ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΩΝ ΠΡΩΤΩΝ ΥΛΩΝ ΟΡΥΚΤΟΧΗΜΙΚΗ ΜΕΛΕΤΗ ΧΡΩΜΙΤΩΝ, ΕΓΚΛΕΙΣΜΑΤΩΝ ΠΛΑΤΙΝΟΕΙΔΩΝ ΚΑΙ ΑΛΛΩΝ ΜΕΤΑΛΛΙΚΩΝ ΦΑΣΕΩΝ ΚΑΘΩΣ ΚΑΙ ΤΩΝ ΠΡΩΤΟΛΙΘΩΝ- ΞΕΝΙΣΤΩΝ ΤΟΥΣ, ΕΙΣ ΤΟ ΟΦΙΟΛΙΘΙΚΟ ΚΑΛΥΜΜΑ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΤΗΝΟΥ. ΚΟΚΚΑΛΙΑΡΗ ΜΑΡΙΑ ΓΕΩΛΟΓΟΣ ΜΕΤΑΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ ΕΙΔΙΚΕΥΣΗΣ ΠΑΤΡΑ, 2015 1
Ορυκτοχημική μελέτη χρωμιτών, εγκλεισμάτων πλατινοειδών και άλλων μεταλλικών φάσεων καθώς και των πρωτολίθων-ξενιστών τους, εις το οφιολιθικό κάλυμμα της νήσου Τήνου. 2
ΜΕΛΗ ΤΗΣ ΤΡΙΜΕΛΟΥΣ ΕΞΕΤΑΣΤΙΚΗΣ ΕΠΙΤΡΟΠΗΣ: Καθ. Κ.Στ. ΣΕΥΜΟΥΡ (Επιβλέπων) Καθ. ΚΩΝ/ΝΟΣ ΧΑΤΖΗΠΑΝΑΓΙΩΤΟΥ Επ. Καθ. ΙΩΑΝΝΗΣ ΗΛΙΟΠΟΥΛΟΣ 3
Πίνακας περιεχομένων Ευχαριστίες... 7 ΠΕΡΙΛΗΨΗ... 8 ABSTRACT... 10 Κεφάλαιο 1: Εισαγωγή... 12 1.1 Παράθεση του προβλήματος... 12 1.2 Μέθοδοι μελέτης... 13 1.2.1 Εργαστηριακή προετοιμασία... 13 1.2.2 Πετρογραφική μέθοδος... 13 1.2.3 Πετροχημικές μέθοδοι... 13 1.2.4 Ορυκτοχημικές μέθοδοι... 14 1.2.5 Επεξεργασία δεδομένων... 15 1.3 Τομή ενός οφιολιθικού συμπλέγματος... 16 1.4 Κατανομή των ελληνικών οφιολίθων... 19 1.5 Σχετικά με τα κοιτάσματα χρωμίτη... 25 1.5.1 Γενικά για τους σπινέλιους... 25 1.5.2 Κοιτασματογένεση του χρωμίτη... 27 1.5.3 Σχηματισμός των χρωμιτιτών... 28 1.5.4 Ιστολογία και τύποι χρωμιτικών κοιτασμάτων... 31 1.5.5 Οι αλπικοί χρωμιτίτες... 33 1.5.6 Ιδιότητες - χρήσεις του χρωμίτη... 34 1.6 Περί πλατινοειδών... 37 1.6.1 Έρευνα των στοιχείων της ομάδας των PGEs... 37 1.6.2 Γεωχημική συμπεριφορά των PGE s... 41 1.6.3 Μαγματική κρυστάλλωση των PGE s... 42 1.6.4 Τύποι κοιτασμάτων των PGE s... 44 1.6.5 Ιδιότητες και χρήσεις των PGE s... 46 1.7 Οι ελληνικοί χρωμιτίτες... 51 1.8 Περιεχόμενο σε πλατινοειδή των ελληνικών χρωμιτιτών... 53 Κεφάλαιο 2: Γεωλογία... 55 2.1 Γεωλογία της Αττικοκυκλαδικής Ζώνης... 55 2.2 Σύνοψη της γεωλογίας της Νήσου Τήνου:... 59 2.3 Στρωματογραφική διάρθρωση του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά, της νήσου Τήνου... 63 Κεφάλαιο 3: Πετρογραφία Ορυκτοχημεία - Γεωχημεία πετρωμάτων... 68 3.1 Πετρογραφία των πετρωμάτων... 68 4
3.1.1 Μετά υπερβασίτες:... 68 3.1.1.1 Μετά - δουνίτες... 68 3.1.1.2 Μετα - περιδοτίτες... 72 3.1.1.3 Σερπεντινίτες... 76 3.1.1.4 Μετα-πυροξενίτες:... 78 3.1.2 Μετά βασικά πετρώματα... 80 3.1.2.1 Μετα - γαββρικά πετρώματα:... 80 3.2 Ορυκτοχημεία πετρωμάτων... 83 3.2.1 Πυρόξενοι:... 84 3.2.2 Αμφίβολοι... 95 3.2.3 Χλωρίτης... 98 3.2.4 Πλαγιόκλαστα... 101 3.2.5 Επίδοτο... 107 3.3 Γεωχημεία πετρωμάτων... 112 3.4 Συμπεράσματα... 114 3.4.1 Πετρογραφική μελέτη... 114 3.4.2 Ορυκτοχημική μελέτη... 116 Κεφάλαιο 4: Μεταλλικά Ορυκτά... 118 4.1 Χρωμίτες... 