Ξυπολιάς Παρασκευάς Επίκουρος Καθηγητής Τμήματος Γεωλογίας Πανεπιστημίου Πατρών

Transcript

1

2 Επιβλέπων Καθηγητής Ξυπολιάς Παρασκευάς Επίκουρος Καθηγητής Τμήματος Γεωλογίας Πανεπιστημίου Πατρών Εξεταστική Επιτροπή Τριμελής Συμβουλευτική Επιτροπή: Ξυπολιάς Παρασκευάς, Επίκουρος Καθηγητής Τμήματος Γεωλογίας Πανεπιστημίου Πατρών Κουκουβέλας Ιωάννης, Καθηγητής Τμήματος Γεωλογίας Πανεπιστημίου Πατρών Κοκκάλας Σωτήριος, Επίκουρος Καθηγητής Τμήματος Γεωλογίας Πανεπιστημίου Πατρών Ο ορισμός του θέματος της διατριβής ειδίκευσης και των μελών της Τριμελούς Συμβουλευτικής Επιτροπής ανακοινώθηκε κατόπιν απόφασης της Γ.Σ.Ε.Σ. στην υπ αριθμόν 1/ συνεδρίασή της. ii

3 Ευχαριστίες Ξεκινώντας, επιθυμώ να ευχαριστήσω όλους αυτούς χωρίς τη συμβολή των οποίων η μεταπτυχιακή αυτή διατριβή δεν θα μπορούσε να ολοκληρωθεί. Αρχικά, θα ήθελα να εκφράσω την απέραντη ευγνωμοσύνη μου στους γονείς μου Βλάση και Ειρήνη και τον αδερφό μου Βασίλη για την καθοριστική ηθική και οικονομική στήριξή τους καθ όλη τη διάρκεια των σπουδών μου. Ιδιαίτερα ευχαριστώ τον επιβλέποντα της διατριβής: κ. Πάρη Ξυπολιά, Επίκουρο Καθηγητή Τμήματος Γεωλογίας Πανεπιστημίου Πατρών για το συνεχές ενδιαφέρον, την βοήθεια και καθοδήγησή του στα πλαίσια υλοποίησης της διατριβής, από την υπαίθρια εργασία και τη συλλογή προσανατολισμένων δειγμάτων έως τις εφαρμογές ειδικών μεθόδων τεκτονικής ανάλυσης και συγγραφής επιστημονικού κειμένου. Επίσης, τον ευχαριστώ για την εμπιστοσύνη και την υπομονή του στα πλαίσια αυτής της συνεργασίας που είχε σαν αποτέλεσμα την ομαλή διεξαγωγή της. Ευχαριστώ τα μέλη της Συμβουλευτικής Επιτροπής: κ. Ιωάννη Κουκουβέλα, Καθηγητή για τη χρόνια προσφορά γνώσης και καθοδήγησής μου όσον αφορά την παρούσα διατριβή και το επιστημονικό αντικείμενο της Τεκτονικής Γεωλογίας. κ. Σωτήρη Κοκκάλα, Επίκουρο Καθηγητή Τμήματος Γεωλογίας Πανεπιστήμιου Πατρών για την υποστήριξη σε πρακτικά και συμβουλευτικά ζητήματα κατά τη διάρκεια της διατριβής και των μεταπτυχιακών σπουδών μου. Επίσης, τους ευχαριστώ θερμά για την προθυμία και το χρόνο που διέθεσαν για τη μελέτη και διόρθωση της παρούσας διατριβής. Ιδιαίτερα επιθυμώ να ευχαριστήσω τα μέλη του εργαστηρίου Τεκτονικής Γεωλογίας: Τους συνάδελφους και φίλους διδάκτορα Βασίλη Χατζάρα και υποψήφιο διδάκτορα Δημήτρη Σπανό για την απεριόριστη βοήθεια που μου προσέφεραν αυτά τα χρόνια σε διάφορα πεδία υπαίθριας και εργαστηριακής έρευνας καθώς και για τις εποικοδομητικές συζητήσεις μας. Πάνω απ όλα όμως, τους ευχαριστώ για τη συντροφικότητα και το ανθρώπινο πρόσωπο που έδειξαν κατά την παραμονή μου στο εργαστήριο. Η παρούσα διατριβή πραγματοποιήθηκε με την οικονομική υποστήριξη του Πανεπιστήμιου Πατρών, υπό τη μορφή υποτροφίας, στα πλαίσια του Προγράμματος "Κ.Καραθεοδωρής", επιστημονικός υπεύθυνος του οποίου είναι ο επιβλέπων της παρούσας διατριβής. iii

4 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Περίληψη διατριβής 1-2 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1. Σκοπός της διατριβής Οργάνωση της διατριβής 4 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2. ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ 2.1. Αττικοκυκλαδική µάζα Η µεταµορφική ιστορία της Αττικοκυκλαδικής µάζας Γεωλογία της Ν. Εύβοιας Ενότητα Αλµυροποτάµου Ενότητα Κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας Η µεταµορφική πορεία της Ενότητας Κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας Τεκτονική της Ν. Εύβοιας Το Ρήγµα της Πελαγονικής Η Επώθηση της Εύβοιας Η Επώθηση της Όχης Τεκτονική εξέλιξη Η D 1 φάση παραµόρφωσης Η D 2 φάση παραµόρφωσης Η D 3 φάση παραµόρφωσης Μοντέλα εκταφιασµού της Ενότητας Κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας Εκταφιασµός των µεταµορφωµένων πετρωµάτων υψηλής πίεσης Προτεινόµενοι µηχανισµοί εκταφιασµού της Ενότητας Κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας (EBU) 22 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3. ΜΕΣΟΣΚΟΠΙΚΗ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ 3.1 Φάσεις παραµόρφωσης Η D 1/2 φάση ενταφιασµού Η D 3 φάση όρθιας πτύχωσης Η D 4 φάση επωθητικών κινήσεων και επαναπτύχωσης Εντοπισµός της παραµόρφωσης Κινηµατική ανάλυση των D 4 ζωνών διάτµησης 40 iv

5 Η D 5 φάση ύστερης διαστολής 40 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4. ΜΙΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΠΟΙΟΤΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΤΗΣ D 4 ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗΣ 4.1. Η ζώνη του Πλατανιστού Κινηµατικοί δείκτες C ταινιώσεις διάτµησης (C -type shear bands) και C/S ταινιωτές δοµές Ιχθυόσχηµοι µαρµαρυγίες (mica fish) Πορφυροκλάστες αστρίων Πλάγια φολίωση (oblique foliation) Οι κρυσταλλογραφικοί [c]-άξονες χαλαζία Μεθοδολογία Πρότυπα διαγράµµατα Αποτελέσµατα 60 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5. ΠΟΣΟΤΙΚΗ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ 5.1. Ανάλυση του ποσού της παραµόρφωσης ειγµατοληψία Μεθοδολογία Αποτελέσµατα Σχέση ελλειψοειδούς της παραµόρφωσης και διαγραµµάτων [c]-αξόνων χαλαζία Γεωµετρία της ροής Η µέθοδος σχέσης διαγραµµάτων c- αξόνων χαλαζία και ποσού της παραµόρφωσης (RXZ/β) Η µέθοδος σχέσης πλάγιας φολίωσης και διαγραµµάτων c- αξόνων χαλαζία (δ/β) Η µέθοδος σχέσης πλάγιας φολίωσης και ποσού της παραµόρφωσης (RXZ/δ) Αποτελέσµατα 76 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6. ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 6.1. H παραµορφωτική ιστορία Εντοπισµός της πλαστικής παραµόρφωσης Ποιοτική και ποσοτική ανάλυση της πλαστικής παραµόρφωσης 81 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 7. ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ 83 v

