ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΠΕΡΙΟΧΟΜΕΝΑ

ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΠΕΡΙΟΧΟΜΕΝΑ ΣΕΛ 2 ΕΙΣΑΓΩΓΗ.ΣΕΛ 3 1 Γεωλογία Αττικο-κυκλαδικής μάζας...σελ 4-7 2 Η μεταμόρφωση στην Αττικο-κυκλαδική μάζα...σελ 8-12 2.1 Τεκτονική επισκόπηση...σελ 13-14 2.2 Γεωλογία Άνδρου...ΣΕΛ 15 2.3 Λιθολογίες.. ΣΕΛ 15-19 2.4 Φάσεις παραμόρφωσης.. ΣΕΛ 20-21 3 Δομή του καλύμματος των κυανοσχιστολίθων στη περιοχή μελέτης...σελ 21-23 3.1 Λιθολογικοί σχηματισμοί.. ΣΕΛ 23-25 3.1.1 Κάλυμμα Όχης.. ΣΕΛ 25 3.1.2 Κάλυμμα Στύρας. ΣΕΛ 25-27 3.2. Φάσεις παραμόρφωσης...σελ 27 3.2.1. D1 φάση παραμόρφωση...σελ 27-28 3.2.2. D2 φάση παραμόρφωσης... ΣΕΛ 28-36 3.2.3 D 3 φάση παραμόρφωσης.....σελ 36-37 4. ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ.ΣΕΛ 38 5 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ..ΣΕΛ 39-46 2

ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η παρούσα διπλωματική εργασία βασίστηκε σε δεκαήμερη υπαίθρια εργασία που πραγματοποιήθηκε το Σεπτέμβριο του 2011 στο νησί της Άνδρου και συγκεκριμένα στο ΒΑ τμήμα του νησιού, όπου επικρατούν λιθολογίες μεταμορφωμένων πετρωμάτων υψηλών πιέσεων που δομούν το κάλυμμα των κυανοσχιστολίθων της Αττικοκυκλαδικής μάζας. Θεματικοί πυρήνες της εργασίας αυτής αποτέλεσαν η χαρτογράφηση των κύριων λιθολογιών που επικρατούν στην περιοχή και η τεκτονική-γεωμετρική ανάλυση των βασικών δομών παραμόρφωσης, που προέκυψε από τα δεδομένα που ληφθείσαν στην ύπαιθρο. Από τη χαρτογράφηση που πραγματοποιήθηκε προέκυψε ένας νέος γεωλογικός χάρτης του ΒΔ τμήματος της Άνδρου που αναφέρεται κυρίως στην ανώτερη δομική ενότητα του νησιού. Η τεκτονική-γεωμετρική ανάλυση περιελάμβανε μέτρηση του προσανατολισμού των επίπεδων καθώς και γραμμικών στοιχείων των δομών που προέκυψαν από τα ποικίλα παραμορφωτικά επεισόδια. Σε αυτό το σημείο θα ήθελα να ευχαριστήσω τον Επίκουρο Καθηγητή Παρασκευά Ξυπολιά, επιβλέπων της παρούσας διπλωματικής εργασίας, για την συμβολή του. Οι απαντήσεις σε πολλά ερωτηματικά που δημιουργήθηκαν κατά τη συγγραφή της καθώς και η προσφορά ιδεών σε προβλήματα που παρουσιάσθηκαν κατά την υπαίθρια άσκηση αποτελούν μερικές από τις διευκολύνσεις που έλαβα, η σημαντικότερη των οποίων αποτέλεσε η οικονομική κάλυψη του μεγαλύτερου μέρους των εξόδων της υπαίθριας άσκησης. 3

1. Γεωλογία της Αττικοκυκλαδικής μάζας Η αλπική ορογενετική ζώνη των Ελληνίδων είναι αποτέλεσμα του κλεισίματος μιας σειράς από αλληλοσυνδεόμενες ωκεάνιες λεκάνες της Νεο-Τυθήος και την επακόλουθη πολυφασική σύγκρουση μεταξύ ηπειρωτικών τεμαχών της υπερ-ηπείρου της Γκοντβάνα (πχ. Απούλια και Πελαγονία) και της Ευρασίας κατά τη διάρκεια του Κρητιδικού-Ολιγοκαίνου (Robertson and Dixon, 1984; Doutsos et al., 1993; Xypolias and Doutsos, 2000; Dilek et al., 2007). Η Αττικο-κυκλαδική μάζα και η δομικά ανώτερη Πελαγονική ζώνη καταλαμβάνουν μια εσωτερική θέση στις Ελληνίδες σχηματίζοντας μια ζώνη ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης που οριοθετείται από δύο κύριες οφιολιθικές ζώνες ραφής, την ζώνη ραφής της Πίνδου στα δυτικά και την ζώνη ραφής του Βαρδάρη στα ανατολικά. Η Αττικο-κυκλαδική μάζα εμφανίζεται στην Αττική, Νότια Εύβοια και στα νησιά των Κυκλάδων και βρίσκεται στο εσωτερικό μέρος της ζώνης των Ελληνίδων-Ταυρίδων το οποίο ήταν αποτέλεσμα της σύγκρουσης της Απούλιας με την ευρωπαϊκή πλάκα στη ανατολική Μεσόγειο (Aubouin and Dercourt, 1965; Brunn et al., 1976; Jacobshagen et al., 1978). Ο χώρος των Κυκλάδων βρίσκεται σε ηπειρωτικό φλοιό ο οποίος απολεπτύνθηκε στα 26 km κατά τη διάρκεια του Ολιγοκαίνου και του Μειοκαίνου μετά το σχηματισμό της Ελληνικής ζώνης στο Ηώκαινο ( Vigner, 2002; Tirel et al., 2004b; Karagianni et al., 2005). Η ασυνέχεια της Moho είναι επίπεδη κάτω από όλο το Αιγιακό αρχιπέλαγος, υποδεικνύοντας έναν χαμηλού ιξώδους κατώτερο φλοιό και μια υψηλής θερμοκρασίας Moho κατά τη διάρκεια της διαστολής (Tirel et al., 2004a). Ο σχηματισμός της Ελληνικής αλπικής ζώνης πραγματοποιήθηκε κατά την τεκτονική λεπίωση, των σωμάτων του ανώτερου φλοιού μέσα σε ένα πρίσμα προσαύξησης από το Ηώκαινο μέχρι το κατώτερο Μειόκαινο στην ηπειρωτική Ελλάδα (Brunn et al., 1976; Jacobshagen et al., 1978; Bonneau and Kienast, 1982; Doutsos et al., 1993; Sotiropoulos et al., 2003; Ring et al., 2001, 2007b; Vanderhaeghe and Teyssier, 2001; Vanderhaeghe et al., 2007). Στο χώρο του Αιγαίου η έναρξη της οπισθοχώρησης της καταβυθιζόμενης πλάκας πραγματοποιήθηκε στα 30-35 εκατ. χρόνια και οδήγησε στη μεταορογενετική διαστολή του προσαυξημένου φλοιού από το συνδυασμό της διαστολής πίσω από το τόξο και της βαρυτικής κατάρρευσης ( Jolivet and Brun, 2010). Η μετα-ορογενετική διαστολή επαναδραστηριοποίησε τη λεπίωση των καλυμμάτων ( nappe stacking) και τα ποικίλα καλύμματα αναδιανεμήθηκαν μέσα στη θάλασσα του Αιγαίου. Η Αττικο-κυκλαδική μάζα (Εικ. 1) αποτελείται από μια σ ειρά τριών κύριων σωμάτων/καλυμμάτων, τα οποία τοποθετήθηκαν το ένα δίπλα στο άλλο κατά τη διάρκεια του Ηωκαίνου-Ολιγοκαίνου σαν αποτέλεσμα της καταβύθισης των σωμάτων κάτω από την Πελαγονική ζώνη. Από το δομικά χαμηλότερο προς το ανώτερο αυτά τα σώματα είναι: 1) η παρα-αυτόχθονη ενότητα βάσης, 2) η ενότητα των κυκλαδικών κυανοσχιστολίθων και 3) η ανώτερη ενότητα. 4

