ενώ το πάχος των σκελών φαίνεται να παραμένει σταθερό. Σε κλίμακα χάρτη, παρατηρούνται μεγάλα αντίκλινα, ελαφρώς κεκλιμένα, στο κεντρικό και νότιο-δυτικό τμήμα της περιοχής μελέτης, τα οποία έχουν στον πυρήνα τους πετρώματα της κατώτερης ενότητας και εντοπίζονται σε τεκτονικά παράθυρα μέσω της ανώτερης ενότητας (Εικόνα 3.14). Γεωλογικές τομές στην εικόνα 3.14 απεικονίζουν αντίκλινα μεγασκοπικής κλίμακας της D3 φάσης παραμόρφωσης, τα οποία είναι διατηρημένα σε σημεία όπου οι μεταγενέστερες φάσεις παραμόρφωσης δεν έχουν μεγάλη ένταση. Τα σημάδια των επόμενων φάσεων είναι όμως ορατά, καθώς προκαλούν μεταβολές στην κλίση

54 των αξονικών επιπέδων των όρθιων πτυχών, τα οποία εντοπίζονται με διευθύνσεις κλίσεως προς τα ΝΔ. Από τη χαρτογράφηση που πραγματοποιήθηκε, παρατηρήθηκε μια στροφή στον προσανατολισμό των αξόνων των F2 πτυχών, όπως για παράδειγμα του μεγάλου αντικλίνου στο κέντρο του χάρτη (Εικόνα 3.1), που είναι αποτέλεσμα της επαναπτύχωσης από επόμενη φάση παραμόρφωσης. Η δεύτερη φάση D2 παραμόρφωσης δεν φαίνεται να συνδέεται με σχηματισμό κάποιας φολίωσης, όπως επίσης και κάποιας κρυσταλλικής γράμμωσης. Επίσης, οι άξονες των F2 πτυχών είναι παράλληλοι ή υπό-παράλληλοι στη διεύθυνση της κρυσταλλικής γράμμωσης L1, δείχνοντας έναν συσχετισμό μεταξύ των ιστολογικών στοιχείων της D1 και D2 φάσης παραμόρφωσης D3 φάση παραμόρφωσης Το τρίτο παραμορφωτικό στάδιο D3 και οι δομές που δημιουργεί, αποτελούν την κύρια φάση της πλαστικής παραμόρφωσης, που αναγνωρίζεται σε όλες τις τεκτονικές ενότητες, στην περιοχή της Βόρειας Άνδρου. Το πιο εμφανές χαρακτηριστικό αυτής της φάσης παραμόρφωσης, είναι μια φολίωση S3, η οποία αποτελεί και την κύρια φολίωση που εντοπίζεται στο σύνολο της περιοχής μελέτης (Εικόνες 3.2, 3.3, 3.17, 3.19). Τα επίπεδα της S3 φολίωσης έχουν γενική διεύθυνση κλίσης προς τα (Δ)ΒΔ, ενώ οι κλίσεις τους είναι μέτριες, χωρίς να λείπουν ήπιες και απότομες τιμές κλίσης (Εικόνα 3.15). Η διεύθυνση των S3 φολιώσεων είναι ΒΑ-ΝΔ/ική στα βόρειο-ανατολικά της περιοχής μελέτης, ενώ προς τα δυτικά αυτές μεταβαίνουν σε (Β)ΒΑ-(Ν)ΝΔ/ικές (Εικόνα 3.19). Η S3 φολίωση ποικίλει σε ένταση μεταξύ σχισμού ρυτίδωσης και πολύ καλά ανεπτυγμένης φολίωσης, ενώ κατά τόπους εντοπίζεται και ως μυλωνιτική φολίωση. Τα ορυκτά που αναπτύσσονται στην S3 φολίωση είναι ενδεικτικά συνθηκών πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης, όπως για παράδειγμα ο χλωρίτης και το επίδοτο, όμως σε διάφορες θέσεις παρατηρείται και η παρουσία του ορυκτού γλαυκοφανής. Επίσης, μια πολύ καλά ανεπτυγμένη, κρυσταλλική γράμμωση L3 φιλοξενείται στα επίπεδα της S3 φολίωσης (Εικόνα 3.20). Η διεύθυνση των γραμμικών στοιχείων της L3 γράμμωσης είναι ΒΑ-ΝΔ/κή, με μικρές γωνίες βύθισης (Εικόνα 3.16), ενώ δεν παρατηρείται κάποια μεταβολή της διεύθυνσης κατά μήκος της περιοχής (Εικόνα 3.20), όπως συμβαίνει με τα επίπεδα της φολίωσης S3. Η L3 κρυσταλλική γράμμωση ορίζεται από συσσωματώματα, που δημιουργούν μια γραμμική διάταξη, φυλλαρίων λευκού

