ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΗ ΚΑΙ ΟΡΥΚΤΟΧΗΜΙΚΗ ΜΕΛΕΤΗ ΤΗΣ ΜΕΤΑΛΛΟΦΟΡΙΑΣ ΟΞΕΙΔΙΩΝ ΚΑΙ ΣΟΥΛΦΙΔΙΩΝ ΚΑΙ ΤΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΞΕΝΙΣΤΩΝ ΤΟΥΣ ΣΤΟ ΟΦΙΟΛΙΘΙΚΟ ΣΥΜΠΛΕΓΜΑ ΤΗΣ ΤΗΝΟΥ

Transcript

1 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΩΝ ΠΡΩΤΩΝ ΥΛΩΝ ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΚΗ ΚΑΙ ΟΡΥΚΤΟΧΗΜΙΚΗ ΜΕΛΕΤΗ ΤΗΣ ΜΕΤΑΛΛΟΦΟΡΙΑΣ ΟΞΕΙΔΙΩΝ ΚΑΙ ΣΟΥΛΦΙΔΙΩΝ ΚΑΙ ΤΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΞΕΝΙΣΤΩΝ ΤΟΥΣ ΣΤΟ ΟΦΙΟΛΙΘΙΚΟ ΣΥΜΠΛΕΓΜΑ ΤΗΣ ΤΗΝΟΥ Από ΚΟΚΚΑΛΙΑΡΗ ΜΑΡΙΑ ΔΙΠΛΩΜΑΤΙΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ ΠΑΤΡΑ, 2013

2 Πίνακας περιεχομένων ΠΕΡΙΛΗΨΗ... 2 SUMMURY... 3 ΠΑΡΑΘΕΣΗ ΤΟΥ ΠΡΟΒΛΗΜΑΤΟΣ... 4 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1: ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η Αττικοκυκλαδική Μάζα Γεωλογική δομή της Τήνου Το οφιολιθικό σύμπλεγμα Οι οφιολιθικές εμφανίσεις στον ελλαδικό χώρο PGE μεταλλοφορία στους ελληνικούς χρωμιτίτες ΚΕΦΑΛΙΑΟ 2: ΜΕΘΟΔΟΙ ΕΡΕΥΝΑΣ Πετρογραφικές παρατηρήσεις Ορυκτοχημικά δεδομένα Αναλύσεις των χρωμιτιτών της Τήνου Αναλύσεις των κραμάτων και σουλφιδίων ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: ΔΕΔΟΜΕΝΑ Πετρογραφικά δεδομένα Λιθότυποι, πρωτόλιθοι, βαθμός μεταμόρφωσης των πετρωμάτων ξενιστών του οφιολιθικού συμπλέγματος της Τήνου Ιστολογικά και ορυκτοχημικά δεδομένα των χρωμιτών και σουλφιδίων Τεκτονικό περιβάλλον απόθεσης οφιολίθων Διερεύνηση για πλατινοειδή ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: ΣΥΖΗΤΗΣΗ ΚΑΙ ΣΥΜΠΑΡΑΣΜΑΤΑ ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Βιβλιογραφία:

3 ΠΕΡΙΛΗΨΗ Η νήσος της Τήνου (εικόνα 1.1), με εμβαδό περίπου 200km 2, βρίσκεται στη δυτική Ελλάδα και είναι τρίτη σε έκταση μεταξύ των νήσων που συγκροτούν το σύμπλεγμα των Κυκλάδων, στο Αιγαίο Πέλαγος. Η γονιμότητα των οφιολίθων ως προς τον χρωμίτη, καθώς και η σύνδεση αυτού με ορυκτά της ομάδας των πλατινοειδών (PGM), έχει μελετηθεί στο παρελθόν από αρκετούς συγγραφείς. Με την εργασία αυτή επιδιώχθηκε να μελετηθεί η παρουσία PGM, στους χρωμιτίτες, από τα οφιολιθικά τεμάχη των περιοχών Χαλκοβουνίου και Βερναδάδος, στην Τήνο. Εικόνα 1.1: Η τοποθέτησης της Τήνου στον γεωγραφικό χάρτη της Ελλάδας (πηγή: Google earth) Οι χαρακτήρες που μελετήθηκαν ορυκτοχημικά και πετρολογικά αφορούσαν τον σπινέλλιο μέσα στον τεκτονίτη-περιδοτίτη που είναι ο δυνητικός ξενιστής κοιτασμάτων χρωμίτη. Επίσης, όσον αφορά τον ξενιστή περιδοτίτη, σύμφωνα με την 2

4 προτεινόμενη βιβλιογραφία (ROCCI et al. 1975, STRECKEISEN 1975, NICOLAS et JACKSON 1972, MAKSIMOVIC and JOVANOVIC 1988), πρόκειται για χαρζβουργίτη. Η συγκέντρωση των PGM στους χρωμιτίτες των οφιολίθων στην Τήνο, είναι της τάξεως των εκατοντάδων ppb. Αυτά τα στοιχεία συγκεντρώθηκαν κυρίως σε θειούχα μεταλλικά ορυκτά (σουλφίδια), σχηματίζοντας ομάδες (clusters) ή εγκλείσματα, μέσα ή στα περιθώρια των κόκκων του χρωμίτη. SUMMURY Tinos island (picture 1.1), with an area of about 200km 2, is located in western Greece and is the third largest island of the Cyclades group of islands, in the Aegean Sea. The fertility of ophiolites for the chromite and the connection with the platinum group minerals (PGM), has been studied in the past by several authors. With this work was attempted to be studied the presence of PGM, in chromitites from ophiolite fragments of Chalkovouni and Vernadados areas, Tinos. The characters studied, were concerned the spinel group inside the tectoniteperidotite, which is a potential host rock of chromite deposits. Also, as for the host peridotite, according to the recommended reading (ROCCI et al. 1975, STRECKEISEN 1975, NICOLAS et JACKSON 1972, MAKSIMOVIC and JOVANOVIC 1988), is harzbourgite. The concentration of PGM in chromitites from ophiolites, is of the order of hundreds of ppb. These elements gathered mainly in sulphide metallic minerals (sulfides), forming groups (clusters) or inclusions, within or at the margins of chromitite granoules. 3

5 ΠΑΡΑΘΕΣΗ ΤΟΥ ΠΡΟΒΛΗΜΑΤΟΣ Για την εκπόνηση της εργασίας και τον προσδιορισμό των πρωτολίθων μελετήθηκαν με το μικροσκόπιο διερχόμενου φωτός λεπτές τομές από δείγματα που λήφθηκαν από τα υπερβασικά πετρώματα των οφιολιθικών τεμαχών. Επίσης εξετάστηκαν στιλπνές τομές του χρωμίτη μαζί με τον σερπεντίνη και ερευνήθηκε η ύπαρξη σουλφιδίων κ PGE. Τέλος έγιναν αναλύσεις με ηλεκτρονικό μικροαναλυτή σε δείγματα στιλπνών τομών χρωμίτη για τον προσδιορισμό της ορυκτοχημείας και την ύπαρξη σουλφιδίων και κραμάτων της ομάδας των PGE. Η παρούσα εργασία πραγματεύεται τους παρακάτω στόχους που αφορούν τους χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος της Ανώτερης ενότητας στην Κυκλαδική νήσο και ειδικότερα στις περιοχές Χαλκοβούνι και Βερναδάδος. Η παρούσα έρευνα λοιπόν εστιάζει: 1. Στον προσδιορισμό των πρωτολίθων των μεταμορφιτών που είναι οι ξενιστές-μέλη των χρωμιτών των οφιολιθικών τεμαχών στην Τήνο. 2. Τον χημισμό των χρωμιτιτών της Τήνου και την διερεύνηση της γενετικής προέλευσης και άλλων προτεκτονικών δεδομένων των ξενιστών τους με βάση τα ορυκτοχημικά δεδομένα τω χρωμιτών. 3. Την παρουσία σουλφιδίων και κραμάτων της ομάδας των πλατινοειδών στους χρωμιτίτες της Τήνου. 4

6 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1: ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1 Η Αττικοκυκλαδική Μάζα Η νήσος της Τήνου γεωτεκτονικά εντάσσεται στην ενότητα που είναι γνωστή σαν Αττικοκυκλαδική Kρυσταλλοσχιστώδη μάζα (εικόνα 1.2). Η Αττικοκυκλαδική μάζα από γεωγραφικής απόψεως καταλαμβάνει τον κεντρικό Αιγιακό χώρο καθώς και τμήμα της Εύβοιας και της Αττικής. Εικόνα 1.2: Χάρτης των τεκτονικών πεδίων των Ελληνίδων. Η1:Πλατφόρμα Εξωτερικών Ελληνίδων, Η2:Ωκεανός Πίνδου-Κυκλάδων, Η3:Πλατφόρμα Εσωτερικών Ελληνίδων, Η4:Ωκεανός Αξιού, Η5:Πάικο, Η5a:Ενότητα Πάικου, αυτόχθονο Λέσβου κ αλλόχθονο Χίου, Η5b:Ενότητα Παιονίας, Η6:Περιροδοπική ζώνη και οφιόλιθοι Λέσβου, Η7:Αυτόχθονο Ροδόπης (Ενότητα Παγγαίου), Η8:Οφιόλιθοι Βόλβης-αν. Ροδόπης, Η9:Αλλόχθονο Ροδόπης (+Σερβομακεδονική μάζα), Η9a:Ενότητα Βερτίσκου κ ενότητα αν. Ροδόπης, Η9b:Ενότητα Κερδυλλίων, Η9c: Ενότητα Σιδηρονέρου 5

7 Αν και με κάποιες διαφοροποιήσεις, σήμερα θεωρείται η προς το νότο προέκταση της Πελαγονικής ζώνης και ανήκει στις Εσωτερικές Ελληνίδες. Η Αττικοκυκλαδική μάζα συνίσταται από το Υπόβαθρο, την ενότητα των Κυανοσχιστολίθων, την ενότητα των οφιολίθων, τις μολασσικές αποθέσεις και τις μεταορογενετικές αποθέσεις. Το Υπόβαθρο συνίσταται από την Ενότητα Βάσης, την Ενότητα του Προαλπικού Υποβάθρου και την Ενότητα Χώρας. Η Ενότητα Βάσης, η οποία είναι μέρος των εξωτερικών Ελληνίδων, συνίσταται από δύο υποενότητες που βρίσκονται σε στρωματογραφική συμφωνία: (α) η κατώτερη αντιπροσωπεύεται από μάρμαρα ηλικίας Άνω Τριαδικού έως Κάτω Κρητιδικού όπου σ αυτά εμφανίζονται παρεμβολές δολομιτικών μαρμάρων και (β) η ανώτερη ενότητα αντιπροσωπεύεται από έναν μεταφλύσχη του Ηωκαίνου, ο οποίος συνίσταται, κυρίως, από μοσχοβιτικούς, ασβεστιτικούς, χλωριτικούς και χαλαζιακούς σχιστόλιθους. Η μετάβαση από την κατώτερη προς την ανώτερη ενότητα γίνεται σταδιακά με εναλλαγές σχιστόλιθων με ορίζοντες μαρμάρων. Η ενότητα αυτή, είναι ορατή ως τεκτονικό παράθυρο στην Αττική (ΜΑΡΙΝΟΣ & PETRASCHECK 1956), στη Νότια Εύβοια (SHAKED et al. 2000), στην Τήνο (AVIGAD & GARFUNKEL 1989), στην Σάμο (RING et al. 2001) και στην Αμοργό (FYTROLAKIS & PAPANIKOLAOU 1981). Η Ενότητα του Προαλπικού Υποβάθρου συνίσταται από υπολείμματα μαγματικών διεισδύσεων, Καλυδώνιας ηλικίας (~500Ma), γρανιτικής έως τοναλιτικής, καθώς και γαββρικής σύστασης. Αυτές οι διεισδύσεις εμφανίζονται μέσα σε σχιστόλιθους και γνεύσιους που έχουν προέλθει από μεταμόρφωση αμφιβολιτικής φάσης, άγνωστης ηλικίας. Οι σχιστόλιθοι και οι γνεύσιοι επανακρυσταλλώθηκαν σε όρθο- και παρα- γνεύσιους, λόγω μιας φάσης μεταμόρφωσης Ερκύνειας ηλικίας. Η ενότητα Προαλπικού Υποβάθρου εμφανίζεται στην Ίο, στην Σίκινο, στην Πάρο και στη Νάξο (GAUTIER et al. 1993). Η Ενότητα Χώρας συνίσταται από ορθογνεύσιους, πηλιτικούς σχιστόλιθους και παραγνεύσιους και παρουσιάζει έναν κυανοσχιστολιθικό μεταμορφισμό. Η Ενότητα των Κυανοσχιστολίθων (Cycladic Blueschist Unit, CBU) καταλαμβάνει το μεγαλύτερο μέρος της Αττικοκυκλαδικής Μάζας. Αποτελείται από 6

