Κινηματική και γεωμετρική ανάλυση της ενότητας των κυανοσχιστολίθων στην περιοχή Πλατανιστού της Νότιας Εύβοιας

Transcript

1 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΓΕΝΙΚΗΣ ΘΑΛΑΣΣΙΑΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΚΑΙ ΓΕΩΔΥΝΑΜΙΚΗΣ Κινηματική και γεωμετρική ανάλυση της ενότητας των κυανοσχιστολίθων στην περιοχή Πλατανιστού της Νότιας Εύβοιας Πτυχιακή Εργασία του Παπαπαύλου Κωνσταντίνου ΠΑΤΡΑ 2010

2 Πρόλογος Η παρούσα εργασία πραγματεύεται την γεωμετρική και κινηματική ανάλυση της παραμόρφωσης στην ενότητα των κυανοσχιστολίθων Εύβοιας στην περιοχή του Πλατανιστού (Νότια Εύβοια). Το συγκεκριμένο θέμα μου ανατέθηκε από τον Λέκτορα του τμήματος Γεωλογίας Παρασκευά Ξυπολιά ο οποίος εκτέλεσε χρέη επιβλέποντα της διπλωματικής εργασίας. Θα ήθελα να ευχαριστήσω τον Λέκτορα Παρασκευά Ξυπολιά για την σημαντική συμβολή του στην αντίληψη εννοιών, στην επίλυση αποριών κατά την διάρκεια τόσο της υπαίθριας εργασίας όσο και κατά την διάρκεια συγγραφής της εργασίας αλλά και για την ευκαιρία που μου έδωσε να ακολουθήσω μια ερευνητική εκδρομή που έλαβε χώρα από 26/09/08 μέχρι 2/10/08 μειώνοντας τα κόστη διαμονής και εργασίας στην περιοχή στο ελάχιστο κάνοντας ουσιαστικά εφικτή την εργασία υπαίθρου που απαιτεί το συγκεκριμένο θέμα μελέτης. 2

3 Περιεχόμενα Πρόλογος... 2 Περιεχόμενα Εισαγωγή Σκοπός της Εργασίας Γεωλογική - Τεκτονική επισκόπηση Αττικοκυκλαδική Μάζα Τεκτονοστρωματογραφικές ενότητες Νοτίου Ευβοίας Ενότητα Αλμυροποτάμου Ενότητα Κυανοσχιστολίθων Εύβοιας Σχιστόλιθοι Τσακαίων Κάλυμμα Στύρας Κάλυμμα Όχης Σειρά Όχης Ενότητα Κακής Σκάλας Σειρά Καστρί Πετρολογικά Χαρακτηριστικά της EBU Μεταμορφική πορεία της EBU Προέλευση των Οφιολιθικών mélange της Νοτίου Ευβοίας Τεκτονική επισκόπηση Ρήγμα Πελαγονικής (Pelagonian fault) Επώθηση Εύβοιας (Evia thrust) Επώθηση Όχης (Ochi thrust) Ορογενετικό μοντέλο εξέλιξης κεντρικής Ευβοίας Τεκτονική Ανάλυση Επιλογή τομής Τεκτονική εξέλιξη της περιοχής Πλαστικές συνθήκες παραμόρφωσης Φάση Παραμόρφωσης D Φάση παραμόρφωσης D Ημιπλαστικές συνθήκες παραμόρφωσης Φάση Παραμόρφωσης D Εύθραυστες συνθήκες παραμόρφωσης

4 Φάση Παραμόρφωσης D Φάση παραμόρφωσης D Συμπεράσματα Βιβλιογραφία

5 1.Εισαγωγή Σκοπός της Εργασίας Το ελληνικό ορογενές έχει αποτελέσει και θα συνεχίσει να αποτελεί μια περιοχή εύφορη για την γένεση και εξέλιξη ιδεών σε διαφορετικές ερευνητικές περιοχές των γεωεπιστημών. Εστία αντικρουόμενων ερμηνειών και αντιπαραθέσεων έχει γίνει η περιοχή της Αττικοκυκλαδικής μάζας λόγω της πλούσιας και πολύπλοκης παραμορφωτικής και μεταμορφικής ιστορίας της. Μεταμορφικά συμπλέγματα που έχουν υποστεί συνθήκες υψηλών και υπερ υψηλών πιέσεων παρέχουν πολύτιμες πληροφορίες για την λειτουργία διεργασιών λιθοσφαιρικής κλίμακας μέσω των ζωνών καταβύθισης. Μια από τις περιοχές στις οποίες αντανακλάται η δυναμική αυτών των συστημάτων είναι η περιοχή της Νοτίου Ευβοίας, που συνιστά το βορειοδυτικό κομμάτι αυτής της μεταμορφικής επαρχίας. Η συγκεκριμένη εργασία, ειδικότερα, εστιάζει στη Βορειοδυτική πρόεκταση της κύριας ενότητας (Ενότητα Γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων) της Αττικοκυκλαδικής μάζας η οποία ονομάζεται Ενότητα Κυανοσχιστολίθων Εύβοιας (EBU Sensu Xypolias et al.,2003). Θεματικό πυρήνα της εργασίας αποτελεί η τεκτονική ανάλυση ενός τμήματος του δομικά υψηλότερου καλύμματος της EBU, του καλύμματος της Όχης στην περιοχή του Πλατανιστού. Σκοπός της τεκτονικής ανάλυσης είναι η αναγνώριση, ιεράρχηση και ερμηνεία των διαφορετικών παραμορφωτικών φάσεων μέσω της παρατήρησης των τεκτονικών δομών και των σχέσεων υπέρθεσης μεταξύ αυτών. Από την άντληση των πληροφοριών που προσφέρει η τεκτονική ανάλυση μιας περιοχής μπορούν να προκύψουν χρήσιμα συμπεράσματα για το ιστορικό εκταφιασμού (U)HP ενοτήτων. Ο εκταφιασμός πετρωμάτων που έχουν υποστεί συνθήκες υψηλών και υπέρ υψηλών πιέσεων,ειδικότερα, συνιστά ένα παλλόμενο ερευνητικό πεδίο, καθώς απαιτείται πολυπρισματική προσέγγιση στην ανάλυση των δεδομένων για την ερμηνεία της έκθεσης αυτών των πετρωμάτων στην επιφάνεια της Γης. Τα κύρια εργαλεία που συντελούν στην αποκωδικοποίηση των πληροφοριών που φέρουν αυτά τα πετρώματα είναι η τεκτονική ανάλυση και η πετρολογική μελέτη. Χρήσιμο στην κατανόηση του τρόπου επιστροφής στην επιφάνεια μιας πετροτεκτονικής ενότητας είναι ο εννοιολογικός διαχωρισμός μεταξύ της έννοιας της ανύψωσης (uplift) και του Εκταφιασμού (Exhumation). Με τον όρο ανύψωση εννοούμαι την μετατόπιση μιας επιφάνειας η μιας λιθολογικής μονάδας σε διεύθυνση αντίθετη αυτής του διανύσματος της δύναμης της βαρύτητας (υψομετρική αύξηση) σε σχέση με την επιφάνεια του γεωειδούς η κάποιον άλλο ορίζοντα αναφοράς (Εικόνα 1.1) (England και Molnar.,1990). Η έννοια του εκταφιασμού ορίζει είτε την αποβολή των υπερκείμενων πετρωμάτων (μείωση του βάθους ενταφιασμού) είτε την μεταφορά των μεταμορφωμένων πετρωμάτων διαμέσου των 5