55 μαρμαρυγία και χλωρίτη, συσσωματώματα κρυστάλλων χαλαζία, όπως επίσης, σε κάποιες θέσεις, και από βελόνες μπλε αμφιβόλου. Εικόνα Στερεοδιάγραμμα που απεικονίζει την κατανομή των πόλων φολιώσεων S 3 της D 3 φάσης παραμόρφωσης και την στατιστική επεξεργασία αυτών. (Προβολή κάτω ημισφαιρίου και ίσων επιφανειών). Πλήθος μετρήσεων: 637. Εικόνα Στερεοδιάγραμμα που απεικονίζει την κατανομή των κρυσταλλικών γραμμώσεων L 3 της D 3 φάσης παραμόρφωσης και την στατιστική επεξεργασία αυτών. (Προβολή κάτω ημισφαιρίου και ίσων επιφανειών). Πλήθος μετρήσεων:

56 Η S3 φολίωση, γενικώς, εμφανίζεται παράλληλη στα αξονικά επίπεδα των πτυχών F3, η οποία αποτελεί μια εκτεταμένης κλίμακας πτύχωση. Το μήκος κύματος των πτυχών κυμαίνεται από λίγα εκατοστά έως εκατοντάδες μέτρα. Σε μεσοσκοπική, αλλά και μεγασκοπική κλίμακα, οι πτυχές της F3 πτύχωσης κυριαρχούν στην περιοχή μελέτης (Εικόνες 3.1, 3.2, 3.3, 3.17). Οι άξονες των πτυχών αυτών είναι προσανατολισμένοι προς τα (Β)ΒΑ- (Ν)ΝΔ (Εικόνες 3.1, 3.18), με μικρές γωνίες βύθισης, ενώ η επικρατέστερη διεύθυνση βύθισης είναι προς τα (Ν)ΝΔ (3.18). Επίσης, η L3 είναι παράλληλη στους άξονες της F3 πτύχωσης, που χαρακτηρίζει, αυτή την παραμορφωτική φάση (D3). Σε μεγασκοπική κλίμακα, μετά την υπαίθρια παρατήρηση και την ερμηνεία των γεωλογικών τομών (Εικόνες 3.2, 3.3), συμπεραίνεται πως οι F3 πτυχές εμφανίζονται κυλινδρικές ή σχεδόν κυλινδρικές, αφού παρουσιάζουν γενικά ευθύγραμμες αρθρώσεις. Οι γωνίες των σκελών των F3 πτυχών κυμαίνονται από 0 έως 70, γεγονός που τις χαρακτηρίζει ισοκλινείς έως και κλειστές. Οι περισσότερες, όμως πτυχές έχουν γωνίες σκελών από 10-30, εμφανίζονται δηλαδή κυρίως ως σφιχτές. Επίσης, η κλίση των αξονικών επιπέδων των F3 πτυχών ποικίλουν και μπορεί να φτάσουν μέχρι τις 60, οπότε μπορούν να χαρακτηριστούν ως μέτρια κεκλιμένες, κεκλιμένες έως και ανεστραμμένες. Σε μεσοσκοπική κλίμακα, αλλά και στις γεωλογικές τομές παρατηρείται απουσία περιοδικότητας των πτυχών, λόγω της διαφοράς μεγέθους των αντικλινικών και των συγκλινικών δομών που δημιουργούνται. Επίσης, οι αρθρώσεις τους μπορεί να εμφανίζονται ήπιες έως ελαφρά αιχμηρές. Όσον αφορά τη γεωμετρία των πτυχών αυτής της φάσης, γενικά, παρουσιάζουν μια ασυμμετρία. Σε μεσοσκοπική κλίμακα, κοιτώντας προς ΒΑ, εντοπίζονται ασύμμετρες πτυχές τύπου- Ζ (δεξιόστροφη ροπής), οι οποίες παρουσιάζουν ροπή προς τα ΝΑ (Εικόνα 3.17, α), αλλά και ασύμμετρες πτυχές τύπου-s (αριστερόστροφης ροπής), οι οποίες έχουν ροπή προς τα ΒΔ (Εικόνα 3.17, β). Σε μεγασκοπική κλίμακα και συγκεκριμένα στις γεωλογικές τομές παρατηρείται η ανάπτυξη κύριων ασύμμετρων πτυχών τύπου- Z, οι οποίες εμφανίζουν ροπή προς τα ΝΑ (Εικόνα 3.2, 3.3). Επίσης, οι πτυχές τύπου- S και τύπου- Z, εμφανίζονται ως παρασιτικές στα μεγασκοπικά αντίκλινα και σύγκλινα που συνθέτουν τις γεωλογικές τομές της περιοχής μελέτης. Οι πτυχές τύπου- Z φαίνεται να αναπτύσσονται κυρίως στα μακριά σκέλη των αντικλίνων, ενώ οι πτυχές τύπου- S αναπτύσσονται κυρίως στα κοντά σκέλη των αντικλίνων. Αυτό συμβαίνει λόγω της τάσης για συσσώρευση του υλικού στις αρθρώσεις των πτυχών. Τέλος, το μεγαλύτερο τμήμα της περιοχής φαίνεται να έχει επηρεαστεί εξ ολοκλήρου από την πτύχωση αυτής της φάσης παραμόρφωσης, επηρεάζοντας τα ιστολογικά στοιχεία