8 ένα παθητικό Μεσοζωικό περιθώριο που συνίσταται από νηριτική ακολουθία με μάρμαρα, μεταπηλιτικά και μεταβασικά πετρώματα υψηλών πιέσεων/χαμηλών θερμοκρασιών. (Andriessen et al. 1998, Henjes-Kunst and Kreuzer 1982, Keay and Lister 2002, Keay et al. 2001). Πάνω από την νηριτική ακολουθία πετρωμάτων υπάρχει ένα είδος mélange οφιολιθικών πετρωμάτων, ενσωματωμένο σε σερπεντινικό και μεταπηλιτικό συνδετικό υλικό (Bröcker and Keasling 2006; Bulle et al. 2010). Στην ενότητα αυτή υπάρχουν επίσης, δευτερευόντως, χαλαζίτες. Μέσα στους μεταπηλίτες, απαντώνται φλέβες, υδροθερμικά εξαλλοιωμένου πορφυριτικού γρανοδιορίτη S-τύπου, κατά μήκος ή κοντά σε ρήγματα αποχωρισμού. Η πετρογραφική έρευνα των πετρωμάτων αυτών, είναι ακόμα υπό εξέλιξη. Για το μέγιστο του μεταμορφισμού υψηλών πιέσεων / χαμηλών θερμοκρασιών, έχει προσδιοριστεί μια Ηωκαινική ηλικία (ALTHERR et al. 1982; BRÖCKER 1990 και RING & LAYER 2003). Σύμφωνα με τον BALTATZIS (1996), τα μεταβασικά πετρώματα έχουν υποστεί σταδιακή μετασωμάτωση πιθανών από εκλογιτικής φάσης πετρώματα σε επιδοτιτικούς κυανοσχιστόλιθους και τελικά, σε πρασινοσχιστόλιθους. Η ενότητα CBU είναι ισοδύναμη με την ζώνη της Πίνδου και με πετρώματα που υπόκεινται του Πελαγονικού υπόβαθρο (Jolivet et al. 2004a, van Hinsbergen et al. 2005). Η Ενότητα των Οφιολίθων εμφανίζεται στα νησιά Άνδρο, Τήνο, Μύκονο, Πάρο, Νάξο και Ανάφη. Έχει περιορισμένη έκταση, ενώ υπέρκειται τεκτονικά της Κυανοσχιστολιθικής Ενότητας. Οι Μολασσικές αποθέσεις εμφανίζονται στα νησιά Σάμος, Πάρος, Νάξος, Μύκονος, Μήλος, Κουφονήσια και Ανάφη (BORONKAY & DOUTSOS 1994, ΜΠΟΡΟΝΚΑΫ 1995, SANCHEZ-GOMEZ et al. 2002). Συνίστανται από δύο υποενότητες (BOGER 1983). Η κατώτερη αντιπροσωπεύεται από φλυσχοειδή ιζήματα που αποτέθηκαν σε θαλάσσιο περιβάλλον με όρια Ολιγοκαίνου-Μειοκαίνου έως το κάτω Μειόκαινο. Αντίθετα, η ανώτερη αντιπροσωπεύεται από ιζήματα που έχουν αποτεθεί σε χερσαίο περιβάλλον από το Μέσο Μειόκαινο έως το Άνω Μειόκαινο. Ο σχηματισμός των ιζηματογενών λεκανών και η διείσδυση γρανιτοειδών είναι αποτέλεσμα της επέκτασης Β-Ν κατά το Μειόκαινο και τον αρχικό σχηματισμό της λεκάνης του Αιγαίου Πελάγους (Weidmann et al. 1984, Gautier et al. 1999, Sanchez-Gomez et al. 2002). Η τεκτονοστρωματογραφική εξέλιξη της CBU ενότητας (cf. Okrusch and Bröcker 1990) περιλαμβάνει: 1) ένα γεγονός καθολικής μεταμόρφωσης υψηλής 7

9 πίεσης (Μ 1 : με αμφισβήτηση κατά το Ηώκαινο (Tomaschek et al. 2003) ή Κρητιδικό (Bröcker and Keasling 2006) σε ηλικία) που δημιούργησε την CBU ενότητα σαν αποτέλεσμα της ταφής της Αφρικανικής-Αραβικής πλάκας κάτω από την Ευρώπη κατά τη διάρκεια της Αλπικής σύγκρουσης (e.g. Jolivet et al. 2003), 2) ένα γεγονός καθολικής μεταμόρφωσης μετρίων πιέσεων (Μ 2 ) από το Ολιγόκαινο στο Μειόκαινο, ενίοτε σύγχρονο με ένα γεγονός μεταμόρφωσης επαφής που συνοδεύει εναπόθεση γρανιτοειδούς κατά το Μειόκαινο (cf. Jolivet and Brun 2008). Το επεισόδιο Μ 2 σχετίζεται με την ορογενετική εκταφή του Αιγίου (Jolivet 2001, Jolivet et al. 1998, Keay and Lister 2002, Ring et al. 1999, 2001), τη δημιουργία υδροθερμικών δόμων και τα πρώιμα στάδια σχηματισμού φλοιϊκής επέκτασης (Altherr et al. 1982, Andriessen et al. 1979, Avigad and Garfunkel 1991, Gautier et al. 1999, Schliestedt et al. 1987) και την διείσδυση ενός I-type γρανιτοειδούς πλουτωνίτη (Altherr et al. 1982, Avigad et al. 1992, Stouraiti et al. 2010). Το Μειοκαινικό γεγονός αποδίδεται σε μεγάλο βαθμό στη προέκταση οπισθοτόξου και την εξέλιξη μεταμορφωμένων συμπλεγμάτων (Metamorphic Core Complex, MCC) κατά τη διάρκεια της υποχώρησης της Αφρικανικής-Αραβικής πλάκας (Ring and Layer 2003, Royden 1993). 1.2 Γεωλογική δομή της Τήνου H νήσος της Τήνου γεωλογικά βρίσκεται στην Κυκλαδική Κυανοσχιστολιθική ζώνη και απαρτίζεται από ένα πακέτο Αλπικών καλυμμάτων τα οποία μεταμορφώθηκαν κατά το Κατώτερο Κρητιδικό στην αμφιβολιτική φάση, και έχουν επωθηθεί πάνω σε μαγματικό υπόβαθρο Ερκύνειας ηλικίας (Okrusch and Brocker 1990). Το κατώτερο κάλυμμα, που ονομάζεται Βασική ενότητα, αντιπροσωπεύει μια ακολουθία από νηριτικούς ασβεστόλιθους του Κατώτερου Τριαδικού έως του Ανώτερου Κρητιδικού (Ring et al. 2001). Στην περιοχή Κασιδιάρη της Τήνου, οι υπερκείμενοι των δολομιτών χαλαζίτες (που αποτελούν το παρααυτόχθονο υπόβαθρο του νησιού) και οι μεταπηλίτες, έχουν υποστεί μόνο πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωση (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Σύμφωνα με το αποτέλεσμα των γεωλογικών εργασιών που έχουν πραγματοποιηθεί κατά καιρούς στο νησί της Τήνου, προκύπτει το συμπέρασμα ότι η 8

10 Τήνος δομείται από τρεις ακολουθίες πετρωμάτων. Η Τήνος κατά τον Ν. ΜΕΛΙΔΩΝΗ (1980) δομείται από: Την ακολουθία Τεταρτογενών ιζημάτων Την ακολουθία των μαγματιτών Την ακολουθία των μεταμορφιτών Βερναδάδος Χαλκοβούνι Εικόνα 1.3: Χάρτης που απεικονίζει την γενική γεωλογική δομή της Τήνου Όπως προαναφέρθηκε αλλά και από την επισκόπηση του γεωλογικού χάρτη γίνεται αμέσως αντιληπτό, ότι μεταξύ των τριών ομάδων που μετέχουν στην δομή της νήσου κυριαρχεί εκείνη των μεταμορφιτών (εικόνα 1.3). Η ομάδα των μεταμορφιτών διαχωρίζεται από πάνω προς τα κάτω σε δύο επί μέρους ενότητες: Την Ανώτερη σειρά ή Σειρά των πράσινων σχιστόλιθων με οφιόλιθους και την Κατώτερη σειρά ή Σειρά των σχιστολίθων-γνευσίωνμαρμάρων. 9

11 Στην Ανώτερη σειρά απαντώνται οι διάφοροι τύποι υπερβασιτών που βρίσκονται σε όλα τα στάδια της σερπεντινίωσης, καθώς και οι οφειτοασβεστίτες και γάββροι. Πρόκειται για υπολείμματα των μητρικών πετρωμάτων, των ορθοπετρωμάτων, τα οποία μετέχουν στην δομή της Ανώτερης σειράς. Η σειρά των πράσινων σχιστολίθων με οφιόλιθους είναι μια αλλόχθονη ενότητα πετρωμάτων, μεταμορφωμένων σε συνθήκες χαμηλής πίεσης (AVIGAD & GARFUNGEL 1989), η οποία υπέρκεινται τεκτονικά ασύμφωνα της Κατώτερης σειράς των σχιστολίθωνγνευσίων-μαρμάρων. Στην Κατώτερη σειρά, εντοπίστηκε και ένας ορίζοντας γλαυκοφανιτικών σχιστόλιθων. Εκτός των άλλων λιθολογικών τύπων απατώνται, με τη μορφή παρεμβολών στα σχιστοφυή πετρώματα, συντεκτονικοί μαγματίτες. Πρόκειται για μαγματίτες με χαρακτήρα γαββροδιοριτών-διοριτών οι οποίοι επίσης έχουν υποστεί μεταμόρφωση. Αν και οι σχιστοφυείς επιφάνειες των μεταμορφιτών (επιφάνειες s) των δύο αυτών σειρών είναι κατά το μεγαλύτερο ποσοστό παράλληλες μεταξύ τους, κατά τον Ν. ΜΕΛΙΔΩΝΗ (1980), υπάρχουν και περιοχές στις οποίες οι σχέσεις μεταξύ Κατώτερης και Ανώτερης σειράς είναι τέτοιες ώστε να διακρίνεται μια ασυμφωνία και μάλιστα τεκτονική. Αν η συμφωνία αυτή δεν είναι τοπικό φαινόμενο, είναι πολύ πιθανό η Ανώτερη σειρά να αντιπροσωπεύει ένα τεκτονικό κάλυμμα λόγω επωθήσεως. Σε μια τέτοια περίπτωση όμως οι απομονωμένες μεταξύ τους οφιολιθικές εμφανίσεις πρασινοσχιστόλιθων με οφιόλιθους, που απαντώνται στα διάφορα διαμερίσματα της νήσου, θα μπορούσαν να χαρακτηρισθούν ως υπολείμματα ενός κάποτε ενιαίου αλλά διαβρωμένου πλέον τεκτονικού καλύμματος. Η υποτιθέμενη επώθηση όμως, θα πραγματοποιήθηκε πριν την εκδήλωση των διαφόρων φάσεων του μεταμορφισμού καθώς έτσι μόνο αιτιολογείται η σε μεγάλο βαθμό εξάλειψη της τεκτονικής ασυμφωνίας και η παραλληλότητα των σχιστοφυών επιφανειών των δύο σειρών των μεταμορφιτών. Οι σχηματισμοί της Ανώτερης σειράς παρουσιάζουν αμφιβολιτική (ύπαρξη αμφιβολιτών και μεταγάββρων) και πρασινοσχιστολιθική (ύπαρξη μεταπηλιτών) φάση μεταμόρφωσης, ηλικίας περίπου 70εκ. ετών (Κατώτερο Κρητιδικό), χωρίς φαινόμενα ανάδρομης μεταμόρφωσης. Οι κυανοσχιστόλιθοι της Κατώτερης σειράς, παρουσιάζουν μεταμόρφωση αμφιβολιτικής φάσεως, ηλικίας περίπου 42εκ. ετών (Ηώκαινο) και ανάδρομη μεταμόρφωση πρασινοσχιστολιθικής φάσεως κατά το Κατώτερο Μειόκαινο (AVIGAD και GARFUNKEL, 1989). Προκειμένου να ερμηνευθούν τα παραπάνω στοιχεία, οι AVIGAD και GARFUNKEL (1989), δέχονται ότι οι μεταμορφικές διαδικασίες ολοκληρώθηκαν σε 10