Εικ. 1. Απλοποιημένος γεωλογικός χάρτης της Αττικο-κυκλαδικής μάζας. (Philippon et al., 2012) Η ενότητα βάσης είναι μια μεταμορφωμένη μεσοζωική ακολουθία από (Εικ. 2) μάρμαρα, με ενδιαστρώσεις σχιστολίθων και κάποια μεταβασικά στη βάση, καλυμμένα από μετα-φλύσχη, πιθανώς Ηωκαινικής ηλικίας απόθεσης με κύριες εμφανίσεις στη κεντρική Εύβοια και στην Αττική. Οι ορυκτολογικές παραγεννέσεις που έχουν περιγραφεί στο μετα-φλύσχη της Εύβοιας αποδεικνύει ότι η ενότητα υπέστη ένα υψηλής πίεσης μεταμορφικό επεισόδιο (~350 C και 8 10 kbar (Shaked et al., 2000)) και ένα επακόλουθο πρασινοσχιστολιθικής φάσης (Bröcker et al., 2004), αν και η ηλικία των επεισοδίων δεν είναι γνωστή. Ραδιοχρονολογήσεις με τις μεθόδους 40 Ar/ 39 Ar και Rb/Sr εφαρμοσμένες σε υψηλής περιεκτικότητας πυριτίου, φεγγίτη από μεταφλύσχη, απέδωσαν ηλικίες από 21 μέχρι 24 εκατ. χρόνια, το οποίο ερμηνεύεται είτε σαν τη ταύτιση του υψηλής πίεσης επεισοδίου ( Ring and Reischmann, 2002) είτε σαν τη περίοδο εξισορρόπησης της πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Η ενότητα αυτή αποτελείται από Τριαδικής έως Άνω Κρητιδικής ηλικίας νηριτικούς ασβεστόλιθους που τοπικά εναλλάσσονται με μετακλαστικά πετρώματα στα ανώτερα μέλη της. Σε στρωματογραφική συμφωνία πάνω στην ανθρακική ακολουθία αποτίθεται φλύσχης του Παλαιογενούς. 5

Εικ. 2. Στρωματογραφική στήλη που απεικονίζει τη στρωματογραφία της Αττικο-κυκλαδικής μάζας (από Χατζάρα, 2010) Η ενότητα των κυκλαδικών κυανοσχιστολίθων είναι μια μεταμορφωμένη ακολουθία ηλικίας κατ. Παλαιοζωικού-Μεσοζωικού η οποία αποτελείται κυρίως μια ανώτερη (Εικ. 2) μετα-οφιλολιθική και μια κατώτερη ακολουθία μαρμάρων-σχιστόλιθων ( Dürr, 1986) με τυπικές εμφανίσεις σε όλα σχεδόν τα νησιά που αποτελούν την Αττικο-κυκλαδική μάζα. Η ανώτερη ενότητα στην ευρύτερη περιοχή της Εύβοιας καλείται κάλυμμα της Όχεως ενώ η κατώτερη ενότητα μαρμάρων-σχιστόλιθων χαρακτηρίζεται σαν κάλυμμα της Στύρας. Το δομικά ανώτερο κάλυμμα της Όχεως δομείται από δύο κύριες υπό-ενότητες. Η κατώτερη υπο-ενότητα αναπαριστά μία χαοτική μεταηφαιστειο-ιζηματογενή σειρά από στρώματα μεταηφαιστειογενών πετρωμάτων τα οποία διαχωρίζονται από διαστρώσεις ανθρακικών σχιστόλιθων, μαρμάρων, ελασματώσεις από μετα-κερατολίθους, πηλιτικούς σχιστόλιθους, χαλαζίτες και όξινους μετά-τόφφους. Τα βασικά μετά-ηφαιστειογενή πετρώματα απολεπτύνονται σημαντικά στο βόρειο κομμάτι της περιοχής και περιλαμβάνουν μετα-οφιολιθικά σώματα, με ηλικία πρωτόλιθου που κυμαίνεται από το Ιουρασικό μέχρι το Κρητιδικό (Bulle et al., 2010). Η ανώτερη πλούσια σε χαλαζία υπό-ενότητα αναπαριστά μία ακολουθία από ενδιαστρώσεις από χαλαζιακούς-μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους, χαλαζίτες, χαλαζοαστριακούς σχιστόλιθους και γνεύσιους που μεταπίπτουν σε μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους προς τα πάνω. Το κάλυμμα της Στύρας στη ύπαιθρο εμφανίζεται με τη μορφή τεκτονικών παραθύρων μέσα στο κάλυμμα της Όχεως και συνίσταται από μάρμαρα με ενδιαστρώσεις χαλαζιτών και μαγγανιούχους μετα-κερατόλιθους καθώς και ασβεστιτικούς και μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους. Δύο διαφορετικές εξελικτικές παλαιογεωγραφικές πορείες έχουν προταθεί για το κυκλαδικό σώμα των κυανοσχιστόλιθων : 1) αποτελεί κομμάτι της ζώνης της Πίνδου ( Bonneau 1982), 2)αποτελεί μέρος της Πελαγονικής πλάκας ( Stampfli et al., 2003). Τα πετρώματα αυτά υπέστησαν μια κυανοσχιστολιθική-εκλογιτική φάσης μεταμόρφωση Ηωκαινικής ηλικίας με μέγιστες συνθήκες 6

πίεσης και θερμοκρασίας 15-20 kbar και 500±50 ο C, ακολουθούμενη από μια ανάδρομη μεταμόρφωση πρασινοσχιστολιθικής φάσης (4 7 kbar and 400±50 C), η οποία τοπικά μεταπίπτει σε αμφιβολιτική (5 8 kbar and 550± 100 C), στο ανώτερο Μειόκαινο (Maluski et al., 1981; Okrusch and Bröcker, 1990; Trotet et al., 2001; Iliopoulos, 2006).Η περιορισμένη εμφάνιση των μεταμορφωμένων ακολουθιών σε ποικίλα τεκτονικά παράθυρα ( Katsikatsos 1977, Papanikolaou 1979, Avigad και Garfunkel 1989) μας οδηγεί στο συμπέρασμα ότι η συγκεκριμένη ακολουθία είναι αλλόχθονη. Στα περισσότερα νησιά η ανάδρομη φάση μεταμόρφωσης γίνεται περισσότερο έντονη στα διαδοχικά χαμηλότερα δομικά επίπεδα της ακολουθίας ( Bröcker et al., 2004) και ήταν σύγχρονη με το σχηματισμό μυλωνιτικών πετρωμάτων. Τα πετρώματα αυτά συνδέονται με πλαστική ζώνη επώθησης και καθορίζουν την επαφή μεταξύ της ακολουθίας των κυκλαδικών κυανοσχιστόλιθων και της υποκείμενης ακολουθίας βάσης ( Xypolias et al., 2003, 2010). Η ενότητα αυτή αποτελείται από νηριτικούς ασβεστόλιθους, ψαμμιτικά προς πηλιτικά ιζήματα και βασικούς έως όξινους ηφαιστίτες. Πιο αναλυτικά η ενότητα αυτή χωρίζεται σε : 1) Λέπτο- έως παχυστρωματώδη μάρμαρα με εναλλαγές κυανοσχιστολίθων πρασινοσχιστολίθων και ενδιαστρώσεις αμφιβολιτών στη βάση τους 2) Πρασινοσχιστόλιθοι και κυανοσχιστόλιθοι σε εναλλαγές με μάρμαρα και φακούς μεταβασιτών στην οροφή τους. 3) Μάρμαρα με εναλλαγές κυανοσχιστολίθων, πρασινοσχιστολίθων, ιαδειτικών γνευσίων και εκλογιτών. 4) Εκλογίτες και γλαυκοφανίτες που προέρχονται από μεταμόρφωση οφιολίθων (πχ. Σύρος). Η ανώτερη ακολουθία έχει περιορισμένη εμφάνιση κυρίως στα νησιά της Σύρου και της Τήνου και αποτελείται κυρίως από ιζηματογενή πετρώματα και οφιόλιθους (Εικ. 2) Πέρμιας - Μεσοζωική ηλικίας, και πρασινοσχιστολιθικής έως αμφιβολιτικής φάσης μεταμόρφωσης πετρώματα κατ. Κρητιδικού, τα οποία δεν παραθέτουν καμία απόδειξη για υψηλής πίεσης μεταμορφικό επεισόδιο ( Altherr et al., 1994; Papanikolaou, 2009). Ειδικότερα παρατίθεται ένας διαχωρισμός της ενότητας αυτής σε ανώτερη και κατώτερη. Η ανώτερη ενότητα περιλαμβάνει οφιολίθους που καλύπτονται από Άνω Κρητιδικούς ασβεστόλιθους, ενώ η κατώτερη ενότητα εμφανίζεται σαν mélange από Περμο-Τριαδικούς ασβεστόλιθους, πρασινοσχιστόλιθους και διεισδύσεις στη βάση τους. Η τεκτονική τοποθέτηση της ανώτερης ακολουθίας δίπλα στην ακολουθία των κυκλαδικών κυανοσχιστόλιθων πιθανώς ολοκληρώθηκε στο ανωτ. Μειόκαινο (Bröcker και Franz, 1998). 7