57 Εικόνα Φωτογραφίες της F 3 πτύχωσης και S 3 φολίωσης, σχηματίστηκαν κατά τη διάρκεια της D 3 φάση παραμόρφωσης. α) Συγκλινική F 3 πτυχή, με παρουσία παρασιτικών πτυχών και ανάπτυξη της S 3 φολίωσης παράλληλα στα αξονικά επίπεδα της F 3 πτύχωσης, β) Τυπική εμφάνιση F 3 πτυχής και S 3 φολίωσης σε μεσο-σκοπικό πεδίο, γ) Αρχικό στάδιο ανάπτυξης της S 3 φολίωσης, η οποία εμφανίζεται ως σχισμός ρυτίδωσης, δ) F 3 πτυχές, όπου διακρίνεται η μετάβαση από μια ανοιχτή (δεξιά) σε μια ισοκλινή (αριστερά) πτύχωση με την προοδευτική αύξηση της παραμόρφωσης

58 προηγούμενων φάσεων. Σε ορισμένες θέσεις, όπου η D3 φάση παραμόρφωσης φαίνεται να παρουσιάζει μικρή ένταση, διατηρούνται προγενέστερα ιστολογικά στοιχεία, όπως για παράδειγμα η φολίωση S1 της πρώτης φάσης παραμόρφωσης και τα όρθια αντίκλινα της δεύτερης φάσης. Εικόνα Στερεοδιάγραμμα που απεικονίζει την κατανομή των αξόνων F 3 της D 3 φάσης παραμόρφωσης και την στατιστική επεξεργασία αυτών. (Προβολή κάτω ημισφαιρίου και ίσων επιφανειών). Πλήθος μετρήσεων: 71. Όπως αναφέρθηκε προηγουμένως, η ένταση της φολίωσης S3 ποικίλει κατά μήκος της περιοχής. Αυτό οφείλεται αρχικά στη μεταβολή της σκληρότητας των διαφορετικών λιθολογικών σχηματισμών που εντοπίζονται στην περιοχή. Σχηματισμοί με μεγάλη σκληρότητα παρουσιάζουν συνήθως μικρή ένταση στην ανάπτυξη της φολίωσης S3. Σε θέσεις όπου οι λιθολογίες αποτελούνται, για παράδειγμα, από ορυκτά όπως ο μαρμαρυγίας, η φολίωση εμφανίζεται πολύ καλά ανεπτυγμένη

59 Εικόνα Τεκτονικός χάρτης των φολίωσεων της D 3 φάσης παραμόρφωσης. Επίσης, στο χάρτη διακρίνονται οι άξονες των F 3 πτυχών και οι πλαστικές ζώνες διάτμησης (με κόκκινο χρώμα), οι οποίες έχουν ΒΑ/κής διεύθυνσης κίνηση

