Φάσεις πλαστικής παραµόρφωσης στα µεταµορφωµένα πετρώµατα της Ανατολικής Καρυστείας

Transcript

1 Φάσεις πλαστικής παραµόρφωσης στα µεταµορφωµένα πετρώµατα της Ανατολικής Καρυστείας Γρηγόρης Πιπερίδης Πτυχιακή εργασία Πανεπιστήµιο Πατρών - Τµήµα Γεωλογίας Πάτρα 2012

2 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ 1. Εισαγωγή-Σκοπός της εργασίας Γεωλογική Τεκτονική επισκόπηση Γεωλογία του ΒΔ τμήματος της αττικοκυκλαδικής μάζας Γεωλογία της καρυστείας Λιθολογία Αλμυροπόταμος Η ενότητα Κυανοσχιστολίθων Εύβοιας Σχιστόλιθοι Τσακαίων Κάλυμμα ΣΤΥΡΩΝ Κάλυμμα ΟΧΗΣ Σειρά ΟΧΗΣ Ενότητα κακής σκάλας Ενότητα καστρί Μεταμορφική πορεία ενότητας κυανοσχιστολίθων Ευβοίας Τεκτονική επισκόπηση Αρχική D1-δομή Δομή D2 που σχετίζεται με τις Επωθήσεις Το τελευταίο γεγονός D Τεκτονική ανάλυση D1/2 φάση D3 φάση D4 φάση D5 φάση Συμπεράσματα 30 Βιβλιογραφία 31 1

3 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η παρούσα εργασία πραγματεύεται την τεκτονική ανάλυση δύο μεγασκοπικών επωθήσεων στην περιοχή της νότιας Εύβοιας. Αναλύονται τα εξελικτικά στάδια της παραμόρφωσης στην περιοχή μελέτης, τα μέσα που χρησιμοποιούνται για την κατανόηση των παραμορφωτικών φάσεων είναι εικόνες καθώς επίσης και μετρήσεις με γεωλογική πυξίδα οι οποίες προβλήθηκαν σε στερεογραφικά δίκτυα για εξαγωγή συμπερασμάτων. Τονίζεται ότι τα παραπάνω παρουσιάζουν ορθή ερμηνεία πάντα σε συσχέτιση με υπαίθριες παρατηρήσεις. Στο σημείο αυτό θα ήθελα να ευχαριστήσω τον καθηγητή μου, Επίκουρο καθηγητή του Πανεπιστημίου Πατρών κ. Παρασκευά Ξυπολιά για την πρόταση του θέματος, την καθοδήγηση καθώς και την επίβλεψή του για την πραγματοποίηση και ολοκλήρωση της εργασίας αυτής. 2

4 2. ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ 2.1 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΟΥ ΒΔ ΤΜΗΜΑΤΟΣ ΤΗΣ ΑΤΤΙΚΟΚΥΚΛΑΔΙΚΗΣ ΜΑΖΑΣ ΤΟ ΒΔ τμήμα της Αττικοκυκλαδικής μάζας (ΑΚΜ) δομείται από τρείς κύριες τεκτονικές ενότητες. Αυτές είναι από την βάση προς την οροφή: Η ενότητα Βάσης,η Κυκλαδική κυανοσχιστολιθική ενότητα και η Ανώτερη ενότητα. Η παρα-αυτόχθονη ενότητα Βάσης συνίσταται από Μεσοζωικά ανθρακικά πετρώματα που καταλήγουν σε νεώτερο τριτογενή φλύσχη (Godfriaux,1962; Dürr et al., 1978; Bonneau, 1984). Η Κυανοσχιστολιθική ενότητα έχει προκύψει από την μεταμόρφωση ανθρακικών, κλαστικών και ηφαιστειακών πετρωμάτων (Tembra et al., 1975, Dürr et al., 1978), που πιθανώς να σχηματίστηκαν σε μια περιοχή με βασική ηφαιστειότητα (e.g. Schliestedt et al., 1994; Mocek, 2001). Η παρουσία μαφικών και υπερμαφικών φακών κατά μήκος της ενότητας αυτής δείχνουν ότι μια ωκεάνια λεκάνη συνιστά μέρος της περιοχής αυτής (e.g. Dixon and Ridley, 1987; Katzir et al., 2000). Στην κεντρική Εύβοια, η ΑΚΜ χωρίζεται σε: (α) μια ανθρακική αυτόχθονη μεταμορφική σειρά μου είναι γνωστή και ως ενότητα Αλμυροποτάμου,και (β) μια υπερκείμενη αλλόχθονη ενότητα που αποτελείται από μεταμορφωμένα πετρώματα υψηλής πίεσης/χαμήλης θερμοκρασίας, γνωστή ως Κυανοσχιστολιθική ενότητας Εύβοιας.Μια κύρια επώθηση που καλείται η επώθηση της Εύβοιας ορίζει την επαφή μεταξύ της Κυανοσχιστολιθικής ενότητας Εύβοιας και της ενότητας Αλμυροποτάμου (Jacobshagen 1986, Avigad et al. 1997, Xypolias et al. 2003).( Εικ. 1) Η Κυκλαδική κυανοσχιστολιθική ενότητα έχει υποστεί δύο διαδοχικά μεταμορφικά γεγονότα, το Υψηλής Πίεσης/Θερμοκρασίας γεγονός (Μ1) που σύμφωνα με πρόσφατες γεωχρονολογήσεις U-Pb σε ζιρκόνιο έδειξαν ότι είναι Ηωκαινικής ηλικίας, και το επεισόδιο ανάδρομης μεταμόρφωσης (M2) στο τέλος του Ολιγόκαινου έως και τις Αρχές Μειόκαινου. Στα εσωτερικά μέρη της ΑΚΜ και ειδικότερα στα νησιά Σίφνος,Τήνος και Σύρος η εκλογιτική φάση μεταμόρφωση συχνά σβήνει τα ίχνη πετρολογικών χαρακτηριστικών προηγούμενων διαδικασιών. Μια σημαντική εξαίρεση συμβαίνει στο νησί της Σύρου όπου διατηρούνται υπολείμματα ορυκτών προ-υψηλής πίεσης/χαμηλής θερμοκρασίας σε μεταγάββρους της οφιολιθικής melange(dixon & 3

5 Ridley, 1987).Επίσης υπολείμματα προ-υψηλής πίεσης/χαμηλής θερμοκρασίας υπάρχουν και στην οφιολιθική melange που συνδέεται με την κυανοσχιστολιθική ακολουθία στην Νότια Εύβοια. Εικ. 1. Ο παραπάνω χάρτης δείχνει την γεωλογική σύνθεση της Εύβοιας (τροποποιημένο από τον Katsikatsos et al. 1986),ξεχωρίζει της τρεις τεκτονικές ενότητες Εύβοιας,Αττικής και Β. Κυκλάδων. 4

6 2.2 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΚΑΡΥΣΤΕΙΑΣ Η Κυανοσχιστολιθική Κυκλαδική ενότητα διακρίνεται σε καλλύματα/ενότητες γνωστά ως τα καλλύματα Στύρας και Όχης (Εικ 2; Katsikatsos et al. 1986). Η επαφή μεταξύ αυτών των καλλυμάτων, ονομάζεται επώθησης της Οχης, και ερμηνεύεται ως μια πλαστική διατμητική ζώνη με κίνηση προς τα ΑΒΑ παρά μία διακριτή ρηξιγενής επιφάνεια (Ring et al. 2007, Xypolias et al. 2003). Στο δομικά υπερκείμενο καλλύμα της Στύρας συναντάμε μια σειρά μεταιζηματογενών πετρωμάτων πάχους 2000m που αποτελείται από μάρμαρα πλούσια σε ασβεστίτη και σχιστόλιθους με ενστρώσεις χαλαζιτών, καθώς επίσης και σώματα μετα-σερπεντινίτη κοντά στην βάση. Το υπερκείμενο κάλλυμα της Όχης το οποίο πιθανά αντιπροσωπεύει μια μέτα-οφιολιθική melange,έχει ελάχιστο πάχος 2500m και αποτελείται κυρίως από μετά-ηφαιστειακά πετρώματα, μετάκερατόλιθους, ασβεστιστικούς σχιστόλιθους με παρενστρώσεις σχιστόλιθων και χαλαζιτιτών, καθώς επίσης και χαλαζιούχους σχιστόλιθους και γνεύσιους (Jacobshagen 1986; Katsikatsos 1991; Katzir et al. 2000).Μεμονωμένα μαφικά και ύπερμαφικα μετα-μαγματικά πετρώματα εμφανίζονται με την μορφή φακών κατά μήκος του καλλύματος της Όχης, αλλά κυρίως κοντά στην τεκτονική επαφή με το υποκείμενο κάλλυμα της Στύρας. 5