118 4.1.1 Ιστός μεταλλοφορίας και τεκτονική επίδραση... 118 4.1.2 Εμφανίσεις κοιτασμάτων χρωμίτη... 118 4.1.3 Πετρογραφία και Ιστολογία των χρωμιτών... 121 4.1.4 Ορυκτοχημεία των χρωμιτών:... 125 4.1.5 Συμπεράσματα... 143 4.1.5.1 Πετρογραφική μελέτη... 143 4.1.5.2 Ορυκτοχημική μελέτη... 144 4.2 Φάσεις Πλατινοειδών:... 146 4.2.1: Πετρογραφία και Ιστολογία των πλατινοειδών:... 147 4.2.2 Ορυκτοχημεία και ταξινόμηση των PGE φάσεων... 150 4.2.2.1 Φάσεις κραμάτων... 151 4.2.2.2 Φάσεις αρσενιδίων και σουλφιδίων-θειοαρσενιδίων PGEs... 155 4.2.3 Συμπεράσματα... 161 4.2.3.1 Πετρογραφική μελέτη... 161 4.2.3.2 Ορυκτοχημική μελέτη... 162 4.3 Σουλφίδια και άλλες μεταλλικές φάσεις... 163 5
4.3.1 Πετρολογία και ιστολογία σουλφιδίων, μεταλλικών κραμάτων και αντιμονιδίων... 163 4.3.1.1 Πετρολογία και ιστολογία σουλφιδίων... 163 4.3.1.2 Πετρολογία και ιστολογία λοιπών μεταλλικών φάσεων... 165 4.3.2 Ορυκτοχημεία σουλφιδίων και άλλων μεταλλικών φάσεων... 167 Κεφάλαιο 5: Γεωθερμοβαρομετρία... 178 5.1 Γεωθερμόμετρο Ολιβίνη Χρωμίτη... 178 5.2 Γεωβαρόμετρο Ορθοπυροξένων - Χρωμίτη... 179 5.3 Προσδιορισμός της fo 2... 180 5.4 Συμπεράσματα... 184 Κεφάλαιο 6: Τεκτονικό περιβάλλον πρωτογενούς απόθεσης από την ορυκτοχημεία των χρωμιτών.. 185 Κεφάλαιο 7: Συζήτηση και Συμπεράσματα... 189 7.1 Συζήτηση... 189 7.2 Συμπεράσματα... 191 Προτάσεις για περαιτέρω έρευνα... 193 Πίνακας Εικόνων... 195 Πίνακας Πινάκων... 202 Βιβλιογραφία... 205 6
Η παρούσα διπλωματική εργασία ειδίκευσης με τίτλο «Ορυκτοχημική μελέτη χρωμιτών, εγκλεισμάτων πλατινοειδών και άλλων μεταλλικών φάσεων καθώς και των πρωτολίθων ξενιστών τους, εις το οφιολιθικό κάλυμμα της νήσου Τήνου», εκπονήθηκε στα πλαίσια του Μεταπτυχιακού Προγράμματος Σπουδών του Τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών, στον κλάδο «Ορυκτές Πρώτες Ύλες και Περιβάλλον». Την τριμελή Εξεταστική Επιτροπή μου αποτέλεσαν η Καθηγήτρια Κ. ΣΤ. Σέυμουρ (Επιβλέπουσα καθηγήτρια), ο Καθηγτής Κ. Χατζηπαναγιώτου και ο Επίκουρος Καθηγητής Ι. Ηλιόπουλος. Θα ηθελα να εκφράσω την αμέριστη ευγνωμοσύνη μου στους σημαντικούς ανθρώπους που με βοήθησαν να ολοκληρώσω το πρώτο επιστημονικό μου εγχείρημα, χαρίζοντάς μου τις πολύτιμες γνώσεις τους και την απεριόριστη συμπαράστασή τους. Αρχικά θα ήθελα να εκφράσω τις θερμές μου ευχαριστίες στην καθηγήτριά μου Dr. Κάρεν Στ. Σέυμουρ, η οποία μέσω της παρότρυνσης και καθοδήγησής της στην εκπόνηση της εργασίας, ουσιαστικά αποτέλεσε κατευθυντήριο δύναμη στην επιτυχή ολοκλήρωσή της. Χωρίς τις απεριόριστες συμβουλές της αλλά και τις αντικειμενικές και αυστηρές της παρατηρήσεις, η υλοποίηση της εργασίας μου θα ήταν αδύνατη. Η διεύρυνση των επιστημονικών μου οριζόντων οφείλεται