6 υπερκειμένων έτσι ώστε να προσεγγίσουν την επιφάνεια της γης (Platt.,1993). Οι δύο έννοιες περιλαμβάνουν διαφορετικές διεργασίες και έχει αποδειχτεί ότι σημαντική συμβολή στον εκταφιασμό ενοτήτων υψηλής πίεσης έχουν διεργασίες που οδηγούν στην ταπείνωση του αναγλύφου. Ο εκταφιασμός ενοτήτων υψηλής πίεσης δεν συνδέεται με την σταδιακή ισοστατική ανακατάταξη (isostatic rebound) καθώς η επίτευξη ισοστατικής ισορροπίας επηρεάζει το υψόμετρο μιας περιοχής και δεν οδηγεί σε μεταφορά πετρωμάτων προς την επιφάνεια ενώ επίσης η ισοστατική ανακατάταξή είναι απότομη διεργασία σε γεωλογική κλίμακα χρόνου σε αντίθεση με την διεργασία του εκταφιασμού. Εικόνα 1.1 Απεικόνιση των διεργασιών ανύψωσης σε σχέση με μια ισοδυναμική επιφάνεια (στάθμη θάλασσας) μέσω φλοιϊκής πάχυνσης (2) και εκταφιασμού μέσω φλοιϊκής λέπτυνσης (3).Σχήμα τροποποιημένο από (Metamorphic petrology Lectures, Jameson, R., Dalhousie University) Η δράση της διάβρωσης συμβάλλει κατά ένα ποσοστό στον εκταφιασμό ενοτήτων υψηλής πίεσης και είναι υπεύθυνη για την αφαίρεση υλικού της τάξεως των 20 χλμ (Platt.,1993). Η δράση της διάβρωσης μόνο όμως δεν επαρκεί στην εμφάνιση ενοτήτων που σχηματίστηκαν σε πολύ μεγαλύτερα βάθη της τάξεως και των 150 χλμ για μεταμορφικά συμπλέγματα υπερ υψηλής πίεσης, έτσι η συμβολή κάποιων επιπλέον μηχανισμών είναι απαραίτητη για την εξήγηση της εμφάνισης αυτών των πετρωμάτων στην επιφάνεια της γης. Οι μηχανισμοί εκταφιασμού που έχει προταθεί ότι συμβάλλουν στην επιφανειακή εμφάνιση μεταμορφικών terrane υψηλής πίεσης έχουν διαφορετικά χαρακτηριστικά και ταξινομούνται σε τρείς κατηγορίες κατά (Platt.,1993) Α) Ο μηχανισμός της γωνιακής ροής (Εικόνα 1.2,d) (corner flow) κατά τον οποίο υλικό χαμηλού ιξώδους παγιδεύεται μεταξύ της ανώτερης και της κατώτερης πλάκας σε μια ζώνη καταβύθισης και έτσι μπορεί να προκληθεί ανοδική ροή βαθιά ενταφιασμένων πετρωμάτων. Αυτός ο μηχανισμός εξηγεί κάποιες εμφανίσεις τεκτονικών 6

7 τεμαχών υψηλής πίεσης μέσα σε mélange αλλά αδυνατεί να εξηγήσει τον εκταφιασμό μεταμορφικών terrane που έχουν υποστεί καθολική μεταμόρφωση. Β) Δυνάμεις άνωσης που δρουν σε μεταμορφωμένα πετρώματα (Εικόνα 1.2 f,g) μπορούν να προκαλέσουν την άνοδο αυτών σε σχέση με τις πυκνότερες λιθολογίες που γειτνιάζουν με αυτά. Αυτός ο μηχανισμός θεωρείται σημαντικός για τον εκταφιασμό φλοιϊκών πετρωμάτων που έχουν φιλοξενηθεί σε μανδυακό χώρο αλλά αδυνατεί να εξηγήσει την τοποθέτηση μεγάλων μεταμορφικών ενοτήτων υψηλής πυκνότητας σε ρηχά δομικά επίπεδα του φλοιού. Τεμάχη υψηλής πίεσης που έχουν τοποθετηθεί σε ρηχά φλοιϊκά επίπεδα σε terrane προσαύξησης πιθανόν να έχουν παρασυρθεί προς τα επάνω μέσω διαπυρικών διεισδύσεων χαμηλής πυκνότητας υλικού η και σερπεντινιτών. Και Γ) Εφελκυστικές δυνάμεις που οφείλονται σε διαφορές του αναγλύφου μπορούν να εξηγήσουν τον εκταφιασμό και το τεκτονικό καθεστώς διαφόρων terrane υψηλής πίεσης. Εφελκυστικές τάσεις μπορούν να επικρατήσουν στο ανώτερο τμήμα ενός πρίσματος προσαύξησης που έχει υποστεί πάχυνση η ακόμα και στο σύνολο της λιθόσφαιρας σε μια περιοχή ενδοηπειρωτικής σύγκλισης αν το ανάγλυφο έχει αυξηθεί λόγω αφαίρεσης της λιθοσφαιρικής ρίζας (delamination). Στην τελευταία περίπτωση ο εφελκυσμός μπορεί να συνοδευτεί από μαγματισμό και την εξέλιξη του μεταμορφικού terrane προς υψηλότερες θερμοκρασίες κατά την αποσυμπίεση του. Εικόνα 1.2 Τα σημαντικότερα μοντέλα που έχουν προταθεί για τον εκταφιασμό μεταμορφωμένων πετρωμάτων υψηλής πίεσης. Η κατηγοριοποίηση έχει γίνει κατά (Platt.,1993). Η σκιασμένη περιοχή αντιστοιχεί στα εκταφιασμένα πετρώματα υψηλής πίεσης. Σχήμα από (Chatzaras et al., 2006) 7

8 Στην περιοχή της Αττικοκυκλαδικής μάζας το σενάριο που έχει επικρατήσει για τον εκταφιασμό των μεταμορφωμένων πετρωμάτων υψηλής πίεσης βασίστηκε στην λειτουργία Ολιγοκαινο Μειοκαινικών μικρής κλίσης ρηγμάτων αποκόλλησης που φιλοξένησαν τον φλοιϊκής κλίμακας μετ ορογενετικό εφελκυσμό δημιουργώντας συμπλέγματα μεταμορφικού πυρήνα (metamorphic core complexes) (Lister et al.,1984). Νεότερες εργασίες (Trotet et al., 2001) θεωρούν ότι ο εκταφιασμός των Ηωκαινικών πετρωμάτων υψηλής πίεσης και των Μειοκαινικών πετρωμάτων υψηλής πίεσης των εξωτερικών ελληνίδων έγινε προοδευτικά κατά την οπισθοχώρηση του μετώπου της καταβύθισης από το Ηώκαινο προς το Μειόκαινο. Ειδικότερα, ο εκταφιασμός των πετρωμάτων προτείνεται ότι συμβαίνει μέσω πλαστικών ζωνών διάτμησης εφελκυστικού χαρακτήρα από το Ηώκαινο (συνθήκες γλαυκοφανιτικής φάσης) έως το Μειόκαινο (συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης) που χαρακτηρίζονται από ΑΒΑ διατμητική ολίσθηση. Σε αντίθεση με το σενάριο της ζωτικής συμβολής των εφελκυστικών δομών στον εκταφιασμό των μεταμορφωμένων πετρωμάτων στο Αιγαίο, οι (Avigad et al.,1997) υποστηρίζουν ότι οι εφελκυστικές δομές στις οπισθοτόξειες λεκάνες της Μεσογείου άρχισαν να λειτουργούν κατά το Ανώτερο Ολιγόκαινο Κατώτερο Μειόκαινο, χρονικό διάστημα στο οποίο τα Ηωκαινικά πετρώματα εκλογιτικής γλαυκοφανιτικής φάσης βρίσκονταν ήδη σε χαμηλά δομικά επίπεδα του φλοιού. Επομένως κατά τους (Avigad et al., 1997) η έναρξη λειτουργίας των εφελκυστικών ρηγμάτων αποκόλλησης καθυστερεί έτσι ώστε να έχει την δυνατότητα να εξηγήσει τον εκταφιασμό από Ηωκαινικά φλοιϊκά επίπεδα. Η περίοδος, ειδικότερα, που μεσολαβεί από το Ηώκαινο έως και το Ολιγο Μείοκανο συνοδεύεται από τεκτονική συστολής σε ένα γεωδυναμικό περιβάλλον πρίσματος προσαύξησης στο οποίο τα πετρώματα εκλογιτικής φάσης είχαν εν μέρει ήδη εκταφιαστεί. Νεότερες εργασίες (Ring et al.,2007) υποστηρίζουν ότι ο αρχικός εκταφιασμός της ενότητας των κυκλαδικών κυανοσχιστολίθων στην περιοχή της Εύβοιας (Κάλυμμα Στυρών) συνέβη μέσω μιας ολιγοκαινικής σφήνας εξώθησης (extrusion wedge) σε συνθήκες γλαυκοφανιτικής φάσης. Ο συγκεκριμένος μηχανισμός έχει προταθεί από τους (Ring et al.,2007) και για την περιοχή του Ανατολικού Αιγαίου υποστηρίζοντας τον εκταφιασμό της ενότητας των Κυκλαδικών κυανοσχιστολίθων μέσω μιας Ηωκαινικής σφήνας εξώθησης. Το χαρακτηριστικότερο παράδειγμα παγκοσμίως του μηχανισμού της εξώθησης είναι αυτό των Ιμαλάϊων όπου η εξώθηση μεσο φλοιϊκού υλικού θεωρείται ότι έγινε μέσω της ταυτόχρονης λειτουργίας δύο ζωνών διάτμησης αντίθετης κινηματικής (STD, MCT). 8