6

7 Η ΓΕΩΜΕΤΡΙΑ ΤΗΣ ΠΛΑΣΤΙΚΗΣ ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗΣ ΣΤΟ ΤΕΚΤΟΝΙΚΟ ΚΑΛΥΜΜΑ ΤΗΣ ΌΧΗΣ (ΕΥΒΟΙΑ) Στην παρούσα µεταπτυχιακή διατριβή ειδίκευσης αναλύεται η γεωµετρία και κινηµατική της πλαστικής παραµόρφωσης στο κάλυµµα κυανοσχιστολίθων της Όχης που εµφανίζεται στην ευρύτερη περιοχή του οικισµού Πλατανιστός, στη Ν. Εύβοια. Στα πλαίσια της διατριβής πραγµατοποιήθηκε λεπτοµερής γεωλογική - τεκτονική χαρτογράφηση της περιοχής, µεσοσκοπική τεκτονική ανάλυση καθώς και ποιοτική και ποσοτική µικροτεκτονική ανάλυση. Η παραµορφωτική ιστορία του καλύµµατος της Όχης περιλαµβάνει πέντε διακριτές φάσεις παραµόρφωσης (D 1 - D 5 ). Η παλαιότερη, σύνθετη φάση παραµόρφωσης D 1/2, έλαβε χώρα σύγχρονα µε τη γλαυκοφανιτικής φάσης µεταµόρφωση των πετρωµάτων κατά το Ηώκαινο και χαρακτηρίζεται από την τοποθέτηση των επιµέρους καλυµµάτων (κάλυµµα Στύρας, κάλυµµα Όχης), µε διεύθυνση κινήσεων προς τα ΑΝΑ. Το παραµορφωτικό γεγονός D 3 εκφράζεται αποκλειστικά µε µεσοσκοπικές και µεγασκοπικές όρθιες, συνήθως ανοικτές, πτυχές µε άξονες που διευθύνονται ΑΝΑ Β. Η D 4 φάση αντιπροσωπεύει το κύριο γεγονός πλαστικής παραµόρφωσης. Εκφράζεται από µια ηπίως κλίνουσα φολίωση (S 4 ) και µια γράµµωση (L 4 ) ΑΒΑ/κης διεύθυνσης, οι οποίες ορίζονται από ορυκτά της πρασινοσχιστολιθικής φάσης µεταµόρφωσης. Η τελευταία D 5 φάση παραµόρφωσης χαρακτηρίζεται από ηµιεύθραυστες - εύθραυστες συνθήκες παραµόρφωσης και το σχηµατισµό δύο οµάδων Β ΝΑ διευθυνόµενων κανονικών ρηγµάτων µε αντίθετες φορές µετατόπισης. Χαρακτηριστικό της κύριας φάσης D 4 είναι η διαφοροποίηση στην ανάπτυξη των ιστών σε περιοχές κοντά ή µέσα σε ζώνες διάτµησης, αποτέλεσµα του εντοπισµού της παραµόρφωσης (strain localization). Συστηµατική τεκτονική ανάλυση των κινηµατικών δεικτών σε ζώνες διάτµησης D 4 έδειξαν φορά κίνησης προς τα ΒΑ. Ποιοτική και ποσοτική τεκτονική ανάλυση στη ζώνη διάτµησης του Πλατανιστού έδειξε ότι κατά την παραµόρφωση των πετρωµάτων επικρατούσαν συνθήκες γενικής σύσφιξης έως επίπεδης παραµόρφωσης όπως προκύπτει από την παράµετρο Flinn (k) που λαµβάνει τιµές 1.16 < k < 2.56 στους επιµηκυµένους και 1.2 < k < 3.68 στους ανακρυσταλλωµένους κόκκους χαλαζία. Το συµπέρασµα αυτό ενισχύεται από τα διαγράµµατα των κρυσταλλογραφικών [c]-αξόνων του χαλαζία που εµπίπτουν στο πεδίο της γενικής σύσφιξης. Επίσης, από τον υπολογισµό του 2D και 3D ποσού της παραµόρφωσης όπου προέκυψαν τιµές 8.05 < R XZ < 10.8 και 1.49 < ε ς < 1.70 µε βάση τους επιµηκυµένους και 2.4 < R XZ < 3.15 και 0.62 < ε ς < 0.81 µε βάση τους ανακρυσταλλωµένους κόκκους χαλαζία, συµπεραίνεται ότι το ποσό της παραµόρφωσης είναι εµφανώς µικρότερο όταν υπολογίζεται για ανακρυσταλλωµένους κόκκους από όταν υπολογίζεται για επιµηκυµένους κόκκους χαλαζία. Τέλος, µε την εφαρµογή τριών µεθόδων (R XZ /β, R XZ /δ και δ/β) υπολογίστηκε ο κινηµατικός αριθµός της στροβίλισης W m ο οποίος λαµβάνει τιµές από 0.60 έως 0.99 φανερώνοντας ότι η ζώνη του Πλατανιστού είναι µία ζώνη στην οποία κυριαρχεί η απλή διάτµηση µε µικρή συµµετοχή του παράγοντα καθαρής διάτµησης. 1

8 THE GEOMETRY OF DUCTILE DEFORMATION IN THE OCHI NAPPE (EVIA, GREECE) Τhis MSc thesis deals with the geometric and kinematic analysis of the ductile deformation in the (CBU) Cycladic Blueschist Nappe (Mt Ochi), which crops out in the vicinity of Platanistos village in south Evia island. As part of the research, detailed geological-structural mapping of the area was combined with mesoscopic structural analysis, as well qualitative and quantitative microtectonic analysis. The deformation history of the Cycladic Blueschist Nappe in the study area includes five distinct deformation phases (D 1 -D 5 ). The oldest composite D 1/2 deformation phase recorded in the study area took place simultaneous with the Eocene blueschist phase metamorphism. This D 1/2 phase is characterized by structures that are related with ESE-directed thrusting and the emplacement of the individual units that constitute CBU (Styra and Ochi nappe). The D 3 deformation event includes mesoscopic to map-scale upright, usually open, folds with ESE-WNW trending axes. D 4 is the dominant phase of ductile deformation and is represented by a gently dipping foliation (S 4 ) and an ENE-trending stretching lineation (L 4 ). D 4 fabrics are defined by the shape preferred orientation of minerals (e.g. actinolite) that are stable in the greenschist phase conditions. The latest D 5 deformation event took place in semi-brittle - brittle deformation conditions and was characterized by the formation of two sets of NW-SE striking normal faults with opposite displacement directions. The main characteristic of D 4 phase is the differentiation in the development of the planar S 4 fabric, as a result of localization of D 4 deformation (strain localization) in regions close to or into ductile shear zones. Kinematic analysis of D 4 deformation was performed in ductile D 4 shear zones and showed a top-to-the ENE sense of shear. Qualitative and quantitative analysis on the shear zone of Platanistos revealed that D 4 deformation took place under general constriction to plane strain conditions, as shown from the Flinn parameter (k) values obtained from the elongated (1.16<k<2.56) and the recrystallized (1.2<k<3.68) quartz grains. This conclusion is further supported by quartz [c]-axis fabric diagrams, which also show types formed in general constriction. Furthermore, from the 2D and 3D strain analysis yielded values 8.05 < R XZ < 10.8 and 1.49 < ε ς < 1.70 by measuring the shape of elongated quartz grains and values 2.4 < R XZ < 3.15 and 0.62 < ε ς < 0.81 by measuring recrystallized quartz grains. Finally, three methods (R XZ /β, R XZ /δ and δ/β) were applied in order to calculate the kinematic vorticity number, W m, which takes values from 0.60 to 0.99, revealing that Platanistos shear zone is a zone dominated by simple shearing with little contribution of pure shear component. 2

9 1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1. Σκοπός της διατριβής Ως περιοχή μελέτης της παρούσας μεταπτυχιακής διατριβής επιλέχθηκε η ευρύτερη περιοχή κοντά στον οικισμό Πλατανιστός που βρίσκεται στην ΝΑ Εύβοια (Εικ.1.1). Συγκεκριμένα, μελετήθηκε το κάλυμμα της Όχης στην εν λόγω περιοχή και η ζώνη διάτμησης του Πλατανιστού. Η περιοχή αυτή είναι μεγάλης τεκτονικής σημασίας για δύο λόγους: α) Αποτελείται από πετρώματα μεταμόρφωσης υψηλών πιέσεων τα οποία καταγράφουν πλήθος πολύτιμων πληροφοριών για τις συνθήκες παραμόρφωσης και τον μηχανισμό εκταφιασμού αντίστοιχων τεκτονικών ενοτήτων που στο γεωλογικό παρελθόν ενταφιάστηκαν σε μεγάλα βάθη του γήινου φλοιού. β) Στην περιοχή δίνεται η δυνατότητα να μελετηθούν πλαστικές ζώνες διάτμησης που λειτούργησαν κατά τον τελικό εκταφιασμό της Ενότητας Κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας. Εικόνα 1.1. Αεροφωτογραφία από το Google Earth που φαίνεται το ανατολικό τμήμα της Ν. Εύβοιας. Διακρίνεται η περιοχή μελέτης με κόκκινο περίγραμμα. 3

10 Ο σκοπός της διατριβής βάση του οποίου επιλέχθηκε η περιοχή μελέτης είναι: Να περιγραφεί η παραμορφωτική ιστορία των πετρωμάτων της περιοχής μελέτης. Να γίνει γεωμετρική και κινηματική ανάλυση της παραμόρφωσης στο κάλυμμα της Όχης. Να προσδιοριστεί το ποσό της παραμόρφωσης στα πετρώματα της ζώνης του Πλατανιστού. Να προσεγγιστεί ποσοτικά η στροβίλιση της ροής των πετρωμάτων κατά την κύρια φάση παραμόρφωσης Οργάνωση της διατριβής Η παρούσα διατριβή συνίσταται συνολικά από έξι κεφάλαια, οι κύριοι άξονες των οποίων (πλην του παρόντος κεφαλαίου) είναι: Στο Κεφάλαιο 2 γίνεται επισκόπηση ως προς τη γεωλογία, τη λιθολογία και μεταμόρφωση των τεκτονικών ενοτήτων που συναντώνται στην ευρύτερη περιοχή μελέτης και ιδιαίτερα στη Ν. Εύβοια, σύμφωνα με την υπάρχουσα βιβλιογραφία. Στο κεφάλαιο αυτό δίνεται επίσης η τεκτονική εξέλιξη (φάσεις παραμόρφωσης) των πετρωμάτων της Ενότητας κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας καθώς και τα μοντέλα εκταφιασμού που έχουν προταθεί για αυτά. Στο Κεφάλαιο 3 περιγράφεται η τεκτονική εξέλιξη της περιοχής μελέτης, όπως προέκυψε από δεδομένα χαρτογράφησης και μεσοσκοπικής τεκτονικής ανάλυσης. Επίσης παρατίθενται οι φάσεις παραμόρφωσης που διακρίθηκαν στα πετρώματα της περιοχής. Στο Κεφάλαιο 4 γίνεται μικροτεκτονική ποιοτική ανάλυση της παραμόρφωσης κατά την κύρια φάση της, και παρουσιάζονται τα δεδομένα που προέκυψαν από την κινηματική ανάλυση στο μικροσκοπικό πεδίο παρατήρησης. Στο Κεφάλαιο 5 γίνεται ποσοτική ανάλυση της παραμόρφωσης και του κινηματικού αριθμού στροβίλισης όπως αυτά προέκυψαν από πυκνή δειγματοληψία και ανάλυση, μέσω λεπτών τομών, των δειγμάτων που συλλέχθηκαν από διάφορα τεκτονικά βάθη στη ζώνη διάτμησης του Πλατανιστού. Στο Κεφάλαιο 6 συγκεντρώνονται τα δεδομένα των προηγούμενων κεφαλαίων και παρουσιάζονται τα τελικά συμπεράσματα. 4