στην ακατάπαυστη προσοχή που μου έδειξε και την απεριόριστη αγάπη της για έρευνα. Θα ήταν άδικο από μέρος μου να μην εκφάσω τις ευχαριστίες μου στον Dr. Στ. Τόμπρο τόσο για τις χρήσιμες υποδείξεις του όσο και για την πολύτιμη βοήθειά του, χωρίς την οποία θα ήταν δύσκολο να ολοκληρωθεί αυτή η πτυχιακή. Επιπλέον θα ήθελα να ευχαριστήσω την Dr. Ε. Κουτσοπούλου, που μέσω της βοήθειάς της κατά τη διάρκεια της χρήσης του Ηλεκτρονικού Μικροσκοπίου Σάρωσης (SEM), είχα την ευκαιρία να ανταλλάξω μαζί της επιστημονικές απόψεις. Τέλος, θα ήθελα να ευχαριστήσω την οικογένειά μου αλλά και όλους τους ανθρώπους από τους οποίους εξέλαβα σημαντική ηθική υποστήριξη για την περάτωση της διπλωματικής μου. Η καθοδήγησή τους και η ανεξάντλητη συμπαράστασή τους καθ όλη την διάρκεια των σπουδών μου αποτέλεσε πηγή ενθάρρυνσης για την ολοκλήρωσή τους και την επίτευξη των στόχων μου. Κοκκαλιάρη Μαρία Πάτρα, 2015 7
Η νήσος της Τήνου αποτελεί τμήμα της Κυκλαδικής Κυανοσχιστολιθικής Ζώνης (Cycladic Blueschist Belt CBU), μια επωθητική ενότητα μεταμορφωμένων πετρωμάτων που αποτελείται από μετα-ηφαιστίτες και μετα-ιζηματογενή πετρώματα. Τα πετρώματα αυτά μεταμορφώθηκαν σε συνθήκες κυανοσχιστολιθικής φάσης ( 53-40 Ma) και υπέστησαν ανάδρομη μεταμόρφωση σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης ( 25-12 Ma). Η ενότητα CBU υπέρκειται τεκτονικά της Ενότητας Βάσεως (Basal Unit) που αποτελείται από νηριτικούς ασβεστόλιθους και υπόκειται τεκτονικά ενός οφιολιθικού τεμάχους με γνωστή μεταλλοφορία χρωμίτη (ΜΕΛΙΔΩΝΗΣ, 1980). Ένας πλουτωνίτης με σύσταση γρανοδιορίτη έχει διεισδύσει στους παραπάνω λιθότυπους ( 18 Ma), ενώ στην περιφέρεια του πλουτωνίτη υπάρχει διείσδυση λευκογρανίτη ( 14 Ma). Ο πλουτωνίτης εμφανίζεται πλησίον των υπερβασικών πετρωμάτων στο βορειοανατολικό τμήμα της Τήνου. Στο παρελθόν έχει γίνει προσπάθεια ώστε να ερευνηθεί αν είναι εκμεταλλεύσιμα τα κοιτάσματα του οφιολιθικού χρωμίτη σε δύο περιοχές της Τήνου: στις Βερναρδάδες και το Χαλκοβούνι. Τα πετρώματα - ξενιστές της μεταλλοφορίας του χρωμίτη είναι οι μετα-δουνίτες, μετα-περιδοτίτες και ελάχιστοι μετα-πυροξενίτες. Παρόντες είναι και ορισμένοι μετα-γάββροι. Τα ορυκτοχημικά δεδομένα των χρωμιτιτών της Τήνου υποδεικνύουν ότι οι χρωμίτες ήταν σε ισορροπία με μπονινιτικής σύστασης εκχυμωμένους περιδοτίτες που προέρχονται από ζώνη καταβύθισης Supra-Subduction (SSZ) (απεμπλουτισμένη μανδυακή σφήνα). Στο τριγωνικό διάγραμμα ταξινόμησης των τρισθενών ιόντων (Cr-Fe 3+ -Al) του STEVENS (1994) φαίνεται πως η σύσταση των χρωμιτών της Τήνου εμπίπτει κυρίως στο πεδίο του Alχρωμίτη και μόνο ορισμένα δείγματα από την περιοχή Βερναρδάδες έχουν σύσταση Fe-χρωμίτη. Οι