2. Η μεταμόρφωση στην Αττικο-κυκλαδική μάζα Η μεταμόρφωση στην Αττικο-κυκλαδική μάζα (Εικ. 3) κέντρισε ιδιαίτερα το επιστημονικό ενδιαφέρον λόγω της ύπαρξης ορυκτολογικών παραγεννέσεων οι οποίες εμφανίζονται σε συνθήκες υψηλής πίεσης και χαμηλής θερμοκρασίας. Έτσι έχουν προταθεί τρία μεταμορφικά επεισόδια (Μ 1, Μ 2, Μ 3 ) για τις αντίστοιχες λιθολογίες στις Κυκλάδες από προηγούμενους ερευνητές. Ο διαχωρισμός τους πραγματοποιήθηκε με βάση τις διαφορετικές συνθήκες πίεσης που εντοπίσθηκαν οι οποίες είχαν σαν αποτέλεσμα την ανάπτυξη ορυκτολογικών παραγενέσεων που χρησιμοποιήθηκαν στο διαχωρισμό των μεταμορφικών φάσεων. Το μεταμορφικό επεισόδιο Μ 1 περιλαμβάνει υψηλής πίεσης/ χαμηλής θερμοκρασίας μεταμόρφωση συγκεκριμένα γλαυκοφανιτική έως εκλογιτική. Το Μ 2 μεταμορφικό επεισόδιο περιλαμβάνει αμφιβολιτικής μέχρι πρασινοσχιστολιθικής φάσης σειρές τύπου Barrow. Όσον αφορά το Μ 3 περιλαμβάνει μια χαμηλής πίεσης/υψηλής θερμοκρασίας μεταμόρφωση επαφής. Και τα τρία μεταμορφικά επεισόδια διαχωρίζονται στη βάση του ότι η ορυκτολογικές παραγενέσεις που αναπτύχθηκαν εκείνη τη χρονική περίοδο αντανακλούν υπάρχουσες κατηγοριοποιήσεις φάσεων. Εικ. 3 Διάγραμμα που δείχνει τις μέγιστες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας που έφθασαν οι διάφορες λιθολογίες της ενότητας των κυανοσχιστολίθων. Το γκρι πλαίσιο στα πετρώματα ωκεάνιου φλοιού. Τα νούμερα αφορούν τη πηγή αναφοράς και είναι ομαδοποιημένα ανά νησί. (1) Van der Maar and Jansen, 1983; (2) Parra et al., 2002; (3) Tomaschek and Ballhaus, 1999; Trotet et al., 2001; Schumacher et al., 2008; Gitahi, 2004; Holley et al., 2004; (4) Avigad, 1998; (5) Gupta and Bickle, 2004; (6) Shaked et al., 2000; (7) Shaked et al., 2000; Gupta and Bickle, 2004; (8) Rosenbaum and Ring, 2007; (9) Baziotis, 2008; (10) Ring, 2007; (11) Will et al., 1998; Ring et al., 2007; (12) Matthews and Schliestedt, 1984; Schmädicke and Will, 2003; (13) Kostopoulos pers. 8

Σε μεγαλύτερη ανάλυση όμως, αυτή η κατηγοριοποίηση έχει δημιουργήσει αρκετές δυσκολίες εξαιτίας της έλλειψης από καθαρές παραγεννετικές διαφοροποιήσεις μεταξύ ορυκτών που έχουν αναπτυχθεί σε διαφορετικές στιγμές κατά τη διάρκεια διαφορετικών γεγονότων, στις ίδιες ή παρόμοιες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας. Για παράδειγμα προηγούμενοι ερευνητές υπέθεσαν ότι η μετάβαση από γλαυκοφανιτική σε εκλογιτική φάση μεταμόρφωσης ήταν αποτέλεσμα γεωχημικής μεταβολής.(matthews και Schliestedt 1984; Schliestedt 1986; Schliestedt και Matthews 1987), όπου σε πολλές περιπτώσεις οι παραγεννέσεις της γλαυκοφανιτικής φάσης υπερκαλύπτουν αυτές της εκλογιτικής και η γεωχημική μεταβολή που έχει προκληθεί είναι αποτέλεσμα της μεταμόρφωσης. Στην επιστημονική κοινότητα έχει επικρατήσει η άποψη ότι υπήρξε ένα μεταμορφικό επεισόδιο υψηλής πίεσης στο κυανοσχιστολιθικό κυκλαδικό σώμα, ωστόσο υπάρχει διχασμός ως προς το πότε ακριβώς πραγματοποιήθηκε αυτό το γεγονός (Altherr et al. 1979, 1982; Andriessen et al. 1979; Bröcker et al. 1993; Bröcker και Enders 1999; Maluski et al. 1987; Wijbrans και McDougall 1986; Wijbrans et al. 1993; Tomaschek et al. 2003). Σύμφωνα με τον Tomaschek et al., (2003) η μέχρι τώρα επικρατούσα άποψη για την αλπική τεκτονο -μεταμορφική εξέλιξη ( cf Okrusch και ;Bröcker 1990) περιλαμβάνει μια τοπική υψηλής πίεσης γλαυκοφανιτικήεκλογιτική φάση μεταμόρφωσης (Μ 1 ) κατά το Ηώκαινο, ακολουθούμενη από μια καθολική Ολιγο- Μειοκαινική μέτριας πίεσης που επικαλύπτει τη προηγούμενη (Μ 2 ) και που τοπικά μεταπίπτει σε αμφιβολιτική φάση (Buick 1991). Τελικά ολοκληρώνεται με μια τοπική μεταμόρφωση επαφής (Μ 3 ) που ακολουθείται από τη διείσδυση γρανιτοειδών στο Μειόκαινο (Altherr et al. 1979, 1982). Μέχρι στιγμής υπάρχουν αρκετά στοιχεία πεδίου και μικροδομές που υποδεικνύουν ότι έλαβαν χώρα αρκετά ξεχωριστά μεταμορφικά επεισόδια ορυκτογέννεσης, υψηλής πίεσης στο κυανοσχιστολιθικό κυκλαδικό σώμα ( Forster 2002; Forster and Lister 1999b; Lister and Forster 1996; Lister and Raouzaios 1996) και περισσότερο καθολικά ( Lips et al. 1998; Ring and Layer 2003; Schermer et al. 1990). Αρκετά διαφορετικά μεταμορφικά επεισόδια ορυκτογέννεσης φαίνεται να έχουν πραγματοποιηθεί, κάποια κάτω από παρόμοιες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας ( Forster 2002; Forster και Lister 1999b; Lister και Raouzaios 1996; Lister και Forster 1996). Αυτά τα διαφορετικά μεταμορφικά επεισόδια ορυκτογέννεσης έχουν αναφερθεί σαν M 1A, M 1B, M 1C, M 1D, M 2A και M 2B, διατηρώντας το πλαίσιο από την προηγούμενη κατηγοριοποίηση αυτή με τα M 1, M 2. Ας σημειωθεί εδώ ότι δεν υπάρχει συγκεκριμένος λόγος για τη διαφοροποίηση των τεσσάρων επεισοδίων υψηλής πίεσης (Μ 1 ) ως ιδιαίτερα ξεχωριστά από τα μετέπειτα επεισόδια πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης (Μ 2 ) εκτός από το γεγονός ότι έντονα διαφορετικές φάσεις έχουν περιληφθεί στις ακολουθίες μεταμορφικών ορυκτογεννέσεων. 9