11 2. ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ Σύμφωνα με τις κλασικές αντιλήψεις (Aubouin et al 1963) ο Ελλαδικός χώρος διαιρείται γεωλογικά σε ισοπικές ζώνες που σχηματίστηκαν κατά την Αλπική ορογένεση. Κάθε ζώνη παρουσιάζει διακριτά χαρακτηριστικά ως προς τον τύπο πετρωμάτων, τη στρωματογραφία, την τεκτονική και τη μεταμόρφωση καθώς και την προ-ορογενετική παλαιογεωγραφική της θέση (Dürr et al 1978, Robertson et al 1991). Οι ζώνες αυτές ομαδοποιούνται σε Εσωτερικές και Εξωτερικές Ελληνίδες, ενώ σαν όριο μεταξύ αυτών θεωρείται η οφιολιθική ζώνη ραφής του ωκεανού της Πίνδου. Η Αττικοκυκλαδική μάζα (Εικ. 2.1) κατέχει εσωτερική θέση στην Αλπική ορογενετική διάρθρωση ζωνών των Ελληνίδων και δομείται από ένα μεταμορφωμένο σύμπλεγμα ενοτήτων. Εμφανίζεται στο μεγαλύτερο τμήμα της Αττικής, τη νότια Εύβοια, τις Κυκλάδες και πιθανά εκτείνεται έως τα ανατολικά παράλια της Μικράς Ασίας. Εικόνα 2.1. Απλοποιημένος γεωτεκτονικός χάρτης του κεντρικού και νότιου ελλαδικού χώρου (τροποποιημένος από Xypolias et al., 2010), όπου διακρίνεται το όριο μεταξύ Εσωτερικών και Εξωτερικών Ελληνίδων, καθώς επίσης και η θέση της Αττικοκυκλαδικής μάζας και το Ρήγμα της της Πελαγονικής (PF). 5

12 2.1. Αττικοκυκλαδική μάζα Η Αττικοκυκλαδική μάζα δημιουργήθηκε στα πλαίσια της Αλπικής ορογένεσης και καταγράφει έναν κύκλο φλοιικής πάχυνσης που ακολουθήθηκε από ορογενετική κατάρρευση και διαστολή της οπισθοχώρας. Αποτέλεσμα του εν λόγω ορογενετικού κύκλου είναι η εκτεταμένη έκθεση μεταμορφωμένων πετρωμάτων υψηλών πιέσεων/χαμηλών θερμοκρασιών στο χώρο των Κυκλάδων. Η Πελαγονική ζώνη (Εικ. 2.1, Εικ. 2.2) ανήκει επίσης στις Εσωτερικές Ελληνίδες και συνίσταται από λεπιωμένα προ Αλπικά κρυσταλλικά πετρώματα και μάρμαρα Μεσοζωικής ηλικίας. Η Πελαγονική ζώνη είναι επωθημένη στην Αττικοκυκλαδική μάζα. Η Αττικοκυκλαδική μάζα επίσης, αποτελείται από ένα σύστημα καλυμμάτων. Εικόνα 2.2. Τεκτονοστρωματογραφικές στήλες των Εσωτερικών Ελληνίδων. Η στήλη για την Πελαγονική είναι τροποποιημένη από Xypolias et al., (2003) και για την Αττικοκυκλαδική μάζα από Μπορονκάυ (1995). Η ακολουθία καλυμμάτων (Εικ. 2.2) που αποτελούν την Αττικοκυκλαδική μάζα αναπτύχθηκε κυρίως κατά τη διάρκεια του Άνω Ηωκαίνου Άνω Ολιγοκαίνου και περιλαμβάνει, από τους βαθύτερους προς τους ανώτερους δομικούς ορόφους, τις παρακάτω τεκτονικές ενότητες: (α) Η ενότητα Βάσης αντιπροσωπεύει μία ανθρακική πλατφόρμα (πάχους ~2000 m) που περιλαμβάνει Τριαδικής έως Άνω Κρητιδικής ηλικίας νηριτικούς ασβεστόλιθους, οι οποίοι στους ανώτερους στρωματογραφικούς ορίζοντες εναλλάσσονται τοπικά με ασβεστιτικούς σχιστόλιθους καθώς επίσης και φακούς βασικών και υπερβασικών πετρωμάτων. Σε στρωματογραφική συμφωνία πάνω στην ανθρακική ακολουθία παρουσιάζεται Ηωκαινικός μεταφλύσχης. 6

13 Η ενότητα αυτή καταβυθίστηκε και μεταμορφώθηκε σε συνθήκες γλαυκοφανιτικής φάσης (8-10 kbar/~350 C Shaked et al 2000). Ωστόσο υπάρχει διαφωνία μεταξύ των ερευνητών για την χρονική στιγμή που έλαβε χώρα αυτό το μεταμορφικό γεγονός υψηλών πιέσεων. Σύμφωνα με τις επικρατούσες απόψεις η μεταμόρφωση υψηλών πιέσεων έλαβε χώρα το Κάτω Μειόκαινο (24-21 Ma) (Ring& Reischmann, 2002) ή κάποια χρονική στιγμή πριν το Μειόκαινο και ακολουθήθηκε από μεταμόρφωση συνθηκών πρασινοσχιστολιθικής φάσης κατά το Κάτω Μειόκαινο (Brӧcker et. al. 2004). Άλλοι ερευνητές έπειτα από χρονοστρωματογραφική ερμηνεία, προτείνουν μεταμόρφωση υψηλών πιέσεων κατά το Ανώτερο Ηώκαινο Ολιγόκαινο (Avigad et al., 1997). Χαρακτηριστικές εμφανίσεις της ενότητας Βάσης απαντώνται στην Αττική, την Τήνο, τη Σάμο και την Αμοργό. Επιπλέον, η ενότητα εμφανίζεται σε τεκτονικά παράθυρα της νότιας Εύβοιας κάτω από την ενότητα κυανοσχιστόλιθων, όπου είναι γνωστή ως ενότητα Αλπυροποτάμου (Katsikatsos, 1976). Η πλατφόρμα αυτή θεωρήθηκε από ορισμένους ερευνητές ως ομόλογη της Απούλιας πλατφόρμας (Godfriaux, 1962, Papanikolaou, 1984, Katsikatsos et al. 1986), η οποία βρισκόταν δυτικά της Πελαγονικής. Κατά άλλους η ενότητα βάσης αποτελούσε μαζί με την πλατφόρμα Ολύμπου Όσσας μία μικροήπειρο στα ανατολικά της Πελαγονικής (Doutsos et al 1993, Xypolias et al 2003). Στην πρώτη περίπτωση όμως, επειδή η ακολουθία από το Τριαδικό έως το Παλαιογενές είναι συνεχής, η θεώρηση αυτή δε συμβαδίζει με την ύπαρξη του ωκεανού της Πίνδου. (β) Η ενότητα Χώρας συνίσταται από ορθογνεύσιους, γρανιτοειδείς διεισδύσεις και παραγνεύσιους Ερκύνιας ηλικίας. Τα πετρώματα της ενότητας αυτής είναι πολυμεταμορφωμένα από τρία μεταμορφικά γεγονότα που έλαβαν χώρα από το Άνω Κρητιδικό έως και το Ολιγόκαινο. Προϊόν του τελευταίου μεταμορφικού γεγονότος είναι τα ανατηκτικά φαινόμενα στην ενότητα Χώρας που γέννησαν μηγματιτικούς δόμους όπως αυτούς της Νάξου και της Πάρου. Η ενότητα αυτή χαρακτηρίζεται από μικρές εμφανίσεις στο σύνολο της Αττικοκυκλαδικής ζώνης και οι χαρακτηριστικές τις εμφανίσεις αναπτύσσονται στα νησιά Πάρος, Νάξος, Ίος και Σίκινος. (γ) Η ενότητα των Κυανοσχιστόλιθων (CBU) θεωρείται ότι αποτελεί ένα Περμο - Μεσοζωικό παθητικό περιθώριο που περιλαμβάνει ασβεστόλιθους, ψαμμίτες και πηλίτες καθώς και βασικούς έως όξινους ηφαιστίτες (Dürr, 1986). Κατά το Τριτογενές το περιθώριο αυτό καταβυθίστηκε και υπέστη δύο μεταμορφικά επεισόδια ορογενετικής κλίμακας. Η μεταμορφική 7