12 διαφορετικούς χώρους, και ότι η μετακίνηση των σχηματισμών των δύο σειρών και η τοποθέτηση της μιας επί της άλλης, πραγματοποιήθηκαν στη συνέχεια. Στοιχεία υπαίθρου που επιβεβαιώνουν την ύπαρξη ασυνεχειών παραθέτουν τόσο ο ΜΕΛΙΔΩΝΗΣ (1980), όσο και οι AVIGAD και GARFUNKEL (1989), τα οποία σχετίζονται με την ύπαρξη ασυνεχών στρώσεων, την ύπαρξη μυλονιτιωμένων και σχιστοποιημένων σερπεντινιτών και την αύξηση του πάχους των σχηματισμών. Οι AVIGAD και GARFUNKEL (1989) δέχονται ότι η τελική τοποθέτηση των οφιολίθων έγινε μετά την ανάδρομη μεταμόρφωση των σχηματισμών της Κατώτερης σειράς (Ολιγόκαινο-Μειόκαινο) και πριν από τη διείσδυση του γρανίτη της Τήνου (Ανώτερο Μειόκαινο). Όσον αφορά τα μαγματικά πετρώματα της Τήνου, σύμφωνα με τον Ν. ΜΕΛΙΔΩΝΗ (1980), διακρίνονται ανάλογα με τις σχέσεις ως προς τους μεταμορφίτες- σε συντεκτονικά, σε συνιζηματογενή, σε υστεροτεκτονικάμετατεκτονικά και σε νεοηφαιστίτες. Οι συνιζηματογενείς μαγματίτες της Ανώτερης σειράς περιλαμβάνουν υπερβασίτες και γάββρους που συνυπάρχουν με τους πρασινοσχιστόλιθους. Οι συντεκτονικοί μαγματίτες της Κατώτερης σειράς αναφέρονται σε μικρές εμφανίσεις (σύμφωνες κοίτες) γρανοδιοριτών και διοριτών που φιλοξενούνται μέσα στους μεταμορφίτες και έχουν υποστεί ίδια με αυτούς μεταμόρφωση. Οι υστεροτεκτονικοί-μετατεκτονικοί πλουτωνίτες αναφέρονται σε γρανίτη-γρανοδιορίτη Μειοκαινικής ηλικίας του κεντρικού τμήματος του νησιού. Τέλος οι νεοηφαιστίτες, είναι νεότερης ηλικίας, μη μεταμορφωμένοι, Πλειστοκαινικοί ηφαιστίτες, που παρουσιάζουν πολύ μικρή ανάπτυξη, με μορφή φλεβών ή κοιτών μέσα στους μεταμορφίτες της Ανώτερης σειράς. Πάνω στις σειρές των μεταμορφιτών (και στους μαγματίτες που τις συνοδεύουν) έχουν αποτεθεί, με σαφή βέβαια ασυμφωνία, τα διαφόρων κατηγοριών ιζήματα του Τεταρτογενούς. Στην ομάδα αυτή περιλαμβάνονται ιζήματα από λιμναίες, θαλάσσιες, χερσαίες και χειμμάριες αποθέσεις. 11

13 1.3 Το οφιολιθικό σύμπλεγμα Σε περιοχές απόκλισης των λιθοσφαιρικών πλακών, οπού δημιουργείται η μεσοωκεάνια ράχη, παράγεται νέα ωκεάνια λιθόσφαιρα μέσα από διεργασίες επέκτασης πυθμένα. Το υλικό αυτό, μεταφέρεται στη συνέχεια πάνω στις εκατέρωθεν αποκλίνουσες πλευρές για να βυθιστεί και πάλι στο εσωτερικό της γης, στις περιοχές των ζωνών καταβύθισης, μπροστά στα νησιωτικά τόξα ή ηπειρωτικά περιθώρια. Το αποτέλεσμα αυτής της διαδικασίας ανακύκλωσης είναι τμήματα αυτής της ωκεάνιας λιθόσφαιρας να αποκολλούνται και να επωθούνται επάνω στα ηπειρωτικά περιθώρια (εικόνα 1.4). Ο όρος οφιόλιθος αναφέρεται σε τέτοιου είδους υπολείμματα του ωκεάνιου φλοιού. Εικόνα 1.4: Σχηματική απεικόνιση της δημιουργίας ενός οφιολιθικού συμπλέγματος Η μελέτη των πετρωμάτων αυτών αποτελεί κλειδί στην ερμηνεία γεωτεκτονικών εξελίξεων, καθόσον μπορούν να μας δώσουν πολύ χρήσιμες πληροφορίες τόσο για τη σύσταση του εσωτερικού της γης όσο και για την εξελικτική πορεία ορογενετικών διεργασιών. Επιπλέον η παρουσία οικονομικά αξιόλογων κοιτασμάτων, που έχει πολλές φορές παρατηρηθεί στα οφιολιθικά συμπλέγματα, προσδίδει ιδιαίτερο ενδιαφέρον για την εκτενέστερη μελέτη αυτών. Ο όρος οφιολιθικό σύμπλεγμα ή οφιολιθική ακολουθία (εικόνα 1.5) αναφέρεται σε αυτοτελείς ενότητες υπερβασικών έως βασικών πετρωμάτων τα οποία 12

14 με λιθοστρωματογραφική σειρά, από τα κατώτερα προς τα ανώτερα μέλη περιλαμβάνει τις εξής ενότητες: Υπερβασικό σύμπλεγμα: αποτελείται από χαρζβουργίτες, λερζόλιθους και δουνίτες, συνήθως με μεταμορφική τεκτονική υφή (μεταμορφικοί τεκτονίτες), οι οποίοι συχνά συνοδεύονται από χρωμιτικά κοιτάσματα λοβόμορφου τύπου (podiform). Γαββρικό σύμπλεγμα: περιλαμβάνει περιδοτίτες, πυροξενίτες, γάββρους, διορίτες και πλαγιογρανίτες, συνήθως με σωρειτικούς χαρακτήρες. Βασικό σύμπλεγμα πολλαπλών φλεβών: αποτελείται από διαβασικά σώματα, ή/και διαβασικές φλέβες. Βασικό ηφαιστειακό σύμπλεγμα: περιλαμβάνει λάβες οι οποίες εμφανίζουν προσκεφαλοειδείς δομές (pillow lavas). Εναλλαγές λαβών με πελαγικά ιζήματα. Ιζηματογενείς σειρές βαθιάς θάλασσας. Εικόνα 1.5: Σχεδιάγραμμα που απεικονίζει τα μέλη μιας οφιολιθικής ακολουθίας 13

15 Οι οφιόλιθοι θεωρούνται τμήματα ωκεάνιου φλοιού και του ανώτερου μανδύα, τοποθετημένα πάνω στο ηπειρωτικό περιθώριο, με διεργασίες που συνδέονται με την τεκτονική των πλακών (COLEMAN 1977). Ο MOORES (1982), συμπλήρωσε την στωματογραφική αυτή ακολουθία με την τοποθέτηση οφιολιθικών μιγμάτων (ophiolitic mélange) καθώς και μεταμορφωμένων πετρωμάτων, υψηλής θερμοκρασίας, στη βάση του συμπλέγματος. Επίσης, ανέφερε ότι επιπλέον των πελαγικών ιζημάτων, είναι δυνατό ορισμένα οφιολιθικά συμπλέγματα να συνδέονται και με ιζήματα νηριτικής φάσης. Από πολλούς ερευνητές έχει αναφερθεί, ότι είναι πιθανό, λόγω μεταγενέστερων γεωλογικών επιδράσεων, όπως η διάβρωση και η αποσάθρωση, καθώς επίσης και τεκτονικές ή μεταμορφικές διεργασίες, να έχει τροποποιηθεί η προαναφερθείσα οφιολιθική, στρωματογραφική ακολουθία. Έτσι στις περισσότερες από τις γνωστές εμφανίσεις σήμερα, έχει παρατηρηθεί το φαινόμενο είτε να είναι διαμελισμένες, είτε να έχουν υποστεί την επίδραση μεταμορφικών παραγόντων, είτε τέλος να απουσιάζουν κάποια μέλη, από την πλήρη στρωματογραφική τους ανάπτυξη. 1.3 Οι οφιολιθικές εμφανίσεις στον ελλαδικό χώρο Τα οφιολιθικά συμπλέγματα, παρά τα κοινά τους χαρακτηριστικά, παρουσιάζουν πολλές ιδιαιτερότητες, τόσο ως προς την σχετική ανάπτυξη των επί μέρους μελών, όσο και ως προς τον ιδιαίτερο πετρολογικό τους χαρακτήρα. Οι Nicolas και Jackson (1972), αναγνωρίζουν στο χώρο της Μεσογείου, δύο τύπους αλπικών περιδοτιτών: τους περιδοτίτες της Δυτικής Μεσογείου με επικράτηση του λερζόλιθου και αυτούς της Ανατολικής Μεσογείου με επικράτηση χαρζβουργίτηδουνίτη. Στη συνέχεια οι Rocci et al. (1975), παρατηρούν διαφοροποίηση και στα άλλα πετρώματα των οφιολιθικών συμπλεγμάτων και διακρίνουν στην Τηθύ δύο τύπους οφιολιθικών συμπλεγμάτων (Ι λερζολιθικό και ΙΙ χαρζβουργιτικό), εντοπίζοντας μάλιστα τον τύπο Ι στη Δυτική Μεσόγειο και τον τύπο ΙΙ στην Ανατολική. Τα κύρια χαρακτηριστικά των δύο τύπων φαίνονται στον παρακάτω πίνακα (πίνακας 1): 14

16 ΤΥΠΟΣ Ι ΤΥΠΟΣ ΙΙ Μανδυακή σειρά Τεκτονίτες Πλαγιοκλαστικοί λερζόλιθοι Χαρζβουργίτες Δουνίτες Χρωμίτες Μαγματική σειρά Σωρίτες Πλαγιοκλαστικοί χαρζβουργίτες Λερζόλιθοι Λερζόλιθοι Βερλίτες Δουνίτες Χρωμίτες Ζώνη Μεταβάσεως Τροκτόλιθοι Πυροξενίτες Γάββροι Γάββροι με κλινοπυρόξενους (σιδηρογάββροι) Νορίτες Ολιβινικοί γαββροι Διορίτες Πλαγιογρανίτες (σπάνιοι) (σπάνιοι) Υποηφαιστίτες Φλέβες (σπάνιες), Συμπαγείς θολεϊτικοί δολερίτες Σμήνος φλεβών καλά αναπτυγμένο, συχνά ασβεσταλκαλικής συστάσεως Ηφαιστίτες Θολεΐτες με ολιβίνη Θολεΐτες με χαλαζία Ανδεσίτης Πίνακας 1: Οφιόλιθοι της Τηθύος, (Πετρολογική διαφοροποίηση) (πηγή: Rocci et al. 1975) Οι οφιόλιθοι του ελληνικού χώρου παρουσιάζουν τη μεγαλύτερη ανάπτυξή τους στις ενδιάμεσες-μεταβατικές ζώνες των Ελληνίδων (Υποπελαγονική και Αξιού, Aubouin et al. 1970, ΜΑΡΑΤΟΣ, 1972, Celet et al., 1979). Στις ζώνες αυτές παρουσιάζονται ως πλήρη οφιολιθικά συμπλέγματα, συνήθως όμως είναι διαμελισμένα. Η γένεσή τους συνδέθηκε με την ύπαρξη Μεσοζωικών ωκεανών, ανατολικά (Αξιού) και δυτικά (Πίνδου-Υποπελαγονικής), της δυτικής ζώνης (Vergely 1977). Σε φάσεις που ακολούθησαν την ωκεάνια διεύρυνση, τμήματα οφιολίθων μετανάστευσαν και βρίσκονται σήμερα επωθημένα με μορφή καλυμμάτων, πάνω στους σχηματισμούς άλλων ζωνών. Οι οφιολιθικές εμφανίσεις στον ελλαδικό χώρο έχουν διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ και ηλικία σχηματισμού στο Προ-Άνω-Κρητιδικό. Τα κυριότερα οφιολιθικά συμπλέγματα βρίσκονται στις περιοχές της Πίνδου, του Βούρινου, της Όρθρυς, του Βέρμιου, της Χαλκιδικής και της Εύβοιας. Λιγότερο σημαντικές εμφανίσεις βρίσκονται στην Πελοπόννησο, το Αιγαίο και την Κρήτη. Όπως προαναφέρθηκε στην Ελλάδα τα οφιολιθικά συμπλέγματα σχηματίζουν δύο ευδιάκριτες, παράλληλες λωρίδες, την δυτική και την ανατολική.το γεωλογικό όριο για την διάκριση των οφιολιθικών εμφανίσεων είναι η Πελαγονική Μάζα που χωρίζει και τις Εξωτερικές από τις Εσωτερικές Ελληνίδες. Πιο συγκεκριμένα η δυτική οφιολιθική ζώνη καταλαμβάνει τμήμα των κεντρικών ή μεταβατικών Ελληνίδων, ενώ η ανατολική ζώνη κατέχει τμήμα των εσωτερικών ισοτοπικών ζωνών. Συνοψίζοντας 15