60 Εικόνα Τεκτονικός χάρτης των κρυσταλλικών γραμμώσεων της D 3 φάσης παραμόρφωσης. Επίσης, στο χάρτη διακρίνονται οι άξονες των F 3 πτυχών και οι πλαστικές ζώνες διάτμησης (με κόκκινο χρώμα), οι οποίες έχουν ΒΑ/κής διεύθυνσης κίνηση

61 Εικόνα Κινηματικοί δείκτες και πλαστικές ζώνες διάτμησης μεσοσκοπικής κλίμακας, τα οποία αναπτύχθηκαν κατά τη διάρκεια της D 3 φάσης παραμόρφωσης. α, δ) S/C ταινιωτές δομές, με κίνηση προς τα ΒΑ. β) Κινηματικοί δείκτες σιγμωειδούς μορφής, με ασυμμετρία προς τα ΒΑ. γ) Πλαστική ζώνη διάτμησης, όπου εμφανίζεται μυλωνιτοποιημένη η S 3 φολίωση. ε) S/C ταινιωτές δομές (ή ασύμμετρες boudinage), με ασυμμετρία προς τα ΒΑ

62 Όμως, σε άλλες θέσεις, η ποικιλία στην ένταση της φολίωσης S3, οφείλεται στον εντοπισμό της D3 φάσης παραμόρφωσης σε πλαστικές ζώνες διάτμησης. Οι ζώνες αυτές εντοπίζονται σε αρκετές θέσεις στο χάρτη (Εικόνα 3.1), έχουν γενική διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ και εμφανίζουν μυλωνιτική φολίωση ενώ στα περιβάλλοντα πετρώματα η ένταση της φολίωσης προοδευτικά μειώνεται. Από την ανάλυση των δεδομένων και την ερμηνεία των γεωλογικών τομών που κατασκευάστηκαν, οι ζώνες αυτές παρατηρείται ότι κόβουν είτε τα αξονικά επίπεδα των F3 πτυχών, είτε τα κοινά σκέλη αντικλινικών και συγκλινικών δομών (Εικόνες 3.2, 3.3). Τέλος, οι πλαστικές ζώνες διάτμησης συνήθως τροποποιούν την αρχική τεκτονική επαφή (D1) των δυο τεκτονικών ενοτήτων της περιοχής, τοποθετώντας την κατώτερη ενότητα πάνω στην ανώτερη (Εικόνες 3.1, 3.2, 3.3). Όσον αφορά την κινηματική ανάλυση που σχετίζεται με την D3 φάση παραμόρφωσης, εντοπίστηκαν κινηματικοί δείκτες, μεσοσκοπικής κλίμακας, σε διάφορες θέσεις και λιθολογικούς σχηματισμούς της περιοχής. Οι κινηματικοί δείκτες αντιπροσωπεύουν C/S ταινιωτές δομές (Εικόνα 3.21α, δ), C /S ταινιωτές δομές (Εικόνα 3.21ε) και σιγμοειδή (Εικόνα 3.21β), οι οποίοι δείχνουν σχεδόν στο σύνολο τους κίνηση προς τα ΒΑ D4 φάση παραμόρφωσης Η D4 φάση παραμόρφωσης αποτελεί τη μετάβαση από τις πλαστικές σε ημιεύθραυστες συνθήκες παραμόρφωσης και σχετίζεται κυρίως με τη δημιουργία πτυχών kink (Εικόνα 3.22). Τέτοιες δομές αποτελούν επίπεδες ζώνες πτύχωσης και χαρακτηρίζουν τα τελευταία στάδια παραμόρφωσης ορογενετικών συστημάτων (Dewey 1965). Οι άξονες περιστροφής των πτυχών αυτών, έχουν διεύθυνση (Β)ΒΔ-(Ν)ΝΑ και βυθίζονται κυρίως προς τα (Β)ΒΔ (Εικόνα 3.21). Οι πτυχές τύπου kink εντοπίζονται και στις δυο τεκτονικές ενότητες και φαίνεται να παραμορφώνουν σχεδόν παντού τη φολίωση S3, μιας και αποτελεί την κύρια φολίωση της περιοχής. Επίσης, στα τελευταία στάδια της παραμόρφωσης παρατηρείται ανάπτυξη εύθραυστων ρηξιγενών ζωνών κανονικού χαρακτήρα, που εντοπίζονται σε διάφορες θέσεις του χάρτη (Εικόνα 3.1). Οι κύριες διευθύνσεις των ρηγμάτων είναι ΒΑ-ΝΔ και ΒΔ-ΝΑ