9 2. Γεωλογική - Τεκτονική επισκόπηση Οι Ελληνίδες οροσειρές συνιστούν ένα σύνθετο ορογενετικό οικοδόμημα, προϊόν της Αλπικής ορογένεσης. Το οροκλινές που σχηματίζουν οι Ελληνίδες ενώνει τις Δειναρίδες στα βόρεια με τις Ταυρίδες στα νοτιοανατολικά. Εσωτερική θέση στην αλπική ορογενετική ζώνη των ελληνίδων καταλαμβάνει η Αττικοκυκλαδική μάζα η οποία αποτελεί ένα πολυμεταμορφικό σύμπλεγμα. Στην Αττικοκυκλαδική μάζα καταγράφονται τα στάδια ενός ολοκληρωμένου ορογενετικού κύκλου, τα αποτυπώματα του οποίου γίνονται διακριτά στην μεταμορφική εξέλιξη της κύριας τεκτονικής ενότητας που συγκροτεί τη μάζα γνωστή και ως ενότητα γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων. 2.1 Αττικοκυκλαδική Μάζα Η Αττικοκυκλαδική μάζα διαιρείται σε τέσσερεις τεκτονικές ενότητες,οι οποίες από τα κατώτερα προς τα ανώτερα στρωματογραφικά επίπεδα είναι α) Η ενότητα Βάσεως, β) Η ενότητα Χώρας, γ) Η ενότητα γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων (CBU) και δ) Το οφιολιθικό κάλυμμα. Η κατώτερη παρα αυτόχθονη ενότητα Βάσεως αντιπροσωπεύει μια αγχιμεταμορφωμένη έως χαμηλά μεταμορφωμένη ασβεστολιθική πλατφόρμα. Αυτή η ιζηματογενής σειρά περιλαμβάνει Τριαδικής έως Άνω Κρητιδικής ηλικίας νηρητικούς ασβεστόλιθους που τοπικά εναλλάσονται με μετακλαστικά πετρώματα στα ανώτερα μέλη της. Σε στρωματογραφική συμφωνία πάνω στην ανθρακική ακολουθία αποτίθεται φλύσχης του Παλαιογενούς. Χαρακτηριστικές εμφανίσεις της ενότητας Βάσεως βρίσκονται στα νησιά Αμοργός, Τήνος, Θήρα και Σάμος. Η πλατφόρμα αυτή θεωρήθηκε από ορισμένους ερευνητές ως ομόλογη της Απούλιας πλατφόρμας (Godfriaux, I.,1962, Papanikolaou., 1984, Katsikatsos et al.,1986,), ενώ κατά άλλους ως μικροήπειρος ανάλογη με την μικροήπειρο Ολύμπου Όσσας (Doutsos et al.,1993, Xypolias et al., 2003). Στην πρώτη περίπτωση όμως επειδή η ακολουθία από το Τριαδικό έως το Παλαιογενές είναι συνεχής η άποψη αυτή δεν συμβαδίζει με την ύπαρξη του ωκεανού της Πίνδου. Η ενότητα Χώρας αποτελείται από ορθογνεύσιους, γρανιτοειδή, και παραγνεύσιους Ερκύνιας ηλικίας. Οι πρωτόλιθοι αυτών των γνευσίων είναι γρανιτικά πετρώματα των οποίων η ηλικία με βάση ραδιογεωχρονολογήσεις είναι ηλικίας περίπου 300 Ma. Τα πετρώματα αυτής της ενότητας είναι πολυμεταμορφωμένα και θεωρείται ότι τρία μεταμορφικά γεγονότα έχουν συμβάλλει στην δημιουργία τους. Το πρώτο μεταμορφικό γεγονός λειτούργησε κατά το Άνω Kρητιδικό 9

10 (Ενδιάμεσες θερμοκρασίες και πιέσεις), το δεύτερο κατά το Κάτω Ηώκαινο (Υψηλές πιέσεις Χαμηλές θερμοκρασίες), και το τρίτο στο Ολιγόκαινο (Υψηλές θερμοκρασίες Χαμηλές πιέσεις). Προϊόν του τελευταίου μεταμορφικού γεγονότος είναι ανατηκτικά φαινόμενα στην ενότητα Χώρας που γέννησαν μηγματιτικούς δόμους όπως αυτός της Νάξου και της Πάρου. Η ενότητα Κυκλαδικών κυανοσχιστολίθων (CBU) προήλθε πρωτολιθικά από ανθρακικά, κλαστικά και ηφαιστειακά ιζήματα αντιπροσωπεύοντας πιθανόν ένα Μεσοζωικό παθητικό περιθώριο. Η παρουσία μεγάλου πάχους φακών βασικής και υπερβασικής σύστασης δείχνει ότι μια ωκεάνια λεκάνη αποτελούσε τμήμα αυτού του περιθωρίου. Τα πρωτολιθικά πετρώματα της CBU υπέστησαν δύο κύρια, ορογενετικής κλίμακας, μεταμορφικά επεισόδια. Το επεισόδιο των υψηλών πιέσεων (Μ 1 ) έγινε σε συνθήκες γλαυκοφανιτικής εκλογιτικής φάσης (~14 kbar, C) στο μέσο Ηώκαινο, και το ακολούθησε ένα τύπου Barrow μεταμορφικό επεισόδιο (Μ 2 ) σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης (4-7 kbar, C) στο Κάτω Ολιγόκαινο. Το μεταμορφικό επεισόδιο του Ηωκαίνου θεωρείται ότι έχει ισοφασικά χαρακτηριστικά και η ισοφασική συνύπαρξη πετρωμάτων όπως όξινοι ιαδεϊτικοί γνεύσιοι, εκλογίτες και γλαυκοφανίτες οφείλεται σε διαφορές στην ολική χημική σύσταση των πρωτολίθων τους. Το M 2 μεταμορφικό επεισόδιο είχε ως αποτέλεσμα την δημιουργία μεταμορφικών δόμων (Νάξος, Πάρος, Σίφνος) και την γένεση και διείσδυση γρανιτοειδών τύπου I και S. Βάση λιθολογικών συσχετισμών η ενότητα αποτελείται από τέσσερις ορίζοντες οι οποίοι είναι οι εξής: Α) Λέπτο έως παχυστρωματώδη μάρμαρα με εναλλαγές κυανοσχιστολίθων, πρασινοσχιστολίθων, και ενδιαστρώσεις αμφιβολιτών στη βάση τους π.χ. Σύρος, Σίφνος, Εύβοια, Νάξος. Στα μάρμαρα παρεμβάλλονται διασπορίτες και σμύριδα με εμφανίσεις στην Άνδρο, Τήνο, Νάξο και Ικαρία. Β) Πρασινοσχιστόλιθοι και κυανοσχιστόλιθοι σε εναλλαγές με μάρμαρα και φακούς μεταβασιτών στην οροφή τους. Γ) Μάρμαρα με εναλλαγές κυανοσχιστολίθων, πρασινοσχιστολίθων, ιαδεϊτικών γνευσίων και εκλογιτών και Δ) Γλαυκοφανίτες ή/και Εκλογίτες που προέρχονται από μεταμόρφωση οφιολίθων π.χ. Σύρος, Εύβοια. Στα πετρώματα αυτά περιλαμβάνονται από τα κατώτερα προς τα ανώτερα μια μετα οφιολιθική mélange, μεταγάββροι, μετασερπεντινίτες, και μεταιζήματα. Το οφιολιθικό κάλυμμα αποτελείται από δύο επιμέρους ενότητες : Α) Την ανώτερη ενότητα που περιλαμβάνει οφιόλιθους (Ηω-Ελληνικό οφιολιθικό κάλυμμα) που καλύπτονται από Άνω Κρητιδικούς ασβεστόλιθους και Β) Την κατώτερη ενότητα που εμφανίζεται σαν mélange από Περμο Τριαδικούς ασβεστόλιθους, πρασινοσχιστόλιθους και διεισδύσεις στην βάση τους. Η μεταμόρφωση στην ενότητα του οφιολιθικού καλύμματος έγινε σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης και η ηλικία της είναι Άνω Κρητιδική. 10