Μ 1Α Πρόκειται για ένα αρχικό επεισόδιο από γλαυκοφανιτική φάση μεταμόρφωσης που περιλαμβάνει χαρακτηριστική ανάπτυξη γλαυκοφανή και λωζονίτη. Ο αρχικός γλαυκοφανής τυπικά κρυσταλλώνεται σε καλά αναπτυγμένες γραμμώσεις. Οι παραγεννέσεις του Μ 1Α αρχικά αναγνωρίσθηκαν στο εσωτερικό των πορφυροβλαστών του Μ 1Β και Μ 1C μεταμορφικού επεισοδίου (Εικ. 4 a,b). Μ 1Β Το συγκεκριμένο στάδιο περιλαμβάνει εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωση με εκτενή ανάπτυξη από ομφακίτη και ιαδεΐτη (Εικ. 4 c). Εσωτερικά εντοπίσθηκε πολύ καλά αναπτυγμένη γράμμωση και συντελεί στην επιβεβαίωση της παραγέννεσης μιας εκλογιτικής (μεταβατικά γλαυκοφανιτικής) φάσης με ζώνες διάτμησης επακόλουθες της ανάπτυξης αυτής. Αυτές οι υψηλής πίεσης ζώνες διάτμησης αργότερα θα πτυχωθούν κατακεκλιμένα, (Εικ. 4 d,e,f) σύμφωνα πάντα με τον επαναπροσανατολισμό της πορφυροβλαστικής ορυκτογέννεσης του Μ 1C επεισοδίο. Μετασωματικά μέτωπα εντοπίζονται συχνά (συνήθως αντιστοιχούν σε αρχικές ζώνες διάτμησης) δείχνοντας έτσι τη μετατροπή του ομφακίτη σε γλαυκοφανή. Αυτά τα μετασωματικά μέτωπα ανακρυστάλλωσης έχουν αναπτυχθεί σύμφωνα με την επακόλουθη περίοδο πορφυροβλάστισης. Μ 1C Το στάδιο αυτό περιλήφθηκε σε μια εκτεταμένη πορφυροβλαστική ανάπτυξη κατά μήκος της εκλογιτικής-κυανοσχιστολιθικής ζώνης, αυτή τη φορά σε συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας αντίστοιχες στη γλαυκοφανιτική γρανατική κυανοσχιστολιθική φάση ( Evans 1990; Lister και Raouzaios 1996). Μεγάλοι πορφυροβλάστες (από 1 μέχρι 5 cm) αναπτύχθηκαν κάτω από στατικές συνθήκες κατά τη διάρκεια αυτού του συμβάντος, περιλαμβάνοντας γλαυκοφανή, γρανάτη, ζωισίτη και λευκούς μαρμαρυγίες (περιλαμβανομένων φεγγίτη και παραγονίτη). Οι πορφυροβλάστες που αναπτύχθηκαν κατά τη διάρκεια του Μ 1C αναγνωρίζονται εύκολα σε τεμάχια του εκλογιτικού-κυανοσχιστολιθικού καλύμματος από ποικίλες θέσεις κατά μήκος όλων των κυκλάδων. Υπάρχουν αρκετές περιστάσεις όπου διακρίνεται ότι οι παραγεννέσεις των πορφυροβλαστών του Μ 1C έχουν αναπτυχθεί πάνω σε δομές του Μ 1Α αποτελούμενες από φολιώσεις πάνω στις οποίες έχουν αναπτυχθεί γραμμώσεις με έντονα ευθυγραμμισμένο γλαυκοφανή. Αυτές οι δομές μπορεί να έχουν διασωθεί από μετέπειτα εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωση χωρίς να έχουν εξαφανισθεί, όπου σε αυτή τη περίπτωση φαίνεται ότι οι νέες ορυκτολογικές παραγεννέσεις δεν είχαν αναπτυχθεί διάχυτα στη μάζα πετρώματος κατά τη διάρκεια του Μ 1Β. Έτσι το γλαυκοφανιτικής φάσης Μ 1C στάδιο ανάπτυξης μπόρεσε να υπερκαλύψει 10

τη παλαιότερη Μ 1Α γλαυκοφανιτικής φάσης δομή χωρίς απόδειξη για την παρέμβαση του επεισοδίου εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωσης. Είναι σχετικά συχνό φαινόμενο να βρεθούν γλαυκοφανιτικής φάσης παραγεννέσεις του Μ 1Α οι οποίες έχουν υπερκαλυφθεί από αντίστοιχες του Μ 1C γλαυκοφανιτικής φάσης συμβάν. Αυτές οι δασωμένες παραγεννέσεις του Μ 1Α παρουσιάζουν εσωτερική φολίωση και γράμμωση και γενικά έχει παρατηρηθεί στατιστικώς ότι έχουν υπερκαλυφθεί από μετέπειτα ορυκτογεννέσεις σε γλαυκοφανιτικής φάσης μεταμορφικά επεισόδια. Εικ.4. ( a, b) Δείχνουν υπολείμματα του Μ1Α επεισοδίου σε γλαυκονίτη με πολύ καλά αναπτυγμένη φολίωση και γράμμωση τα οποία έχουν υπερκαλυφθεί στατικά από πορφυροβλάστες γρανάτη ζωισίτη και λευκό μαρμαρυγία του Μ1C, μεταμορφικού επεισοδίου. (Forster και Lister 2005) (c) Μεγάλοι κρύσταλλοι από ομφακίτη που έχει αναπτυχθεί κατά τη διάρκεια του επεισοδίου εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωσης όπως αποτυπώνεται σε γάββρο ηλικίας 70-80 εκατ. χρόνια (Forster και Lister 2005). ( d,e,f) Έντονα φολιωμένοι ομφακίτες σε ζώνη διάτμησης όπου αργότερα πτυχώθηκαν με κατακεκλιμένη γεωμετρία, ενώ μετά είχαμε στατική πρόωρη ανάπτυξη πορφυροβλαστικού γρανάτη του Μ1C μεταμορφικού επεισοδίου. (Forster και Lister 2005) 11