14 ιστορία εκφράζεται ως συνέπεια των διαδικασιών σύγκρουσης μεταξύ της Απούλιας μικροπλάκας κάτω από την Ευρασιατική ήπειρο (Bonneau, 1984), και την επακόλουθη, μεγάλης κλίμακας, διαστολή που προκλήθηκε είτε από την ως προς νότο υποχώρηση της Ελληνικής ζώνης καταβύθισης, είτε από την προς δυσμάς εξώθηση της πλάκας της Ανατόλιας λόγω της σύγκρουσης μεταξύ Αραβίας και Ευρασίας (Gautier et al 1994). (δ) Η Ανώτερη ενότητα είναι το ανώτερο κάλυμμα της Αττικοκυκλαδικής ζώνης και αποτελείται από δύο επιμέρους υποενότητες: i) την υπερκείμενη ενότητα που περιλαμβάνει οφιόλιθους (Ηω-Ελληνικό κάλυμμα) που καλύπτονται από ασβεστόλιθους του Άνω Κρητιδικού και ii) την κατώτερη ενότητα που εμφανίζεται ως mélange από Περμο Τριαδικούς ασβεστόλιθους (Marks & Schuiling, 1979, Papanikolaou, 1979b), πρασινοσχιστόλιθους και διεισδύσεις στη βάση τους. Η Ανώτερη ενότητα μεταμορφώθηκε σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής, τοπικά και αμφιβολιτικής, φάσης (Dürr & Altherr, 1979) κατά το Άνω Κρητιδικό. Διάσπαρτα τμήματα του καλύμματος αυτού εντοπίζονται πάνω στην υποκείμενη ενότητα των γλαυκοφανιτικών σχιστόλιθων (Άνδρος, Τήνος, Πάρος, Φολέγανδρος, Ίος, Σάμος) ή πάνω σε Μειοκαινικής ηλικίας γρανιτικά πετρώματα (Τήνος, Μύκονος, Νάξος) Η μεταμορφική ιστορία της Αττικοκυκλαδικής μάζας Το πρώτο μεταμορφικό επεισόδιο (Μ1) χαρακτηρίζεται από υψηλές πιέσεις και πραγματοποιήθηκε στο Άνω Ηώκαινο σε συνθήκες γλαυκοφανιτικής - εκλογιτικής φάσης (~ 14 kbar, C). Το μεταμορφικό επεισόδιο (Μ2) τύπου Barrow, που ακολούθησε, έλαβε χώρα στα όρια Άνω Ολιγοκαίνου Κάτω Μειοκαίνου και πραγματοποιήθηκε σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης (4-7 kbar, C). Το επεισόδιο (Μ1) θεωρείται ότι έχει ισοφασικά χαρακτηριστικά και η ισοφασική συνύπαρξη πετρωμάτων όπως όξινοι ιαδεϊτικοί γνεύσιοι, εκλογίτες και γλαυκοφανίτες οφείλεται σε διαφορές στη χημική σύσταση των πρωτολίθων τους. Το (Μ2) μεταμορφικό επεισόδιο είχε ως αποτέλεσμα την ανάδρομη μεταμόρφωση των πετρωμάτων όλων των ενοτήτων και τη γένεση διείσδυση γρανιτοειδών τύπου I και S (Νάξος, Πάρος, Σίφνος). 8

15 Βάση λιθολογικών συσχετισμών η ενότητα (CBU) διαιρείται, από τα βαθύτερα προς τα ανώτερα δομικά επίπεδα, σε τέσσερεις υποενότητες: i) Λέπτο έως παχυστρωματώδη μάρμαρα με εναλλαγές κυανοσχιστόλιθων, πρασινοσχιστόλιθων και ενδιαστρώσεις αμφιβολιτών στη βάση τους π.χ. Σύρος, Σίφνος, Εύβοια, Νάξος. Στα μάρμαρα παρεμβάλλονται διασπορίτες και σμύριδα με εμφανίσεις στην Άνδρο, Τήνο, Νάξο και Ικαρία. ii) Πρασινοσχιστόλιθοι και κυανοσχιστόλιθοι σε εναλλαγές με μάρμαρα και φακούς μεταβασιτών στην οροφή τους. iii) Μάρμαρα με εναλλαγές κυανοσχιστόλιθων, πρασινοσχιστόλιθων, ιαδεϊτικών γνευσίων και εκλογιτών. iv) Γλαυκοφανίτες ή/και εκλογίτες που προέρχονται από μεταμόρφωση οφιολίθων π.χ. Σύρος, Εύβοια. Στα πετρώματα αυτά περιλαμβάνεται, από τους κατώτερους προς τους ανώτερους ορίζοντες, μια μετά οφιολιθική mélange, μεταγάββροι, μετασερπεντινίτες και μεταιζήματα. Η ενότητα αυτή βρίσκεται σε τεκτονική επαφή είτε με την υποκείμενη ενότητα Χώρας (Ίος) (Van der Maar, 1980), είτε με την υποκείμενη ενότητα Βάσης (Τήνος) (Avigad & Garfunkel, 1989). Η ενότητα των κυανοσχιστόλιθων έχει μεγάλη εξάπλωση στην Αττικοκυκλαδική ζώνη και καταλαμβάνει το μεγαλύτερο τμήμα της νότιας Εύβοιας καθώς και των νησιών Κέα, Κύθνος, Σέριφος, Σίφνος, Γυάρος, Άνδρος, Τήνος, Σύρος, Πάρος, Νάξος, Ίος, Σίκινος, Φολέγανδρος ενώ εκτείνεται και στα νησιά ανατολικού Αιγαίου: Ικαρία, Φούρνοι, Σάμος. 2.2 Γεωλογία της Ν. Εύβοιας Σε αυτό το υποκεφάλαιο θα αναλυθούν οι βασικές ενότητες που δομούν τη Ν. Εύβοια και κατά συνέπεια την περιοχή μελέτης. Θα παρουσιαστούν η λιθολογία, η μεταμορφική ιστορία της ευρύτερης περιοχής και θα διακριθούν οι φάσεις παραμόρφωσης και οι κυριότερες τεκτονικές δομές που έχουν αναγνωριστεί στην περιοχή από προηγούμενες μελέτες. Στην Εύβοια (Εικ. 2.3.) η Αττικοκυκλαδική μάζα αντιπροσωπεύεται από δύο τεκτονικά τοποθετημένες ενότητες: την παρα αυτόχθονη ενότητα Βάσης ή ενότητα Αλπυροποτάμου (AU) και την επωθημένη σε αυτήν, αλλόχθονη ενότητα Κυανοσχιστόλιθων ή ενότητα Κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας (EBU). 9

16 Εικόνα 2.3. Γεωλογικός χάρτης (τροποποιημένος από Xypolias et al., 2010) του νοτιοδυτικού τμήματος της Αττικοκυκλαδικής μάζας στην ανατολική Αττική και τη νότια Εύβοια. Στο χάρτη φαίνονται οι τρεις μεγάλες δομές που ελέγχουν την τεκτονική εξέλιξη της Ν. Εύβοιας, καθώς επίσης και οι κρυσταλλικές γραμμώσεις για τις D 1/2 D Ενότητα Αλμυροποτάμου Η ενότητα Αλπυροποτάμου (ΑU), (Εικ. 2.4), συνίσταται κυρίως από μία ακολουθία μαρμάρων πάχους ~2 km και ηλικίας Τριαδικού έως Μέσου Ηώκαινου με λεπτές μεταπηλιτικές παρεμβολές. Η ΑU υπόκειται μίας μεταπηλιτικής ακολουθίας πάχους ~1.5 km και ηλικίας 10

17 Ανώτερου Ηώκαινου Ολιγόκαινου (ηλικία απόθεσης ιζημάτων) που περιέχει μεμονωμένους ολισθόλιθους. Η τελευταία ερμηνεύεται ως μεταφλύσχης. Πρόσφατες έρευνες σε πετρώματα που φέρουν υπολείμματα γλαυκοφανή και πλούσιου σε Si φεγκίτη (κυρίως στο μεταφλύσχη) έδειξαν ότι οι συνθήκες μεταμόρφωσης του καλύμματος έφτασαν αυτές της γλαυκοφανιτικής φάσης με P = 8-10 kbar και T = 350 C (Shaked et al. 2000). Οι Ring & Reischmann (2002) θεωρούν ότι η μεταμόρφωση υψηλών θερμοκρασιών έλαβε χώρα στο Κατώτερο Μειόκαινο (23 εκ. χρ.) ενώ οι Brocker et al. (2004) αντιπροτείνουν ότι η ενότητα Βάσης υπέστη μεταμόρφωση υψηλών πιέσεων πριν το Μειόκαινο και κατά το Κατώτερο Μειόκαινο μεταμορφώθηκε στην πρασινοσχιστολιθική φάση. Η τελευταία θεώρηση έρχεται σε συμφωνία με χρονοστρωματογραφικές ερμηνείες που προτείνουν ότι το γεγονός υψηλών πιέσεων ξεκίνησε στο Ανώτερο Ηώκαινο Ολιγόκαινο (Avigad et al. 1997) Ενότητα Κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας Η ενότητα Κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας (EBU), (Εικ. 2.4), αποτελεί τη συνέχεια της ενότητας των κυκλαδικών κυανοσχιστόλιθων προς τα βορειοδυτικά. Την ενότητα Κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας δομούν δύο καλύμματα-ενότητες που φέρουν παραγενέσεις μεταμόρφωσης υψηλών πιέσεων. Αυτά είναι, από κάτω προς τα πάνω, α) το κάλυμμα της Στύρας και β) το κάλυμμα της Όχης. Επίσης, στην βιβλιογραφία αναφέρεται συχνά και ο σχηματισμός των Τσακαίων ως ξεχωριστό κάλυμμα της EBU, που υπόκειται του καλύμματος της Στύρας (Katsikatsos, 1991a,b). Στην παρούσα εργασία θα αναφέρεται σαν λιθολογικός σχηματισμός που, δομικά όμως, ανήκει στην ενότητα της Στύρας. Ο σχηματισμός των Τσακαίων δομείται από μοσχοβιτικούς χλωριτικούς σχιστόλιθους με παρεμβολές μαρμάρων στα ανώτερα μέλη του. Εντοπίζεται μόνο στο νότιο τμήμα του τεκτονικού παραθύρου του Αλμυροποτάμου και έχει την ίδια δομική θέση που κατέχει ο φλύσχης στο βόρειο τμήμα του παραθύρου (Shaked et al. 2000). Η επαφή του σχηματισμού των Τσακαίων με τα μάρμαρα του Αλμυροποτάμου είναι τεκτονική. Ο σχηματισμός των Τσακαίων υπόκειται του σχηματισμού της Στύρας χωρίς να αναφέρεται τεκτονική επαφή με αυτόν. Διαχωρίζεται από τον υποκείμενο φλύσχη Αλμυροποτάμου από την παρουσία μεταμορφωμένων σερπεντινιτών και μεταβασιτών που είναι τεκτονικά αναμεμειγμένα με τους περιβάλλοντες σχιστόλιθους. Ωστόσο, η τεκτονική του θέση είναι θέμα διαμάχης για τους ερευνητές, οι περισσότεροι εκ των οποίων τον κατατάσσουν τεκτονικά με τον ανώτερο σχηματισμό της Όχης (Maluski et al. 1981, Katsikatsos et 11