7 Εικ. 2.Ο Γεωλογικός χάρτης του ΒΔ τμήματος της ΑΚΜ στην ανατολική Αττική και την Νότια Εύβοια, δείχνει πού εμφανίζονται οι ζώνες επώθησης Εύβοιας και Όχης. Επίσης φαίνονται και οι κρυσταλλικές γραμμώσεις σε διάφορα επίπεδα της δομής της ΑΚΜ. 6

8 2.2.1 ΛΙΘΟΛΟΓΙΑ Όπως αναφέραμε και παραπάνω η συγκεκριμένη περιοχή της Αττικοκυκλαδικής μάζας διαιρείτε σε δύο κύριες ενότητες, α) την παρα αυτόχθονη ενότητα Βάσεως (Ενότητα Αλμυροποτάμου) και β) την Ενότητα κυανοσχιστολίθων Εύβοιας (Evia blueschist unit) ή ενότητα πρασινοσχιστόλιθων κυανοσχιστόλιθων (CGB ενότητα, Marinos & Petrascheck 1956; Dürr et al. 1978; Katsikatsos et al. 1986). (Εικ. 3). Εικ.3. Λιθοστρωματογραφια - τεκτονική της Νότιας Εύβοιας. (Κατά Ρ.VERGELY, 1984) Υπόμνημα Α: Σχηματικός τεκτονικός χάρτης της Νότιας Εύβοιας: (pa: Τεκτονική επαφή της Ενότητας Στύρων - Όχης και της Ενότητας Αλμυροπόταμου, φό: Τεκτονική επαφή των σχηματισμών της Νότιας Εύβοιας (του Νεοελληνικού καλύμματος) και της Κεντρικής Εύβοιας (της Πελαγονικής ζώνης). Β: Τεκτονικός χάρτης του νότιου τμήματος της Νότιας Εύβοιας. (Κατά Ρη. &Ό. Bavay, 1980): 1: Σειρά Στύρων, 2: Σειρά Όχης, 3: Σειρά Παξιμάδας, 4: Ενότητα Κακής Σκάλας, 5: Σειρά Καστρί, 6: Σχηματισμοί του Νεογενούς και Τεταρτογενούς. Γ: Γεωλογικές τομές a-b και c-d. Οι αριθμοί των τομών ανταποκρίνονται σ' αυτούς που αναφέρονται στο χάρτη (Β). 7

9 ΑΛΜΥΡΟΠΟΤΑΜΟΣ Η ενότητα Αλμυροποτάμου συνίσταται από μια παχιά (~ 2000 m) ακολουθία ανθρακικών ιζημάτων πλατφόρμας, μεσοζωικής - καινοζωικής ηλικίας που έχουν μεταμορφωθεί σε μάρμαρα. Υπερκείμενα αυτών βρίσκεται μια παχιά ακολουθία (~1500m) μεταχαλαζιτών και μεταπηλιτών με μερικούς ορίζοντες μαρμάρων, που θεωρείται σαν μεταφλύσχης. Ρουδιστές και νουμουλιτικό hardground που έχει βρεθεί στην οροφή της ακολουθίας των μαρμάρων δείχνουν ότι η ιζηματογένεση στην ανθρακική πλατφόρμα διήρκησε τουλάχιστον μέχρι το μέσο Ηώκαινο (Υπρέσσιο - Λουτήτιο). Τα πρόσφατα ευρήματα (Shaked et al, 2000) υπολειμμάτων γλαυκοφανή και φενγκιτών πλούσιων σε πυρίτιο κυρίως στην ενότητα του μεταφλύσχη, δείχνουν ότι η μεταμορφική βαθμίδα σε αυτήν την ενότητα έχει φτάσει σε συνθήκες γλαυκοφανιτικής φάσης (8-10 kbar /~350 C).Βασιζόμενοι σε χρονοστρωματογραφικά κριτήρια πολλοί συγγραφείς επισημαίνουν ότι το μεταμορφικό γεγονός έχει ολιγοκαινική ηλικία, ωστόσο σύγχρονες εργασίες (Ring and Reischmann,2002) χρησιμοποιώντας την μέθοδο Rb/Sr σε φενγκιτικούς μοσχοβίτες από την ενότητα του μεταφλύσχη δείχνουν ότι η ηλικία του μεταμορφικού γεγονότος είναι 23 Ma (κάτω μειόκαινο).οι Brocker et al αντίθετα υποστηρίζουν ότι το μεταμορφικό επεισόδιο υψηλών πιέσεων είναι προ μειοκαινικό, και κάτω μειοκαινικό το γεγονός σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης, επιβεβαιώνοντας τις χρονοστρωματογραφικές ερμηνείες που προτείνουν ότι το επεισόδιο υψηλών πιέσεων συνέβη το Άνω Ηώκαινο Ολιγόκαινο (Avigad et al, 1997). Από παλαιογεωγραφική σκοπιά και με βάση την ιζηματογενή ιστορία της η ενότητα του Αλμυροποτάμου είναι συγκρίσιμη με την παρα - αυτόχθονη ενότητα Ολύμπου - Όσας που υπόκειται κάτω τριτογενών μεταμορφωμένων πετρωμάτων (HP/LT) στην περιοχή του Ολύμπου (Βόρεια Ελλάδα) Η ενότητα Κυανοσχιστολίθων Εύβοιας Η ενότητα Κυανοσχιστολίθων Εύβοιας (EBU) συνιστά την βορειοδυτική συνέχεια της ενότητας των Κυκλαδικών κυανοσχιστολίθων (CBU) (fig 2). Η EBU δομείται από δύο κύρια καλύμματα - ενότητες, το κάλυμμα των Στυρών και το κάλυμμα της Όχης. Παλαιότερες εργασίες αναφέρουν την Ενότητα κυανοσχιστολίθων Ευβοίας σαν σχηματισμούς του Νεοελληνικού τεκτονικού καλύμματος (Κατσικάτσος.,1992). Οι τρείς κύριοι λιθοστρωματογραφικοί ορίζοντες, κατά Κατσικάτσο (1991) που 8

10 δομούν το Νεοελληνικό τεκτονικό κάλυμμα είναι α) Οι Σχιστόλιθοι Τσακαίων β) Τα Μάρμαρα Σιπολίνες Στύρων και γ) Οι Σχηματισμοί Όχης ΣΧΙΣΤΟΛΙΘΟΙ ΤΣΑΚΑΙΩΝ Οι σχιστόλιθοι Τσακαίων (Σχηματισμός Τσάκι κατά Shaked et al.,2000, Οφιολιθική mélange Tsaki, κατά Katzir et al., 2007) αποτελούνται κυρίως από μαρμαρυγιακούς χλωριτικούς σχιστόλιθους ενώ χαρακτηριστικό γνώρισμα τους είναι η μεγάλη συμμετοχή των αμφιβόλων και του επιδότου. Στο κατώτερο τμήμα των Σχιστόλιθων Τσακαίων και ορισμένες φορές στους στρωματογραφικά υψηλότερους ορίζοντες παρεμβάλλονται τεκτονικά αναμεμειγμένα με τους σχιστόλιθους ποικίλου μεγέθους σώματα σερπεντινιτών (Σερπεντινίτες Τσακαίων) και αμφιβολιτών. Ο σχηματισμός Τσάκι βρίσκεται στο νότιο τμήμα του τεκτονικού παραθύρου του Αλμυροποτάμου και έχει την ίδια τεκτονική θέση που έχει ο φλύσχης του Αλμυροποτάμου στο βόρειο τμήμα του παραθύρου, υπέρκειται δηλαδή των μαρμάρων του Αλμυροποτάμου και υπόκειται του καλύμματος των Στύρων. Πρόσφατες εργασίες (Shaked et al.,2000) αναφέρουν ότι ο σχηματισμός Τσάκι δεν αποτελεί δομικό κομμάτι της EBU, και εντάσσουν αυτήν την ενότητα στην υποκείμενη μεταφλυσχική ακολουθία του Αλμυροποτάμου. Το κριτήριο με το οποίο εντάσσουν τον σχηματισμό Τσάκι στην μεταφλυσχική ακολουθία του Αλμυροποτάμου είναι η ομοιότητα τεκτονικών και λιθολογικών χαρακτηριστικών μεταξύ των μελών των δύο ενοτήτων ΚΑΛΥΜΜΑ ΣΤΥΡΩΝ Το κάλυμμα των Στύρων ( Μάρμαρα Σιπολίνες Στύρων) αποτελείται από μια παχιά μεταιζηματογενή ακολουθία (~2000 m) ασβεστιτικών μαρμάρων και σιπολινών με ενδιαστρώσεις χαλαζιτών και σχιστολίθων, ενώ παρατηρούνται και σώματα σερπεντινιτών κοντά στην βάση του. Οι σχιστολιθικές παρεμβολές στον ορίζοντα Μαρμάρων Σιπολινών Στύρων είναι συχνές με πάχος που κυμαίνεται από λίγα μέχρι μερικές εκατοντάδες μέτρα. Οι σχιστόλιθοι είναι κυρίως μοσχοβιτικοί, χλωριτικοί, χαλαζιακοί και ασβεστιτικοί και λιγότερο αμφιβολιτικοί και επιδοτιτικοί. Τα μάρμαρα της ενότητας είναι κατά κανόνα γκρίζου χρώματος, λεπτοστρωματώδη έως μέσοστρωματώδη και κατά θέσεις παχυστρωματώδη, λεπτοκρυσταλλικά έως μέσοκρυσταλλικά και πολλές φορές με μεγάλη συμμετοχή μοσχοβίτη με αποτέλεσμα να μεταπίπτουν σε σιπολινομάρμαρα ή και σιπολίνες. 9