63 Εικόνα Στερεοδιάγραμμα που απεικονίζει την κατανομή και την στατιστική επεξεργασία των αξόνων συστροφής των πτυχών της D 4 φάσης παραμόρφωσης. (Προβολή κάτω ημισφαιρίου και ίσων επιφανειών). Πλήθος μετρήσεων: 36. Εικόνα Πτυχές τύπου kink που δημιουργήθηκαν κατά την διάρκεια της τέταρτης φάσης παραμόρφωσης D

64 4. Σύνθεση αποτελεσμάτων Η γεωλογική-τεκτονική χαρτογράφηση και η τεκτονική ανάλυση της Βόρειας Άνδρου, οδήγησε στη δημιουργία ενός λεπτομερούς γεωλογικού-τεκτονικού χάρτη. Από την υπαίθρια χαρτογράφηση διαχωρίστηκαν δυο κύριες τεκτονικές ενότητες η ανώτερη(μακροταντάλου) και η κατώτερη. Πιο αναλυτικά, η ανώτερη ενότητα αποτελείται από επιδοτιτικούς σχιστόλιθους, οι οποίοι βρίσκονται δομικά κάτω από χαλαζιακούς σχιστόλιθους, ενώ η κατώτερη ενότητα αποτελείται από ασβεστιτικούς σχιστόλιθους, οι οποίοι εντοπίζονται συνήθως σε εναλλαγές με ασβεστιτικά μάρμαρα. Η ανώτερη ενότητα που ονομάζεται και ως η ενότητα Μακροταντάλου μπορεί να θεωρηθεί αντίστοιχη του καλύμματος της Όχης, που εκτίθεται στην περιοχή της Νότιας Εύβοιας (Papanikolaou 1984, Xypolias et al. 2012), αφού παρατηρείται ομοιότητα στους λιθολογικούς σχηματισμούς και στις δομικές θέσεις των υποενοτήτων. Συγκεκριμένα, το κάλυμμα της Όχης αποτελείται από μια μετά-ηφαιστειόιζηματογενή ακολουθία, η οποία είναι συγκρίσιμη με τους επιδοτιτικούς σχιστόλιθους της ενότητας Μακροταντάλου και μια ακολουθία σχιστολίθων πλούσια σε χαλαζία, αντίστοιχη των χαλαζιακών σχιστολίθων της ενότητας Μακτοταντάλου. Επίσης, η κατώτερη ενότητα στην Άνδρο μπορεί να θεωρηθεί αντίστοιχη του καλύμματος της Στύρας στη Νότια Εύβοια, αφού το κάλυμμα περιέχει κυρίως ασβεστιτικούς και μαρμαρυγιακούς σχιστολίθους και είναι αντίστοιχη με τις λιθολογίες στην Άνδρο Συν-μεταμορφική παραμορφωτική ιστορία Όσον αφορά την παραμορφωτική ιστορία των πετρωμάτων της περιοχής, αναγνωρίστηκαν τέσσερις φάσεις παραμόρφωσης. Η πρώτη φάση D1 έδρασε σε πλαστικές συνθήκες, δημιουργώντας μια φολίωση S1, η οποία έχει διευθύνσεις κλίσεως προς τα ΔΒΔ και τα ΑΝΑ. Επίσης, η κρυσταλλική γράμμωση L1, που φιλοξενείται στα επίπεδα της S1 φολίωσης, έχει κύρια διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ (Εικόνα 4.1, α), με αρκετές γραμμώσεις, πάντως, να βυθίζονται προς τα ΝΔ με μέτριες γωνίες βύθισης, ενώ ορίζεται κυρίως από βελόνες μπλε αμφιβόλου. Από την ανάλυση των στερεοδιαγράμματων των γραμμώσεων L1, προέκυψε το συμπέρασμα ότι η γράμμωση περιστρέφεται γύρω από ένα άξονα ΒΑ/κής διεύθυνσης κλίσης. Τέτοιες διευθύνσεις παρατηρούνται στις πτυχές F3. Θα μπορούσαμε, λοιπόν, να