18 al. 1986, Jacobschagen, 1986). Αντίθετα, οι Chenevart & Katsikatsos (1967) συσχετίζουν την ενότητα των Τσακαίων με το φλύσχη Αλμυροποτάμου. Στο γεωλογικό χάρτη (ΙΓΜΕ) της Εύβοιας (Katsikatsos, 1991a,b) διακρίνεται ως ξεχωριστός σχηματισμός. α) Το κάλυμμα της Στύρας συνίσταται από μία μεταϊζηματογενή ακολουθία, πάχους 2 km, ασβεστιτικών μαρμάρων σε εναλλαγές με χαλαζιτικούς ορίζοντες και σχιστόλιθους. Κοντά στη βάση και την οροφή του σχηματισμού έχουν βρεθεί σερπεντινικά σώματα. Οι σχιστόλιθοι του σχηματισμού είναι κυρίως μοσχοβιτικοί, χλωριτικοί, χαλαζιακοί και ασβεστιτικοί και λιγότερο αμφιβολιτικοί ή επιδοτιτικοί. Το πάχος τους κυμαίνεται από λίγα μέχρι μερικές εκατοντάδες μέτρα. Τα μάρμαρα είναι κατά κανόνα γκρίζου χρώματος, λεπτοστρωματώδη έως μεσοστρωματώδη και κατά θέσεις παχυστρωματώδη, λεπτοκρυσταλλικά έως μεσοκρυσταλλικά και πολλές φορές με μεγάλη συμμετοχή μοσχοβίτη με αποτέλεσμα να μεταπίπτουν σε σιπολινομάρμαρα ή και σιπολίνες. Στα ανθρακικά πετρώματα της ενότητας έχει παρατηρηθεί η συμμετοχή, σε μικρό ποσοστό απατίτη και γλαυκοφανή. Τέλος, διακριτή είναι και η παρουσία κλαστικού χαλαζία σε ορίζοντες μικρού πάχους. Εικόνα 2.4. Στρωματογραφική στήλη της Αττικοκυκλαδικής μάζας στην Εύβοια. ΕΕ: η Επώθηση της Εύβοιας, ΕΟ: η Επώθηση της Όχης (Στήλη τροποποιημένη από Shaked et al., 2000). 12

19 β) Το υπερκείμενο κάλυμμα της Όχης εμφανίζεται κυρίως στο νοτιότερο άκρο της Εύβοιας και το πάχος του υπερβαίνει τα 2,5 km. Βρίσκεται σε τεκτονική επαφή με τον υποκείμενο σχηματισμό της Στύρας δια μέσου της ζώνης Επώθησης της Όχης (Xypolias et al., 2010). H επαφή αυτή χαρακτηρίζεται περισσότερο ως μία ζώνη διάτμησης παρά ως μία καλά ορισμένη επιφάνεια ρήγματος (Ring et al. 2007, Xypolias et al., 2010). Το σχηματισμό δομούν κυρίως μεταηφαιστίτες, μετακερατόλιθοι, επιδοτιτικοί και ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι με χαλαζιτικές ενδιαστρώσεις, καθώς επίσης χαλαζοαστριακοί σχιστόλιθοι και γνεύσιοι στους ανώτερους ορίζοντες. Μέσα στον σχηματισμό υπάρχουν διάσπαρτα φακοειδή σώματα βασικών και υπερβασικών μεταηφαιστειακών πετρωμάτων που όμως παρατάσσονται κυρίως κατά μήκος της τεκτονικής επαφής με το υποκείμενο κάλυμμα της Στύρας (Εικ. 2.4) Η μεταμορφική πορεία της Ενότητας Κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας Πετρολογικές μελέτες στη νότια Εύβοια καταγράφουν μία μεταμορφική ιστορία για την ενότητα κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας (Εικ. 2.5) που εμπεριέχει: (1) μία επίδοτο γλαυκοφανιτική φάση μεταμόρφωσης (Μ 1, T max =450 C, P min =11 kbar) ηλικίας Ηωκαίνου και (2) μία πρασινοσχιστολιθική έως πουμπελλυιτική ακτινολιθική φάση (Μ 2, T max =350 C, P max =8 kbar) στο όριο Ολιγόκαινου Μειόκαινου (25 εκ. χρ.) (Maluski et al. 1981, Shaked et al. 2000, Katzir et al. 2000, Brocker et al. 2004). Το μεταμορφικό αυτό επεισόδιο (Μ 1 ) τεκμηριώθηκε με τη χρονολόγηση γλαυκοφανή και φεγκίτη, με 39 Ar/ 40 Ar, που έδωσε ηλικία εκ. χρ. (Maluski et al, 1981). Οι συνθήκες P T της Μ 1 υποδεικνύουν βάθος ενταφιασμού των πετρωμάτων περίπου Km. Τυπική παραγένεση της φάσης Μ 1 συνιστούν ο γλαυκοφανής, το επίδοτο, ο Να-ούχος κλινοπυρόξενος και ο φεγκίτης με υψηλή περιεκτικότητα σε Si, ορυκτά που εκτιμάται ότι δημιουργήθηκαν σε P>11 kbar. Υψηλές τιμές του ισότοπου 18 O που βρέθηκε στα ορυκτά της Μ 1, στους μεταγάββρους της Όχης δείχνουν ότι ο σχηματισμός της παραγένεσης των υψηλών πιέσεων ελεγχόταν από διήθηση των ρευστών από τα αφυδατωμένα φιλοξενούντα πετρώματα. Τυπική παραγένεση του δεύτερου μεταμορφικού επεισοδίου αποτελούν η ασβεστούχος αμφίβολος (ακτινόλιθος), το επίδοτο, ο χλωρίτης και ο αλβίτης. Η παραγένεση αυτή εντοπίζεται σε όλες τις βορειοδυτικές Κυκλάδες και είναι τυπική της κατώτερης πρασινοσχιστολιθικής φάσης (4-7 kbar, C). Ωστόσο, στην Εύβοια η Μ 2 χαρακτηρίζεται από υψηλές θερμοκρασίες που εκδηλώνονται στο πεδίο σταθερότητας του πουμπελλυίτη στους 400 C (Reinecke, 1986, 13

20 Lensky et al., 1997). Τμήματα των μεταβασιτών που μεταμορφώθηκαν στη Μ 2, φανερώνουν ανάδρομη μεταμόρφωση με ψύξη κατά τη διάρκεια αποσυμπίεσης. Η παρουσία αυγίτη στην παραγένεση της φάσης αυτής στους μεταγάββρους του σχηματισμού των Τσακαίων, δείχνει ότι τα πετρώματα στη βάση της Ενότητας Κυανοσχιστόλιθων ψύχθηκαν πιο γρήγορα ή για μεγαλύτερο χρονικό διάστημα σε σχέση με τα ανώτερα αντίστοιχά τους (ενότητα της Όχης). Αυτή η διαπίστωση ερμηνεύεται με δύο τρόπους α) τη διαφοροποίηση κατά την ψύξη των κυανοσχιστόλιθων που ενισχύθηκε από την υπώθηση των ψυχρότερων ανθρακικών πετρωμάτων της ενότητας Αλμυροποτάμου ή/και β) την επενέργεια αντιδράσεων αφυδάτωσης στα πετρώματα της μεταφλυσχικής ακολουθίας (ενότητα Αλμυροποτάμου) και την αντίστοιχη μετανάστευση των ρευστών προς τη δομικά ανώτερη ενότητα των κυανοσχιστόλιθων. Επιπρόσθετα, παρατηρήσεις πάνω στον ιστό και τις ορυκτολογικές παραγενέσεις που έκαναν οι Shaked et al. (2000) και Katzir et al. (2000) υποδηλώνουν ότι το μέγιστο των μεταμορφικών συνθηκών της Μ 1 φάσης αυξήθηκε ελαφρά προς τα τεκτονικά ανώτερα επίπεδα (κάλυμμα Όχης) της ενότητας κυανοσχιστόλιθων. Η ανάδρομη μεταμόρφωση στη Μ 2 πρασινοσχιστολιθική φάση χαρακτηρίστηκε από μείωση της θερμοκρασίας Μ 2 προς τη βάση της ενότητας (Katzir et al. 2000). Εικόνα 2.5. Σχηματική παράσταση της μεταμορφικής πορείας της EBU με το μπλε βέλος και της ενότητας βάσης με το πράσινο βέλος. 14