11 Για την τεκτονο στρωματογραφική διάρθρωση της ζώνης έχει προταθεί επίσης ένας διαχωρισμός σε ανώτερες και κατώτερες τεκτονικές ενότητες (Okrusch & Broecker., 1990). Στις κατώτερες ενότητες εντάσσεται το προαλπικό κρυσταλλικό υπόβαθρο πάνω στο οποίο βρίσκονται επωθημένα καλύμματα μιας μεταμορφωμένης ηφαιστειο ιζηματογενούς ακολουθίας. Στις ανώτερες ενότητες εντάσσεται η οφιολιθική mélange και υπολείμματα του Ηω-Eλληνικού οφιολιθικού καλύμματος. Με βάση λιθοστρωματογραφικά κριτήρια η Αττικοκυκλαδική μάζα έχει συσχετισθεί με την μάζα του Μεντερές στην δυτική Τουρκία, και περιγράφεται σαν η ανατολική συνέχεια αυτής. Από παλαιογεωγραφική σκοπιά η συσχέτιση των δύο μεταμορφικών περιοχών επιτρέπει την θεώρηση των ενοτήτων Πελαγονικής, Αττικοκυκλαδικής και Μεντερές σαν μια τεράστια πλευρικά συνεχιζόμενη ζώνη. Πρόσφατες εργασίες (Ring et al., 1999), ωστόσο, επισημαίνουν ότι η Αττικοκυκλαδική μάζα είναι τεκτονικά τοποθετημένη επάνω στα καλύμματα που αποτελούν την κατώτερη τεκτονική ενότητα της Μάζας του Μεντερές, τα οποία είναι εξωτικά σε σχέση με όλες τις άλλες ενότητες σε αυτή την περιοχή. Προκύπτει, επομένως, ανεξαρτήτως της λιθολογικής ομοιότητας ότι οι δύο μάζες δεν μπορούν να θεωρηθούν η μία συνέχεια της άλλης λόγω διαφορετικής τεκτονικής θέσης, ηλικίας προ-αλπικού υποβάθρου και συνολικής τεκτονομεταμορφικής ιστορίας. 2.2 Τεκτονοστρωματογραφικές ενότητες Νοτίου Ευβοίας Περιοχή μελέτης της εργασίας είναι το βορειοδυτικό τμήμα της Αττικοκυκλαδικής μάζας (Εικόνα 2.1), και ειδικότερα το νότιο τμήμα της Εύβοιας. Στην συγκεκριμένη περιοχή οι ενότητες της Αττικοκυκλαδικής μάζας διαιρούνται 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). 11

12 Εικόνα 2.1. Απλοποιημένος τεκτονικός χάρτης των Ελληνίδων με επισήμανση της περιοχής μελέτης. Εικόνα από (Xypolias et al,.in press) Ενότητα Αλμυροποτάμου Η ενότητα Αλμυροποτάμου (Almyropotamos unit, AU) 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. Ρουδιστοφόροι και νουμουλιτοφόροι ορίζοντες 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) 12

13 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 & 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., 2004) 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 Ενότητα Κυανοσχιστολίθων Εύβοιας Η ενότητα Κυανοσχιστολίθων Εύβοιας (EBU) συνιστά την βορειοδυτική συνέχεια της ενότητας των Κυκλαδικών κυανοσχιστολίθων (CBU). Η EBU δομείται από δύο κύρια καλύμματα - ενότητες, το κάλυμμα της Στύρας και το κάλυμμα της Όχης. Παλαιότερες εργασίες αναφέρουν την Ενότητα κυανοσχιστολίθων Ευβοίας σαν σχηματισμούς του Νεοελληνικού τεκτονικού καλύμματος (Κατσικάτσος., 1992). Οι τρεις κύριοι λιθοστρωματογραφικοί ορίζοντες, κατά (Κατσικάτσο., 1991) που δομούν το Νεοελληνικό τεκτονικό κάλυμμα είναι α) Οι Σχιστόλιθοι Τσακαίων β) Τα Μάρμαρα Σιπολίνες Στύρων και γ) Οι Σχηματισμοί Όχης Σχιστόλιθοι Τσακαίων 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 13

14 σχιστόλιθους ποικίλου μεγέθους σώματα σερπεντινιτών (Σερπεντινίτες Τσακαίων) και αμφιβολιτών. Ο σχηματισμός Τσακαίων 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 Τσακαίων δεν αποτελεί δομικό κομμάτι της EBU, και εντάσσουν αυτήν την ενότητα στην υποκείμενη φλυσχική ακολουθία του Αλμυροποτάμου. Το κριτήριο με το οποίο εντάσσουν τον σχηματισμό Τσακαίων στην φλυσχική ακολουθία του Αλμυροποτάμου είναι η ομοιότητα τεκτονικών και λιθολογικών χαρακτηριστικών μεταξύ των μελών των δύο ενοτήτων Κάλυμμα Στύρας Το κάλυμμα της Στύρας (Μάρμαρα Σιπολίνες) 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. Στα ανθρακικά πετρώματα της ενότητας έχει παρατηρηθεί η συμμετοχή σε μικρό ποσοστό απατίτη και γλαυκοφανή. Επίσης, διακριτή είναι και η παρουσία κλαστικού χαλαζία σε ορίζοντες μικρού πάχους (1-3 cm). Τα στρώματα των μαρμάρων και των σιπολινών είναι έντονα μικροπτυχωμένα, με μικροπτυχές συνήθως ισοκλινείς που παρακολουθούνται σχετικά εύκολα επειδή τα ανθρακικά στρώματα φέρουν λεπτούς χαλαζιτικούς ορίζοντες που κάνουν ευδιάκριτη τη φολίωση τους και κατά συνέπεια και τις μικροπτυχές. 14

15 Εικόνα 2.2. Γεωλογικός χάρτης και τομή (Α-Α ) της Νοτίου Ευβοίας που δείχνει τις τεκτονικές επαφές στην βάση και την οροφή της CBU Κάλυμμα Όχης Το υπερκείμενο κάλυμμα της Όχης (Σχηματισμοί Όχης) έχει ένα ελάχιστο πάχος 2500 μέτρων δομείται κυρίως από μεταηφαιστίτες, 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 εντοπίζονται 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.,in press). Οι κύριες λιθοτεκτονικές 15

16 ενότητες στις οποίες έχει διαιρεθεί 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 Σειρά Όχης 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 δοθεί το όνομα σειρά Παξιμάδας και αποτελείται από εναλλασσόμενους χαλαζιακούς αστριούχους και μοσχοβιτικούς σχιστόλιθους. Φακοειδείς παρεμβολές, επίσης όξινων μεταπυριγενών λιθολογιών χαρακτηρίζουν τον σχηματισμό αυτό Ενότητα Κακής Σκάλας 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 σ αυτήν τεμαχών ραδιολαριτών σε μεγάλο ποσοστό. Στην περιοχή του όρους Όχη συμμετέχουν,επίσης, τεμάχη σερπεντινιτών και μεταβασιτών Σειρά Καστρί 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 λιθολογικής σύστασης (μεταβασιτών, μαρμάρων) που βρίσκονται μέσα σε ένα σχιστολιθικό περιβάλλον κυρίως από χαλαζιακούς σχιστόλιθους και χαλαζίτες, με παρεμβολές μετατοφφιτών και μεταβασιτών. 16

17 2.3 Πετρολογικά Χαρακτηριστικά της EBU Μεταμορφική πορεία της EBU Πετρολογικές μελέτες και ραδιοχρονολογήσεις στην περιοχή μελέτης αλλά και σε γειτονικές περιοχές αποκαλύπτουν την μεταμορφική ιστορία της EBU στην οποία καταγράφονται δύο μεταμορφικά επεισόδια. Οι καλύτεροι καταγραφείς και διατηρητές των αποτυπωμάτων του μεταμορφικού επεισοδίου υψηλών πιέσεων είναι τα μεταβασικά πετρώματα, τα οποία φιλοξενούνται σε μεταιζήματα. Το Ηωκαινικό μεταμορφικό επεισόδιο (M 1 ), 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 Τσάκι 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 (Εικόνα 2.3, CEX, Σύρος - Σίφνος - Τήνος). Το δεύτερο μεταμορφικό επεισόδιο (Μ2) έγινε σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής έως πουμπελυιτικής ακτινολιθικής φάσης (Τmax=350 C, P = 4-7 kbar, βάθος km) και έχει ηλικία Ολιγόκαινο Μειόκαινο (25 Ma). Χαρακτηριστική παραγένεση συνθηκών πουμπελυιτικής ακτινολιθικής φάσης σε μεταβασίτες είναι η εξής : πουμπελυίτης - επίδοτο - χλωρίτης - αλβίτης - φενγκιτικός μοσχοβίτης. 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 EBU. Η ανάδρομη μεταμόρφωση (Μ2) 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 2 χιλιόμετρα υψηλότερα στρωματογραφικά. Η μείωση των θερμοκρασιών του M2 μεταμορφικού επεισοδίου προς τα κατώτερα τεκτονο - στρωματογραφικά επίπεδα μπορεί να ερμηνευθεί είτε μέσω της υπώθησης των Άνω Ηωκαινικών κρύων ανθρακικών πετρωμάτων της ενότητας του Αλμυροποτάμου είτε μέσω της λειτουργίας αφυδατωτικών αντιδράσεων στα μεταπηλιτικά 17