11 Στα ανθρακικά πετρώματα της ενότητας έχει παρατηρηθεί η συμμετοχή σε μικρό ποσοστό απατίτη και γλαυκοφανή. Επίσης, διακριτή είναι και η παρουσία κλαστικού χαλαζία σε στρωματίδια μικρού πάχους (1-3 cm) ΚΑΛΥΜΜΑ ΟΧΗΣ Το υπερκείμενο κάλυμμα της Όχης (Σχηματισμοί Όχης) έχει ένα ελάχιστο πάχος 2500 μέτρων δομείται κυρίως από μεταηφαιστείτες, μετακερατόλιθους, ασβεστιτικούς σχιστόλιθους,ενδιαστρώσεις χαλαζιτών όσο και από χαλαζοαστριακούς σχιστόλιθους και γνεύσιους. Απομονωμένα φακοειδή σώματα βασικών και υπερβασικών μεταπυριγενών πετρωμάτων εμφανίζονται στο κάλυμμα της Όχης αλλά συντάσσονται κυρίως κατά μήκος της τεκτονικής επαφής με το υποκείμενο κάλυμμα των Στυρών. Η επαφή, ειδικότερα των δύο καλυμμάτων (επώθηση Όχης) ερμηνεύεται σαν μια ΑΒΑ διεύθυνσης ζώνη διάτμησης παρα σαν μια διακριτή ρηξιγενής επιφάνεια (Ring et al. 2007, Xypolias et al., 2009).Οι κύριες λιθοτεκτονικές ενότητες στις οποίες έχει χωρισθεί το κάλυμμα της Όχης είναι από κάτω προς τα πάνω οι εξής : α) Η Σειρά Όχης β) η Σειρά Παξιμάδας γ) η Ενότητα Κακής Σκάλας και δ) η Σειρά Καστρί ΣΕΙΡΑ ΟΧΗΣ Η σειρά αυτή περιλαμβάνει την Σειρά Παξιμάδας και δομείται από τους εξής σχηματισμούς : α) Ένα κατώτερο σχιστολιθικό σύνολο, το οποίο προς τα πάνω εμπλουτίζεται βαθμιαία σε αλλόχθονα τεμάχη βασικών και υπερβασικών πετρωμάτων και ραδιολαριτών. Οι σχιστόλιθοι είναι κυρίως αμφιβολιτικοί, συχνά γλαυκοφανιτικοί και κατά θέσεις με λωζονίτη ενώ εμφανίζονται επίσης και μοσχοβιτικοί, χαλαζιακοί, ασβεστιτικοί και χλωριτικοί. β) Μια mélange από τεμάχη πετρωμάτων ποικίλου μεγέθους και ποικίλης λιθολογικής σύστασης, όπως μεταβασιτών, σερπεντινιτών και ραδιολαριτών. Ο σχηματισμός αυτός έχει το μέγιστο πάχος του στο όρος Όχη ενώ απουσιάζει από την περιοχή του Μαρμαρίου. γ) Ένα ανώτερο σύνολο πετρωμάτων, στο οποίο έχει δωθεί το όνομα σειρά Παξιμάδας και αποτελείται από εναλλασσόμενους χαλαζιακούς αστριούχους και μοσχοβιτικούς σχιστόλιθους. Φακοειδείς παρεμβολές, επίσης όξινων μεταπυριγενών λιθολογιών χαρακτηρίζουν τον σχηματισμό αυτό. 10

12 ΕΝΟΤΗΤΑ ΚΑΚΗΣ ΣΚΑΛΑΣ Η ενότητα αυτή βρίσκεται τεκτονικά τοποθετημένη στις Σειρές Όχης και Παξιμάδας και αποτελείται κυρίως από χαλαζίτες και μάρμαρα που εξελίσσονται προς τα πάνω σε χαλαζιακούς σχιστόλιθους. Χαρακτηρίζεται από την παρουσία τεμαχών ραδιολαριτών σε μεγάλο ποσοστό ενώ στην περιοχή του όρους Όχη συμμετέχουν,επίσης, τεμάχη σερπεντινιτών και μεταβασιτών. (Εικ.4) Εικ.4 : Τμήμα της σειράς Κακή Σκάλα (Βavay) Υπόμνημα : a: γκρι μάρμαρα, b : μάρμαρα με ή χωρίς δολομίτη,c : χαλαζίτες, d χαλαζιακοί σχιστόλιθοι, e : ραδιολαρίτες, f : μεταλάβες, g : τουφιτικοί σχιστόλιθοι, h :micashistes quartzeux ΕΝΟΤΗΤΑ ΚΑΣΤΡΙ Η σειρά αυτή αποτελεί την προς τα πάνω συνέχεια της Σειράς Όχης και διακρίνεται σε δύο τμήματα : α) Ένα κατώτερο τμήμα, που αποτελείται κυρίως από χαλαζιακούς σχιστόλιθους, πάχους αρκετών εκατοντάδων μέτρων, το οποίο, γενικά, παρουσιάζει πολλές αναλογίες με τα ανώτερα μέλη της σειράς Όχης και β) Ένα ανώτερο τμήμα πλούσιο σε μεγάλα τεμάχη πετρωμάτων,ποικίλης 11