17 λοιπόν με βάση τα παραπάνω μπορούμε να πούμε πως οι διαφορές της ανατολικής σε σχέση με την δυτική ζώνη των οφιολίθων είναι οι εξής: ΔΥΤΙΚΗ ΖΩΝΗ: Εμφανίζονται πετρώματα όπως λερζόλιθοι, πλαγιοκλαστικοί χαρζβουργίτες, γάββροι και ολιβινικοί θολεΐτες. Παρουσία οφιολιθικής mélange που υποδηλώνει τον αλλόχθονο χαρακτήρα των συνδεόμενων με αυτήν συμπλεγμάτων. Παρουσία επίσης μεταμορφικών πελμάτων, πρασινοσχιστολιθικής έως αμφιβολιτικής φάσης. ΑΝΑΤΟΛΙΚΗ ΖΩΝΗ: Εμφανίζονται πετρώματα όπως χαρζβουργίτες, δουνίτες, τροκτόλιθοι και τοναλίτες. Σε χαρζβουργιτικού τύπου λιθολογίες, εμφανίζονται χρωμίτες και σουλφίδια. Απουσία οφιολιθικής mélange, η οποία μάλλον δεν σχηματίστηκε ποτέ. Απουσία και μεταμορφικών πελμάτων. Με βάση τα παραπάνω γνωρίσματα, έγινε η διάκριση των οφιολιθικών εμφανίσεων και η ομαδοποίησή τους στις δύο αυτές ζώνες οι οποίες παρουσιάζουν πετρολογικές, κοιτασματολογικές αλλά και δομικές διαφορές. Λόγω των διαφορετικών χαρακτηριστικών τους είναι προφανές ότι τα περιβάλλοντα δημιουργίας τους είναι διαφορετικά. 1.4 PGE μεταλλοφορία στους ελληνικούς χρωμιτίτες Τα ελάχιστα δεδομένα αναφορικά με τη μορφή, τον μηχανισμό συγκέντρωσης και την ορυκτολογία των PGM στους χρωμιτίτες του Ελληνικού χώρου, σε συνδυασμό με την πιθανολογούμενη υψηλότερη συμμετοχή τους σε ορισμένους από αυτούς, σε σχέση με αυτή που αναφέρεται στη βιβλιογραφία, έχει προξενήσει σημαντικό επιστημονικό ενδιαφέρον σχετικά με επίπεδα μεταλλοφορίας τους σε PGE (πίνακας 2). Όσον αφορά τα επίπεδα συγκέντρωσης των PGE (+Au) στους χρωμιτίτες του Ελλαδικού χώρου, γενικά μπορεί να ειπωθεί ότι είναι χαμηλά, κυμαινόμενα από 16

18 μερικές δεκάδες έως λίγες εκατοντάδες ppb (TARKIAN et al. 1996). Ωστόσο, σε ορισμένους από αυτούς έχει διαπιστωθεί ένας εμπλουτισμός σε PGE της τάξης λίγων ppm. Αυτός φαίνεται να είναι τοπικός και δεν σχετίζεται με την χημική σύσταση των χρωμιτικών κοιτασμάτων (ECONOMOU-ELIOPOULOS 1993). Επιπρόσθετα, φαίνεται πως υψηλότερα (όχι απαραίτητα ακραία) επίπεδα συγκέντρωσης PGE απαντούν συχνότερα στον μεταλλουργικό παρά στον πυρίμαχο τύπο χρωμίτη (AGIORGITIS & WOLF 1978, ECONOMOU 1983). Οι πιο ανώμαλες συγκεντρώσεις PGE έχουν καταγραφεί σε συγκεκριμένα χρωμιτικά κοιτάσματα που είναι τα εξής: Σε ορισμένους από τους χρωμιτίτες του Βόρειου Βούρινου (Βοϊδόλακκος) έχουν αναφερθεί τοπικοί εμπλουτισμοί, ο μέγιστος από τους οποίους είναι της τάξης των 3ppm (KONSTANTOPOULOU & ECONOMOU-ELIOPOULOS 1991). Σε κάποιους από τους Al-ούχους χρωμιτίτες της Σκύρου (Αχλαδώνες) έχει αναφερθεί περιεχόμενο σε PGE που φθάνει τα 3ppm (AGIORGITIS & WOLF 1978, ECONOMOU 1986). Οι χρωμιτίτες της Μηλιάς και του Κορυδαλλού στην Πίνδο επίσης εμφανίζουν υψηλά ποσοστά σε Os, Ir, Ru (έως και 1260 ppb) (ECONOMOU- ELIOPOULOS & VACONDIOS 1995) και σε Rh, Pt, Pd (έως και 5215 ppb) (TARKIAN et al. 1996). Τέλος στους Al-ούχους χρωμιτίτες της Γαλάκτου στη Βέροια μετρήθηκαν πρόσφατα οι υψηλότερες συγκεντρώσεις PGE (έως και 25 ppm) και κυρίως IPGE σε ελληνικούς χρωμιτίτες (TSOUPAS & ECONOMOU-ELIOPOULOS 2005, 2008). Οι μελέτες που αφορούν στον εντοπισμό και στην εξέταση του περιεχομένου σε PGM των χρωμιτιτών του ελληνικού χώρου αν και καλύπτουν ουσιαστικά το σύνολο των σημαντικότερων χρωμιτικών εμφανίσεων, είναι περιορισμένες και στη συντριπτική τους πλειονότητα όχι πρόσφατες. Οι χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του Βούρινου έχουν μελετηθεί ως προς τα PGM από τους AUGE (1985), και GARUTI & ZACCARINI (1997), της Ροδόπης, της Σκύρου και της Πίνδου από τους TARKIAN et al. (1991, 1992 & 1996, αντίστοιχα), της Όρθρυς από τους GARUTI et al. (1999a), της Χαλκιδικής από τους MICHAELIDIS et al. (1995), της 17

19 Πίνακας 2: Χαρακτηριστικές παρουσίες των δύστηκτων πλατινοειδών μετάλλων στον Ελλαδικό χώρο ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΩΝ ΚΑΙ ΠΡΩΤΩΝ ΥΛΩΝ Έδεσσας από τη ΜΠΑΝΤΗ (2002) και της Βέροια από τους TSOUPAS & ECONOMOU-ELIOPOULOS (2005, 2008). 18

20 ΚΕΦΑΛΙΑΟ 2: ΜΕΘΟΔΟΙ ΕΡΕΥΝΑΣ 2.1 Πετρογραφικές παρατηρήσεις Τα κοιτάσματα χρωμίτη για την Τήνο, φιλοξενούνται, όπως αναφέρθηκε, στα οφιολιθικά συμπλέγματα χαρζβουργιτικού τύπου ή Ανατολικής Μεσογείου. Αντίθετα στα συμπλέγματα λερζολιθικού τύπου ή Δυτικής Μεσογείου υπάρχουν μόνο μικρών διαστάσεων χρωμιτικές συγκεντρώσεις (NICOLAS και JACKSON 1972). Για τις ανάγκες της εργασίας αυτής μελετήθηκαν οι χαρακτήρες οι οποίοι προσδιορίζουν τον τύπο του συμπλέγματος (περιβάλλον σχηματισμού, πετρολογία και χημισμός). Χρησιμοποιήθηκαν, κατά το δυνατόν, μέθοδοι απλές και προσιτές, οι οποίες είναι εφαρμόσιμες στην έρευνα εντοπισμού κοιτασμάτων. Για την εκπόνηση αυτής της εργασίας συλλέχθηκαν δείγματα από το οφιολιθικό σύμπλεγμα από τα πετρώματα των σερπεντινιωμένων υπερβασιτών, των γαββρικών πετρωμάτων και των σχιστολίθων. Επίσης λήφθηκαν δείγματα χρωμιτιτών με σκοπό να μελετηθεί η ύπαρξη σε αυτούς, κόκκων σουλφιδίων και πλατινοειδών. Τα δείγματα που συλλέχθηκαν κόπηκαν σε φέτες και πλακίδια. Από αυτά στη συνέχεια κατασκευάστηκαν 19 λεπτές τομές για την μικροσκοπική μελέτη των υπερβασικών και βασικών πετρωμάτων (12 λεπτές τομές υπερβασιτών, 3 λεπτές τομές γαββρικών πετρωμάτων και 7 λεπτές τομές σχιστολίθων), και 29 στιλπνές τομές για τη μελέτη του χρωμίτη και των πλατινοειδών. Η μελέτη αφορούσε κυρίως τα υπερβασικά πετρώματα, αφού τα κοιτάσματα χρωμίτη φιλοξενούνται, κατά κανόνα, στους υπερβασικούς τεκτονίτες. Η ονοματολογία των λιθολογικών τύπων βασίστηκε στον ποιοτικό και ποσοστιαίο προσδιορισμό των ορυκτών που συμμετέχουν σε αυτούς. 2.2 Ορυκτοχημικά δεδομένα Αναλύσεις των χρωμιτιτών της Τήνου Η ορυκτοχημεία χρησιμοποιήθηκε για τον χαρακτηρισμό του σπινελλίου, τη συσχέτιση σπινελλίου-ξενιστή και τη συγκριτική μελέτη του βαθμού μερικής τήξεως. Η χημική σύσταση των χρωμιτιτών καθορίστηκε με ηλεκτρονικό μικροαναλυτή τύπου JOEL 8900 Superprobe, εξοπλισμένο με ιδιότητες διάχυσης μήκους κύματος 19

21 και ενέργειας, και back-scattered δυνατότητες στο Κέντρο Ηλεκτρονικής Μικροανάλυσης του τμήματος Earth and Planetary Sciences του Πανεπιστημίου McGill, στο Montreal του Καναδά. Οι συνθήκες λειτουργίας ήταν: δυναμικό επιτάχυνσης των 15kV, ρεύμα δέσμης 10nA και μετρήσεις ανά 20s. Για την μέθοδο αυτή, επιλέχθηκαν 4 από τις πιο αντιπροσωπευτικές για την ύπαρξη πλατινοειδών, λεπτές τομές. Στα δείγματα αυτά πραγματοποιήθηκε ανάλυση για την ποσοστιαία συμμετοχή των στοιχείων SiO 2, Al 2 O 3, V 2 O 3, Cr 2 O 3, FeO, MgO, ZnO, TiO 2, MnO (πίνακας 3). Ο προσδιορισμός της στοιχειομετρίας τους πραγματοποιήθηκε με βάση 32 άτομα οξυγόνου. Πρόκειται για ομοιογενείς συστασιακά κρυστάλλους, οι οποίοι χαρακτηρίζονται από υψηλότερη συμμετοχή Cr 2 O 3 ( % κ.β.) και μικρότερη συμμετοχή Al 2 O 3 ( % κ.β.) και MgO ( % κ.β.) (πίνακας 3). Από την προβολή των μαγνησιοχρωμιτών από τους χρωμιτίτες της Τήνου στο τριγωνικό διάγραμμα Cr-Al-Fe +3 (STEVENS 1994) προκύπει πως πρόκειται για σπινελιούχες φάσεις πλούσιας σε χρωμιτικής σύστασης (εικόνα 2.1). Fe+3 Al-Μαγνητίτης Cr-Μαγνητίτης Fe-Χρωμίτης Al-Χρωμίτης Fe-Σπινέλιος Al-Σπινέλιος Cr Al B126 C1-1 B117 C1-2 B127 C1-2 B213 C4-1 B216 C1-2 B117 C2-1 B127 C2-1 B213 C5-1 B126 C2-1 B117 C2-2 B127 C2-2 B213 C6-1 B126 C2-2 B117 C3-1 B213 C1-1 B213 C7-1 B126 C2-1 B117 C3-2 B213 C2-1 B213 C8-1 M B117 C1-1 B127 C1-1 B213 C3-1 B213 C9-1 Εικόνα 2.1: Προβολή των ανελυμένων σπινέλιων από τους χρωμιτίτες της Τήνου στο τριγωνικό διάγραμμα Cr-Al-Fe +3 (STEVENS 1944) 20