18 πετρώματα της μεταφλυσχικής ακολουθίας και την αντίστοιχη μετανάστευση των ρευστών προς την ενότητα των κυανοσχιστολίθων. Εικόνα 2.3. Γεωλογικός χάρτης (τροποποιημένο σχήμα από Katzir et al.,2007) που περιλαμβάνει το μεγαλύτερο τμήμα της Αττικοκυκλαδικής μάζας. Πάνω δεξιά απεικονίζονται οι λιθολογίες που δομούν την τεκτονοστρωματογραφική ακολουθία των επιμέρους περιοχών και είναι οι εξής : 1 - Πετρώματα που έχουν υποστεί το επεισόδιο των υψηλών πιέσεων στο Ηώκαινο, και το ανάδρομο επεισόδιο σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης στο Κάτωτερο Μειόκαινο. 2 - Πετρώματα που έχουν υποστεί μεταμορφικές συνθήκες Εκλογιτικής φάσης. 3 Χαμηλής πίεσης μεταμορφωμένα πετρώματα κυρίως Άνω Κρητιδικής ηλικίας. 4 Οφιολιθικά σώματα. 5 Κάτω Μειοκαινικά κλαστικά ιζήματα. 6 Μειοκαινικά γρανιτοειδή. 7- Πλειοκαινικά και πρόσφατα ηφαιστειακά πετρώματα. Με CEX στην σκιασμένη περιοχή απεικονίζεται ο Κεντρικός Εκλογιτικός Άξονας ( Central Eclogitic Axis). 18

19 2.3.2 Προέλευση των Οφιολιθικών mélange της Νοτίου Ευβοίας Με βάση το τεκτονικό καθεστώς δημιουργίας, δύο κύριοι τύποι οφιολιθικών σωμάτων διακρίνονται : α) Παχιά οφιολιθικά καλύμματα, τα οποία βρίσκονται τοποθετημένα σε περιβάλλοντα παθητικών περιθωρίων (S , Πίνδος), και εμφανίζουν συνήθως υψηλής θερμοκρασίας μεταμορφικές σόλες στη βάση τους και β) Οφιολιθικά σώματα τα οποία βρίσκονται σαν τεμάχη εντός τεκτονικών mélange, με γεωδυναμικό περιβάλλον γένεσης των τελευταίων να είναι ένα πρίσμα προσαύξησης (Franciscan). Οι δύο κυριότεροι τύποι οφιολιθικών σωμάτων που αναφέρθηκαν είναι ευρύτερα γνωστοί με τις ονομασίες : α) Οφιόλιθοι τύπου Τηθύος (Tethyan type ophiolites) και β) Οφιόλιθοι τύπου Κορδιλιέρας (Cordilleran type ophiolites), (Εικόνα 2.4). Τα τρία κύρια υπερμαφικά συμπλέγματα που διακρίνονται στην Αττικοκυκλαδική μάζα είναι α) HP LT οφιολιθικές mélange στις βορειοδυτικές Κυκλάδες (Σύρος και Εύβοια) β) Μεταπεριδοτίτες που συνδέονται με μιγματιτιωμένους λευκογνεύσιους στην Νάξο και γ) Μεταμορφωμένα διαμελισμένα οφιολιθικά σώματα στην Ανώτερη ενότητα της Τήνου. Οι οφιολιθικές mélange στο Βορειοδυτικό τμήμα της Αττικοκυκλαδικής μάζας παρατηρούνται στην Νότια Εύβοια και στην Σύρο. Στην Σύρο οι ενότητες mélange βρίσκονται στο ανώτερο τμήμα της ενότητας των Κυανοσχιστολίθων και περιλαμβάνουν τεμάχη μεταγάββρων που εγκλείονται σε μια μεταγραουβακική ακολουθία. Λεπτά και έντονα μετασωματωμένα εγκλείσματα σερπεντινιτών βρίσκονται στις επαφές μεταξύ των μπλοκ μεταβασιτών και των εγκλειόμενων ιζημάτων. Εικόνα 2.4. Οι δύο κυριότεροι τύποι οφιολίθων. Τροποποιημένο σχήμα από (Wakabayashi and Dilek., 2003) 19

20 Η οφιολιθική mélange της Όχης καταλαμβάνει τα ανώτερα επίπεδα της EBU και σύμφωνα με το πάχος, την τοποθέτηση και την σύσταση των μελών της μπορεί να συσχετισθεί με την οφιολιθική mélange της Σύρου. Η οφιολιθική mélange Τσάκι βρίσκεται στην βάση της κατώτερης ενότητας και υπέρκειται της επώθησης της Εύβοιας. Σε αντίθεση με την mélange της Σύρου οι ενότητες mélange της Εύβοιας περιλαμβάνουν μεγάλα σώματα μετασερπεντινιτών ορισμένα από τα οποία φτάνουν σε διάμετρο εκατοντάδες μέτρα. Στην Σύρο και την Εύβοια τα γαββρικά σώματα διατηρούν μερική καταγραφή των ορυκτολογικών παραγενέσων και των ιστών που δημιουργήθηκαν σε ωκεάνιο φλοιό μέσω μαγματικών και υδροθερμικών διεργασιών πρίν το επεισόδιο των υψηλών πιέσεων M 1. Οι υπερμαφικοί πρωτόλιθοι των φακών μετασερπεντινιτών στις mélange της Εύβοιας πιθανά αντιπροσωπεύουν δύο διαφορετικά επίπεδα της ωκεάνιας λιθόσφαιρας. Προκύπτει, ειδικότερα, ότι οι βερλιτικοί φακοί και οι φιλοξενούμενες σε γαββρικά σώματα βερλιτικές φλέβες της mélange της Όχης αντιπροσωπεύουν την μεταβατική ζώνη φλοιού μανδύα, ενώ αντίθετα οι σερπεντινίτες με βαστίτη της mélange Τσάκι προέκυψαν πιθανά από μανδυακό χαρτσβουργίτη. Στις mélange της Εύβοιας, επίσης, παρατηρούνται μπλόκ μεταηφαιστειακών πετρωμάτων καθώς σε αυτά τα πετρώματα γίνονται διακριτές μαξιλαροειδείς δομές και βακουόλες. Τα κύρια μέλη της οφιολιθικής mélange της Όχης είναι μεταμορφωμένοι βερλίτες, γάββροι, και μαξιλαροειδείς βασάλτες εμπλουτισμένοι σε ελαφρές σπάνιες γαίες (LREE). Μεταβασάλτες και μεταγάββροι, μετά από γεωχημική ανάλυση δείχνουν τα εξής χαρακτηριστικά : α) χαμηλότερες περιεκτικότητες στοιχείων με υψηλό σθένος πεδίου (HFSE : Ce,P,Zr,Sm,Ti,Y) ως προς λιθόφιλα στοιχεία μεγάλης ακτίνας ιόντος (LILE : Sr,Ka,Rb,Ba) κανονικοποιημένων ως προς MORB και β) αρνητικές ανωμαλίες νιοβίου. Αυτά τα δύο χαρακτηριστικά δείχνουν ότι το τεκτονο - μαγματικό περιβάλλον γένεσης αυτών των πετρωμάτων είναι μια περιοχή πάνω από μια ενδοωκεάνια ζώνη καταβύθισης (SSZ environment) παρά ένα περιβάλλον μεσοωκεάνειας ράχης. Η εμφάνιση, επίσης, βερλιτών παρά κάποιο άλλο είδος πυροξενικού περιδοτίτη επιβεβαιώνει ότι τα μέλη της mélange της Όχης έχουν SSZ προέλευση. 20