13 λιθολογικής σύστασης (μεταβασιτών, μαρμάρων) που βρίσκονται μέσα σε ένα σχιστολιθικό περιβάλλον κυρίως από χαλαζιακούς σχιστόλιθους και χαλαζίτες, με παρεμβολές μετατοφφιτών και μεταβασιτών ΜΕΤΑΜΟΡΦΙΚΗ ΠΟΡΕΙΑ ΕΝΟΤΗΤΑΣ ΚΥΑΝΟΣΧΙΣΤΟΛΙΘΩΝ ΕΥΒΟΙΑΣ Πετρολογικές μελέτες και ραδιοχρονολογήσεις στην περιοχή μελέτης αλλά και σε γειτονικές περιοχές αποκαλύπτουν την μεταμορφική ιστορία της Κυανοσχιστολιθικής ενότητας Εύβοιας στην οποία καταγράφονται δύο μεταμορφικά επεισόδια. Στοιχεία για το μεταμορφικό επεισόδιο υψηλών πιέσεων διατηρούνται κυρίως τα μεταβασικά πετρώματα, τα οποία φιλοξενούνται σε μεταιζήματα. Το Ηωκαινικό μεταμορφικό επεισόδιο (M 1 ), ειδικότερα, συνέβη σε συνθήκες επιδοτο γλαυκοφανιτικής φάσης (Tmax = 450 C, Pmin= 11 kbar, βάθος > 40 km) με χαρακτηριστική την παραγένεση στους μεταβασίτες (επίδοτο + γλαυκοφανή + ομφακίτη). Υπολείμματα λωζονίτη που εσωκλείονται σε ανάδρομο αλβίτη από μεταβασίτες της ενότητας Όχης και Τσακαίων δείχνουν μια προηγούμενη μεταμορφική διαδρομή εντός του πεδίου σταθερότητας του λωζονίτη. Η απουσία γρανάτη σε συνδυασμό με την διατήρηση υπολειμματικών μαγματικών ορυκτών και λωζονίτη, δείχνουν ότι οι θερμοκρασίες του M 1 επεισοδίου ήταν χαμηλότερες αυτών του κεντρικού εκλογιτικού άξονα ( CEX, Σύρος Σίφνος Τήνος) Εικ. 5. Το δεύτερο μεταμορφικό επεισόδιο (Μ 2 ) έγινε σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής έως πουμπελυιτικής ακτινολιθικής φάσης (Τmax=350 C, P = 4-7 kbar, βάθος km) και έχει ηλικία Ολιγόκαινο Μειόκαινο (25 εκ. χρόνια). Χαρακτηριστική παραγένεση συνθηκών πουμπελυιτικής ακτινολιθικής φάσης σε μεταβασίτες είναι η εξής : πουμπελυίτης + επίδοτο + χλωρίτης + αλβίτης + φεγγίτης. Ιστολογικές παρατηρήσεις και ορυκτολογικές παραγενέσεις που έχουν περιγραφεί από τους Shaked et al,(2000) και Katzir et al,(2000) δείχνουν ότι οι μέγιστες μεταμορφικές συνθήκες του Μ1 μεταμορφικού γεγονότος αυξάνονται ελαφρώς προς τα υψηλότερα τεκτονικά επίπεδα (κάλυμμα Όχης) της Κυανοσχιστολιθικής ενότητας Εύβοιας. Η ανάδρομη μεταμόρφωση (Μ 2 ) σε συνθήκες υποπρασινοσχιστολιθικής φάσης (πουμπελλυϊτική ακτινολιθική) χαρακτηρίζεται από μια μείωση της θερμοκρασίας προς την βάση της ενότητας. Η παραγένεση ειδικότερα πουμπελυΐτης + διοψίδιος σε μεταβασίτες από τον σχηματισμό Τσάκι δείχνει χαμηλότερες θερμοκρασίες σε σχέση με την παραγένεση πουμπελλυΐτης + ακτινόλιθος που παρατηρείται σε μεταβασίτες από την σειρά Όχης που βρίσκεται δυο χιλιόμετρα στρωματογραφικά υψηλότερα. Η μείωση των θερμοκρασιών του M 2 μεταμορφικού επεισοδίου προς τα κατώτερα τεκτονο - στρωματογραφικά επίπεδα μπορεί να ερμηνευθεί είτε μέσω της υπώθησης των Άνω Ηωκαινικών κρύων ανθρακικών πετρωμάτων της 12

14 ενότητας του Αλμυροποτάμου είτε μέσω της λειτουργίας αντιδράσεων αφυδάτωσης στα μεταπηλιτικά πετρώματα της μεταφλυσχικής ακολουθίας και την αντίστοιχη μετανάστευση των ρευστών προς την ενότητα των κυανοσχιστολίθων. Εικ.5: Διάγραμμα P-T για τους κυανοσχιστόλιθους της Εύβοιας που βασίζονται στις πετρολογικές παρατηρήσεις και υπολογισμούς για τα μεταμορφικά γεγονότα Μ1,Μ2.Οι θερμοκρασίες του Μ1 στην Εύβοια είναι χαμηλότερες από αυτές που προσδιορίσθηκαν στον 'Κεντρικό εκλογιτικό Άξονα' της Κυκλαδικής μάζας (e.g. Sifnos; Matthews &Schliestedt, 1984; Avigad et al., 1992).Τα πετρώματα της Εύβοιας μεταμορφώθηκαν σε συνθήκες επιδοτο-κυανοσχιστολιθικής φάσης και η ύπαρξη υπολειμάτων λωζονίτη, δείχνουν μια προηγούμενη μεταμορφική διαδρομή εντός του πεδίου σταθερότητας του λωζονίτη. 13

15 2.3 ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ Για την τεκτονική εξέλιξη της ΑΚΜ σύμφωνα με τους (xypolias_et_at_2003,ring_et_at_2007) έχουν διευκρινηθεί τρία κύρια παραμορφωτικά γεγονότα (D1-D3).Η κύρια πλαστική παραμόρφωση D2 αντιπροσωπεύεται από τις επωθητικές δομές. Το τελευταίο γεγονός D3 αντιπροσωπεύεται από δομές που αναπτύχθηκαν από τεκτονική πλάγιας συμπίεσης Αρχική D1-δομή Σύμφωνα με τους Χypolias et at (2003) τα ίχνη της D1 έχουν σχεδόν σβηστεί από την έντονη παραμόρφωση D2. Μόνο μερικές έως ελάχιστες πλαστικές F1-πτυχώσεις αναγνωρίζονται στην Κυανοσχιστολιθική ενότητας Εύβοιας. Mε βάση την τεκτονική υπέρθεσης υπάρχουν δύο είδη πτυχών φολίωσης (F1 και F2). Άρα, μπορούμε να πούμε με βεβαιότητα ότι οι F1 και F2 πτυχές φολίωσης υπάρχουν σε υπέρθεση. Γι'αυτόν τον λόγο, εμφανίζονται ως ισοκλινείς, και περιγράφονται μαζί ως F1/2-πτυχές. Σύμφωνα με τον Ring_et_at2007 υπολείμματα του αρχικού τεκτονικού γεγονότος D1 είναι η τοπικά διαπεραστική S1 φολίωση και συνδέονται με ισοκλινείς εντός-φολίωσης πτυχές. Ο Xypolias et al. (2003), περιέγραψε δύο γενιές για τις εντός-φολίωσης πτυχές. Η S1 φολίωση διακρίνεται καθαρά στο Ακρωτήρι Φιλάγκρα όπου συνδέεται με την ΔΝΔ-ΑΒΑ κρυσταλλική γράμμωση, L1, η οποία ορίζεται από τον προσανατολισμό βελονοειδούς σχήματος κρυστάλλων γλαυκοφανούς. Η S1 στους κυανοσχιστόλιθους ορίζεται από γλαυκοφανή, επίδοτο, φεγγίτη, αλβίτη και χαλαζία, τα οποία είναι προϊόντα υψηλής πίεσης επιδοτο-κυανοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης. Η S1 και η L1 πτυχώνονται περίπου από τις πτυχές F2, των οποίων οι άξονες είναι παράλληλοι με την γράμμωση L1. Επαναπτύχωση προκαλείται από τους τοπικούς διαπεραστικούς D1-D2 ιστούς µετάθεσης (transposition). Οι D1 κυανοσχιστολιθικής και D2 πρασινοσχιστολιθικής φάσης πετρώματα είναι σύμφωνα με τον Ring 2007 ακόμα ένα παράδειγμα των D1-D2 ιστών µετάθεσης στο Ακρωτήρι Φιλάγκρα. Τα εξαιρετικά σχηματισμένα μυλονιτοποιημένα πετρώματα κυανοσχιστολιθικής φάσης D1 είναι στενά συνδεδεμένα με τα μυλονιτοποιημένα ανάδρομης πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης πετρώματα. Η τελευταία διαπεραστική φολίωση αποτελείται από βελονοειδή ασβεστούχο αμφίβολο, αλβίτη, και δευτερογενή χλωρίτη. Μερικοί κόκκοι γλαυκοφανή που είναι καλά διατηρημένοι στην φολίωση, μαρτυρούν τις συνθήκες κυανοσχιστολιθικής φάσης που προϋπήρχαν στα πετρώματα πρασινοσχιστολιθικής φάσης. 14