22 TiO 2 0,153 0,079 0,108 0,068 0,087 0,077 0,088 0,121 0,132 0,144 0,145 0,159 0,141 0,146 0,169 0,139 0,141 0,16 0,173 0,15 0,085 0,1 0,078 0,092 Si 0,003 0,001 0,003 0,009 0,004 0,005 0,004 0,006 0,002 0,004 0,008 0,001 0,002 0,004 0,01 0,009 0,008 0,007 0,005 0,005 0,007 0,004 0,005 0,004 Al 3,403 4,083 3,868 4,014 4,033 4,055 4,012 4,048 4,038 4,031 4,012 3,372 4,048 4,09 3,961 3,925 3,99 3,405 3,333 3,332 4,164 4,106 4,1 4,111 Ti 0,03 0,015 0,021 0,013 0,017 0,015 0,017 0,023 0,025 0,028 0,028 0,031 0,027 0,028 0,033 0,027 0,027 0,031 0,034 0,029 0,016 0,019 0,015 0,018 Cr 11,766 11,33 11,56 11,497 11,45 11,465 11,508 11,298 11,321 11,314 11,346 11,816 11,312 11,242 11,343 11,413 11,36 11,802 11,901 11,875 11,25 11,335 11,368 11,371 Mn 0,072 0,057 0,059 0,062 0,06 0,061 0,06 0,056 0,056 0,064 0,062 0,072 0,058 0,062 0,062 0,065 0,058 0,064 0,077 0,071 0,06 0,061 0,063 0,056 Mg 5,294 5,282 5,153 5,405 5,407 5,486 5,401 5,504 5,453 5,16 5,068 5,242 5,407 5,444 5,271 5,02 5,304 5,358 5,064 5,334 5,304 5,255 5,232 5,294 V 0,02 0,04 0,03 0,03 0,02 0,03 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,01 0,02 0,02 0,02 0,01 0,02 0,02 0,02 0,04 0,03 0,04 0,04 Zn 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 Fe 2 2,63 2,60 2,73 2,47 2,48 2,39 2,48 2,41 2,46 2,74 2,82 2,68 2,52 2,47 2,63 2,87 2,61 2,57 2,83 2,58 2,57 2,62 2,63 2,58 Fe 3 1,25 0,91 0,88 0,76 0,80 0,74 0,74 0,99 0,97 1,00 0,97 1,23 0,97 1,01 1,03 1,01 0,98 1,18 1,15 1,19 0,89 0,86 0,83 0,80 Ορυκτό Λιθότυπος Βαρναδάδος (Τήνος) Χρωμίτης Χαρζβουργίτης Δείγμα Β126 Β126 Β126 Β126 B126 B117 B117 B117 B117 B117 B117 B127 Β127 Β127 Β127 Β213 Β213 Β213 Β213 Β213 Β213 Β213 Β213 Β213 Ανάλυση C2-1 C2-2 C2-3 C1-1 C1-2 C1-1 C1-2 C2-1 C2-2 C3-1 C3-2 C1-1 C1-2 C2-1 C2-2 C1-1 C2-1 C3-1 C4-1 C5-1 C6-1 C7-1 C8-2 C9-1 Οξείδια SiO 2 0,011 0,004 0,011 0,034 0,014 0,021 0,016 0,024 0,009 0,015 0,03 0,005 0,008 0,015 0,038 0,033 0,031 0,026 0,02 0,021 0,029 0,014 0,018 0,016 Al 2 O 3 11,131 13,621 12,798 13,348 13,315 13,614 13,374 13,508 13,407 13,3 13,218 11,042 13,495 13,705 13,135 12,924 13,276 11,159 10,864 10,888 13,861 13,678 13,669 13,684 Cr 2 O 3 57,4 56,36 57,04 57,02 56,37 57,4 57,2 56,23 56,05 55,67 55,74 57,7 56,24 56,18 56,1 56,05 56,36 57,67 57,85 57,87 55,85 56,31 56,52 56,44 FeO 17,28 16,07 16,41 14,75 14,89 14,47 14,8 15,52 15,6 16,92 17,17 17,43 15,92 15,92 16,64 17,51 16,34 16,74 17,74 16,81 15,81 15,93 15,88 15,47 MnO 0,327 0,263 0,27 0,285 0,275 0,286 0,279 0,261 0,258 0,293 0,283 0,326 0,269 0,287 0,287 0,297 0,268 0,293 0,349 0,321 0,28 0,283 0,291 0,259 MgO 13,68 13,92 13,47 14,2 14,1 14,55 14,22 14,51 14,3 13,45 13,19 13,56 14,24 14,41 13,81 13,06 13,94 13,87 13,04 13,77 13,95 13,83 13,78 13,92 ZnO 0,028 0,061 0,033 0,034 0,053 0,041 0,03 0,033 0,033 0,04 0,029 0,027 0,013 0,048 0,044 0,035 0,05 0,043 0,053 0,019 0,053 0,038 0,022 0,023 V 2 O 3 0,117 0,174 0,155 0,145 0,101 0,134 0,115 0,102 0,099 0,077 0,104 0,098 0,067 0,09 0,102 0,102 0,073 0,104 0,103 0,111 0,204 0,167 0,179 0,176 Total 100, , ,295 99,884 99, , , ,309 99,888 99,909 99, , , , , ,15 100, , ,192 99,96 100, ,35 100, ,08 Αριθμός κατιόντων με βάση 32 άτομα οξυγόνου Cations 24,349 24,239 24,226 24,19 24,204 24,188 24,185 24,267 24,262 24,272 24,255 24,344 24,255 24,274 24,273 24,265 24,255 24,325 24,309 24,319 24,223 24,216 24,205 24, Mg# 66,8 67,0 65,4 68,6 68,5 69,6 68,5 69,5 68,9 65,3 64,2 66,2 68,2 68,8 66,7 63,6 67,0 67,6 64,1 67,4 67,4 66,7 66,5 67,3 100Cr# 77,6 73,5 74,9 74,1 74,0 73,9 74,1 73,6 73,7 73,7 73,9 77,8 73,6 73,3 74,1 74,4 74,0 77,6 78,1 78,1 73,0 73,4 73,5 73,4 Πίνακας 3: Χημικές αναλύσεις σπινελλίων των χρωμιτιτών από την Τήνο 21

23 Από το διάγραμμα ταξινόμησης των χρωμιτιτών, φαίνεται πως έχουν τιμές αριθμών Cr [Cr#:Cr/(Cr+Al)*100] και Mg [Mg#: Mg/(Mg+Fe +2 )*100] υψηλότερες από 70% και 60% αντίστοιχα, οι οποίες αντιστοιχούν σε σύσταση μαγνησιοχρωμίτη (εικόνα 2.2). Σπινέλλιος Μαγνησιοχρωμίτης Mg/(Mg+Fe+2)*100 Ερκυνίτης Χρωμίτης Cr/(Cr+Al)*100 B126 C1-1 B117 C1-2 B127 C1-2 B213 C4-1 B216 C1-2 B117 C2-1 B127 C2-1 B213 C5-1 B126 C2-1 B117 C2-2 B127 C2-2 B213 C6-1 B126 C2-2 B117 C3-1 B213 C1-1 B213 C7-1 B126 C2-1 B117 C3-2 B213 C2-1 B213 C8-1 M B117 C1-1 B127 C1-1 B213 C3-1 B213 C9-1 Εικόνα 2.2: Προβολή των ανελυμένων σπινελίων από τους χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος στις Βερναρδάδες στο διάγραμμα Cr/(Cr+Al)*100 vs Mg/(Mg+Fe +2 )*100 Η σύσταση των μαγνησιοχρωμιτικών κρυστάλλων που μετέχουν στην δομή των αντίστοιχων χρωμιτιτών, θα πρέπει να σημειωθεί ότι είναι αρκετά Cr-ούχας σύστασης, όπως αυτό προκύπτει από τις υψηλές και χαμηλές, αντίστοιχα, περιεκτικότητες Cr 2 O 3 (μέση τιμή: 56.5% κ.β.) και Al 2 O 3 (μέση τιμή: 12.5% κ.β.) που παρουσιάζουν. Από τις επόμενες προβολές φαίνεται ότι η περιεκτικότητα των μαγνησιοχρωμιτικών κρυστάλλων σε Cr 2 O 3 συσχετίζεται αρνητικά με εκείνη σε Al 2 O 3 (εικόνα 2.3A). Η συσχέτιση αυτή αποτελεί συνέπεια της δυνατότητας υποκατάστασης μεταξύ Cr και Al στις θέσεις οκταεδρικής συνδιάταξης στη δομή του μαγνησιοχρωμίτη. Το περιεχόμενο σε MgO μεταβάλλεται σχεδόν ανάλογα με εκείνο 22

24 FeO(wt%) MgO(w%) ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΩΝ ΚΑΙ ΠΡΩΤΩΝ ΥΛΩΝ σε Al 2 O 3, με μόνη εξαίρεση τους μαγνησιοχρωμίτες υψηλού Cr# των χρωμιτιτών (εικόνα 2.3Β). Για τους τελευταίους διαπιστώθηκε αύξηση του MgO για κάποια σταθερή τιμή του Al 2 O 3. Καμία συσχέτιση δεν παρουσιάζει η συγκέντρωση του Cr 2 O 3 με την περιεκτικότητα σε MgO, όπως επίσης καμία συστηματική μεταβολή δεν διαπιστώθηκε και μεταξύ των συγκεντρώσεων Cr 2 O 3 κα FeO (εικόνα 2.3C,D). A 60 B Cr2O3wt%) Cr2O3(wt%) Cr2O3 (wt%) Cr2O3 (wt%) C Al 2 O 3 (wt%) Al2O3 (wt% ) MgO (wt%) D FeO (wt%) Al 2 O 3 (wt%) Al2O3 (wt% ) MgO(wt%) MgO (wt%) Cr 2 O 3 wt%) Cr2 O3 (wt%) B126 C1-1 B117 C1-2 B127 C1-2 B213 C4-1 B216 C1-2 B117 C2-1 B127 C2-1 B213 C5-1 B126 C2-1 B117 C2-2 B127 C2-2 B213 C6-1 B126 C2-2 B117 C3-1 B213 C1-1 B213 C7-1 B126 C2-1 B117 C3-2 B213 C2-1 B213 C8-1 M B117 C1-1 B127 C1-1 B213 C3-1 B213 C9-1 Εικόνα 2.3: Προβολή των ανελυμένων μαγνησιοχρωμιτών από τους χρωμιτίτες των Βερναρδάδων στα διαγράμματα A) Cr 2 O 3 vs Al 2 O 3, B) MgO vs Al 2 O 3, C) Cr 2 O 3 vs MgO, D) FeO vs Cr 2 O 3. 23

25 Cr# ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΩΝ ΚΑΙ ΠΡΩΤΩΝ ΥΛΩΝ Από το επόμενο ορθογώνιο διάγραμμα Cr# vs Mg# φαίνεται ότι οι μαγνησιοχρωμίτες των χρωμιτιτών έχουν παρόμοια σύσταση με εκείνη των Cr-ούχων σπινελλίων από μπονιτίτες (εικόνα 2.4) Cr# Mg# Mg# B126 C1-1 B117 C1-2 B127 C1-2 B213 C4-1 B216 C1-2 B117 C2-1 B127 C2-1 B213 C5-1 B126 C2-1 B117 C2-2 B127 C2-2 B213 C6-1 B126 C2-2 B117 C3-1 B213 C1-1 B213 C7-1 B126 C2-1 B117 C3-2 B213 C2-1 B213 C8-1 M B117 C1-1 B127 C1-1 B213 C3-1 B213 C9-1 Εικόνα 2.4: Προβολή των ανελυμένων σπινελλίων από τους χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος στην περιοχή Βερναδάδος στο διάγραμμα Cr# vs Mg# Από την ίδια προβολή προκύπτει ότι οι μαγνησιοχρωμίτες των χρωμιτιτών έχουν σχηματιστεί σε συνθήκες υψηλόβαθμης τήξης ( 25%). Ωστόσο, τέτοιοι βαθμοί θεωρούνται γεωλογικά ανέφικτοι και συνήθως υποδεικνύουν ότι και άλλες διεργασίες, πέραν της μερικής τήξης έχουν συμβάλλει στη διαμόρφωση του μανδύα. Το γεγονός ότι οι περιδοτιτικοί μαγνησιοχρωμίτες ακολουθούν την τάση μετασωμάτωσης προς υψηλές τιμές Cr# συμφωνεί με την προηγούμενη θεώρηση. Από το διάγραμμα προβολής Al 2 O 3 vs Cr 2 O 3, φαίνεται πως τα χρωμιτικά κοιτάσματα αντιπροσωπεύουν κρυσταλλωμένους σχηματισμούς που πλησιάζουν στην σύσταση περισσότερο των μανδυακών χρωμιτιτών (εικόνα 2.5). 24

26 Al2O3(wt%) ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΩΝ ΚΑΙ ΠΡΩΤΩΝ ΥΛΩΝ Χρωμιτίτες κοντά στην Moho Al2O3 (wt%) Μανδυακοί χρωμίτες Cr 2 O 3 wt%) Cr2 O3 (wt%) B126 C1-1 B117 C1-2 B127 C1-2 B213 C4-1 B216 C1-2 B117 C2-1 B127 C2-1 B213 C5-1 B126 C2-1 B117 C2-2 B127 C2-2 B213 C6-1 B126 C2-2 B117 C3-1 B213 C1-1 B213 C7-1 B126 C2-1 B117 C3-2 B213 C2-1 B213 C8-1 M B117 C1-1 B127 C1-1 B213 C3-1 B213 C9-1 Εικόνα 2.5: Προβολή των ανελυμένων μαγνησιοχρωμιτών από τους χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος στις Βεναρδάδες στα διαγράμματα: Α) Al 2 O 3 vs Cr 2 O 3 (BONAVIA et al. 1993) Αναλύσεις των κραμάτων και σουλφιδίων Τόσο εντός των διακλάσεων των χρωμιτικών κόκκων όσο και μέσα στο σερπεντινίτη υπάρχουν μικρότατοι έγχρωμοι κόκκοι, κυρίως ουβαροϊτη, ενώ παρατηρήκαν μόνο ελάχιστες ενώσεις πεντλανδίτη. Τη γένεση των θειούχων ορυκτών εντός των υπερβασικών πετρωμάτων συνδέουν με την σερπεντινίωση οι ΠΑΝΑΓΟΣ και RAMDOHR (1965), OIKONOMOY και NALDETT (1984) και ΔΗΜΟΥ (1990) για το Τσαγκλί, και ο ΠΑΝΑΓΙΩΤΟΥ (1979, 1986) για το δάσος της Λεμεσού στην Κύπρο. Οι THACHAMER et al. (1986), δέχονται ότι τα θειούχα ορυκτά στους σερπεντινίτες, συνδέονται με την υστερομαγματική υδροθερμική δράση που προκάλεσε τη σερπεντινίωση. Υποστηρίζουν ακόμα ότι η σερπεντινίωση σχετίζεται άμεσα με τη γένεση θειούχων ορυκτών αφού: Αυτή μπορεί να απελευθερώσει κατιόντα Το θαλάσσιο νερό περιέχει το απαραίτητο θείο 25