21 2.3. Τεκτονική της Ν. Εύβοιας. Στην ενότητα αυτή περιγράφονται οι κυριότερες δομές που διαμορφώνουν την τεκτονική δομή της Ν. Εύβοιας, καθώς επίσης και τα παραμορφωτικά γεγονότα που τις δημιούργησαν, σύμφωνα με τη βιβλιογραφία Το Ρήγμα της Πελαγονικής Στο νησί της Εύβοιας εμφανίζεται η επαφή μεταξύ της Πελαγονικής ζώνης και της Αττικοκυκλαδικής μάζας. Η επαφή αυτή χαρακτηρίζεται από μία ζώνη διάτμησης ΒΑ-ΝΔ/κής διεύθυνσης και πλάτους πάνω από 80 m το οποίο αναφέρεται ως Ρήγμα της Πελαγονικής (Εικ. 2.1, 2.3). Το Ρήγμα Της Πελαγονικής είναι μία ζώνη που κλίνει απότομα προς τα ΒΔ και διαχωρίζει τα χαμηλής μεταμόρφωσης πετρώματα της Πελαγονικής ζώνης από τα πετρώματα (κυανοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης) της Αττικοκυκλαδικής μάζας. Οι απόψεις των ερευνητών για τη συγκεκριμένη δομή διίστανται, μία άποψη είναι ότι συνιστά ένα δεξιόστροφο ρήγμα πλάγιας συστολής το οποίο στη συνέχεια (κατά το Μέσο Μειόκαινο) έδρασε ως ένα κανονικό ρήγμα (Xypolias et al. 2003). Άλλοι ερευνητές θεωρούν ότι χαρακτηρίζεται μόνο από κινήσεις κανονικής συνιστώσας (Jacobschagen, 1986) Η Επώθηση της Εύβοιας Στην νότια και κεντρική Εύβοια η Ενότητα Κυανοσχιστόλιθων βρίσκεται τοποθετημένη τεκτονικά πάνω στην Ενότητα Αλμυροποτάμου. Οι δύο αυτές ενότητες διαχωρίζονται από μία πλαστική επώθηση (Jacobschagen 1986, Avigad et al. 1997, Xypolias et al. 2003) που οριοθετεί τη βάση του καλύμματος της Στύρας και αναφέρεται ως Eπώθηση της Εύβοιας (Εικ. 2.3). Ωστόσο, δεν υπάρχει ομοφωνία για την κινηματική της Eπώθηση της Εύβοιας. Τεκτονικές παρατηρήσεις των τελευταίων ετών αναφέρουν ΝΑ - (Shaked et al. 2000), ΑΒΑ - (Xypolias et al. 2003) και ΔΝΔ -(Ring et al. 2007) διευθυνόμενη κίνηση επί της επώθησης αυτής. 15

22 Η Επώθηση της Όχης Η επώθηση της Όχης εμφανίζεται στο νοτιότερο τμήμα της Εύβοιας (Εικ. 2.3) και καθορίζει την επαφή μεταξύ του καλύμματος της Όχης και του υποκείμενου καλύμματος της Στύρας. Πρόκειται για μία πλαστική ζώνη διάτμησης πάχους αρκετών εκατοντάδων μέτρων. Το ανώτερο τμήμα της ζώνης καταλαμβάνεται από ετερογενώς παραμορφωμένα πετρώματα του καλύμματος της Όχης τα οποία χαρακτηρίζονται από πρώτο-αφανείς - μυλονίτες. Σε τεκτονίτες πλούσιους σε χαλαζία η μυλονιτική φολίωση (S m ) δημιουργείται από τον προσανατολισμό μπλε ή/και πράσινης αμφιβόλου και λευκού μαρμαρυγία, καθώς και επιμηκυσμένων ταινιών χαλαζία. Οι κρύσταλλοι των αμφιβόλων είναι έντονα ευθυγραμμισμένοι στη μυλονιτική φολίωση (S m ) σε ΑΒΑ ΔΝΔ διεύθυνση. Η μετατροπή της μπλε αμφιβόλου σε ορυκτά της πρασινοσχιστολιθικής φάσης κατά μήκος της φολίωσης είναι διακριτή σε όλη την επωθητική ζώνη. Ο βαθμός μετατροπής, όμως, εξαρτάται κυρίως από την ένταση της παραμόρφωσης, καθώς πετρώματα που έχουν υποστεί ισχυρότερη διάτμηση έχουν μετατραπεί καθολικά σε πρασινοσχιστόλιθους. Σε πετρώματα που τεκτονικά υπέρκεινται της ζώνης της επώθησης παρατηρείται μία παλαιότερη φολίωση (S 1 ), επί της οποίας αναπτύσσεται μπλε αμφίβολος επίδοτο ± γρανάτης, που αναπτύχθηκε σε συνθήκες υψηλών. Η (S 1 ) παραμορφώνεται από μία δεύτερης γενιάς φολίωση αξονικού επιπέδου (S 2 ) η οποία φέρει βελονοειδή συσσωματώματα γλαυκοφανή. Η S 2 φολίωση και η L 2 κρυσταλλική γράμμωση που αναπτύσσεται είναι υποπαράλληλες με τη μυλονιτική φολίωση (S m ) και γράμμωση (L m ) αντίστοιχα. Σε χαμηλότερα τεκτονικά βάθη από την Επώθηση της Όχης, τα πετρώματα του καλύμματος της Στύρας εμφανίζουν μία διαπεραστική φολίωση μετασχηματισμού (S 2 ) η οποία μετατρέπεται σε μυλονιτική στη ζώνη διάτμησης. Πετρώματα κοντά στην επώθηση παρουσιάζουν παρόμοιες παραμορφωτικές και μεταμορφικές σχέσεις με τους τεκτονίτες του καλύμματος της Όχης στα ανώτερα επίπεδα της ζώνης. Ωστόσο, σημαντική διαφορά μεταξύ των καλυμμάτων είναι η αξιοσημείωτα μικρότερη διατήρηση ορυκτών υψηλών πιέσεων στο κάλυμμα της Στύρας. Οι παραπάνω παρατηρήσεις οδήγησαν διάφορους ερευνητές (Ring et al., 2007, Xypolias et al., 2010) στο συμπέρασμα ότι οι κυριότερες κινήσεις κατά μήκος της Επώθησης της Όχης συνέβησαν κατά την ανάδρομη μεταμόρφωση σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Εν τούτοις, λιγότερο διαπεραστική, πλαστική διάτμηση στη βάση του καλύμματος της Όχης ήταν σύγχρονη με την ανάπτυξη λεπτόκοκκων ορυκτών υψηλών πιέσεων. Ολιγοκαινικές ηλικίες που έχουν προταθεί (Maluski et al. 1981) για τα γλαυκοφανιτικά πετρώματα της Όχης σε συνδυασμό 16

23 με τις προαναφερθείσες παρατηρήσεις, δείχνουν ότι η πλαστική διάτμηση κατά μήκος της Επώθησης της Όχης συνέβη μετά την κορύφωση του Ηωκαινικού μεταμορφικού γεγονότος M 1 (40 50 Ma) Τεκτονική εξέλιξη Προκειμένου να παρατεθεί εν συντομία η τεκτονική εξέλιξη της Ν. Εύβοιας, θα περιγραφούν οι κύριες φάσεις παραμόρφωσης που έχουν διακριθεί έως τώρα. Επίσης θα εστιάσουμε στα καλύμματα της Στύρας και της Όχης που αντιπροσωπεύουν την κυανοσχιστολιθική ενότητα στην ευρύτερη περιοχή μελέτης και θα παρουσιαστούν τα προτεινόμενα μοντέλα εκταφιασμού αυτής, στην μέχρι τώρα βιβλιογραφία. Έχουν διακριθεί τρία παραμορφωτικά γεγονότα (D 1 D 3 ). Το D 2 είναι η κύρια φάση πλαστικής παραμόρφωσης και εκφράζεται με δομές σχετιζόμενες με επωθήσεις, ενώ το τελευταίο γεγονός εκφράζεται από τις υπερτιθέμενες D 3 δομές, οι οποίες αναπτύχθηκαν σε καθεστώς πλάγιας συστολής Η D 1 φάση παραμόρφωσης Για τη D 1 φάση παραμόρφωσης διασώζονται λίγα μόνο στοιχεία στην EBU εξαιτίας του επόμενου διαπεραστικού παραμορφωτικού γεγονότος D 2 που έχει σχεδόν εξαφανίσει τις δομές της φάσης αυτής. Η S 1 φολίωση σχετίζεται με ισοκλινείς πτυχές φολίωσης F 1 και συνίσταται από γλαυκοφανή, επίδοτο, φεγκιτικό λευκό μαρμαρυγία, αλβίτη και χαλαζία που σχηματίστηκαν κάτω από συνθήκες υψηλών πιέσεων, επίδοτο κυανοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης (Ring et al. 2007). Η L 1 δημιουργείται από βελονοειδείς κρυστάλλους γλαυκοφανή κι έχει διεύθυνση ΑΒΑ ΔΝΔ. Η S 1 και L 1 πτυχώθηκαν από τις F 2 πτυχές με άξονες παράλληλους στην L 1. Οι Xypolias et al. (2003) περιέγραψαν δύο γενιές των ισοκλινών πτυχών φολίωσης F 1 και F 2, που όμως δεν είναι δυνατόν να διαχωριστούν με βεβαιότητα όταν δεν υπάρχει μεταξύ τους σχέση υπέρθεσης. Για αυτόν τον λόγο αναφέρουν τις δευτερεύουσες σφιχτές έως ισοκλινείς πτυχές φολίωσης ως πτυχές F 1/2. 17