21 2.4 Τεκτονική επισκόπηση Στο υποκεφάλαιο αυτό περιγράφονται οι κυριότερες τεκτονικές δομές (ρήγμα της πελαγονικής, επώθηση της Εύβοιας, επώθηση της Όχης) στην περιοχή της κεντρικής και νοτίου Ευβοίας ενώ αναλύεται και ένα πιθανό ορογενετικό μοντέλο που έχει προταθεί για την ορογενετική εξέλιξη της ευρύτερης περιοχής από τους (Xypolias et al.,2003) Ρήγμα Πελαγονικής (Pelagonian fault) Το ρήγμα της Πελαγονικής (Εικόνα 2.5) αποτελεί ένα τεκτονικό όριο ΒΑ-ΝΔ/κής διεύθυνσης μεταξύ της Πελαγονικής ζώνης και της Αττικοκυκλαδικής μάζας (EBU). Ειδικότερα, η ρηξιγενής ζώνη της Πελαγονικής είναι μια ζώνη ΒΔ/κής κλίσης που οριοθετεί ελαφρώς μεταμορφωμένα πετρώματα της Πελαγονικής με κυανοσχιστόλιθους της Αττικοκυκλαδικής μάζας (AU, EBU). Το κύριο τμήμα της δομής καταλαμβάνει μια παραμορφωμένη ζώνη πλάτους 80 μέτρων όπου χαρακτηριστικά πετρώματα ρηξιγενών ζωνών (τεκτονικά λατυποπαγή, κατακλασίτες), περιβάλλουν και εγκλείουν πετρώματα της Πελαγονικής. Πετρώματα που γειτνιάζουν με την ρηξιγενή ζώνη (Μάρμαρα Πελαγονικής) είναι έντονα παραμορφωμένα από ένα σχεδόν κατακόρυφο και πυκνό σχισμό διάλυσης. Οι παραμορφωτικές διεργασίες του σχισμού διάλυσης επικαλύπτουν νωρίτερα δημιουργημένες πτυχές διεύθυνσης Β Ν. Ένα πυκνό δίκτυο C-S δομών ενδεικτικό δεξιόστροφης ολίσθησης έχει παραμορφώσει τους Παλαιοζωικούς σχιστόλιθους που υπέρκεινται της ρηξιγενούς ζώνης. Σε τοπική κλίμακα, η δεξιόστροφη συνιστώσα κίνησης που παρουσιάζει το ρήγμα της Πελαγονικής επιβεβαιώνεται από την καμπύλη γεωμετρία (Εικόνα 2.4) της γραμμής άρθρωσης του Αντίκλινου της Αμαρύνθου (Amarynthos Anticline). Στο νοτιοανατολικό τμήμα της ρηξιγενούς ζώνης, μια στενή υπολειμματική ΒΑ-ΝΔ/κής διεύθυνσης ζώνη μυλονιτιωμένων πετρωμάτων της EBU εμφανίζει φαινόμενα κατακερματισμού, διακλάσεων, και ανάστροφων θραυσιγενών ρηγμάτων. Σε αυτά τα μυλονιτοποιημένα πετρώματα παρατηρείται μια υποοριζόντια γράμμωση έκτασης, ενδεικτική οριζόντιας συνιστώσας κίνηση κατά μήκος του ρήγματος της Πελαγονικής. Σε μια ζώνη νότια του ρήγματος της Πελαγονικής, πάχους τουλάχιστον 4 km παρατηρούνται πλαστικές δομές που έχουν καταγράψει πλάγιες και οριζόντιας συνιστώσας κινήσεις. Με βάση τις παραπάνω παρατηρήσεις προκύπτει ότι η συγκεκριμένη δομή συνιστά ένα δεξιόστροφο ρήγμα 21

22 πλάγιας συστολής. Κατά (Jacobsaghen.,1986) το ρήγμα της πελαγονικής χαρακτηρίζεται από κινήσεις κανονικής συνιστώσας (Εικόνα 3). Εικόνα 2.4 a) Γενικευμένος τεκτονικός χάρτης, στρωματογραφικές στήλες, και σύνθετες γεωλογικές τομές της Κεντρικής Εύβοιας b) P-T πορείες της CBU,της EBU και της AU. Σχήμα από (Xypolias et al.,2003) 22

23 2.4.2 Επώθηση Εύβοιας (Evia thrust) Η βάση του καλύμματος των Στυρών χαρακτηρίζεται από μια ζώνη εύρους μέτρων, έντονα φολιωμένων έως μυλονιτιωμένων ασβεστιτικών σχιστόλιθων, μαρμαρυγιακών σχιστόλιθων και χαλαζιτών που σχετίζονται με την επώθηση της Εύβοιας. Ωστόσο, έντονα παραμορφωμένα πετρώματα που παρουσιάζουν μυλονιτικό ιστό εμφανίζονται σε λεπτές παράλληλες ζώνες αρκετές εκατοντάδες μέτρα πάνω από το επίπεδο της επώθησης. Η μυλονιτική φολίωση (Sm) χαρακτηρίζεται από συσσωματώματα ορυκτών πρασινοσχιστολιθικής φάσης (βιοτίτης, ακτινόλιθος και αλβίτης) και λεπτόκοκκο ανακρυσταλλωμένο χαλαζία. Μυλονιτικά πετρώματα που να διατηρούν στοιχεία μεταμόρφωσης υψηλών πιέσεων δεν έχουν βρεθεί. Η μυλονιτική φολίωση φέρει μια καλώς ανεπτυγμένη ΑΒΑ ΔΝΔ διεύθυνσης γράμμωση έκτασης που είναι παράλληλη με τους άξονες των ισοκλινών πτυχών, που διατηρούνται σε τμήματα που υπέστησαν μικρή παραμόρφωση. Το Μ2 μεταμορφικό επεισόδιο σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης ήταν συντεκτονικό με την ανάπτυξη της φολίωσης αξονικού επιπέδου (S2) και της γράμμωσης έκτασης (L2), ιστολογικά χαρακτηριστικά τα οποία είναι κυρίαρχα στο κάλυμμα των Στυρών (Xypolias et al., 2003) Επώθηση Όχης (Ochi thrust) Η επωθητική ζώνη της Όχης (Εικόνα 2.5) 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 βελονοειδούς μπλε ή/και πράσινης αμφιβόλου και λευκού μαρμαρυγία όσο και επιμηκυσμένων ταινιών χαλαζία. Οι κρύσταλλοι των αμφιβόλων είναι έντονα ευθυγραμμισμένοι στην μυλονιτική φολίωση (Sm) και εμφανίζουν συνεχώς 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) που αναπτύχθηκε σε συνθήκες υψηλών πιέσεων και στην οποία αναπτύσσεται μπλε αμφίβολος επίδοτο ± γρανάτης. Η S1 παραμορφώνεται από μια δεύτερης γενιάς φολίωση αξονικού 23

24 επιπέδου (S2) η οποία φέρει βελονοειδή 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 φολίωση μετασχηματισμού (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 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, δείχνουν ότι πλαστική διάτμηση κατά μήκος της επώθησης της Όχης συνέβη μετά την κορύφωση του Ηωκαινικού μεταμορφικού γεγονότος (40 50 Ma). 24

25 Εικόνα 2.5. Γεωλογικός χάρτης του Βορειοδυτικού τμήματος της Αττικοκυκλαδικής μάζας στην Ανατολική Αττική και την Νότιο Εύβοια. Απεικονίζεται η κρυσταλλική γράμμωση L2 (L2//Lm) σε διάφορα τεκτονικά επίπεδα της Αττικοκυκλαδικής μάζας. Πάνω δεξιά απεικονίζεται η μεταμορφική πορεία της EBU CGB και της ενότητας Βάσεως (Ενότητα Αλμυροποτάμου).Σχήμα από( Xypolias et al.,in press) 25