M 1D Περιλαμβάνεται σε μια μεταβατική γλαυκοφανιτικής-πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωση (Εικ. 5a,d) με ταυτόχρονη ανάπτυξη από γλαυκοφανή, επίδοτ ο, λευκό μαρμαρυγία και αλβίτη. Αυτή η παραγένεση αναγνωρίζεται εύκολα εκεί που έχουμε στατική ανάπτυξη από αλβίτη και επίδοτο (± γλαυκοφανή) και αποτυπώθηκε έντονα σε αναπτυγμένες φολιώσεις και γραμμώσεις οι οποίες αναπτύχθηκαν επακόλουθα του Μ 1C μεταμορφικού επεισοδίου ή μέσα σε φλέβες (Εικ. 5 c,d) εκεί που μάζα από γλαυκοφανή διατέμνει νεότερες δομές. Νεότερες κατακεκλιμένες πτυχές που επαναπτύχωσαν δομές από τις ζώνες διάτμησης και φλέβες, σχηματίσθηκαν κατά τη περίοδο του M 1D επεισοδίου (Εικ. 5b) Εικ. 5 Παραμόρφωση που συνδέεται με πολλαπλά επεισόδια από υψηλής πίεσης χαμηλής θερμοκρασίας επεισόδια μεταμόρφωση : a Ζώνη διάτμησης M1D με φλέβες ανκερίτη και φλέβες από χαλαζία ± γλαυκοφανή b Κατακεκλιμένες πτυχές σε αξονικές ζώνες χιλιομετρικής κλίμακας c και d Φλέβες από χαλαζία και γλαυκοφανή σε πετρώματα που περιέχουν γλαυκοφανή και αλβίτη του M1D επεισοδίου. (Forster και Lister 2005) Μ 2 Όλες οι προηγούμενες δομές που σχηματίσθηκαν έχουν στατικά αναπτυχθεί από συσσωματώματα αλβίτη-χλωρίτη. Σε κάποια νησιά (Ίος, Νάξος) αυτή η μετέπειτα πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωση μπορεί από μόνη της να διαιρεθεί σε δύο ξεχωριστά επεισόδια, Μ 2Α και Μ 2Β (Forster 2002; Forster και Lister 1999b). 12

2.1. Τεκτονική επισκόπηση Τέσσερα είναι τα κύρια παραμορφωτικά επεισόδια (D 1, D 2, D 3, D 4 ) που δομούν την εξέλιξη του αττικο-κυκλαδικού σώματος. Το πρώτο και παλαιότερο παραμορφωτικό επεισόδιο χαρακτηρίζεται από πλαστικής παραμόρφωσης δομές και τον σχηματισμό της S 1 φολίωσης. Οι Xypolias et al (2012) αναφερόμενοι στα πρώτα παραμορφωτικά επεισόδια για το νησί της Εύβοιας χαρακτηρίζει τη παρουσία της S 1 και S 2 φολίωσης ως τις κύριες δομές που χαρακτηρίζουν τα δύο πρώτα παραμορφωτικά επεισόδια. Γενικώς η S 1 είναι παράλληλη στην S 2 δημιουργώντας σαν αποτέλεσμα την σύνθετη S 1/2 φολίωση η οποία είναι αναγνωρίσιμη μόνο στις κορυφογραμμές των ισοκλινών F 2 πτυχών των οποίων τα αξονικά επίπεδα είναι παράλληλα στην S 2, και αναπαρίσταται από τον σχηματισμό της S 1 φολίωσης η οποία ορίζεται από το σχήμα του επικρατούμενου προσανατολισμού της μπλέ αμφιβόλου. Ο Chatzaras et al., 2011 όσον αφορά το πρώτο παραμορφωτικό επεισόδιο στην Αμοργό αναφέρει ότι το σώμα των κυανοσχιστόλιθων υπέστη μεταμόρφωση συνθηκών υψηλής πίεσης και αναπαρίσταται με το σχηματισμό της S 1 η οποία δομείται από το σχήμα του επικρατούμενου προσανατολισμού της μπλε αμφιβόλου, του λευκού μαρμαρυγία και επιμηκυμένων κρυστάλλων χαλαζία. Οι πλαστικού τύπου F 1 πτυχές παραμορφώνουν την S 0 στρώση σχηματίζοντας την σύνθετη S 0/1 φολίωση. Τέλος ο Ring et al. (1999), αναλύοντας τα αρχικά στάδια πλαστικής παραμόρφωσης στη Σάμο εντάσσει τα επεισόδια αυτά στη μετάβαση από γλαυκοφανιτική σε πρασινοσχιστολιθική φάση μεταμόρφωσης. Κύριο δομικό χαρακτηριστικό και εδώ είναι η ύπαρξη της S 1 φολίωσης η οποία έχει έντονα τροποποιηθεί. Το δεύτερο παραμορφωτικό επεισόδιο χαρακτηρίζεται από το σχηματισμό της S 2 φολίωσης αλλά και τον σχηματισμό όρθιων πτυχών. Ο Xypolias et al., 2012 αναφέρει ότι το D 2 χαρακτηρίζεται από σφιχτές όρθιες πτυχές που παραμορφώνουν την S 1 φολίωση. Οι κορυφογραμμές των F 2 πτυχών γενικά κλίνουν ήπια προς τα ΑΒΑ ή ΔΝΔ, αν και τοπικά εμφανίζουν μεγάλο εύρος στη προσανατολισμό τους. Εντοπίζεται σε όλα τα τεκτονικά σώματα. Η πλειονότητα αυτών εμφανίζεται σαν υποκυλινδρικές πτυχές καθώς το πάχος των σκελών παραμένει σταθερό αλλά κατά περίπτωση αυξάνεται σε αξονικές ζώνες. Η S 2 είναι μία υψηλής παραμόρφωσης φολίωση η οποία κλίνει ήπια μέχρι έντονα κατά μήκος μιας διεύθυνσης Β-Ν και της οποίας ο τωρινός προσανατολισμός επηρεάσθηκε από τη δράση επακόλουθων φάσεων πτύχωσης. Στο επίπεδο της φολίωσης αυτής αναπτύσσεται μια γράμμωση έκτασης L 2 η οποία αποτελείται από πρισματικούς κρυστάλλους μπλε αμφιβόλου, επιμηκυμένους κρυστάλλους χαλαζία και θραύσματα αστρίων. Ο Ring et al. (1999) για το αντίστοιχο παράδειγμα της Σάμου αναφέρει πως οι δομές του D 2 παραμορφωτικού επεισοδίου συνδέεται με τη μετατροπή του γλαυκοφανή σε βαροισίτη, ακτινόλιθο, λευκό μαρμαρυγία, αλβίτη και χλωρίτη. Οι χαλαζιακές φλέβες οι οποίες πτυχώθηκαν κατά το D 2 παραμορφωτικό γεγονός είναι δυσαρμονικές με έντονα απολεπτυσμένα σκέλη και παχυσμένες κορυφογραμμές. Οι φλέβες μαζί 13