65 συμπεράνουμε ότι η κρυσταλλική γράμμωση L1 στρέφεται λόγω της πτύχωσης της τρίτης φάσης παραμόρφωσης. Επίσης, η επαφή ενότητας Μακροταντάλου-κατώτερης ενότητας κυριαρχείται από την ανάπτυξη S1 μυλωνιτικών ζωνών. Στοιχεία για την κινηματική των ζωνών αυτών είναι δύσκολο να εντοπιστούν, αφού στις περισσότερες περιπτώσεις τα στοιχεία αυτής της φάσης έχουν επηρεαστεί από επόμενες φάσεις παραμόρφωσης. Ωστόσο, δεδομένα κινηματικών δεικτών, σε θέσεις όπου παραμένουν σχεδόν ανεπηρέαστες, δείχνουν γενικά μια κίνηση προς τα ΝΑ (Εικόνα 4.1, α). Ωστόσο, η κύρια διεύθυνση των κρυσταλλικών γραμμώσεων L1 θα μπορούσε να είναι αποτέλεσμα αναδιάταξης των ιστολογικών στοιχείων της D1 από τις επόμενες φάσεις παραμόρφωσης, οπότε η κινηματική που αναγνωρίζεται, είναι δυνατόν να μην αντικατοπτρίζει την πραγματική κινηματική της D1. Όμως, κάποια επιχειρήματα επιτρέπουν να πούμε με σχετική ακρίβεια πως η ΑΝΑ/κή κίνηση είναι η κίνηση των καλυμμάτων που σχετίζεται με την D1 φάση παραμόρφωσης. Αυτά είναι ότι: Πρώτον, η L1 κρυσταλλική γράμμωση διευθύνεται σε μικρές γωνίες με την διεύθυνση των αξόνων της F2 πτύχωσης, ως εκ τούτου δεν επηρεάζεται σημαντικά από αυτήν. Δεύτερον, η L1 μετρήθηκε σε θέσεις σε όλη την έκταση της περιοχής, όπου η D2 και D3 φάση παραμόρφωσης έχουν επηρεάσει ελάχιστα και στο στερεοδιάγραμμα φαίνεται να συγκεντρώνονται προς μια γενική διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ, κάτι που δεν θα περιμέναμε σε γραμμώσεις που έχουν υποστεί έντονη στροφή. Όσον αφορά τη φύση αυτής της επαφής, χαρακτηρίζεται πιθανά ως επώθηση, που έδρασε σε πλαστικές συνθήκες. Επίσης, βασιζόμενοι στην παρατήρηση ότι καθοδηγητικά ορυκτά όπως ο γλαυκοφανής και ο γρανάτης προσδιορίζουν τα ιστολογικά στοιχεία της πρώτης φάσης παραμόρφωσης μπορεί να υποτεθεί με σχετική ασφάλεια ότι η D1 πραγματοποιήθηκε σε βάθη που επικρατούσαν συνθήκες γλαυκοφανιτικής φάσης μεταμόρφωσης. Από την πρώτη φάση παραμόρφωσης περνάμε σε μια δεύτερη φάση D2, στη διάρκεια της οποίας γίνεται η ανάπτυξη όρθιων πτυχών (Εικόνα 4.1, β). Οι άξονες των πτυχών αυτών εμφανίζονται παράλληλα ή σχεδόν παράλληλα στη γράμμωση L1, για αυτό το λόγο δεν παρατηρείται κάποια στροφή αυτής της γράμμωσης από την F2 πτύχωση (Εικόνα 4.1, β), όπως αναφέρθηκε και προηγουμένως. Αυτή η ομοιότητα μεταξύ των διευθύνσεων της L1 και F2 μπορεί να υποδεικνύει μια γενετική σχέση ανάμεσα στις δομές της D1 και D2 φάσης παραμόρφωσης. Μπορούμε, λοιπόν, να ερμηνεύσουμε τις F2 πτυχές ως εγκάρσιες πτυχές (cross-folds, Alsop et al. 1996). Δυο κύριοι μηχανισμοί έχουν προταθεί για να εξηγηθεί ο σχηματισμός των cross-folds και είναι οι ακόλουθοι. Ο πρώτος μηχανισμός αναφέρει ότι όρθιες πτυχές σχεδόν παράλληλα στη διεύθυνση κίνησης ενός καλύμματος είναι δυνατόν να