26 2.4.4 Ορογενετικό μοντέλο εξέλιξης κεντρικής Ευβοίας Η τεκτονική θέση της Ενότητας των Κυανοσχιστολίθων Εύβοιας (EBU) και η παρουσία βασικής και ενδιάμεσης σύστασης ηφαιστειακών πετρωμάτων στα πρωτολιθικά μέλη αυτής της ενότητας δείχνει ότι μια λεκάνη σχηματίστηκε μεταξύ των μικροηπειρωτικών μαζών της Πελαγονικής και του Αλμυροποτάμου κατά την ταφρογενετική περίοδο των Ελληνίδων στο Μεσοζωικό Κάτω Καινοζωικό. Οι ταφρογενετικές διαδικασίες της συγκεκριμένης περιόδου οδήγησαν στην τοποθέτηση του πρωτολίθου της Ενότητας Κυανοσχιστολίθων Ευβοίας (EBU) σε θέση κοντινή με το παθητικό ηπειρωτικό περιθώριο του Αλμυροποτάμου. Η σύγκλιση μεταξύ των δύο ηπειρωτικών μαζών ενδεχόμενα να συνέβει κατά το Παλαιόκαινο και συνοδεύτηκε από το συμπιεστικό σπάσιμο του περιθωρίου της Πελαγονικής και την ανάπτυξη μιας ζώνης καταβύθισης (Εικόνα 2.5 a). Κατά την διάρκεια του Ηωκαίνου ο πρωτόλιθος της EBU καταβυθίστηκε κάτω από την Πελαγονική ήπειρο φτάνοντας σε βάθη της τάξεως των 40 χλμ. Ο Άνω Ηωκαινικής Ολιγοκαινικής ηλικίας πρωτολιθικός σχηματισμός της ενότητας του Μεταφλύσχη συσσωρεύτηκε πιθανόν στο μέτωπο της ορογενετικής ζώνης (Εικόνα 2.5,b). Στο μοντέλο που προτείνουν οι (Xypolias et al.,2003) η προοδευτική είσοδος στο Ολιγόκαινο (Εικόνα 2.5,c) ανωστικού ηπειρωτικού υλικού και των ελαφρών ιζημάτων του Αλμυροποτάμου οδηγεί στην επιβράδυνση της ζώνης καταβύθισης και εν τελεί στην οριστική διακοπή στην λειτουργία της λόγω αντίστασης στην υπώθηση. Υπο αυτές τις συνθήκες η EBU αποκολλήθηκε από το υπόβαθρο της και υπέστη ανοδική εξώθηση από ~ 40 έως και ~ 20 χλμ συμβάλλοντας με αυτόν τον τρόπο στο μερικό μπλοκάρισμα του καναλιού της καταβύθισης (Εικόνα 2.5,c). Επομένως, κατά την περίοδο Ολιγοκαίνου/Μειοκαίνου η EBU τοποθετήθηκε τεκτονικά στην ενότητα Αλμυροποτάμου και η τελευταία υπέστη σε μέτριο βαθμό μεταμόρφωση υψηλής πίεσης. Σε αυτό το στάδιο το ανατολικά διευθυνόμενο κανάλι ροής των πετρωμάτων που οδήγησε στην εξώθηση τους λειτούργησε μεταξύ δύο ρηγμάτων : Μίας επώθησης στην βάση (Επώθηση Εύβοιας) και ενός ρήγματος με κανονική συνιστώσα κίνησης στην οροφή (Εικόνα 2.5,c λεπτομέρεια). Στην συγκεκριμένη περίπτωση η ανοδική εξώθηση των πετρωμάτων είναι υπεύθυνη για την λειτουργία του ρήγματος με κανονική συνιστώσα κίνησης (Protopelagonian fault) χωρίς την επικράτηση εφελκυστικών τάσεων σε διεύθυνση Α-Δ. Ανάλογα μοντέλα τεκτονικής εξώθησης με την ταυτόχρονη λειτουργία ρηγμάτων επωθητικού και κανονικού χαρακτήρα σε συμπιεστικό περιβάλλον κατά την περίοδο φλοιϊκής πάχυνσης έχουν προταθεί και 26

27 για άλλες ορογενετικές ζώνες π.χ Δυτικές Άλπεις, Ιμαλάϊα, και εξωτερικές Ελληνίδες (Xypolias και Doutsos., 2000, Doutsos et al., 2000). Εικόνα 2.5 Προτεινόμενο γεωδυναμικό μοντέλο απο τους (Xypolias et al.,2003) για την γεωδυναμική εξέλιξη της Κεντρικής Εύβοιας. Στο κουτάκι του σταδίου c δίνεται μια δυσδιάστατη απεικόνιση της γεωμετρίας και κινηματικής της παραμόρφωσης κατά την κατακόρυφη πλαστική εξώθηση της EBU. 27

28 Το τελευταίο συγκρουσιακό στάδιο του ορογενούς χαρακτηρίζεται από μια απότομη αλλαγή στο τεκτονικό στυλ της παραμόρφωσης από καλλυματική τεκτονική σε ένα κατακόρυφο τεκτονικό στυλ παραμόρφωσης. Στο Κάτω Μειόκαινο (Εικόνα 2.5,d) η στοίβα των καλλυμάτων τεμαχίζεται σε ένα τεκτονικό περιβάλλον πλάγιας συστολής που οδηγεί στην δημιουργία του ρήγματος της Πελαγονικής (Εικόνα 2.5 d). Η δεξιόστροφη διάτμηση σε αυτήν την δομή πλάγιας συστολής προκαλεί περαιτέρω εξαγωγή και αναθόλωση των ενοτήτων της Αττικοκυκλαδικής Μάζας οριοθετώντας τα πετρώματα υψηλής πίεσης με τα ελαφρώς μεταμορφωμένα πετρώματα της Πελαγονικής (Εικόνα 4.3, e). Λόγω αυτής της αναθόλωσης το λεπτό μετωπικό τμήμα της επωθούμενης Πελαγονικής ανυψώθηκε και επικράτησαν τοπικά εφελκυστικές τάσεις (Εικόνα 2.5 d,e). Θεωρώντας, επίσης, το σχετικά στενό εύρος της συγκεκριμένης ζώνης παραμόρφωσης είναι πιθανό ότι η διάβρωση έπαιξε σημαντικό ρόλο στον εκταφιασμό των πετρωμάτων. Οι κινήσεις πλάγιας συστολής που διήρκεσαν τουλάχιστον μέχρι το Μέσο Μειόκαινο συμβαίνουν επίσης στην Μεσοελληνική αύλακα, στα νησιά των Κυκλάδων, και στο Βόρειο και Νότιο Αιγαίο. Κατά το Ανώτερο Μειόκαινο ο πεπαχυμένος φλοιός αρχίζει να καταρρέει μέσω του σχηματισμού κανονικών ρηγμάτων ΑΒΑ και ΒΒΔ διεύθυνσης. Η ανάπτυξη του κανονικού ρήγματος ΒΒΔ κλίσης των Οχθονίων κοντά στην ζώνη συρραφής μπορεί να προκάλεσε περαιτέρων άνοδο και διάβρωση στην Αττικοκυκλαδική μάζα προς τα Νοτιοανατολικά (Εικόνα 2.5, f). Το συγκεκριμένο ορογενετικό μοντέλο αποτελεί μια πιθανή γεωμετρική και μηχανική εξήγηση για τον εκταφιασμό των πετρωμάτων υψηλής πίεσης στην Εύβοια υπο καθεστώς συμπιεστικών τάσεων. 3. Τεκτονική Ανάλυση Στο συγκεκριμένο κεφάλαιο αναλύονται τα εξελικτικά στάδια της παραμόρφωσης στην περιοχή μελέτης (Εικόνα 3.1). Τα μέσα που χρησιμοποιούνται στην αποκωδικοποίηση των παραμορφωτικών φάσεων είναι η παρουσίαση των τεκτονικών δεδομένων που συλλέχθηκαν κατά την διάρκεια της εργασίας υπαίθρου και η ερμηνεία της τομής που κατασκευάστηκε, πάνω στην οποία θεμελιώθηκαν και τα συμπεράσματα που προέκυψαν. 28

29 Εικόνα 3.1. Τομή εργασίας A 1 - A 3, ΒΑ-ΝΔικής διεύθυνσης. Στον τεκτονικό χάρτη πάνω αριστερά απεικονίζεται η θέση της τομής με πορτοκαλί χρώμα 3.1 Επιλογή τομής Η τομή η οποία επιλέχτηκε για τεκτονική ανάλυση απεικονίζεται στην Eικόνα 3.1 (Τομή Α-Β Εικόνα 3.2 ) και έχει ΒΑ ΝΔ διεύθυνση. Η επιλογή τομής της συγκεκριμένης διεύθυνσης έγινε για συγκεκριμένους λόγους. Oι κρυσταλλικές γραμμώσεις, ειδικότερα, στην περιοχή μελέτης εμφανίζουν ABA - ΔΝΔ διεύθυνση βύθισης, και αφού η διεύθυνση των κρυσταλλικών γραμμώσεων εκφράζει και την διεύθυνση κίνησης του καλύμματος, όλες οι τομές αυτής της διεύθυνσης συνιστούν ένα επίπεδο παρατήρησης ιδανικό για την εξαγωγή συμπερασμάτων για τα κινηματικά χαρακτηριστικά του καλύμματος. 29