16 2.3.2 Δομή D2 που σχετίζεται με τις Επωθήσεις Σύμφωνα με τους Ring et at (2007), η κύρια φάση παραμόρφωσης D2 αναπτύχθηκε στην αιχμή του μεταμορφικού γεγονότος υψηλής πίεσης καθώς και κατά την μετάβαση από την κυανοσχιστολιθική στην πρασινοσχιστολιθική φάση. Στο Νοτιότερο μέρος της Εύβοιας κοντά στο Κάβο Ντόρο, η δομή δείχνει μια προοδευτική εξέλιξη μέσω της υπο-πρασινοσχιστολιθικής φάσης και των εύθραυστων συνθηκών. Η διαπεραστική φολίωση S2 είναι η 'τοπική' φολίωση. Η S2 συνδέεται με την διαπεραστική, υποοριζόντια, ΑΒΑ-ΔΝΔ/κης διεύθυνσης κρυσταλλική γράμμωση, L2, και εκφράζεται με τους καλά σχηματισμένους και προσανατολισμένους κόκκους χαλαζία-αλβίτη. Διατμητικές ζώνες στις επωθήσεις Αλμυροποτάμου και Εύβοιας απέδωσαν σταθερή διάτμηση προς τα ΔΝΔ/κα. Πιο συγκεκριμένα στην επώθηση της Εύβοιας, σύμφωνα με την εργασία των Χypolias et at (2003), η κύρια φολίωση S2 ορίζεται από επιμήκεις κόκκους χαλαζία. Στην δυτικότερη απότομη ζώνη, η S2 τροποποιείτε σημαντικά από το παραμορφωτικό γεγονός D3 και ο τωρινός προσανατολισμός της διέπεται από την D3 δομή. Η κρυσταλλική γράμμωση L2,διακρίνεται από τα ορυκτά που βρίσκονται στο επίπεδο της S2 τα οποία είναι ακτινόλιθος, άστριοι και χαλαζίας. Στην Ανατολικότερη επίπεδη πλευρά,η S2 δείχνει να μην επηρεάζεται από την παραμόρφωση D3, το επίπεδο της φολίωσης κλίνει ελαφρά προς την ανατολή και συνοδεύεται από την L2 η οποία έχει διεύθυνση Α-Δ. Καθ'όλη την ανατολική επίπεδη πλευρά, η L2 δείχνει σταθερό προσανατολισμό. Αυτός ο προσανατολισμός δείχνει την κατεύθυνση και την τεκτονική εξέλιξη κατά την διάρκεια της D2 διάτμησης. Η σχέση μεταξύ παραμόρφωσης και μεταμόρφωσης δείχνει ότι η D2 πλαστική παραμόρφωση έλαβε χώρα μετά μεταμορφικό γεγονός υψηλής-πίεσης (M1). Οι μεσοσκοπικές πτυχές (F1/2) έχουν απότομα βυθιζόμενα αξονικά επίπεδα και περίπου τείνουν ΒΒΔ-ΝΝΑ. Γενικότερα, αυτές οι πτυχές αποτελούν πειστήριο, και δηλώνουν ότι το ανατολικό μέρος της Κυανοσχιστολιθικής ενότητας Εύβοιας βρίσκεται τεκτονικά πάνω στην ενότητα Αλμυροπόταμου. Η επώθηση της Εύβοιας αντιπροσωπεύει μια D2 δομή και χαρακτηρίζεται από μια ζώνη εύρους μέτρων, έντονα φολιωμένων έως μυλονιτιωμένων ασβεστιτικών σχιστόλιθων, μαρμαρυγιακών σχιστόλιθων και χαλαζιτών. Σε αυτή την υψηλής παραμόρφωσης ζώνη, πτυχές F1/2 ακολουθούν την γενικότερη ΒΑ-ΝΔ διεύθυνση της επώθησης της Εύβοιας. Αναλύσεις ακτινών Χ έδειξαν, σύμφωνα με τους Ring et al (2007), ότι ο Αντιγορίτης είναι το σταθερό ορυκτό της ομάδας του σερπεντίνη σε αυτές τις δομές, κάτι που υποδεικνύει ότι σχηματίστηκαν σε θερμοκρασία κοντά στους 400 C. Ανατολικά της περιοχής Τσάκι τα μάρμαρα και οι μεταπηλίτες δείχνουν καλά ανεπτυγμένα. Κοντά στη Στύρα και λίγο νοτιότερα αυτής, μια τεράστια ακολουθία μαρμάρων δείχνει δύο γενιές θεαματικών ισοκλινών πτυχών με τον άξονα τους παράλληλο με την L2. Οι κινηματικοί δείκτες υπέδειξαν ότι και οι δύο γενιές πτυχών είναι ταυτόχρονες με την L2 καθότι ήταν σταθεροί μέσα στα όρθια και ανεστραμμένα σκέλη πτυχής. 15

17 Επιπλέον σε περιοχές όπου εμφανίζεται στην Νοτιοδυτική Εύβοια η οφιολιθική melange του καλλύματος της Όχης, οι κινηματικοί δείκτες που συνδέονται με την S2 και την L2 Εικ.6), υποδεικνύουν μια σταθερή διάτμηση προς τα ΑΒΑ/κα. Τα μάρμαρα στις ανατολικές πλαγιές του Όρους Όχης δείχνουν θεαματικές ισοκλινής πτυχές όπου ο άξονας τους είναι παράλληλος με την L2. Σύμφωνα με την εργασία των Xypolias et al (2010) η επωθητική ζώνη της Όχης είναι μια 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- έως αφανείς μυλονίτες. Σε πλούσιους σε χαλαζία τεκτονίτες η μυλονιτική φολίωση (Sm) δημιουργείται από τον προσανατολισμό ακανθώδους μπλε ή/και πράσινης αμφιβόλου, βιοτίτη και λευκού μαρμαρυγία όσο και επιμηκυμένων ταινιών χαλαζία. Οι κρύσταλλοι των αμφιβόλων είναι έντονα ευθυγραμμισμένοι στην μυλονιτική φολίωση (Sm) και εμφανίζουν μια ΑΒΑ ΔΝΔ διεύθυνση. Η μετατροπή της μπλε αμφιβόλου σε ορυκτά πρασινοσχιστολιθικής φάσης κατά μήκος της μυλονιτικής 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. Τεκτονικά υπερκείμενη της ετερογενούς ζώνης παρατηρείται μια παλαιότερη φολίωση (S1), προϊόν της παραμόρφωσης D1, που αναπτύχθηκε σε συνθήκες υψηλών πιέσεων και στην οποία αναπτύσσεται μπλε αμφίβολος επίδοτο ± γρανάτης. Η S1 παραμορφώνεται από μια δεύτερης γενιάς φολίωση αξονικού επιπέδου (S2) η οποία φέρει ακανθώδη συσσωματώματα της μπλε αμφιβόλου. Η S2 και η L2 κρυσταλλική γράμμωση που αναπτύσσεται είναι υπο - παράλληλες με την μυλονιτική φολίωση (Sm) και την γράμμωση (Lm) που φέρει αυτή, αντίστοιχα. Χαμηλότερα από την επώθηση της Όχης, τα πετρώματα του καλύμματος των Στυρών εμφανίζουν σε μεγάλο βαθμό μια διαπεραστική μεταθετική φολίωση (S2) η οποία γίνεται τοπικά μυλονιτική στην επωθητική ζώνη. Πετρώματα κοντά στην ζώνη διάτμησης εμφανίζουν παρόμοιες παραμορφωτικές και μεταμορφικές σχέσεις με τους τεκτονίτες στον ανώτερο τμήμα της ζώνης, στο κάλυμμα της Όχης. Ωστόσο, μια διαφορά που παρατηρείται μεταξύ των δύο καλυμμάτων είναι ότι η διατήρηση ορυκτών υψηλής πίεσης εντός του καλύμματος των Στυρών είναι αξιοσημείωτα μικρότερη. Οι παρατηρήσεις που αναφέρονται είναι σε συμφωνία με την εργασία των Ring et al., (2007) και υποδηλώνουν ότι οι κύριες κινήσεις κατά μήκος της επωθητικής ζώνης της Όχης συνέβησαν κατά την ανάδρομη μεταμόρφωση σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Ωστόσο, παλαιότερη λιγότερο διαπεραστική πλαστική παραμόρφωση (D1) στην βάση του καλύμματος της Όχης ήταν σύγχρονη με την ανάπτυξη λεπτόκοκκων ορυκτών, χαρακτηριστικών υψηλής πίεσης. Ολιγοκαινικές ηλικίες που έχουν αναφερθεί (Maluski et al. 1981) για τα γλαυκοφανιτικά πετρώματα της Όχης σε συνδυασμό με τις παρατηρήσεις που αναφέρθηκαν, 16