με την S 1 πτυχώθηκαν ισοκλινώς και με τους άξονες και τις κορυφογραμμές των F 2 να κλίνουν ΑΝΑ ενώ πάνω στο επίπεδο της καμπύλωσης της F 2 αναπτύσσεται η S 2 υποπαράλληλα στην S 1. Σε αυτές τις ζώνες ο προσανατολισμός της S 1 είναι υποπαράλληλος στη ίδια φολίωση σε περιοχές όπου εκλείπει το στοιχείο της παραμόρφωσης της D 2. Λόγω αυτής της γεωμετρικής τοποθέτησης δημιουργείται η σύνθετη φολίωση S 1/2 η οποία είναι υποπαράλληλη στις επαφές των καλυμμάτων. Το τρίτο παραμορφωτικό επεισόδιο περιλαμβάνει το σχηματισμό κατακεκλιμένων, κλειστών έως ισοκλινών πτυχών. Ο Xypolias et al., 2012 το χαρακτηρίζει ως το κύριο παραμορφωτικό επεισόδιο πλαστικού τύπου. Η πιο εμφανής δομή αυτού του επεισοδίου είναι μία ήπια ΝΔ μέχρι ΝΝΑ προσανατολισμένη S 3 της οποίας η ένταση ποικίλει από σχισμό ρυτίδωσης μέχρι διαπεραστική μυλωνιτική φολίωση. Συνδεόμενη με την υψηλής παραμόρφωσης S 3 είναι και η γράμμωση έκτασης L 3 η οποία κλίνει ΑΒΑ-ΔΝΔ και η οποία δομείται από πρίσματα πράσινης ή μπλε αμφιβόλου, θραύσματα από μαρμαρυγία και χλωρίτη και πορφυροκλάστες αστρίων. Η S 3 είναι αξονικά επίπεδη σε ανοιχτές μέχρι ισοκλινής, κατακεκλιμένες ή ήπια κεκλιμένες πτυχές οι οποίες διευθύνονται ΑΒΑ- ΝΔΝ με μήκη κύματος που ποικίλουν από μερικά εκατοστά μέχρι εκατοντάδες μέτρα. Ο Chatzaras et al., 2011 για την Αμοργό κατατάσσει το συγκεκριμένο επεισόδιο ως τη κύρια φάση πλαστικής παραμόρφωσης που αναπαρίσταται από μια ετερογενώς αναπτυγμένη S 3 της οποίας η ένταση ποικίλει από διαπεραστική μυλωνιτική φολίωση μέχρι σχισμό ρυτίδωσης που είναι αξονικά επίπεδος στις F 3 πτυχές. Η S 3 κλίνει μέτρια προς τα ΝΑ και πάνω της εμφανίζεται μια καλά αναπτυγμένη γράμμωση έκτασης L 3 η οποία κλίνει ΒΔ-ΝΑ και είναι υποπαράλληλη της L 2. Αυτό το παραμορφωτικό επεισόδιο περιορίζεται σε μυλωνιτικές ζώνες διάτμησης των οποίων το πάχος ποικίλλει από μερικά εκατοστά μέχρι δεκάδες μέτρα. Η τελευταία φάση παραμόρφωσης συνοδεύεται από ρήγματα κανονικού χαρακτήρα και τα οποία έδρασαν σε μια μετάβαση από πλαστικές σε εύθραυστες συνθήκες. Ο Xypolias et al., 2012 αναφέρει πως το επεισόδιο αυτό στην Εύβοια χαρακτηρίζεται από τον σχηματισμό δύο σετ κανονικών ρηγμάτων τα οποία κλίνουν (Β)ΒΔ-(Ν)ΝΔ με αντίθετους δείκτες μετατόπισης. Και τα δύο σετ παρουσιάζουν μέτριες μέχρι έντονες κλίσεις και διακόπτουν το επίπεδο της S 3 σε γωνία μεγαλύτερη των 45 ο. Τα ρήγματα που εντοπίζονται μεγασκοπικά στο χάρτη παρουσιάζουν εύθραυστο χαρακτήρα, ενώ τα μεσοσκοπικά και των δύο σετ εμφανίζουν στοιχεία παραμόρφωσης όπως σύρση της φολίωσης και κατακλασίτες τα οποία μαρτυρούν μια μετάβαση από (ημι)πλαστικές σε εύθραυστες συνθήκες. 14

2.2. Γεωλογία της Άνδρου Μια πλήρη μορφολογική έρευνα στην Άνδρο έχει ήδη πραγματοποιηθεί από τον Παπανικολάου (1978). Η τοπογραφία του νησιού δείχνει ένα δόμ ο προσανατολισμένο ΒΔ-ΝΑ σε συνέχεια με την Τήνο και την Εύβοια. Δομείται από μια ακολουθία βουνών και πεδιάδων σε διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ. Στην Άνδρο έχουν περιγραφεί δύο τεκτονικά σώματα, που διαχωρίζονται από οφιόλιθους οι οποίοι πιστοποιούν μια επώθηση ΒΔ διευθύνσεως ( Papanikolaou 1978; Reinecke et al., 1985). Το ανώτερο τεκτονικό σώμα, το κάλυμμα του Μακροταντάλου εμφανίζεται στο βορειοδυτικό κομμάτι του νησιού. Η ύπαρξη απολιθωμάτων προδίδει μια πέρμια ηλικία ιζηματογένεσης ( Papanikolaou 1978). Το κατώτερο σώμα, το Κεντρικό κάλυμμα υπολογίζεται ότι είναι μεσοζωικής ηλικίας. Και τα δύο σώματα αποτελούνται από εναλλαγές μεταβασιτών, μεταπηλιτών και ορίζοντες μαρμάρου, όπως και στη Τήνο. Ορυκτά πλούσια σε μαγγάνιο (Reinecke 1982) και σερπεντινικά σώματα έχουν χαρτογραφηθεί στη βόρεια ακτή του νησιού σε αυτό το σώμα. Το κύριο μέρος του νησιού έχει υποστεί ανάδρομη μεταμόρφωση πρασινοσχιστολιθικής φάσης ( Reinecke 1982) προερχόμενη από την αντίδραση κελσιανός + νερό = κυμρίτης σε μία θερμοκρασία 400 o C και πίεση 5-6 kbar. Αναλύοντας το σώμα του Μακροταντάλου ο Papanikolaou (1978) περιέγραψε γρανάτη στο κατώτερο ορίζοντα από του μεταπηλίτες και ο Reinecke (1982) εντόπισε θραύσματα από ομφακίτη και γλαυκοφανή στους μεταβασίτες του Κεντρικού σώματος. Υψηλής πίεσης θραύσματα εμφανίζονται εντονότερα στη νοτιότερη ακτή του νησιού. Οι μέγιστες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας έχουν υπολογισθεί στους 400-500 ο C και >10 kbar από την αντίδραση σουρσασσιτικών και σπεσσαρντινικών παραγεννέσεων μέσα σε μαγγανιούχα στρώματα του Κεντρικού σώματος (Reinecke 1986). 2.3. Λιθολογίες Ο Παπανικολάου στη διδακτορική του διατριβή χωρίζει ευρύτερη περιοχή της Άνδρου στις παρακάτω λιθολογικές ενότητες (Εικ. 6) : 1) Μάρμαρα Μακροταντάλου 2) Σχιστόλιθοι Μακροταντάλου 3) Σχιστόλιθοι Αγίων Σαράντα 4) Σιπολίνες Αγίου Πέτρου 5) Σχιστόλιθοι Πετάλου 6) Μάρμαρα Μεσαριάς 7) Σχιστόλιθοι Γερακώνας 8) Μάρμαρα Παλαιοκάστρου 15

9) Εναλλαγές μαρμάρων-σχιστολίθων Ράχης 10) Σχιστόλιθοι Ράχης 11) Μάρμαρα Ράχη ΜΑΡΜΑΡΑ ΜΑΚΡΟΤΑΝΤΑΛΟΥ Ονομάζονται όλα τα μεταμορφωμένα ανθρακικά πετρώματα τα οποία συναντώνται μόνο στη Βόρεια Άνδρο και κυρίως στη περιοχή του Μακροταντάλου. Οι κυριότερες εμφανίσεις τους δημιουργούν δύο επιμήκης ζώνες ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης. Η πρώτη και κυριότερη αρχίζει από τη περιοχή του όρμου Πύργος και καταλήγει στη περιοχή του ακρωτηρίου Καμπανός. Η δεύτερη βρίσκεται στη περιοχή της χερσονήσου Χάρακας της οποίας διαγράφει και την κορυφογραμμή. Μέσα στα μάρμαρα του Μακροταντάλου έχουν βρεθεί απολιθώματα βάση των οποίων προσδιορίσθηκαν δύο διαφορετικοί στρωματογραφικοί ορίζοντες εκ των οποίων ο πρώτος είναι ηλικίας κατώτερου Περμίου και ο δεύτερος ανώτερου Περμίου. Και οι δύο ορίζοντες αποτελούνται από υφαλογόνα μάρμαρα, τεφρού εώς μελανού ή και λευκοκίτρινου χρώματος, χωρίς ίχνος στρώσης και διασχίζονται από ασβεστιτικά φλεβίδια όπου σχηματίζουν και πλέγμα. Η μετάβαση των ανώτερων απολιθωματοφόρων οριζόντων των μαρμάρων προς του περικλείοντες Σχιστόλιθους του Μακροταντάλου είναι κανονική και χαρακτηρίζεται βαθμιαία συνήθως από ορίζοντες μετάβασης συγκεκριμένα λεπτοταινιωδών μαρμάρων. Συγκεκριμένα η μετάβαση γίνεται με ένα ροδόχρουν έως λευκό λεπτοταινιώδες μάρμαρο πάχους 1-2 m. 16