Fe-χρωμίτες μπορεί να αντιπροσωπεύουν επαναϊσορροπημένα περιθώρια των κρυστάλλων χρωμίτη. Στο δυαδικό διάγραμμα ταξινόμησης των σπινελίων (πεδία για σπινέλιο ερκυνίτη Mgχρωμίτη χρωμίτη) τα δείγματα της Τήνου προβάλλονται στα πεδία του Mg-χρωμίτη και του χρωμίτη με την στενή έννοια του όρου. Στο διάγραμμα Cr# vs Mg# οι χρωμίτες της Τήνου φαίνεται να διακρίνονται σε δύο ξεχωριστές ομάδες με χαρακτηριστικά διαφοροποίησης. Η ομάδα 8
από την περιοχή Βερναρδάδες παρουσιάζει ένα μεγαλύτερο εύρος διαφοροποίησης ενώ τα δείγματα από την περιοχή Χαλκοβούνι φαίνεται να είναι πιο εξελιγμένα. Συγκριτικά, οι χρωμίτες από την περιοχή Χαλκοβούνι έχουν χαμηλότερη περιεκτικότητα σε Cr και Mg και υψηλότερη σε Fe από αυτούς της περιοχής Βερνερδάδες. Στο διάγραμμα Cr# vs Mg# με πετροτεκτνικά πεδία προσδιοριζόμενα από έναν αριθμό ερευνητών, οι χρωμίτες της Τήνου προβάλλονται σε πεδία σε ισορροπία με μάγμαα μπονινιτικής σύστασης και εκχυμωμένους μανδυακούς περιδοτίτες, δηλαδή σε ένα πετροτεκτονικό περιβάλον SSZ έμπροσθεν του τόξου. Στο πετροτεκτονικό διάγραμμα Al 2 O 3 vs Cr 2 O 3 και οι δύο ομάδες των χρωμιτών της Τήνου προβάλλονται στην άκρη του πεδίου «μανδυακοί χρωμίτες». Στο διάγραμμα Cr/(Cr+Al) vs TiO 2 του ARAY (1992) οι χρωμίτες κυρίως από την περιοχή Βερναρδάδες προβάλλονται στο πεδίο των μπονινιτών. Στο διάγραμμα TiO 2 vs Al 2 O 3, εμπίπτουν στο πεδίο των Supra-Subduction περιδοτιτών (SSZ) και μερικά μόνο δείγματα εμπίπτουν στο πεδίο των χρωμιτών στους βασάλτες όπισθεν του τόξου (ΒΑΒΒ), ωστόσο τα περισσότερα δείγματα από τους χρωμίτες της Τήνου εμπίπτουν στο πεδίο των χρωμιτών σε ισορροπία με μπονινιτικά μάγματα. Στα δείγματα χρωμιτών ανιχνεύθηκαν επίσης μεταλλικές φάσεις οι οποίες χωρίζονται σε τρεις κατηγορίες: αυτή των κραμάτων, αρσενιδίων-θειαρσενιδίων και σουλφιδίων PGE, την δεύτερη κατηγορία κραμάτων και σουλφιδίων των βασικών μετάλλων (όπως Fe, Ni, Cu) και την τρίτη κατηγορία των μεταλλικών φάσεων των ασύμβατων στοιχείων όπως Pb, Sb, Mo, Sn και Zn. 9
Tinos Island is part of Cycladic Blueschist Belt (CBU), a thrust sheet of the metamorphosed sequence of meta-volcanic and associated meta-sedimentary rocks. These rocks have been metamorphosed in the blueschist facies ( 53-40 Ma) and retrograded to greenschist facies ( 25-12 Ma). The CBU is underlain tectonically by the Basal Unit of neritic limestones and overthrusted by an ophiolitic slice with known chromite mineralization (MELIDONIS, 1980). The whole sequence is cut by a 18 Ma granodiorite pluton and a peripheral to it leucogranite intruded 14 Ma. The pluton outcrops near the ultramafic rocks at the northern part of Tinos. An effort has been made in the past