18 δείχνουν ότι πλαστική διάτμηση κατά μήκος της επώθησης της Όχης συνέβη μετά την κορύφωση του Ηωκαινικού μεταμορφικού γεγονότος ( εκ. χρόνια). Εικ.6: Χάρτης και τομή που δείχνουν την κρυσταλλική γράμμωση L2,τα βέλη υποδεικνύουν την διάτμηση και συνδέεται με την L2. Επίσης, δείχνει την περιοχή της έντονης εύθραυστης παραμόρφωσης στην ακτογραμμή βόρεια του Όρους Όχης (από Ring et al. 2007) Το τελευταίο γεγονός D3 Η D3 παραμόρφωση αντιπροσωπεύεται από συν-μεταμορφικές και μετά-μεταμορφικές δομές. Ωστόσο, μπορεί να έχει σχηματιστεί διαδοχικά σε ένα παραμορφωτικό γεγονός. Οι δομές D3 αναπτύσσονται στην Κυανοσχιστολιθική ενότητας Εύβοιας και στην ενότητα Αλμυροποτάμου και δείχνουν να είναι έντονες και εκτενής σε μια ζώνη πλάτους 4km κοντά στο PF. Το PF είναι δεξιόστροφη δομή ολίσθησης, η οποία σχηματίστηκε κάτω από πλαστικές συνθήκες και μετατράπηκαν σε περισσότερο εύθραυστες όσο φθάνουμε στο τελευταίο στάδιο της ορογενετικής εξέλιξης. Σύμφωνα με τις παρατηρήσεις των Χypolias et at (2003) κατά μήκος του PF βλέπουμε σε πολλές περιπτώσεις, ότι αυτή η κύρια δομή παραμορφώνει παλαιότερες D2 δομές και συνεπώς η εξέλιξη του PF είναι ίδιας ηλικίας με το D3 παραμορφωτικό γεγονός. Στην δυτική απότομη πλευρά του τεκτονικού παράθυρου του αλμυροποτάμου,η D3 παραμόρφωση περιορίζεται σε 3 σαφής 17

19 υψηλής-γωνίας μεγασκοπικές ζώνες διάτμησης Τ1,Τ2 και Τ3 (Εικ. 7),οι οποίες είναι προσανατολισμένες πλάγια με το PF σχηματίζοντας γωνία 15, 30 και 50, αντίστοιχα. Κατά μήκος της D3 διατμητικής ζώνης μια νέα διαπεραστική μυλωνιτική φολίωση (S3) αναπτύσσεται η οποία περιέχει και μια διαπεραστική υπο-οριζόντια γράμμωσης έκτασης (L3). Οι ζώνες D3 αναπτύχθηκαν πλάγια στην αρχική Β-Ν διεύθυνση της S2-φολίωσης και προκάλεσαν περιστροφή της S2 που τείνει να γίνει παράλληλη με την φορά της ζώνης διάτμησης. Σε μερικές περιπτώσεις, στις βαθύτερα βυθιζόμενες ζώνες διάτμησης (D3) η υπο-οριζόντια κρυσταλλική γράμμωση L3 προοδευτικά υπερτίθεται την κρυσταλλική γράμμωση L2. Σε αυτές τις περιπτώσεις η κρυσταλλική γράμμωση θεωρείται σύνθετη και καταγράφεται ως δομή L2/3. Η D3 παραμόρφωση μέσα στην ΑΚΜ είχε ως αποτέλεσμα τη δημιουργία σχισμού ρυτίδωσης ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης. Ο σχισμός ρυτίδωσης είναι απότομος και εμφανίζεται εντονότερος μέσα στα 4km της πλάγιας ζώνης κοντά στο PF. Ο σχισμός ρυτίδωσης όπως και η χαμηλής γωνίας ζώνες διάτμησης είναι μεταγενέστερες συν-μεταμορφικές δομές, οι οποίες κυριαρχούνται από την διάλυση και την απόθεση χαλαζία και ασβεστίτη καθώς και την αύξηση του μαρμαρυγία κατά μήκος του επιπέδου διάτμησης. Αυτή η μεταγενέστερη D3 δομή δείχνει να είναι σταθερή με τη δεξιόστροφη πλάγιας συμπίεσης κινηματική του PF. Επιπλέον, οι κατακλασίτες (<2 m) που έχουν αναπτυχθεί κατά μήκος της επώθησης της Εύβοιας υποδηλώνουν ότι οι Ανατολικής-κατεύθυνσης κινήσεις συνεχίζουν κάτω από εύθραυστες συνθήκες. Εικ.7: Τεκτονικός χάρτης και τομή στο βορειότερο μέρος του παράθυρου του Αλμυροπόταμου 18

20 3.ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ Κατά την υπαίθρια εργασία στην περιοχή μελέτης προέκυψε ότι τα πετρώματα της Νότιας Εύβοιας είναι έντονα τεκτονισμένα από πέντε διαδοχικές παραμορφωτικές φάσης οι οποίες για λόγους συντομίας θα αναφέρονται εφ εξής ως D1, Στο συγκεκριμένο κεφάλαιο αναλύονται τα εξελικτικά στάδια της παραμόρφωσης στην περιοχή μελέτης, τα μέσα που χρησιμοποιούνται για την κατανόηση των παραμορφωτικών φάσεων είναι η παρουσίαση των τεκτονικών δεδομένων που συλλέχθηκαν κατά την διάρκεια της εργασίας υπαίθρου και πάνω σε αυτά θεμελιώθηκαν τα συμπεράσματα που προέκυψαν.οι φάσεις αυτές διακρίθηκαν βάση των ρεολογικών χαρακτηριστικών της παραμόρφωσης (εύθραυστη - ημιπλαστική - πλαστική) καθώς και από τη σχέση υπέρθεσης μεταξύ των τεκτονικών δομών D1/2 ΦΑΣΗ Η D1/2 φάση είναι σύμπτυξη των παραμορφωτικών γεγονότων D1 και D2 τα οποία εμφανίζουν φολίωση S1/2 και κρυσταλλική γράμμωση L1/2 και αναπτύσσονται σε πλαστικές συνθήκες. Οι αρχικές παραμορφωτικές δομές διατηρούνται σε λιθολογίες και αντιπροσωπεύονται από τις φολιώσεις S1 και S2. Σε πολλές περιπτώσεις, η S1 είναι παράλληλη με την S2 με αποτέλεσμα να εμφανίζεται ως μια σύνθετη S1/2 φολίωση. Έτσι γενικώς η S1 είναι αναγνωρίσιμη με βεβαιότητα μόνο στις αρθρώσεις μικρών ισοκλινών F2 πτυχών των οποίων τα αξονικά επίπεδα είναι παράλληλα με την S2 (εικ 3.1). Αποτέλεσμα των πλαστικών συνθηκών παραμόρφωσης είναι η δημιουργία πλαστικών πτυχών φολίωσης F1 οι οποίες εμφανίζονται σφικτές έως ισοκλινείς. 19

21 Εικ. 3.1: Εμφάνιση S1 με την μορφή ισοκλινούς πτυχής μέσα στην S2 Η S2 (ή αλλιώς σύνθετη S1/2) συνήθως ορίζεται από επιμηκυνμένους κρυστάλλους ορυκτών καθώς και από τον προσανατολισμένου της μπλε αμφιβόλου. Η φολίωση S2 είναι συχνά υπολειμματική και εμφανίζεται έντονα καταπονημένη λόγο της διαπεραστικής S4 φολιώσης του νεότερου παραμορφωτικού γεγονότος D4. Σε μερικές περιπτώσεις όπου η φολίωση S2 είναι καλά διατηρημένη αυτή μπορεί να χαρακτηριστεί ως μυλωνιτική S2m (Εικ. 3.2 α). Εμφανής είναι η ύπαρξη σιγμοειδών συσσωματωμάτων κρυστάλλων που δείχνουν κίνηση, παράλληλη με την φολίωση, προς τα ΝΑ. Εικ (α) Εμφάνιση της μυλωνιτικής φολίωσης S2m και σιγμοειδή συσσωματώματα κρυστάλλων που υποδεικνύουν κίνηση προς τα ΝΑ. (β) Οι επιμηκυνσμένοι κρύσταλλοι γλαυκοφανή οι οποίοι διαμορφώνουν μια γράμμωση έκτασης L2. 20

22 α) β) Εικ.3.3) α)απεικόνιση των 35 τιμών για την φολίωση S2 στο δίκτυο τα επίπεδα της S2 φολίωσης έχουν γενική διεύθυνση Ν-Β και κλείνουν νότια - νοτιοανατολικά β) Στατιστικό διάγραμμα πόλων φολιώσεων S2 ( Ισοπληθείς ανά 1.5%, 3%, 6%, 9.5%, 12%, 15%) Στην επιφάνεια της S2 φολίωσης εμφανίζεται συνήθως μια καλά ανεπτυγμένη κρυσταλλική γράμμωση έκτασης L2 η οποία σε ορισμένες περιπτώσεις ορίζεται από τον προσανατολισμό του ορυκτού γλαυκοφανή (εικ.3.2β). Η παρατήρηση αυτή υποδεικνύει ότι η D2 φάση παραμόρφωσης ήταν σύγχρονη με το μεταμορφικό επεισόδιο Μ1. Σε διάφορες θέσεις ήταν δυνατόν να μετρηθεί ο προσανατολισμός της κρυσταλλικής γράμμωση έκτασης L2. Από την προβολή των μετρήσεων σε δίκτυο Schmidt αλλά και από την στατιστική επεξεργασία αυτών (εικ 3.3, 3.4) προκύπτει ότι η κρυσταλλική γράμμωση έκτασης L2 είναι υπο-οριζόντα έχει μια γενική ΒΔ-ΝΑ/κη διεύθυνση με διευθύνσεις βύθισης της L2 κυμαίνονται από 100 μέχρι