27 Βερναδάδος (Τήνος) Ορυκτό FeNi FeNi FeNi FeNi FeNi FeNi FeNi FeNi FeNi FeNi FeNi FeNi FeNi FeNi FeNi Pn Pn Δείγμα B117 B117 B117 B127 B127 B127 B213 B213 B213 B213 B213 B213 B213 B213 B213 B127 B127 Ανάλυση C3-1 C3-2 C3-3 C2-1 C2-2 C2-3 C4-1 C4-2 C4-3 C7-1 C7-2 C9 C10-1 C10-2 C10-3 C2-1 C2-2 wt% FeO 24,34 24,39 25,14 24,53 24,88 24,47 23,58 23,40 21,47 16,33 23,09 21,14 23,24 22,49 23,22 32,17 33,46 ZnO 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,000 0,017 As 0,041 0,009 0,048 0,000 0,000 0,013 0,000 0,000 0,023 0,000 0,030 0,063 0,000 0,039 0,000 0,000 0,038 Co 0,241 0,319 0,408 0,335 0,307 0,334 0,067 0,130 0,188 0,205 0,425 0,299 0,743 0,107 0,553 0,934 0,941 S 0,389 0,211 0,112 0,026 0,000 0,027 0,052 0,016 0,058 0,020 0,014 0,007 0,005 0,018 0,018 34,55 35,10 Cu 0,633 0,610 0,600 0,309 0,406 0,361 0,399 0,587 1,180 2,420 0,543 1,050 0,548 0,603 0,578 0,021 0,026 Ni 74,89 72,74 73,06 74,17 73,90 73,69 74,19 74,81 75,15 79,61 73,52 74,99 74,09 73,89 73,42 31,82 29,75 Total 100,54 98,28 99,37 99,37 99,49 98,89 98,29 98,94 98,07 98,59 97,62 97,55 98,63 97,15 97,79 99,50 99,33 Atomic Proportions Fe 25, , , , , , , , , , , , , , , , ,0440 Zn 0,0000 0,0000 0,0000 0,0000 0,0000 0,0118 0,0000 0,0000 0,0000 0,0000 0,0000 0,0000 0,0000 0,0010 0,0000 0,0000 0,0000 As 0,0315 0,0070 0,0377 0,0000 0,0000 0,0226 0,0000 0,0000 0,0183 0,0020 0,0240 0,0498 0,0020 0,0309 0,0000 0,0098 0,0000 Co 0,2356 0,3185 0,4037 0,3312 0,3035 0,7202 0,0666 0,1293 0,1891 0,2053 0,4284 0,3023 0,7421 0,1086 0,5566 0,3322 0,7163 S 0,6986 0,3882 0,2046 0,0475 0, ,3640 0,0955 0,0289 0,1065 0,0377 0,0264 0,0135 0,0100 0,0343 0,0337 0, ,7230 Cu 0,5732 0,5652 0,5510 0,2834 0,3721 0,0182 0,3702 0,5418 1,1000 2,2570 0,5078 0,9870 0,5074 0,5668 0,5396 0,3332 0,0149 Ni 73, , , , , , , , , , , , , , , , ,5020 Total 100, , , , , , , , , , , , , , , , ,0001 Πίνακας 4: Χημικές αναλύσεις θειούχων ορυκτών και κραμάτων των χρωμιτιτών από την Τήνο ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΩΝ ΚΑΙ ΠΡΩΤΩΝ ΥΛΩΝ Η θερμοκρασία σχηματισμού πολλών από τα ορυκτά αυτά ταυτίζονται με τη θερμοκρασία σερπεντινιώσεως. 26

28 Η συγκέντρωση των στοιχείων της ομάδας του λευκόχρυσου στους χρωμιτίτες των οφιολίθων της Τήνου είναι της τάξεως των εκατοντάδων ppb. Σύμφωνα με τον ΒΑΚΟΝΔΙΟ, 1997, χρωμιτίτες από την Τήνο που παρουσιάζουν ακραίες τιμές αριθμού χρωμίου, παρουσιάζουν και μεγάλη συγκέντρωση των στοιχείων Os, Ir, και Ru της ομάδας του λευκόχρυσου. Os Ir Ru Rh Pt Pd Au S Pd:Ir Cr ppb ppm A T A Πίνακας 5: Συγκεντρώσεις των στοιχείων της ομάδας του λευκόχρυσου και του χρυσού από τον χρωμίτη της Τήνου, ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ 1997 Εικόνα 2.6: Διάγραμμα κατανομής των στοιχείων της ομάδας του λευκόχρυσου στους χρωμιτίτες της Τήνου του πίνακα 5. Σύγκριση με άλλους πλούσιους σε χρώμιο χρωμιτίτες. Τήνος: Α40, Τ266, Α107, ΒΕΡΜΙΟ (+), ΒΟΥΡΙΝΟΣ (χ) (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ 1997, ΟΙΚΟΝΟΜΟΥ- ΗΛΙΟΠΟΥΛΟΥ 1993) 27

29 Τα ανηγμένα ως προς τον χονδρίτη Cr (Os=700, Ir=500, Ru=1000, Rh=200, Pt=1500, Pd=1200, Au=700, όλες οι συγκεντρώσεις σε ppb), διαγράμματα των στοιχείων της ομάδας του λευκόχρυσου για τους χρωμιτίτες της Τήνου δίνονται στην εικόνα 2.6, από ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, Τα δείγματα Α-40, και Α-266 εμφανίζουν μια αρνητική κλίση που χαρακτηρίζει γενικά τους χρωμιτίτες, που συνδέονται με τους σχηματισμούς της μανδυακής σειράς των οφιολιθικών συμπλεγμάτων (PAGE at al. 1982, PAGE and TALKINGTON 1984, ΟΙΚΟΝΟΜΟΥ 1983, ΚΩΝΣΤΑΝΤΟΠΟΥΛΟΥ 1990, ΟΙΚΟΝΟΜΟΥ-ΗΛΙΟΠΟΥΛΟΥ και ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ 1990). Αντίθετα το δείγμα Α- 107, το οποίο εμφανίζει σχετικά σημαντικό εμπλουτισμό σε Pt και Au δεν ακολουθεί την ίδια τάση. Το δείγμα αυτό προέρχεται από δουνίτη που βρίσκεται σε ανώτερα στρωματογραφικούς ορίζοντες, πράγμα που δικαιολογεί τον εμπλουτισμό σε λευκόχρυσο. 28

30 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: ΔΕΔΟΜΕΝΑ 3.1 Πετρογραφικά δεδομένα Λιθότυποι, πρωτόλιθοι, βαθμός μεταμόρφωσης των πετρωμάτων ξενιστών του οφιολιθικού συμπλέγματος της Τήνου Μετα-υπερβασίτες: Οι μετα-υπερβασίτες είναι σερπεντινιωμένα πετρώματα (μετα-δουνίτες, μεταπεριδοτίτες) πρασινόμαυρου κυρίως χρώματος με χαρακτηριστική σαπωνοειδή υφή και ιδιαίτερα συμπαγή δομή. Ο ιστός τους είναι συνήθως «κυψελώδης», με πολλές φορές ορατά τα υπολειμματικά ορυκτά (πυρόξενοι, ολιβίνης) του αρχικού πετρώματος. Τέτοια πετρώματα θεωρούνται προϊόντα μετασωματικής εξαλοίωσης (ενυδάτωση και απασβεστοποίηση) υπερβασικών πετρωμάτων κάτω από την επίδραση κυρίως υδροθερμικών διαλυμάτων. Η σε σημαντικό βαθμό σερπεντινίωση θεωρήθηκε το πλέον χαρακτηριστικό γνώρισμα του λιθολογικού αυτού τύπου. Το ποσοστό σερπεντινίωσης υπολογίσθηκε περίπου 90%, γεγονός που επιτρέπει τον χαρακτηρισμό του πετρώματος απλά σαν σερπεντινίτη, ο οποίος παρουσιάζει πολύ συμπαγή και μαζώδη δομή. Το σερπεντινιωμένο μέρος του πετρώματος, στο οποίο αναπτύχθηκε και κυψελώδης ιστός, αποτελείται σχεδόν αποκλειστικά από ορυκτά της ομάδας του σερπεντίνη. Οι σερπεντινιωμένοι υπερβασίτες ταξινομούνται σε: 1. Σερπεντινιωμένους δουνίτες 2. Σερπεντινιωμένους περιδοτίτες Όσον αφορά τους σερπεντινιωμένους δουνίτες, το ποσοστό κατά το οποίο τα δείγματα αυτά αποτελούνται από προϊόντα σερπεντινίωσης ή άλλων μεταμορφικών επιδράσεων κυμαίνεται έως και 60%. Το μοναδικό ορυκτολογικό συστατικό του πρωταρχικού πετρώματος είναι ο ολιβίνης. Οι ολιβινικοί κρύσταλλοι οι οποίοι είναι αναλλοίωτοι είναι ελάχιστοι μέσα στο πέτρωμα και χαρακτηρίζονται από κυματοειδή κατάσβεση και τεκτονική διδυμία. Οι κρύσταλλοι χρωμίτη έχουν κοκκινωπά έως σκουροκάστανα χρώματα (εικόνα 3.1Α,Β) και επιδεικνύουν ιδιόμορφη κρυσταλλική ανάπτυξη που δηλώνει πως οι εξεταζόμενοι σερπεντινίτες προέρχονται από δουνιτικό πρωτόλιθο. Η ποσοστιαία συμμετοχή των χρωμιτών είναι αξιοσημείωτη και πλησιάζει και το 50% του συνολικού ποσοστού της μάζας του δείγματος Το 29

31 σερπεντινιωμένο μέρος των δειγμάτων αποτελείται αποκλειστικά και μόνο από αντιγορίτη, οι κρύσταλλοι του οποίου τοποθετούνται κατά τέτοιο τρόπο ώστε να δημιουργείται μια δικτυωτή υφή (εικόνα 3.1D). Υπάρχει επίσης και το δευτερογενές ορυκτό χλωρίτης και βρίσκεται κυρίως στους πυρήνες των κυψελών του σερπεντίνη. Χλωρίτης υπάρχει και στα περιθώρια των κρυστάλλων του χρωμίτη (εικόνα 3.1D). Επιπλέον εκτός από χλωρίτη, εντοπίστηκε και το ορυκτό ασβεστίτης (εικόνα 3.1C). Τέλος, στους χρωμίτες αναγνωρίστηκαν δομές αποχωρισμού (pull-apart texture) (εικόνα 3.1C). Α B Ser Mg-Chr C Cal Cal D Chl Ser Ser Mg-Chr Ol Mg-Chr Εικόνα 3.1: Πετρογραφικά χαρακτηριστικά σερπεντινιωμένων δουνιτών: Α) Κρύσταλλοι μαγνησιοχρωμίτη μαζί με ολιβίνη(δείγμα 196b, εικόνα σε παράλληλα πρίσματα Nicols), B) Κρύσταλλοι μαγνησιοχρωμίτη μαζί με σερπεντίνη (δείγμα 196b, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), C) Κρύσταλλος μαγνησιοχρωμίτη ο οποίος έχει δομές αποχωρισμού και ύπαρξη του ορυκτού ασβεστίτη (δείγμα 196b, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), D) Παρουσία δικτυωτής υφής του σερπεντίνη και ύπαρξη χλωρίτη γύρω από τους κρυστάλλους μαγνησιοχρωμίτη. Ο ολιβίνης φαίνεται αρκετά εξαλλοιωμένος (δείγμα 196b, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols). 30

32 Στα δείγματα των σερπεντινιωμένων περιδοτιτών, το ποσοστό το οποίο εμφανίζεται σερπεντινιωμένο φτάνει και το 40% του συνολικού ποσοστού της μάζας του δείγματος. Πρόκειται για αδροκρυσταλλικούς κυρίως σχηματισμούς, με κυψελώδη ιστό (εικόνα 3.2Α). Λόγω της έντονης σερπεντινίωσης που επικρατεί στο δείγμα, και της απουσίας των κλινοπυροξένων, συμπεραίνεται ότι πρόκειται για λιθότυπο χαρζβουργιτικής σύστασης. Το μεγαλύτερο ποσοστό των υπολειμματικών ορυκτολογικών στοιχείων των μητρικών πετρωμάτων, αντιπροσωπεύεται από σερπεντίνη. Στα υπολειμματικά ορυκτά της αρχικής παραγένεσης περιλαμβάνονται οι πυροξένοι, ο ολιβίνης και ο χρωμίτης (εικόνα 3.2F). Οι πυρόξενοι, όπως επίσης και οι ολιβινικοί κρύσταλλοι είναι αλλοτριόμορφοι και αρκετά εξαλλοιωμένοι. Άλλα ορυκτά που επίσης συμμετέχουν είναι ο χλωρίτης, ο ασβεστίτης, και ο μοσχοβίτης, (εικόνα 3.2D). Μετά τον κυψελώδη ιστό, επικρατέστερος είναι επίσης ο βαστιτικός ιστός, ο οποίος σχηματίζεται από την ψευδομόρφωση σερπεντίνη σε βάρος του ορθοπυρόξενου, (εικόνα 3.2Β). Σε αυτόν τον ιστό, ίνες σερπεντίνη διευθετούνται παράλληλα προς την επιφάνεια σχισμού (100) του ορθοπυρόξενου. Επίσης διαπιστώθηκε η παρουσία ιστού τύπου κλεψύδρας ΙΙ στον οποίο οι ίνες σερπεντίνη είναι διατεταγμένες υπό μορφή βεντάλιας και δεν παρουσιάζουν συνεχή ομαλή κατάσβεση, (εικόνα 3.2Ε). Ορατές είναι φλέβες σερπεντίνη, που διακόπτουν την συνέχεια όλων των προηγούμενων αναπτύξεων και πιθανότατα αντιστοιχούν σε χρυσοτίλη (εικόνα 3.2C). Οι δομές αυτές αντιπροσωπεύουν μεταγενέστερα φαινόμενα. Οι κυψέλες του σερπεντίνη συμπληρώνονται από χλωρίτη, ο οποίος παρουσιάζει καφέ χρώμα συμβολής, ενδεικτικό για την πλούσια σε Mg σύστασή του (εικόνα 3.2Α). Οι κρύσταλλοι χρωμίτη είναι σκουρόχρωμοι και ο τρόπος ανάπτυξής τους είναι κατά κανόνα αλλοτριόμορφος. Α B Κυψελώδης σερπεντίνης Βαστιτικός ιστός Chl Ser Chl 31