Εικ. 6. Απλοποιημένος γεωλογικός χάρτης στον οποίο φαίνεται η επιφανειακή εξάπλωσης των σχηματισμών του κρυσταλλοσχιστώδους της Ανδρου (από Papanikolaou 1978) ΣΧΙΣΤΟΛΙΘΟΙ ΜΑΚΡΟΤΑΝΤΑΛΟΥ Αποτελούν στο σύνολο τους μια σειρά πάχους 200-600 m η οποία επίκειται τεκτονικά πάνω στους Σχιστόλιθους των Αγίων Σαράντα που αποτελούν τμήμα της Κεντρικής-Νότιας Άνδρου, μέσω μιας ζώνης υπερβασικών πετρωμάτων ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης. Διακρίνονται δύο μεγάλοι ορίζοντες ένας ανώτερος και ένας κατώτερος. Ο κατώτερος ορίζοντας αποτελείται κυρίως από μαρμαρυγιακούς, χαλαζιακούς σχιστόλιθους με αρκετές διαστρώσεις χαλαζιτών και λίγες εμφανίσεις χλωριτικών σχιστολίθων. Οι κατώτεροι ορίζοντες εμφανίζονται στη περιοχή μεταξύ τους οικισμού Φελλός και του οικισμού Ψωριαρέζα και αντιστοιχούν σε μοσχοβιτικούς γρανατικούς σχιστόλιθους. Οι ενδιάμεσοι σχιστόλιθοι μεταξύ των διαφόρων οριζόντων των Μαρμάρων του Μακροταντάλου είναι διαφόρων ποικιλιών με τους ασβεστιτικούς-μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους να είναι αυτοί που επικρατούν. Ο ανώτερος ορίζοντας αποτελείται κυρίως από δύο τύπους πετρωμάτων, χλωριτικούς, επιδοτιτικούς σχιστόλιθους και από μοσχοβιτικούς-ασβεστιτικούς σχιστόλιθους οι οποίοι εναλλάσσονται με λεπτά στρωματίδια τεφρού μαρμάρου πάχους λίγων mm εώς και 20 cm. 17

ΣΧΙΣΤΟΛΙΘΟΙ ΑΓΙΩΝ ΣΑΡΑΝΤΑ Αναπτύσσονται κατά μήκος της κορυφογραμμής του ομώνυμου όρους σε όλη τη βόρεια πλευρά μέχρι τα νότια υψώματα της περιοχής του Μακροταντάλου όπου διέρχεται και η τεκτονική ζώνη των υπερβασικών εκρηξιγενών πετρωμάτων. Μέσα στο σχηματισμό υπάρχουν ορισμένοι μικροί ορίζοντες από τους οποίους ο κυριότερος που ονομάζεται και ενδιάμεσα μάρμαρα Αγίων Σαράντα, είναι πάχους 3-15 m, χρώματος κυανότεφρου έως μελανού με πυριτιολιθικά στρωματίδια και με σαφώς εκφρασμένη στρώση με εναλλαγές λεπτών ταινιών διαφόρων αποχρώσεων. Ο σχηματισμός αποτελείται από μεγάλη ποικιλία σχιστόλιθων με επικράτηση των μοσχοβιτικών-ασβεστιτικών σχιστολίθων και χλωριτικών-επιδοτιτικών αμφιβολιτών. ΣΙΠΟΛΙΝΕΣ ΑΓΙΟΥ ΠΕΤΡΟΥ Το χαρακτηριστικό του σχηματισμού αυτού είναι η παρουσία αρκετών θέσεων σιπολινικού μαρμάρου σε μορφή πάγκων με κυμαινόμενο πάχος από λίγα cm μέχρι και 2 m, με εναλλαγές λεπτών σχιστολιθικών ενδιαστρώσεων. Μέσα στο σχηματισμό παρατηρούνται και περιοχές όπου το σχιστολιθικό υλικό εξαφανίζεται τελείως και μεταπίπτει σε μάρμαρα. Οι ενδιάμεσοι σχιστόλιθοι περιλαμβάνουν διάφορες ποικιλίες με επικράτηση των μοσχοβιτικών αιματιτικών σχιστόλιθων. ΣΧΙΣΤΟΛΙΘΟΙ ΠΕΤΑΛΟΥ Είναι ο μεγαλύτερος σχηματισμός του Κρυσταλλοσχιστώδους της Άνδρου όπου φθάνει τα 600 m. Σε πολλές θέσεις όπως νότια του Μπατσί παρατηρείται βαθμιαία μετάβαση από τεφρές σιπολίνες-ασβεστιτικούς σχιστόλιθους σε πράσινους επιδοτιτικούς-χλωριτικούς-αμφιβολιτικούς γνευσιοσχιστόλιθους πλούσιους σε ασβεστίτη. Μέσα στο σχηματισμό διακρίνονται διαστρώσεις μαρμάρων που ανήκουν σε δύο στρωματογραφικούς ορίζοντες τα ενδιάμεσα μάρμαρα Πετάλου και τα ενδιάμεσα μάρμαρα Άχλας. Τα μεν ενδιάμεσα μάρμαρα Πετάλου αποτελούνται από τεφρά μάρμαρα και μικρές ενδιαστρώσεις σχιστόλιθων σε αντίθεση με τα ενδιάμεσα μάρμαρα Άχλας που μοιάζουν με τα μάρμαρα Μεσαριάς, Παλαιοκάστρου και Ράχης. Πρόκειται δηλαδή για κυανότεφρο αδροκρυσταλλικό μάρμαρο. Από τους υπόλοιπους σχιστόλιθους διακρίνεται σε μεγάλη ανάπτυξη ορίζοντας τεφρού ασβεστιτικού σχιστόλιθου παρόμοιος με ορισμένους ορίζοντες σχιστοδών μαρμάρων τις Σιπολίνες του Αγίου Πέτρου. ΜΑΡΜΑΡΑ ΜΕΣΑΡΙΑΣ Αποτελούν το κατώτερο σχηματισμό του Κρυσταλλοσχιστώδους, και αποτελείται από δύο σχηματισμούς : Ενδιάμεσοι ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι, Μάρμαρα Μεσαριάς. 18