66 σχηματιστούν όταν υπάρχει σημαντική μεταβολή στο πεδίο των ταχυτήτων κάθετα στη διεύθυνση κίνησης (flow perturbation model, π.χ. Alsop et al. 1996). Σύμφωνα με ένα δεύτερο μηχανισμό η παραλληλία μεταξύ πτυχών και γραμμώσεων μπορεί να οφείλεται σε ένα καθεστώς όπου επικρατεί γενική σύσφιξη (constrictional model, Passchier et al. 1997, Kelly et al. 2000). Αν και είναι δύσκολο να καταλάβουμε ποιος από τους δυο μηχανισμούς εξηγεί καλύτερα τον σχηματισμό της F2 πτύχωσης, μιας και πρόκειται για μια περιοχή έντονης παραμόρφωσης, φαίνεται ότι ο μηχανισμός της γενικής σύσφιξης δικαιολογεί την έλλειψη αξονικά παράλληλης φολίωσης (Treagus & Treagus 1981) στις F2 πτυχές καθώς και το γεγονός ότι οι F2 πτυχές παραμορφώνουν την επαφή ανώτερης-κατώτερης ενότητας. Την D2 διαδέχτηκε η D3 φάση παραμόρφωσης, η οποία αποτελεί το κύριο γεγονός πλαστικής παραμόρφωσης στη Βόρεια Άνδρο(Εικόνα 4.1, γ). Η D3 χαρακτηρίζεται από την ανάπτυξη μιας φολίωσης S3, με γενική διεύθυνση κλίσης προς τα ΔΒΔ. Η φολίωση αυτή φιλοξενεί κρυσταλλική γράμμωση L3 με γενική διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ (Εικόνα 4.1, γ). Κινηματικοί δείκτες δείχνουν ΒΑ κίνηση για αυτή τη φάση παραμόρφωσης. Επίσης, η φολίωση αναπτύσσεται παράλληλα στα αξονικά επίπεδα των πτυχών F3, οι οποίες στην περιοχή μελέτης παρουσιάζουν ασυμμετρία τύπου- Ζ (έχουν ροπή προς τα ΝΑ, κοιτώντας προς τα ΒΑ), σε μεγασκοπική κλίμακα. Οι άξονες της F3, επίσης, εμφανίζονται παράλληλοι ή σε μικρές γωνίες με την κρυσταλλική γράμμωση L3. Οι πτυχές έχουν δημιουργηθεί λόγω μεταβολών στο πεδίο των ταχυτήτων, όπως έχει περιγραφεί για την περιοχή της Άνδρου και της Εύβοιας από τους Xypolias & Alsop (2014). Επίσης, η φάση αυτή χαρακτηρίζεται από τον εντοπισμό της παραμόρφωσης σε D3 πλαστικές ζώνες διάτμησης. Οι ζώνες αυτές έχουν ΒΑ/κή διεύθυνση κίνησης και αναπτύσσονται στα αξονικά επίπεδα αντικλίνων ή στα κοινά σκέλη πτυχών. Ακόμη, πρέπει να τονιστεί ότι τα ορυκτά που συμμετέχουν σε αυτή τη φάση είναι ενδεικτικά πρασινοσχιστολιθικής φάσης (π.χ. χλωρίτης, επίδοτο), βάση των οποίων υπολογίζουμε ότι η φάση παραμόρφωσης D3 συνέβη σε βάθη όπου επικρατούν συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης. Αποτέλεσμα της D3 φάσης είναι η πτύχωση και ο μετασχηματισμός της αρχικής D1 επαφής (ανώτερης-κατώτερης ενότητας) λόγω της δημιουργίας D3 πλαστικών ζωνών διάτμησης. Η σχέση της D3 με την D2 είναι αρκετά πιο σύνθετη και θα συζητηθεί λεπτομερώς στη συνέχεια. Ο τρόπος με τον οποίο η κύρια D3 φάση παραμόρφωσης επηρεάζει την προηγούμενη D2 φάση αποτελεί ένα όχι και τόσο ξεκάθαρο ζήτημα σε ότι αφορά την παραμορφωτική εξέλιξη της περιοχής. Κατά την υπαίθρια έρευνα αλλά και κατά την επεξεργασία των δεδομένων που συλλέχθηκαν δεν ήταν δυνατό να εξηγηθεί ο μηχανισμός

67 Εικόνα 4.1. Μοντέλο εξέλιξης της παραμορφωτικής ιστορίας της Β. Άνδρου. Η ευρύτερη περιοχή του οικισμού Χάρτες έχει επιλεγεί σαν αντιπροσωπευτική θέση για την αναπαράσταση των παραμορφωτικών φάσεων που έδρασαν στα πετρώματα όλης της περιοχής