33 C D Serp I Μs Serp II Mg-Chr Opx E Cal F Ol Κλεψυδροειδής σερπεντίνης Ser Mg-Chr Mg-Chr Opx Εικόνα 3.2: Πετρογραφικά χαρακτηριστικά σερπεντινιωμένων περιδοτιτών: Α) Χαρακτηριστική περίπτωση ανάπτυξης κυψελώδους ιστού του σερπεντίνη, όπου οι πυρήνες των κυψελών του πληρώνονται από χλωρίτη, (δείγμα 196a, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), Β) Βαστιτικός ιστός από ψευδομόρφωση σερπεντίνη κατά ορθοπυροξένου, (δείγμα 192, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), C) Φλέβα σερπεντίνη που διακόπτει την ανάπτυξη του αρχικού σερπεντίνη, (δείγμα 192, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), D) Παρουσία μοσχοβίτη μέσα σε πυροξενικούς κρύσταλλους, (δείγμα 197b, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), E) Ανάπτυξη κλεψυδροειδή ιστού τύπου ΙΙ, (δείγμα 193, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), F) Κρύσταλοι μαγνησιοχρωμίτη μέσα σε κρύσταλλους ολιβίνη και πυροξένων, (δείγμα 194a, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols). Μετα-γαββρικά πετρώματα: Τα σερπεντινιωμένα υπερβασικά πετρώματα συνοδεύονται από εμφανίσεις γαββρικών, μεταμορφωμένων πετρωμάτων. Πρόκειται για αδροκρυσταλλικά πετρώματα, μη σωρειτικού χαρακτήρα, με την ενδεικτική ισότροπη δομή τους. Οι μεταγάββροι απατώνται στη φαινομενική βάση των σερπεντινιωμένων 32

34 υπερβασιτών, σαν πολύ περιορισμένων διαστάσεων φακοειδή σώματα ή με τη μορφή ενδιαστρώσεων σε πρασινοσχιστόλιθους κοντά στην επαφή των τελευταίων με τους σερπεντινίτες. Όπως διαπιστώθηκε μικροσκοπικά, ο λιθότυπος αυτός έχει επηρεασθεί από διεργασίες μέτριου έως και υψηλού βαθμού μεταμόρφωσης σε συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας μεταξύ πρασινοσχιστολιθικής έως αμφιβολιτικής φάσης. Είναι όμως χαρακτηριστικό ότι στη μεταμορφική παραγένεση των γάββρων δεν υπήρξε πλήρης αποκατάσταση της ισορροπίας μεταξύ των ορυκτολογικών της συστατικών με αποτέλεσμα να σχηματισθούν μεν ορυκτά πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης, αλλά να διατηρηθούν και ως ένα βαθμό τα αρχικά ορυκτολογικά και ορισμένα ιστολογικά χαρακτηριστικά του πετρώματος. Αποτέλεσμα της διεργασίας αυτής ήταν η ανάπτυξη οφειτικού ιστού. Τα κύρια, αρχικά, υπολειμματικά, ορυκτολογικά συστατικά που μετέχουν στη σύσταση του αρχικού, αμεταμόρφωτου, γαββρικού, πετρώματος είναι ο κλινοπυρόξενος, και πιο συγκεκριμένα ο αυγίτης, και τα πλαγιόκλαστα, (εικόνα 3.2Α,Β). Επίσης σχηματίστηκαν προϊόντα σωσσυριτίωσης με την εξαλοίωση της βασικής σύστασης μαγματικών πλαγιοκλάστων σε ένα συσσωμάτωμα από Να-ούχα πλαγιόκλαστα, επίδοτο και ζωισίτη. Στις περισσότερες περιπτώσεις η σωσσυριτίωση έχει προχωρήσει σε τέτοιο βαθμό ώστε πλέον να έχουν δημιουργηθεί ψευδόμορφοι κρύσταλλοι κατά πλαγιοκλάστου όπου πλέον δεν διακρίνεται το πρωτογενές ορυκτό. Ελάχιστες είναι οι περιπτώσεις όπου διακρίνονται υπολειμματικοί κρύσταλλοι που δείχνουν να εξαλλοιώνονται προς τον σχηματισμό προϊόντων σωσσυριτίωσης. Ένδειξη του βαθμού μεταμόρφωσης που έχει υποστεί αυτός ο λιθότυπος, είναι η ύπαρξη, τόσο του ακτινόλιθου και του χλωρίτη, όσο και της μεταμορφικής κεροστίλβης, με τη μορφή ιπιδιόμορφων, ευμεγεθών κρυστάλλων. Τόσο ο ακτινόλιθος όσο και η κεροστίλβη, αποτελούν προϊόντα μεταμόρφωσης των πρωτογενών κλινοπυρόξενων (ουραλιτίωση), από τους οποίους πλέον διακρίνονται μόνον υπολειμματικοί κρύσταλλοι, οι οποίοι περιφερειακά έχουν αντικατασταθεί από αμφίβολο (εικόνα 3.2C,F). Τέλος παρατηρήθηκε και ψευδομόρφωση χλωρίτη κατά πυρόξενο. Η επίδραση πλαστικής παραμόρφωσης στα πετρώματα αυτά έχει επίσης προκαλέσει τοπικά φαινόμενα κάμψης των κρυστάλλων του ακτινόλιθου ή ακόμα και θραύσης των κόκκων των πλαγιοκλάστων και των πυροξένων. Παρατηρήθηκαν επίσης έντονα φαινόμενα κυματοειδούς κατάσβεσης στα πλαγιόκλαστα (εικόνα 3.3D,E). 33

35 A B Hbl Plg Aug Plg Aug Hbl C D Akt Chl + Ep Akt Chl + Zo Plg E F Chl + Zo Plg Chl + Zo +Αkt Εικόνα 3.3: Πετρογραφικά χαρακτηριστικά μετα-γάββρων: Α) Εικόνα από δείγμα ενός μεταγάββρου, (δείγμα 191, εικόνα σε παράλληλα πρίσματα Nicols), Β) Υπολειμματικοί κρύσταλλοι πλαγιοκλάστων, αυγίτη και αλλοτριόμορφης κεροστίλβης, (δείγμα 191, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), C) Σχηματισμός ακτινόλιθου και κεροστίλβης από αυγίτη, και παρουσία επιδότου και χλωρίτη λόγω σερικιτίωσης, (δείγμα 201, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), D) Εμφάνιση ζωισίτη λόγω σερικιτίωσης, χλωρίτη, και παρουσία φαινομένων κάμψης των κρυστάλλων του ακτινόλιθου, (δείγμα 200a, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), Ε) εμφάνιση κυματοειδούς κατάσβεσης στα πλαγιόκλαστα, (δείγμα 201, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), F) Έντονα μεταμορφωμένοι πυροξενοι όπου φαίνεται πως τίνει να σχηματισθεί κάποια αμφίβολος, (δείγμα 200a, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols). 34

36 Σχιστόλιθοι: Οι σχιστόλιθοι είναι πετρώματα με κύριο χαρακτηριστικό γνώρισμα την πολύ καλή σχιστότητα που παρουσιάζουν. Οι σχιστόλιθοι που μελετήθηκαν μπορούν να αναλυθούν στις παρακάτω κατηγορίες: 1. Πρασινοσχιστόλιθοι: Οι πρασινοσχιστόλιθοι δομούν το κατώτερο τεκτονικά και ανώτερο στρωματογραφικά τμήμα της Ανώτερης Ενότητας των οφιολίθων (St. Seymour, 2011, personal communication). Πρόκειται για πετρώματα πράσινου γενικά χρώματος, το οποίο οφείλεται στις αποχρώσεις των ορυκτών των συνηθών παραγενέσεών τους. Είναι λεπτόκοκκα πετρώματα και χαρακτηρίζονται από μεταμορφική φολοίωση, η οποία δημιουργείται από μια κατανομή των ορυκτολογικών τους συστατικών κατά στρώματα. Η τυπική παραγένεση της ομάδας των πρασινοσχιστόλιθων περιλαμβάνει τα ορυκτά χλωρίτη, επίδοτο, ακτινόλιθο και αλβίτη (εικόνα 3.4). Ο πετρολογικός αυτός τύπος θεωρείται προϊόν χαμηλού έως μέσου βαθμού καθολικής μεταμόρφωσης, σε συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας πρασινοσχιστολιθικής φάσης και προέρχεται από τη μεταμόρφωση λαβών βασαλτικής σύστασης (μετα-βασάλτες). Σε δευτερογενή παραγένεση συμμετέχουν επίσης χαλαζίας και μαρμαρυγίας. A Ep B Ep+Chl+Alb Akt Chl Εικόνα 3.4: Πετρογραφικά χαρακτηριστικά των πρασινοσχιστόλιθων: Α) Κρύσταλλοι χλωρίτη και επιδότου με χαρακτηριστική μορφή και μέγεθος, (δείγμα 198, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), Β) Κάμψη των κρυστάλλων του ακτινόλιθου, (δείγμα 198, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols). 35

37 Στους πρασινοσχιστόλιθους διακρίνεται με ευκολία η κρυσταλλική γράμμωση (stretching lineation), η οποία δημιουργείται από την παράλληλη ή υποπαράλληλη διάταξη των επιμηκών κρυστάλλων των ορυκτών του πετρώματος. Ο ιστός των πετρωμάτων αυτών είναι κυρίως λεπιδοβλαστικός. Όπως παρατηρήθηκε, και οι πρασινοσχιστόλιθοι έχουν υποστεί την επίδραση των παραμορφωτικών διεργασιών. Αυτό φαίνεται κυρίως στους κρυστάλλους, με των μορφή ινών, του ακτινόλιθου, οι οποίοι παρουσιάζουν μια ελαφριά κάμψη κατά την διάταξή τους. 2.Ακτινολιθικοί σχιστόλιθοι: Αυτού του είδους οι σχιστόλιθοι έχουν θεμελιώδες ορυκτό τον ακτινόλιθο. Οι αμφιβολιτικοί σχιστόλιθοι εμφανίζονται με κύριο και σχεδόν αποκλειστικό ορυκτό, κάποιο της ομάδας των αμφιβόλων. Το χρώμα τους μπορεί να ποικίλει, στην συγκεκριμένη περίπτωση όμως είναι ανοιχτοπράσινο. Μια άλλη αμφίβολος που επίσης συμμετέχει στην ορυκτολογική παραγένεση αυτού του πετρώματος είναι η κεροστίλβη, η οποία όμως συμμετέχει σε πολύ μικρότερο ποσοστό (εικόνα 3.5Α,Β). Στα δείγματα που μελετήθηκαν, μπορούν να διακριθούν σε ορισμένες περιπτώσεις οι υπολειμματικοί, πρωτογενείς κρύσταλλοι των κλινοπυροξένων, από τους οποίους προήλθαν ο ακτινόλιθος και η κεροστίλβη. Αυτό είναι ένα χαρακτηριστικό του βαθμού μεταμόρφωσης του συγκεκριμένου λιθότυπου, καθώς παρατηρείται σχηματισμός ιδιόμορφων κρυστάλλων κεροστίλβης, που όμως στον πυρήνα της διατηρούνται οι υπολειμματικοί πυρόξενοι. A B Px Akt Px Hbl Εικόνα 3.5: Πετρογραφικά χαρακτηριστικά ακτινολιθικών σχστόλιθων: A) Μεγάλοι, επιμήκεις κρύσταλλοι ακτινόλιθου που προέρχονται από τους πυρόξενους, (δείγμα 200b, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), Β) Σχηματισμός πρισματικών κρυστάλλων κεροστίλβης, (δείγμα 200b, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols). 36