24 Η D 2 φάση παραμόρφωσης Οι δομές που εκφράζουν τη D 2 φάση αναπτύχθηκαν σύγχρονα με τη μεταμόρφωση υψηλών πιέσεων και την επακόλουθη μετάβαση από κυανοσχιστολιθική σε πρασινοσχιστολιθική φάση μεταμόρφωσης (Ring et al. 2007). Η διαπεραστική S 2 είναι η τυπική φολίωση της περιοχής που κλίνει μετρίως έως απότομα προς τα Δ ΒΔ, και φέρει την υπο-οριζόντια L 2 διαπεραστική κρυσταλλική γράμμωση με διεύθυνση ΔΝΔ ΑΒΑ. Η S 2 και L 2 προσδιορίζονται από την έκταση συσσωματωμάτων χαλαζία, αλβίτη και φεγκιτικού μαρμαρυγία στους χαλαζίτες και ευθυγραμμισμένους κρυστάλλους φεγκίτη, γλαυκοφανή, ακτινόλιθου, επιδότου και χλωρίτη στους μεταβασίτες. Οι πτυχές F 2 είναι οι κύριες πλαστικές δομές που συναντώνται στη μεσοσκοπική κλίμακα. Πρόκειται για κλειστές έως ισοκλινείς F 1/2 πτυχές που εμφανίζουν προσαυξημένες αρθρώσεις και απολεπτυσμένα σκέλη. Χαρακτηρίζονται από την ανάπτυξη της φολίωσης (S 2 ) παράλληλα στο αξονικό επίπεδο, η οποία ορίζεται από τον προσανατολισμό ορυκτών και παράλληλα σε αυτήν, αναπτύσσονται φυλλάρια μαρμαρυγία και πράσινη αμφίβολος. Οι Xypolias et al. (2003) ερμηνεύοντας αυτή η σχέση παραμόρφωσης/μεταμόρφωσης, κατέληξαν ότι η D 2 φάση παραμόρφωσης έλαβε χώρα μετά τη μεταμόρφωσης υψηλών πιέσεων (Μ 1 ). Οι μεσοσκοπικές πτυχές F 1/2 παρουσιάζουν αξονικά επίπεδα με μεγάλη κλίση και σκέλη που κλίνουν απότομα προς τα ΒΒΔ ΝΝΑ. Γενικά αυτή η γενιά πτυχών παρουσιάζει ροπή προς τα ανατολικά δηλώνοντας την επώθηση προς ανατολάς της ενότητας κυανοσχιστόλιθων (EBU) επί της ενότητας Αλμυροποτάμου (AU). Όπου η S 2 είναι ανεπηρέαστη από τη D 3, κλίνει ηπίως προς τα ανατολικά συνοδευόμενη από την ηπίως βυθιζόμενη Α Δ διευθυνόμενη L 2. Για το λόγο αυτό, οι Xypolias et al. (2003) υπέθεσαν ότι αυτός ο προσανατολισμός υποδεικνύει τη διεύθυνση κίνησης κατά τη D 2 φάση παραμόρφωσης. Σύμφωνα με τους Ring et al. (2007) κινηματικοί δείκτες που συνδέονται με την L 2 δείχνουν μια προοδευτική μεταβολή από ΔΝΔ (στα βαθύτερα δομικά επίπεδα) σε ΑΒΑ (στα υψηλά επίπεδα) της ακολουθίας καλυμμάτων. Σε περιοχές όπου εμφανίζεται η οφιολιθική mélange του καλύμματος της Όχης, οι κινηματικοί δείκτες που συνδέονται με την S 2 αποδίδουν μία σύμφωνη προς τα ΑΒΑ φορά διάτμησης. Τέλος, οι κινηματικοί δείκτες υποδεικνύουν μία αμετάβλητη φορά διάτμησης προς τα ΑΒΑ σε όρθια και ανεστραμμένα σκέλη πτυχών, φανερώνοντας ότι οι ισοκλινείς πτυχές είναι σύγχρονες με την L 2 (Ring et al. 2007). 18

25 Η D 3 φάση παραμόρφωσης Η επόμενη φάση πρόκειται για φάση πλάγιας συστολής, που εκφράζεται από συνμεταμορφικές και μετα συνμεταμορφικές δομές, που όμως μπορεί να έχουν αναπτυχθεί και σε ένα συνεχές παραμορφωτικό γεγονός. Οι D 3 δομές αναπτύχθηκαν ευρέως και εντόνως τόσο στην ενότητα Αλμυροποτάμου (AU) όσο και στην κυανοσχιστολιθική ενότητα (EBU). Όπως αναφέρθηκε προηγουμένως, το ρήγμα της Πελαγονικής είναι μία δομή δεξιόστροφης πλάγιας συστολής που δημιουργήθηκε υπό πλαστικές συνθήκες και προοδευτικά, στα τελευταία στάδια της ορογενετικής εξέλιξης, έγινε εύθραυστη. Οι Xypolias et al. (2003) μετά από συλλογή δεδομένων πάνω στο ρήγμα της Πελαγονικής έδειξαν ότι, σε πολλές περιπτώσεις αυτή η μεγάλη δομή παρουσιάζει χαρακτηριστικά της D 2 παραμόρφωσης. Τέλος, πρότειναν ότι η ανάπτυξη του ρήγματος της Πελαγονικής συνεχίστηκε στο D 3 παραμορφωτικό γεγονός. Κατά τη D 3 αναπτύχθηκαν ζώνες διάτμησης που σχηματίζουν μικρή γωνία με τη Β Ν διευθυνόμενη S 2 φολίωση και προκάλεσαν αξιοσημείωτη στροφή της (S 2 ) ούτως ώστε να τείνει να παραλληλιστεί με την διεύθυνση των D 3 ζωνών διάτμησης. Τέλος μία δεξιόστροφη φορά διάτμησης ταυτοποιήθηκε (Xypolias et al. 2003) από τη στροφή των D 2 ιστολογικών στοιχείων κατά μήκος των D 3 ζωνών διάτμησης. Κατά μήκος των D 3 ζωνών η διαπεραστική μυλονιτική φολίωση S 3 περιέχει μία υποοριζόντια γράμμωση έκτασης L 3, την οποία σχηματίζουν μαρμαρυγίες, άστριοι και χαλαζίας. Η σαφήνεια αυτών των δομών μειώνεται αισθητά μερικά μέτρα μακριά από τη ζώνη διάτμησης. Τα επίπεδα και γραμμικά στοιχεία της φάσης αυτής ακολουθούν τη γενική διεύθυνση των D 3 ζωνών διάτμησης. Οι Ring et al. (2007) υποστήριξαν ότι η D 3 φάση παραμόρφωσης αφορά ένα ευρύτερο εφελκυστικό καθεστώς και αντιπροσωπεύει την ύστερη διαστολή σε πρασινοσχιστολιθικές και υπο-πρασινοσχιστολιθικές φάσεις μεταμόρφωσης. Σε αυτήν τη φάση περιλαμβάνονται ταινιώσεις διάτμησης με κίνηση προς τα ΑΒΑ, οι οποίες αργότερα εξελίχθηκαν σε κανονικά ρήγματα. Επιπρόσθετα, οι Ring et al. (2007) επισήμαναν ότι οι δομές που εκφράζουν πλαστική παραμόρφωση δείχνουν προοδευτική εξέλιξη σε ημιπλαστικές και τέλος εύθραυστες συνθήκες παραμόρφωσης. Συμπληρωματικά σε αυτό, αναφέρεται ότι οι πορφυροκλάστες αλβίτη και χαλαζία εμφανίζουν εύθραυστα κανονικά μικρορήγματα που σχηματίζουν μέτριες έως μεγάλες γωνίες με τη φολίωση. 19

26 2.5. Μοντέλα εκταφιασμού της Ενότητας Κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας Οι προβληματικές που αφορούν την Ενότητα Κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας αποτελούν ένα πεδίο διαμάχης για τους επιστήμονες που εργάζονται στην Εύβοια αλλά και στον ευρύτερο Αιγιακό χώρο για περισσότερο από 30 χρόνια. Ζητήματα αντιπαράθεσης αλλά κυρίως προβλήματα που επιζητούν λύση αφορούν: (α) το χαρακτήρα της επαφής του καλύμματος της Όχης με το κάλυμμα της Στύρας, (β) το μηχανισμό εκταφιασμού (κίνηση των πετρωμάτων προς την επιφάνεια της γης) της Ενότητας Κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας (EBU) καθώς και τον εκταφιασμό συνολικά της Κυκλαδικής Ενότητας Κυανοσχιστόλιθων από βάθη περίπου 40 km. Πριν όμως παρουσιαστούν τα επικρατέστερα μοντέλα για τον εκταφιασμό της Ενότητας Κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας θα παρατεθούν οι κυριότεροι μηχανισμοί εκταφιασμού των μεταμορφωμένων πετρωμάτων υψηλών πιέσεων στην διεθνή βιβλιογραφία Εκταφιασμός των μεταμορφωμένων πετρωμάτων υψηλής πίεσης. Σημαντικά τμήματα της επιφάνειας των ηπείρων καταλαμβάνονται από μεταμορφωμένα πετρώματα υψηλών πιέσεων (HP-πετρώματα). Αυτού του τύπου η μεταμόρφωση προϋποθέτει τον ενταφιασμό ολόκληρων ενοτήτων σε βάθη όμοια ή και μεγαλύτερα του μέσου πάχους του ηπειρωτικού φλοιού (30 40 km). Η μελέτη των διεργασιών που λαμβάνουν χώρα σε τέτοια βάθη είναι αδύνατη τη χρονική στιγμή που αυτό συμβαίνει και για το λόγο αυτό οι επιστήμονες ανά τον κόσμο στρέφουν το ερευνητικό τους ενδιαφέρον στα HP-πετρώματα που εκτίθενται πλέον στην επιφάνεια της γης. Τις διεργασίες με τις οποίες τα πετρώματα του ανώτερου φλοιού μπορούν να φτάσουν σε μεγάλα βάθη αποτελούν η ηπειρωτική καταβύθιση και η οριζόντια βράχυνση και επακόλουθη πάχυνση του φλοιού. Το πεδίο έντονης επιστημονικής διαμάχης όμως, εντοπίζεται στο πώς τα πετρώματα αυτά εκταφιάζονται. Σε αυτό το σημείο κρίνεται απαραίτητη η παράθεση κάποιων διεθνώς αποδεκτών ορισμών (England& Molnar, 1990, Platt, 1993, Mancktelow, 2000, Godin et al., 2006), οι οποίοι θα φανούν χρήσιμοι στην κατανόηση των διεργασιών που περιγράφονται παρακάτω: Εκταφιασμός (exhumation), είναι η κίνηση των πετρωμάτων προς την επιφάνεια της γης. Αυτό απαιτεί είτε αφαίρεση των υπερκείμενων πετρωμάτων (π.χ. μέσω διάβρωσης, λειτουργίας κανονικών ρηγμάτων) είτε μεταφορά του υλικού μέσα από τα υπερκείμενα πετρώματα (π.χ. 20