30 30

31 3.2 Τεκτονική εξέλιξη της περιοχής Η τεκτονική εξέλιξη της περιοχής αντικατοπτρίζεται στην διαδοχή των παραμορφωτικών φάσεων που αναγνωρίστηκαν μέσω της εργασίας υπαίθρου. Οι παραμορφωτικές φάσεις που αναγνωρίστηκαν, είναι πέντε (D 1 D 5 ) και εκφράζουν συνθήκες παραμόρφωσης πλαστικές (D 1 και D 2 ), ημι πλαστικές (D 3 ), και εύθραυστες (D 4 και D 5 ). Τα ρεολογικά χαρακτηριστικά της παραμόρφωσης (εύθραυστος - ημιπλαστικός - πλαστικός τύπος) σε συνδυασμό με τις σχέσεις υπέρθεσης (overprinting relations) μεταξύ των τεκτονικών δομών οδήγησαν στον διαχωρισμό και την ιεράρχηση των κύριων παραμορφωτικών φάσεων Πλαστικές συνθήκες παραμόρφωσης Φάση Παραμόρφωσης D1 Τα παραμορφωτικά πειστήρια που δείχνουν μια αρχική φάση παραμόρφωσης (D 1 ) διατηρούνται σε μικρό βαθμό και εκφράζονται μέσω της φολίωσης (S 1 ) η οποία συνδέεται γενετικά με σφιχτές έως ισοκλινείς πλαστικές πτυχές (F 1 ). Οι πτυχές αυτές θεωρούνται πτυχές φολίωσης (intrafolial folds) ενώ παρατηρείται και η ανάπτυξη μιας δεύτερης γενιάς πτυχών (F 2 ) με σχεδόν οριζόντια αξονικά επίπεδα S 2. Οι F 1 πτυχές εμφανίζουν απολεπτυσμένα σκέλη και πάχυνση στις αρθρώσεις, διαγνωστικό χαρακτηριστικό όμοιων πτυχών (similar folds). (Εικόνα 3.2). 31

32 Εικόνα 3.2. Αρχική φολίωση S1 (κίτρινο) δημιουργεί πτυχές F1 και ακολουθεί η ανάπτυξη της S 2 φολίωσης που δημιουργεί τα αξονικά επίπεδα των F2 πτυχών Φάση παραμόρφωσης D2 Η φάση παραμόρφωσης D2 χαρακτηρίζει έντονα την παραμορφωτική ιστορία της περιοχής μελέτης. Το κύριο ιστολογικό στοιχείο που παρατηρείται στην μεσοσκοπική κλίμακα της τομής, είναι η διαπεραστική σχιστότητα S2 η οποία αποτελεί και την κύρια φολίωση κατά μήκος όλης της τομής. Η σχιστότητα S2 αναπτύσσεται με τον προσανατολισμό φυλλαρίων μαρμαρυγιών, κρυστάλλων μπλε αμφιβόλου και χαλαζία, ο προσανατολισμός ειδικότερα των ορυκτών της μπλέ αμφιβόλου στα S2 επίπεδα φολίωσης δείχνει ότι η ανάπτυξη του συγκεκριμένου ιστολογικού χαρακτηριστικού έγινε σε συνθήκες υψηλών πιέσεων. Τα επίπεδα της S2 φολίωσης έχουν γενική διεύθυνση Α-Δ και κλείνουν ήπια προς τα νότια - νοτιοδυτικά (Εικόνα 1). Στα S2 επίπεδα αναπτύσσεται μια καλώς εκφρασμένη γράμμωση έκτασης L2 η οποία γίνεται διακριτή μέσω του προσανατολισμού κρυστάλλων μαρμαρυγία και επιμηκυσμένων κρυστάλλων της μπλέ 32

33 αμφιβόλου και πράσινης αμφιβόλου. Η L2 γράμμωση έκτασης έχει σταθερή ΒΑ-ΝΔ διεύθυνση βύθισης σε όλη την τομή εργασίας (Εικόνα 2) παρατηρείται όμως και μια πιθανόν παλαιότερη γράμμωση με διεύθυνση βύθισης Α-Δ. Η S2 φολίωση σε κλίμακα χάρτη συνιστά το αξονικό επίπεδο πτυχών δημιουργώντας σχισμό αξονικού επιπέδου (axial planar cleavage) με αποτέλεσμα οι πτυχές που αναγνωρίζονται σε αυτήν την κλίμακα να χαρακτηρίζονται σαν πτυχές αξονικού επιπέδου (axial planar folds). Στο νοτιοδυτικό τμήμα της τομής παρατηρείται ότι η S2 φολίωση γίνεται τοπικά μυλονιτική (S2m) και αναπτύσσεται υποπαράλληλα με την κύρια φολίωση S2 που χαρακτηρίζει όλη την μεσοσκοπικής κλίμακας περιοχή εργασίας. Kατά μήκος των S2m επιφανειών αναπτύσσεται μια γράμμωση έκτασης L2m παράλληλα με την L2 η οποία δημιουργείται κυρίως μέσω του προσανατολισμού ορυκτών της μπλέ αμφιβόλου και της πράσινης αμφιβόλου (Εικόνα 3.3). Εικόνα 3.3 Γλαυκοφανιτικοί σχιστόλιθοι που εμφανίζουν διαπεραστική φολίωση S2 ενώ υποπαράλληλα αναπτύσσεται η μυλονιτική φολίωση S 2m 33

34 Εικόνα 1. Δίκτυο Schmidt που απεικονίζει την συνολική χωρική κατανομή πόλων φολιώσεων Εικόνα 2. Δίκτυο Schmidt που απεικονίζει την συνολική χωρική κατανομή των κρυσταλλικών γραμμώσεων έκτασης 34

35 Εικόνα 3. Στατιστικό διάγραμμα πόλων φολιώσεων σε δίκτυο Schmidt ( Ισοπληθείς ανά 1.5%, 3%, 6%, 9.5%, 12%, 15%) Η στατιστική επεξεργασία του συνόλου των πόλων (Εικόνα 3) δείχνει ότι η συγκέντρωση των πόλων βρίσκεται στο κέντρο του δικτύου. Η συσσώρευση στο κέντρο του δικτύου οφείλεται στις μικρές κλίσεις των επιπέδων φολίωσης. Από τα Δίκτυα 2 και 4 συμπεραίνουμε ότι η κύρια διεύθυνση των κρυσταλλικών γραμμώσεων είναι ΒΑ-ΝΔ παρατηρούμε όμως κάποιες γραμμώσεις σε διεύθυνση Α-Δ πιθανόν παλαιότερου επεισοδίου. 35

36 Εικόνα 4. Στατιστικό διάγραμμα γραμμώσεων έκτασης σε δίκτυο Schmidt (Ισοπληθείς ανά 1.5%, 3%, 6%, 9.5%, 12%, 15%) Ημιπλαστικές συνθήκες παραμόρφωσης Φάση Παραμόρφωσης D 3 Η φάση παραμόρφωσης D3 αναπτύσσεται σε ημιπλαστικές συνθήκες. Οι δομές που χαρακτηρίζουν αυτό το στάδιο της παραμόρφωσης είναι S/C ταινίες διάτμησης, και ειδικότερα τύπου C και τύπου C ταινιωτές δομές (σχισμός ρυτίδωσης διαστολής). Γενικότερα η παραμόρφωση και η μετατόπιση σε ζώνες διάτμησης χαρακτηρίζονται από ετερογένεια. Αυτή η ετερογένεια εντατικοποιείται όταν προϋπάρχει σχιστότητα στο πέτρωμα (S επιφάνειες) και επί της οποίας γίνονται κινήσεις. Οι κινήσεις αυτές προκαλούν στροφή της σχιστότητας και η στροφή αυτή έχει σαν αποτέλεσμα να μην γίνονται πλέον κινήσεις επί της σχιστότητας. Στην περίπτωση αυτή οι S επιφάνειες σχηματίζουν γωνία 18º - 25º σε σχέση με το όριο της 36