38 Όπως οι πρασινοσχιστόλιθοι, έτσι και οι ακτινολιθικοί σχιστόλιθοι θεωρούνται προϊόντα χαμηλού έως μέσου βαθμού καθολικής μεταμόρφωσης, και προήλθαν από τη μεταμόρφωση βασικής σύστασης λαβών (μετα-βασάλτες). Ο ιστός των πετρωμάτων είναι κατά κανόνα λεπιδοβλαστικός, λόγω της παράλληλης ή υποπαράλληλης διάταξης των ακτινολιθικών κρυστάλλων. Ωστόσο, κατά περιοχές ο ιστός μεταπίπτει σε διασταυρωτικό, λόγω της εμφάνισης των πρισματικών κρυστάλλων της κεροστίλβης. Ο διασταυρωτικός ιστός χαρακτηρίζεται από την αλληλοσύμπλεξη τυχαία προσανατολισμένων πρισματικών, ή φυλλώδων υπιδιοβλαστικών κρυστάλλων. Ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι της σειράς των Κυανοσχιστόλιθων: Οι ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι είναι πετρώματα με θεμελιώδες ορυκτό τον ασβεστίτη. Επίσης συμμετέχουν ορυκτά όπως τα πλαγιόκλαστα, ο διοψίδιος, το επίδοτο, ο μοσχοβίτης, ο σιλλιμανίτης και ο γρουσσουλάριος (εικόνα 3.6Α, Β, E F). Ένα ορυκτό ακόμα που συμμετέχει είναι ο κυανίτης (εικόνα 3.6C, D), ο οποίος είναι χαρακτηριστικό μεταμορφικό ορυκτό που συναντάται σε μεταπηλιτικά πετρώματα καθολικής μεταμόρφωσης, μέσου έως υψηλού βαθμού. Ο σχηματισμός του ευνοείται όταν οι πιέσεις είναι υψηλές. Με βάση λοιπόν τα πετρογραφικά χαρακτηριστικά, συμπεραίνεται ότι ο πρωτόλιθος είναι αργιλομιγή ασβεστολιθικά ή δολομιτικά πετρώματα. Τα πλαγιόκλαστα που υπάρχουν σχηματίζουν συνήθως αλλοτριόμορφους κόκκους, όπως επίσης και ο διοψίδιος που είναι αρκετά κατακερματισμένος. Μικρές εμφανίσεις έχει ο μοσχοβίτης, που υπάρχει σε μικρό ποσοστό και δεν είναι καλά αναπτυγμένος. A B Di Ms Grt Plg Di Plg Ep 37

39 C D Sil Ky E Ep F Cal Sil Cal Cal Εικόνα 3.6: Πετρογραφικά χαρακτηριστικά ασβεστιτικών σχιστολίθων: Α) Μορφή ασβεστιτικού σχιστόλιθου, (δείγμα 184, εικόνα σε παράλληλα πρίσματα Nicols), B) Χαρακτηριστικός προσανατολισμός των ορυκτολογικών συστατικών σε ασβεστιτική μάζα, (δείγμα 184, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), C)-D) Κρύσταλλος του πλεοχρωικού κυανίτη, (δείγμα 185a, εικόνα σε παράλληλα και διασταυρωμένα πρίσματα Nicols αντίστοιχα), E) Ευμεγέθεις κρύσταλλοι σιλλιμανίτη, επιδότου και ασβεστίτη, (δείγμα 185a, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), F) Κρύσταλλοι ασβεστίτοι όπου φαίνονται και οι χαρακτηριστκές διδυμίες, (δείγμα 185a, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols) Ιστολογικά και ορυκτοχημικά δεδομένα των χρωμιτών και σουλφιδίων Στην Τήνο, ο χρωμίτης εμφανίζεται διάσπαρτος μέσα στους σερπεντινιωμένους-ταλκοποιημένους υπερβασίτες. Οι μεμονωμένοι κρύσταλλοι είναι, συνήθως μικροί (<1χλμ.) και αλλοτροιόμορφοι. Στις λίγες εμφανίσεις στο νησί της Τήνου, ο χρωμίτης είναι συμπαγής, (με απότομες επαφές με τον ξενιστή σερπεντινίτη), ή κατά πλάκας (Schlieren), με σχετικά υψηλή περιεκτικότητα της πλάκας σε χρωμίτη. 38

40 Η τεκτονική καταπόνηση των συγκεντρώσεων του χρωμίτη αλλά και του ίδιου του ορυκτού είναι πολύ έντονες. Οι κόκκοι του χρωμίτη είναι αλλοτροιόμορφοι (εικόνα 3.7C) και συχνά έντονα κατακερματισμένοι, με δίκτυο λατυποπαγοποίησης μέσα στους ίδιους τους κρυστάλλους (εικόνα 3.7Α). Όταν δεν έχουν υποστεί έντονη τεκτονική καταπόνηση οι μαγνησιοχρωμιτικοί κρύσταλλοι έχουν σχήμα ιπιδιόμορφο (εικόνα 3.7F). Συνήθης είναι ακόμη η ύπαρξη λεπτών φλεβιδίων, με πολλές διακλαδώσεις και χωρίς κανένα προσανατολισμό, ή διάσπαρτων κόκκων μέσα στη μάζα του σερπεντίνη. Τα ενδιάμεσα ορυκτά των χρωμιτιτών μπορεί να είναι υγιή ή επηρεασμένα από δευτερογενής διεργασίες. Στην πρώτη περίπτωση ο επικρατέστερος τύπος του ιστού είναι ο ισοκοκκώδης ενώ στη δεύτερη είναι ο κυψελώδης. Η ποσοστιαία συμμετοχή των πρωτογενών πυριτικών φάσεων (ολιβίνης, πυρόξενοι), (εικόνα 3.7Ε) στα χρωμιτικά κοιτάσματα καθορίζεται από την αναλογία συμμετοχής του μαγνησιοχρωμίτη στα εκάστοτε δείγματα (15-80% κ.ο.). Ο βαθμός σερπεντινίωσης πολλές φορές φτάνει το 70% του συνολικού όγκου των δειγμάτων, και έτσι οι ολιβινικοί και οι πυροξενικοί κρύσταλλοι εμφανίζονται πάντα σχεδόν σαν υπολειμματικές φάσεις των αρχικών ορυκτών. Στα ορυκτά της δευτερογενούς παραγένεσης ανήκουν οι φάσεις σερπεντίνης, χλωρίτης, ασβεστίτης και άλλα μεταλλικά ορυκτά. Ανεξάρτητα από τον ιστολογικό τύπο ανάπτυξης του σερπεντίνη, παρατηρήθηκαν: α) Διεισδύσεις φλεβιδίων σερπεντίνη κατά μήκος των διαρρήξεων των μαγνησιοχρωμιτών (εικόνα 3.7D), και β) Περιφερειακή ανάπτυξη χλωρίτη γύρω από ορισμένους κρυστάλλους μαγνησιοχρωμίτη (εικόνα 3.7Β). Τα φλεβίδια αυτά στο μικροσκόπιο, στο ανακλώμενο φως, έχουν τη μορφή φωτεινόμενων συνήθως ζωνών, με ακανόνιστη μορφολογία, όπου το πάχος τους μεταβάλλεται από θέση σε θέση. Τον εμπλουτισμό των κρυστάλλων χρωμίτη, στην περιφέρειά τους, σε σίδηρο και χρώμιο, περιγράφουν οι ΠΑΝΑΓΟΣ και ΟΤΤΕΜΑΝ (1966), στους χρωμίτες της Ροδιανής και αποδίδουν το φαινόμενο σε μαγματικό εμπλουτισμό ή στην σερπεντινίωση. Η ποικιλία της μορφής και της συστάσεως της στεφάνης, οδηγούν στο συμπέρασμα ότι πρόκειται για φαινόμενο υστερογενετικό, συνοδό της σερπεντινιώσεως. 39

41 A Serp B Mg-Chr Mg-Chr Serp C D Mg-Chr Mg-Chr Serp Serp E Mg-Chr F Ol Mg-Chr Ser Εικόνα 3.7: Πετρογραφικά χαρακτηριστικά χρωμιτών: Α) Ζώνη λατυποπαγοποίησης μέσα στους κρυστάλλους μαγνησιοχρωμίτη, (δειγμα Β224, εικόνα σε παράλληλα πρίσματα Nicols), Β) Ύπαρξη στεφάνης χλωρίτη γύρω από κρύσταλλο μαγνησιοχρωμίτη και επίσης ύπαρξη δομών αποχωρισμού, (δείγμα 190, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), C) Αρκετά αλλοτριόμορφοι κρύσταλλοι μαγνησιοχρωμίτη που συνηπάρχουν με υλικό σερπεντίνη, (δείγμα Χ581, εικόνα σε παράλληλα πρίσματα Nicols), D) Ζώνη εσωτερικών ανακλάσεων, (δείγμα Β140, εικόνα σε παράλληλα πρίσματα Nicols), Ε) Κρύσταλλοι μαγνησιοχρωμίτη ανάμεσα σε πυροξενικούς κρυστάλλου, (δείγμα 197b, εικόνα σε διασταυρωμένα πρίσματα Nicols), F) Υπιδιόμορφοι κρύσταλλοι μαγνησιοχρωμίτη μέσα σε σερπεντίνη, (δείγμα Β213, εικόνα σε οπίσθια σκέδαση ηλεκτρονίων). 40

42 Η μελέτη της ιστολογικής και χημικής ανάπτυξης των σουλφιδίων και των κραμάτων των βασικών μετάλλων (ΒΜ) συνέβαλε στην πλησιέστερη κατανόηση του τύπου των διεργασιών από τις οποίες έχουν επηρεαστεί οι σχηματισμοί. Πιο συγκεκριμένα, συμμετέχουν τα Fe-Ni-ούχα κράματα και κυρίως ο ουβαροΐτης, ενώ συμμετέχει ελάχιστα ο πεντλανδίτης. Οι διαστάσεις των κόκκων κυμαίνονται από 1 έως 60 μm αλλά συνήθως δεν υπερβαίνουν τα 30 μm. Ιστολογικά αναπτύσσονται είτε ως μονοφασικοί ή διφασικοί, συνήθως αλλοτριόμορφοι κρύσταλλοι στην εξαλλοιωμένη σε σερπεντίνη ενδιάμεση μάζα των χρωμιτιτών, είτε ως αλλοτριόμορφα μονοφασικά εγκλείσματα μικρών διαστάσεων εντός των ρωγμών των μαγνησιοχρωμιτών. Όσον αφορά τη σύνδεσή τους με PGM φάσεις, όπως προέκυψε από αντίστοιχη μικροσκοπική έρευνα, εντοπίσθηκαν εγκλείσματα κραμάτων SOs(Ir)Ru και (Ru)IrOs. A Mg-Chr B C Mg-Chr D Serp Serp Mg-Chr 41

43 E F Serp Serp Mg-Chr Mg-Chr Εικόνα 3.8: Πετρογραφικά χαρακτηριστικά σουλφιδίων: Α)-C) Υπιδιόμορφοι κρύσταλλοι μαγνησιοχρωμίτη που στην ρωγμή τους υπάρχει κρύσταλλος ουβαροϊτη, (δείγμα Β117, εικόνα σε οπίσθια σκέδαση ηλεκτρονίων), Β)-D) μεγέθυνση του τμήματος που αντιστοιχεί στο κόκκινο πλαίσιο των εικόνων Α κ C αντίστοιχα, Ε) Ύπαρξη σουλφιδίου μέσα στη συνδετική μάζα σερπεντίνη του χρωμιτίτη, (δείγμα Β66, εικόνα σε παράλληλα πρίσματα Nicols), F)Έγκλεισμα σουλφιδίου εντός ρωγμών μέσα σε χρωμίτη, (δείγμα Χ134, εικόνα σε παράλληλα πρίσματα Nicols). 3.2 Τεκτονικό περιβάλλον απόθεσης οφιολίθων Τα τελευταία χρόνια έχουν γίνει πολλές έρευνες σχετικά με την γένεση και την εξέλιξη των οφιολιθικών εμφανίσεων που απαντούν στο ευρύτερο χώρο των Ελληνίδων-Αλβανίδων. Σύμφωνα με τους ερευνητές πιστεύεται ότι οι εμφανίσεις αυτές έχουν κοινή προέλευση από την ίδια ωκεάνεια διάνοιξη (BECCALUVA et al. 1984, HOECK et al. 2002, ROBERTSON 2002, SACCANI et al. 2004, SACCANI & PHOTIADES 2004, 2005, DILEK et al. 2005, SACCANI et al. 2008). Οι έρευνες αυτές στηρίζονται στο πλέον αποδεκτό σήμερα μοντέλο της εξωτερικής προέλευσης (external derivation) των οφιολίθων (ROBERTSON & DIXON 1984, ROBERTSON et al. 1991, JONES & ROBERTSON 1991, JONES et al. 1991, SMITH 1993, DOUTSOS et al. 1993, POULIMENOS & DOUTSOS 1997, ROBERTSON 2002, RASSIOS & MOORES 2006). Σύμφωνα με το μοντέλο αυτό, οι οφιόλιθοι της Mirdrita- Υποπελαγονικής ζώνης προέρχονται από το ενιαίο ωκεανό Mirdrita-Πίνδου, ο οποίος άρχισε να διαμορφώνεται μεταξύ των παθητικών περιθωρίων της Απούλιας και της Πελαγονικής πλατφόρμας περί το Μέσο Τριαδικό (SACCANI et al. 2004). Όσον αφορά τις οφιολιθικές εμφανίσεις της Τήνου, από την ορυκτοχημική μελέτη των μαγνησιοχρωμιτών από τους χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος, 42