27 μέσω διαπυρισμού ή ροής του υλικού προς την επιφάνεια μέσα σε ζώνες καταβύθισης λόγω διαφοράς ιξώδους). Διαφυγή (extrusion) -συγκεκριμένα κατακόρυφη διαφυγή- ορίζεται η διεργασία εκταφιασμού στην οποία ένα πέτρωμα χαμηλού ιξώδους υφίσταται οριζόντια συμπίεση μεταξύ δύο σωμάτων μεγαλύτερου ιξώδους. Το αποτέλεσμα είναι το υλικό να βραχύνεται κατά την οριζόντιο και να εκτείνεται κατά την κατακόρυφο. Εικόνα 2.6. Περιληπτική παράθεση των κυριότερων μοντέλων για το μηχανισμό εκταφιασμού των μεταμορφωμένων HP-πετρωμάτων. Η κατηγοριοποίηση των μοντέλων έχει γίνει σύμφωνα με τον Platt (1993). Για κάθε μοντέλο παρέχονται χαρακτηριστικά φυσικά παραδείγματα. Οι περιοχές με σκίαση αντιστοιχούν στα εκταφιαζόμενα πετρώματα υψηλής πίεσης. Σχήμα από Chatzaras et al. (2006). 21

28 Πολυάριθμες εργασίες έχουν δημοσιευτεί τις τελευταίες δεκαετίες (Platt, 1993, Εικ. 2.6) με σκοπό την επίλυση του ζητήματος των μηχανισμών εκταφιασμού των HP-πετρωμάτων. Χαρακτηριστικά παραδείγματα αποτελούν τα Αλπικού τύπου ορογενή (π.χ. Ernst, 2005) στα οποία συμπεριλαμβάνονται και οι Εσωτερικές Ελληνίδες με την Αττικο-Κυκλαδική μάζα να αποτελεί τη ζώνη των HP-πετρωμάτων. Κατά τη διάρκεια του κύριου σταδίου εξέλιξης αυτών των ορογενών, τα εκταφιαζόμενα πετρώματα υψηλής πίεσης προσομοιάζονται με τεκτονικά σώματα που περιορίζονται στο κατώτερο τμήμα τους από μία επώθηση που σχετίζεται με την καταβύθιση και στο ανώτερο τμήμα τους από ένα φλοιϊκής κλίμακας ρήγμα με κανονική συνιστώσα κίνησης (π.χ. Chemenda et al., 1997, Ernst et al., 1997, Vannay & Grasemann, 2001) (Εικ. 2.6β, ε, στ, ζ). Το ανώτερο αυτό ρήγμα μπορεί να αποτελεί: α) ένα "πραγματικό" κανονικό ρήγμα (Εικ. 2.6β) όπου τα πετρώματα υψηλής πίεσης εκταφιάζονται κατά μήκος του εξαιτίας της συν-ορογενετικής διαστολής του φλοιού (π.χ. Ring et al., 1999b, Jolivet et al., 2003), β) ένα "φαινόμενο κανονικό ρήγμα" το οποίο λειτουργεί σε ένα τεκτονικό καθεστώς γενικευμένης συστολής (Εικ. 2.6ε,στ). Στην τελευταία περίπτωση, τα πετρώματα υψηλής πίεσης που βρίσκονται στη βάση του ρήγματος κινούνται προς την επιφάνεια είτε μέσω ενός μηχανισμού πλαστικής διαφυγής σε στερεά κατάσταση (Εικ. 2.6ε), είτε μέσω εκταφιασμού λόγω δυνάμεων άνωσης (Εικ. 2.6στ), είτε με συνδυασμό των παραπάνω (π.χ. Chemenda et al., 1997, Escher & Beaumont, 1997, Vannay & Grasemann, 2001, Chatzaras et al., 2006, Xypolias & Kokkalas, 2006). Τα τελευταία στάδια εξέλιξης των ορογενών Αλπικού τύπου χαρακτηρίζονται από μετα ορογενετική διαστολή ή συστολή που προκαλούν κινήσεις προς την προχώρα και/ή προς την οπισθοχώρα (Beaumont et al., 1999, Platt, 1993) Προτεινόμενοι μηχανισμοί εκταφιασμού της Ενότητας Κυανοσχιστόλιθων Εύβοιας (EBU). Τις τελευταίες δεκαετίες έχουν πραγματοποιηθεί πολλές έρευνες, με αντίστοιχο αριθμό δημοσιεύσεων, στο τμήμα του Αλπικού ορογενούς στην περιοχή των Ελληνίδων Ανατολίδων. Στόχο έχουν την επίλυση του ζητήματος του εκταφιασμού των HP-πετρωμάτων όπου αυτά εκτίθενται (Αττικο-Κυκλαδική μάζα στο Κεντρικό Αιγαίο μάζα Menderes στη δυτική Τουρκία) καθώς και τον πλευρικό συσχετισμό αυτών των Ηωκαινικών καλυμμάτων υψηλής πίεσης. Μία άποψη που τοποθετείται από πολλούς συγγραφείς (π.χ. Avigad et al., 1997, Huet et al., 2009), υποστηρίζει ότι ο σχηματισμός και η επάλληλη τεκτονική τοποθέτηση των Κυκλαδικών καλυμμάτων προέκυψε από επωθητικές κινήσεις προς τα νοτιοδυτικά (δηλαδή προς την 22

29 προχώρα) κατά το Ηώκαινο Ολιγόκαινο οι οποίες ξεκίνησαν σε συνθήκες υψηλής πίεσης. Σύμφωνα με αυτήν την αντίληψη, τα καλύμματα εκταφιάστηκαν στη βάση Ολιγο-Μειοκαινικών εφελκυστικών ρηγμάτων αποκόλλησης με διεύθυνση κλίσης προς τα βόρειο (ανατολικά). Η λειτουργία των ρηγμάτων αποκόλλησης οφείλεται στη διαστολή της περιοχής πίσω από το Αιγιακό τόξο (back arc extension) η οποία αποδίδεται στην προοδευτική οπισθοχώρηση της καταβυθιζόμενης Αφρικανικής πλάκας κατά τη διάρκεια του Καινοζωικού (Jolivet& Brun, 2010). Ένα εναλλακτικό μοντέλο υποστηρίζει ότι ο σχηματισμός, η επάλληλη τοποθέτηση και ο εκταφιασμός των Κυκλαδικών καλυμμάτων υψηλής πίεσης επιτεύχθηκε με ένα μηχανισμό πλαστικής διαφυγής (ductile extrusion), όπου τα εκταφιασμένα πετρώματα υπόκεινται σε διαπεραστική πλαστική παραμόρφωση (Xypolias et al., 2003, 2010) που σχετίζεται με Ηωκαινικές κάτω Μειοκαινικές επωθητικές κινήσεις με φορά προς τα Β(Α) (δηλαδή προς την οπισθοχώρα, Barton, 1976, Doutsos et al., 1993, Xypolias et al., 2003). Πρέπει επίσης να σημειωθεί ότι τεκτονικές και κινηματικές αναλύσεις στις Νεογενείς μολλασικές λεκάνες και αντίστοιχης ηλικίας μαγματικές διεισδύσεις υποδεικνύουν ότι η διαστολή πίσω από το Αιγιακό τόξο δεν ξεκίνησε νωρίτερα από το Μέσο/Ανώτερο Μειόκαινο (π.χ. Boronkay & Doutsos, 1994, Koukouvelas & Kokkalas, 2003, Chatzaras et al., 2006, Kokkalas et al., 2006, Tortorici et al., 2010, Viti et al., 2010). Ειδικότερα, στο μοντέλο (Εικ. 2.7) που προτείνουν οι Xypolias et al., (2010) η ηπειρωτική σύγκρουση ξεκίνησε κατά το Ηώκαινο και περιελάμβανε την καταβύθιση του πρωτόλιθου της Κυκλαδικής Ενότητας Κυανοσχιστόλιθων και την προοδευτική υπόθηση της Ενότητας Βάσης (Doutsos et al., 1993). Ανατολικά διευθυνόμενες επωθητικές κινήσεις κατά μήκος της Επώθησης της Όχης ξεκίνησαν στο Κατώτερο Ολιγόκαινο, έπειτα από την κύρια ανάπτυξη των σχετιζόμενων με υψηλές πιέσεις ορυκτών (Maluski et al., 1981, Ring et al., 2007) και συνεχίστηκε μέχρι την οπισθοδρόμηση στις πρασινοσχιστολιθικές φάσεις στο όριο Ολιγόκαινου Μειόκαινου. Ο σχηματισμός της Επώθησης της Εύβοιας ήταν σύγχρονος με την υπέρθεση στις πρασινοσχιστολιθικές φάσεις. Αυτή η προοδευτική τεκτονική/μεταμορφική πορεία δείχνει προέλαση της παραμόρφωσης προς τα ανατολικά κατά το Ολιγόκαινο. Σαν αποτέλεσμα ο σχηματισμός και η επάλληλη τοποθέτηση των καλυμμάτων ήταν σύγχρονος με τον εκταφιασμό των HP-πετρωμάτων από βάθη 40 έως 20 km. Ωστόσο, όπως έχει αναφερθεί και στο παρελθόν από διάφορους συγγραφείς (Platt, 1993, Avigad et al. 1997, Keay et al. 2001, Ring et al. 2003a, Kumerics et al. 2005, Brichau et al. 2006) οι επωθητικές κινήσεις μόνο προκαλούν περιορισμένο εκταφιασμό των HP-πετρωμάτων και θα πρέπει να εμπλέκεται κι άλλος μηχανισμός ώστε αυτά να πλησιάσουν την επιφάνεια της γης. 23