23 α) β) Εικ.3.4) α)tο παραπάνω δίκτυο Schmidt απεικονίζει την χωρική κατανομή των 41 τιμών που έχουμε συλλέξει για την κρυσταλλική γράμμωση L2 και δείχνουν διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ, β) Στατιστικό διάγραμμα γραμμώσεων έκτασης (Ισοπληθείς ανά 1.5%, 3%, 6%, 9.5%, 12%, 15%) 3.2. D3 ΦΑΣΗ Το επόμενο παραμορφωτικό γεγονός που παρατηρήθηκε στην περιοχή είναι το πλαστικού τύπου παραμορφωτικό επεισόδιο D3, το οποίο αντιπροσωπεύεται από όρθιες, ανοικτές έως κλειστές F3 πτυχές (εικ.3.5) οι οποίες παραμορφώνουν τη φολίωση S2. Συχνά οι F3 πτυχές παραμορφώνουν τις προϋπάρχουσες F2 πτυχές διαμορφώνοντας χαρακτηριστικές δομές επαναπτυχώσης τύπου 3 (εικ.3.6). Η ύπαρξη του συγκεκριμένου τύπου επαναπτύχωσης υποδηλώνει ότι οι άξονες των F2 και F3 πτυχών ήταν σχεδόν παράλληλοι ή σχημάτιζαν μεταξύ τους μικρή γωνία.η απεικόνιση των 35 τιμών που καταγράφηκαν για τα αξονικά επίπεδα FA3 προβάλλεται στο δίκτυο (εικ.3.7),τα αξονικά επίπεδα FA3 έχουν γενική διεύθυνση Α-Δ και κλείνουν δυτικά βορειοδυτικά. Ο προσανατολισμός των αξόνων πτυχής b3 δείχνουν μια γενική ΝΔ-ΒΑ/κη διεύθυνση. Εικ.3.5) Όρθια, κλειστή πτυχή σε μάρμαρο της Εικ. 3.6) F3 πτυχές που παραμορφώνουν πτυχή F2 22

24 Στύρας χαρακτηριστικό παράδειγμα της D3 φάσης (γύρω από τον γλαυκοφανή),με το πράσινο χρώμα το επίδοτο και με το κόκκινο, γρανάτες. α) β) Εικ.3.7) Τα παραπάνω Δίκτυα Schmidt απεικονίζουν : α) την συνολική χωρική κατανομή των αξονικών επιπέδων FA3 β) Στατιστικό διάγραμμα πόλων αξονικών επιπέδων FA3 ( Ισοπληθείς ανά 1.5%, 3%, 6%, 9.5%, 12%, 15%). α) β) Εικ.3.8) Τα παραπάνω Δίκτυα Schmidt απεικονίζουν : α) Το προσανατολισμό των αξόνων πτυχής b3. β) Στατιστικό διάγραμμα αξόνων πτυχής b3 (Ισοπληθείς ανά 1.5%, 3%, 6%, 9.5%, 12%, 15%) 23

25 3.3 D4 ΦΑΣΗ Το D4 είναι το νεότερο γεγονός πλαστικής παραμόρφωσης στην περιοχή. Η D4 φάση παρουσιάζει μια διαπεραστική φολίωση S4 η οποία στις περισσότερες θέσεις έχει εξαλείψει την S2 και είναι αυτή που επικρατεί στην περιοχή μελέτης. Η φολίωση S4 καθορίζεται από τον προσανατολισμό φυλλαρίων μαρμαρυγιά, κρυστάλλων μπλε ή και πράσινης (πιθανά ακτινόλιθος) αμφιβόλου καθώς και χαλαζία. Η συνύπαρξη της πράσινης και μπλέ αμφιβόλου στα επίπεδα της S4 φολίωσης δείχνει ότι η ανάπτυξη του συγκεκριμένου ιστολογικού χαρακτηριστικού ξεκίνησε σε συνθήκες υψηλών πιέσεων και συνεχίστηκε κατά την ανάδρομη μεταμόρφωση των πετρωμάτων. Στα επίπεδα της S4 αναπτύσσεται μια καλώς εκφρασμένη γράμμωση έκτασης L4 η οποία πολλές φορές γίνεται εύκολα διακριτή από επιμηκυνμένους και αξονικά αποκομμένους κρυστάλλους μπλε αμφιβόλου (εικ.3.9). Εικ.3.9. (α) Επιμηκυνμένοι και αξονικά αποκομμένοι κρύσταλλοι γλαυκοφανή οι οποίοι εκφράζουν την γράμμωση έκτασης L4 σε χαλαζίτες. (β) Χαρακτηριστική πτυχή F4 σε χαλαζιακούς σχιστόλιθους στην οποία φαίνεται ότι η φολιώση S4 έχει αναπτυχθεί παράλληλα στο αξονικό επίπεδο της πτυχής. Από την προβολή των μετρήσεων στο παρακάτω δίκτυο Schmidt αλλά και από την στατιστική επεξεργασία αυτών διαπιστώθηκε ότι, τα επίπεδα της S4 φολίωσης έχουν γενική διεύθυνση Α-Δ και κλείνουν βόρεια βορειοανατολικά (εικ.3.10),ενώ προκύπτει ότι η κρυσταλλική γράμμωση έκτασης L4 έχει σταθερή ΒΑ-ΝΔ διεύθυνση σε όλη την περιοχή μελέτης με διευθύνσεις βύθισης της L4 κυμαίνονται από 220 μέχρι 260 (εικ.3.11). 24

26 α) β) Εικ.3.10:α)Δίκτυο Schmidt που απεικονίζει την συνολική χωρική κατανομή πόλων φολιώσεων S4, β) Στατιστικό διάγραμμα πόλων φολιώσεων ( Ισοπληθείς ανά 1.5%, 3%, 6%, 9.5%, 12%, 15%) α) β) Εικ.3.11: α) Δίκτυο Schmidt που απεικονίζει την συνολική χωρική κατανομή των κρυσταλλικών γραμμώσεων έκτασης L4, β) Στατιστικό διάγραμμα γραμμώσεων έκτασης (Ισοπληθείς ανά 1.5%, 3%, 6%, 9.5%, 12%, 15%) 25

27 α) β) Εικ.3.12:α)Οι 57 τιμές που συλλέχθηκαν προβάλουν τον προσανατολισμό των αξόνων πτυχής b4, β) Στατιστικό διάγραμμα των αξόνων πτυχης b4 (Ισοπληθείς ανά 1.5%, 3%, 6%, 9.5%, 12%, 15%) Σε πολλές περιπτώσεις η S4 φολίωση έχει αναπτυχθεί παράλληλα στο αξονικό επίπεδο των μεσοσκοπικών F4 πτυχών και συνεπώς φαίνεται ότι υπάρχει μια γενετική σχέση μεταξύ των δυο ιστολογικών στοιχείων. Ως εκ τούτου συμπεραίνεται ότι οι περισσότερες F4 πτυχές σχηματίστηκαν με ένα μηχανισμό παθητικής ολίσθησης ο οποίος συνδέεται με τη δημιουργία αξονικά παράλληλου σχισμού. Επίσης στην περιοχή μελέτης oι F4 πτυχές εμφανίζουν συνήθως απολεπτυσμένα σκέλη και πάχυνση στις αρθρώσεις σε αντίθεση με τις F3 πτυχές στις οποίες τα σκέλη και οι αρθρώσεις έχουν το ίδιο πάχος.οι F4 πτυχές χαρακτηρίζονται ως κεκλιμένες έως κατακεκλιμένες καθώς και κλειστές έως σφικτές, οι άξονες των πτυχών b4 προβάλλονται στο παρακάτω δίκτυο Schmidt (εικ.3.12), από το οποίο προκύπτει ότι έχουν ΒΑ-ΝΔ διεύθυνση. Συχνά λόγο έντονης πλαστικής διατμητικής ολίσθησης έχουμε την εμφάνιση θηκόσχημων πτυχών (οφθαλμοειδή γεωμετρία) (εικ. 3.13). Στις πτυχές του τύπου αυτού η μυλωνιτική φολίωση S4 είναι παράλληλη με το αξονικό επίπεδο της πτυχής. Χαρακτηρίστηκες είναι επίσης οι επαναπτυχώσεις τύπου 3 που προκαλούνται από την υπέρθεση των F4 πτυχών στις παλαιότερες γενιές πτυχών, είτε F3 είτε F2. Από το συγκεκριμένο τύπο επαναπτύχωσης προκύπτει ότι διάφορες γενεές πτυχών έχουν υποπαράλληλους άξονες ή άξονες που σχηματίζουν μεταξύ τους μικρή οξεία γωνία (εικ. 3.14). 26