ΣΧΙΣΤΟΛΙΘΟΙ ΓΕΡΑΚΩΝΑΣ Στο συγκεκριμένο σχηματισμό δεν εμφανίζονται τα Ενδιάμεσα Μάρμαρα Πετάλου εκτός ενός μικρού ορίζοντα πάχους 1 m. Επίσης χαρακτηριστική είναι η εμφάνιση ασβεστιτικών σχιστόλιθων με γλαυκοφανή πάχους 40 m. ΜΑΡΜΑΡΑ ΠΑΛΑΙΟΚΑΣΤΡΟΥ Η εμφάνιση τους περιορίζεται σε τρεις μεμονωμένους όγκους στη οροπέδιο Γερακώνας. Εδώ εντοπίζεται η πλέον εντυπωσιακή βαθμιαία μετάβαση των σχιστόλιθων σε μάρμαρα σε 3 m με μετάβαση σχιστόλιθων σε ασβεστιτικούς σχιστόλιθους και στη συνέχεια σε σιπολίνες και τέλος σε μάρμαρα. ΕΝΑΛΛΑΓΕΣ ΜΑΡΜΑΡΩΝ ΣΧΙΣΤΟΛΙΘΩΝ ΡΑΧΗΣ Το συνολικό πάχος του σχηματισμού είναι μέχρι και 200 m και είναι εναλλαγές οριζόντων μαρμάρου ή σιπολινών και σχιστόλιθων. Οι σχιστολιθικοί ορίζοντες μέσα στους οποίους παρεμβάλλονται τα στρωματίδια μαρμάρου είναι μεγάλου συστασιακού εύρους με την έντονη διάκριση τριών οριζόντων : μοσχοβιτικού γλαυκοφανιτικού σχιστόλιθου, επιδοτοαμφιβολιτικού σχιστόλιθου και επιδοτο-χλωριτο-μοσχοβιτικού σχιστολίθου. ΣΧΙΣΤΟΛΙΘΟΙ ΡΑΧΗΣ Οι σχιστόλιθοι της Ράχης αποτελούνται από κυρίως από αμφιβολίτες, πάνω από τους οποίους εμφανίζονται μοσχοβιτικοί-γλαυκοφανιτικοί σχιστόλιθοι με ενδιάμεσα μπλοκ μαρμάρου ή σιπολίνες πάχους 1-6 m. Στη νότια πλευρά της Ράχης πάνω από τις Εναλλαγές και τους σχιστόλιθους της Ράχης εμφανίζονται σιπολίνες και ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι με γλαυκοφανή. Ιδιαίτερα στο νοτιοδυτικό τμήμα αυτής εντοπίζεται ευδιάκριτος ορίζοντας σιπολινών πάχους 100-150 m πάνω από τους οποίους ακολουθούν μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι με ένα ενδιάμεσο ορίζοντα μαρμάρου πάχους 5-10 m. Οι παραπάνω σχηματισμοί αντιστοιχούν στις Σιπολίνες του Αγίου Πέτρου και τους σχιστόλιθους των Αγίων Σαράντα. ΜΑΡΜΑΡΑ ΡΑΧΗΣ Συνίστανται από λεπτοταινιώδη, κυανότεφρα μέχρι λευκά μάρμαρα αλλά παρατηρούνται και ορίζοντες παχυστρωματώδους με ασαφή στρώση μαρμάρου, κιτρινόχροοι με κυψελώδη εμφάνιση. Προς τα πάνω εξελίσσεται με παρεμβολές σχιστολιθικών διαστρώσεων με τελικώς την μετάβαση προς τον σχηματισμό Εναλλαγών Μαρμάρων και Σχιστολίθων. Οι χαρακτηριστικοί ορίζοντες των Μαρμάρων Ράχης είναι αρχικά το παχυστρωματώδες τεφρό μάρμαρο με μαύρα 19

στίγματα και δευτερευόντως το κιτρινόχρουν σακχαρώδες εύθρυπτο μάρμαρο με σαφή στρώση σχιστολιθικών παρεμβολών. 2.4. Φάσεις παραμόρφωσης Η δομή του νησιού σχηματίσθηκε σε τέσσερεις παραμορφωτικές φάσεις. Η παλαιότερη συνμεταμορφική φάση παραμόρφωσης D 1 αναπαρίσταται με τα υπολείμματα από μια διαπεραστική μεταμορφική φολίωση (S 1 ) και εντοπίζεται σε υψηλής πίεσης χαμηλής θερμοκρασίας κυανοσχιστολιθικής φάσης πετρώματα σε ίχνη από κρυσταλλική γράμμωση ( L 1 ) και σε λίγες ισοκλινείς πτυχές που κλίνουν ΑΒΑ-ΔΝΔ και εμφανίζονται μόνο τοπικά ( Papanikolaou 1978). Η επιρροή από αυτές τις ισοκλινείς πτυχές στη σειρά της στρωματογραφικής ακολουθίας είναι άγνωστη. Σύμφωνα με τις παρατηρήσεις του Mukhin 1996 η S 1 μεταμορφική φολίωση είναι πάντα παράλληλη στην αρχική στρώση εκτός από κάποιες περιπτώσεις όπως της Σταυροπέδας που ανήκει στο ίδιο στρωματογραφικό επίπεδο. Οι Mehl et al_ 2007 αναφέρουν πως η υψηλής πίεσης S 1 φολίωση αρχικά παραμορφώνεται από τις F 2 πτυχές και τον S 2 σχισμό ρυτίδωσης. Με αύξηση της διατμητικής τάσης οι S 2 και L 2 γίνονται πιο έντονες και οι F 2 παράλληλα εξελίσσονται σε θηκόσχημες πτυχές. Αυτή η εξέλιξη είναι αντίστοιχη της ανάδρομης πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης. Η δεύτερη συνμεταμορφική φάση παραμόρφωσης ( D 2 ) αναπαρίσταται από σφικτές μέχρι ισοκλινείς πτυχές δείχνοντας μία αξονικού επιπέδου σχιστότητα και μια έντονη ΒΑ-ΝΔ (10 ο -30 ο ) διεύθυνσης κρυσταλλική γράμμωση ( L 2 ). Δύο κατακεκλιμένες ισοκλινείς πτυχές έχουν πλάτος περισσότερα από αρκετά χιλιόμετρα και επικρατούν στις μεγάλης κλίμακας δομές την Άνδρου. Επειδή και η κρυσταλλική γράμμωση και οι άξονες των πτυχών δείχνουν μια ΒΑ-ΝΔ διεύθυνση (Εικ. 7) είναι δύσκολος ο χρονικός προσδιορισμός της πτύχωσης και της διατμητικής παραμόρφωσης. Σύμφωνα με τους Mehl et al (2007) το δεύτερο παραμορφωτικό επεισόδιο ταυτίζεται με την πρασινοσχιστολιθική φάση μεταμόρφωσης με αποτέλεσμα να αποκαλείται και σαν πρασινοσχιστολιθική φάση παραμόρφωσης. Η τελευταία πραγματοποιήθηκε σε δύο στάδια. Το πρώτο αποτελείται από το σχηματισμό θηκόσχημων πτυχών με άξονες πάντα παράλληλα στη κρυσταλλική γράμμωση (Εικ. 7). Οι πτυχές αυτές δημιουργήθηκαν από την εξέλιξη της πτύχωσης της πρώτης (S 1 ) φολίωσης κάτω από έντονη πλαστικής φύσεως παραμόρφωση. Το δεύτερο στάδιο αποτελείται από τις boudinage της S 2 φολίωσης. Γενικά είναι συχνό φαινόμενο η εμφάνιση των boudinage στην Άνδρο. Καταλαμβάνει μεγάλη έκταση και εμφανίζεται σχεδόν σε όλες τις κλίμακες παρατήρησης. Το κύριο τμήμα εμφάνισης τους αποτελείται από boudins αρκετών μέτρων κυρίως σε μεταβασίτες και μεταπηλιτικά πετρώματα. Δημιουργήθηκαν κατά τη διάρκεια υπο-οριζόντιας συνμεταμορφικής τεκτονικής κίνησης, αλλά η διεύθυνση της μεταφοράς δεν είναι γνωστή. Ο Papanikolaou (1978) πρότεινε μια σύνθετη μεταφορά με διεύθυνση της πάνω κίνησης προς τα ΒΔ 20