28 Εικ.3.13: Θηκόσχημη πτυχή F4 (οφθαλμοειδή εμφάνιση). Η S4 είναι παράλληλη με το αξονικό επίπεδο της πτυχής. (α) (β) Εικ.3.14: Επαναπτυχώσεις τύπου 3. (α) Σε μάρμαρα της Στύρας, πιθανώς η παλιά πτυχή είναι F3, (β) Σε χαλαζιακούς σχιστόλιθους της Όχης, η παλιά πτυχή είναι F2. Και στις 2 περιπτώσεις α-β,η F4 επαναπτυχώνει παλαιές πτυχές Τοπικά η S4 φολίωση λόγω της έντονης παραμόρφωσης και των πλαστικών συνθηκών εμφανίζεται μυλονιτοποιημένη (S4m). Σε θέσεις εμφάνισης D4 μυλωνιτών παρατηρούνται συχνά εγκλείσματα χαλαζιακού υλικού φακοειδούς/σιγμοειδούς σχήματος (εικ. 3.15) καθώς και σ-τύπου πορφυροκλάστες (εικ. 3.16) που λειτουργούν σαν κινηματικοί δείκτες και δείχνουν την διεύθυνση κίνησης του καλύμματος. Παρατηρήσεις κινηματικών δεικτών σε επίπεδα παράλληλα με την φολίωση υποδηλώνουν κίνηση προς τα ΒΑ 27

29 Εικ.3.15: Εμφάνιση εγκλεισμάτων χαλαζιακού υλικού φακοειδούς/σιγμοειδούς σχήματος στην δευτερογενή μυλονιτική φολίωση S4m ο οποίος δείχνει διεύθυνση κίνησης προς ΒΑ. Εικ.3.16: Δομή σ-τύπου πορφυροκλάστης λειτουργεί σαν κινηματικός δείκτης και δείχνει την διεύθυνση κίνησης του καλύμματος. προς ΒΑ 3.4 D5 ΦΑΣΗ Στην παραμορφωτική ιστορία της περιοχής το τελευταίο στάδιο όπως προκύπτει μέσω των σχέσεων υπέρθεσης είναι αυτό της ανάπτυξης ρηξιγενών δομών D5. Η πλειοψηφία των ρηγμάτων που αναγνωρίστηκαν στην περιοχή παρακολούθησης είναι κυρίως εύθραυστού έως ήμι-εύθραυστου τύπου και εμφανίζουν σχετική βύθιση της οροφής και σύγχρονη ανύψωση της βάσης, δηλαδή χαρακτηρίζονται ως κανονικά και έχουν ΒΔ ΝΑ διεύθυνση και κλίνουν είτε προς τα ΒΑ είτε προς ΝΔ (εικ3.17). Η επικρατούσα ΒΔ ΝΑ διεύθυνση των ρηγμάτων δείχνει ότι οι εφελκυστικές κινήσεις συνέβησαν παράλληλα στην διεύθυνση κίνησης του καλύμματος. 28

30 Εικ.3.17:Κανονικό ρήγμα ημί-εύθραυστου τύπου, γίνεται διακριτό λόγο της μετατόπισης του κύριου ορίζοντα. 29

31 4.ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Η τεκτονική ανάλυση στην περιοχή μελέτης οδήγησε στην αναγνώριση πέντε παραμορφωτικών φάσεων σύμφωνα με τα ρεολογικά κριτήρια και της σχέσεις υπέρθεσης. Η D1/2 αποτελεί σύμπτυξη των παραμορφωτικών επεισοδίων D1,D2 είναι προϊόν πλαστικών συνθηκών εμφανίζει φολίωση S1/2 και γίνεται ορατή με την μορφή πλαστικών πτυχών φολίωσης F1(σφικτές έως ισοκλινείς πτυχες).η έκφραση της παραμορφωτικής φάσης D4 παρουσιάζει μια διαπεραστική φολίωση S4 η οποία γίνεται εύκολα διακριτή σε όλη την περιοχή εργασίας και δημιουργεί το αξονικό επίπεδο των πτυχών F4(κλειστές έως σφικτές πτυχές).το εκ νέου πλαστικού τύπου επεισόδιο D3 εκφράζεται από όρθιες, ανοικτές έως κλειστές F3 πτυχές οι οποίες παραμορφώνουν την φολίωση S2. Χαρακτηριστικές είναι επίσης και οι δομές επαναπτύχωσης τύπου 3. Στη εύθραυστη φάση παραμόρφωσης D5 αναγνωρίζονται ρηξιγενείς δομές, η πλειοψηφία των οποίων είναι κανονικά ρήγματα ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης και κλίνουν ΒΑ και ΝΔ. 30

32 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ Katsikatsos, G., Geological Map of Greece, Rafina Sheet.Institute of Geological and Mining Research (I.G.M.E.),Athens. Κατσικάτσος,Γ.,1992.Γεωλογια της Ελλάδας,Πανεπιστημιο Πάτρα.Ο.Ε.Δ.Β.,Αθήνα Κουκουβέλας,Ι.,1998.Τεκτονική Γεωλογία.,Leader Book Κουκουβέλας,Ι.,Κοκκάλας,Σ.,Ξυπολιάς,Π.,2010.Γεωλογια Ελλάδος.,Πανεπιστημιακές σημειώσεις Bavay, P. & Romain-Bavay, D., L unite de Styra-Ochi: unensamble me tamorphique de type schistes bleus d aˆge alpindans le massif d Attique-Cyclades (Eube e du Sud, Gre`ce).T hese 3e`me cycle, Universite de Paris-Sud, Paris. Katzir, Y., Avigad, D., Matthews, A., Garfunkel, Z. & Evans, B.W Origin, HP/LT metamorphism and cooling of ophiolitic me langes in southern Evia (NW Cyclades), Greece. Journal of Metamorphic Geology, 18, DOUTSOS, T., PIPER, G., BORONKAY, K. & KOUKOUVELAS,I Kinematics of the Central Hellenides. Tectonics, 12, DOUTSOS, T. & KOKKALAS, S Stress and deformation patterns in the Aegean region. Journal of Structural Geology, 23, Papanikolaou, D., Tectonic evolution of the Cycladic blueschist belt (Aegean Sea, Greece). In: Chemical T ransport in Metasomatic Processes (ed. Helgeson, H. C.), pp NATO ASI Series, Reidel, Dordrecht. 31

33 RING, U., GLODNY, J., WILL, T. & THOMSON, S An Oligocene extrusion wedge of blueschistfacies nappes on Evia, Aegean Sea, Greece: implications for the early exhumation of high-pressure rocks. Journal of the Geological Society, London, 164, SHAKED, Y., AVIGAD, D. & GARFUNKEL, Z Alpine high-pressure metamorphism at the Almyropotamos window (southern Evia, Greece). Geological Magazine, 137, XYPOLIAS, P. & DOUTSOS, T Kinematics of rock flow in a crustal-scale shear zone: implication for the orogenic evolution of the southwestern Hellenides. Geological Magazine, 137, Xypolias, P., Kokkalas, S. & Skourlis, K Upward extrusion and subsequent transpression as a possible mechanism for the exhumation of HP/LT rocks in Evia Island (Aegean Sea, Greece). Journal of Geodynamics, 35, XYPOLIAS, P., CHATZARAS, V. & KOUKOUVELAS, I. K Strain gradients in zones of ductile thrusting: insights from the External Hellenides. Journal of Structural Geology, 29, XYPOLIAS, P., D. SPANOS, V. CHATZARAS, S. KOKKALAS & I. KOUKOUVELAS k Vorticity of flow in ductile thrust zones: examples from the Attico-Cycladic Massif (Internal Hellenides, Greece) Geological Society,335,