to exploit the Tinos ophiolitic chromitite in two sides: that of Vernardades and a second locality at Chalcovouni. Meta-dounites, meta-peridotites and minor meta-pyroxenites represent the host rocks to the chromite mineralization. Minor metagabbros are also present. The mineral chemistry on the Tinos chromite indicates that chromites were in equilibrium with boninite melts derived from Supra-Subduction Zone (SSZ) (depleted mantle wedge). The chromites in Tinos have compositions which in the triangular classification diagram of STEVENS (1994) of trivalent ions (Cr-Fe 3+ -Al) plot mostly in the field of Al-chromite and only a few samples from locality Vernardades plot in the field of Fe-chromite. These may represent reequilibrated margins of chromite grains. In the binary classification diagram for spinels (fields for spinel - hercynite Mg-chromite chromite) the Tinos samples extend in the fields of Mgchromite and chromite sensu strictu. In the Cr# vs Mg# diagram the Tinos chromites show two distinct groups and differentiation trends. The group from locality Vernardades displays a larger extent of differentiation whilst the samples from locality Chalcovouni appear to be a more differentiated group. Comparatively, the chromites from side Chalcovouni display lower Cr, Mg and higher Fe contents than these from side Vernardades. In Cr# vs Mg# diagram, with petrotectonic fields difined by various workers, the Tinos chromites plot in the field in equilibrium with boninite melts and depleted mantle peridotites, which 10
represent Supra-Subdaction Zone (SSZ) environment, in a fore-arc. In Al 2 O 3 vs Cr 2 O 3 petrotectonic diagram both groups of Tinos chromites plot in the extremity of mantle chromites. In Cr/(Cr+Al) vs TiO 2 diagram of ARAY (1992) the chromites mainly from locality Vernardades plot in the field of boninites. In TiO 2 vs Al 2 O 3 diagram, the chromites plot in the field of Supra-Subduction Zone (SSZ) peridotites and partly overlap the field of chromites in Back-Arc basalts (BABB), however the same samples plot in the field of chromite of boninites. Metallic constituents were also detected in chromite samples which are devided in three categories: that of PGE alloys arsenides-sulfoarsenides and sulfides, the second category of base metal (Fe, Ni, Cu) alloys and sulfides and the third category of incompatible elements such as Pb, Sb, Mo, Sn and Zn metal phases. 11
1.1 Παράθεση του προβλήματος Το αντικείμενο της παρούσης εργασίας είναι διττό: 1. Να διερευνήσει την ορυκτοχημεία των χρωμιτών της Ανώτερης Ενότητας των αλλόχθονων οφιολίθων της νήσου Τήνου. Προσδιορίζονας την λιθολογική τατυτότητα-πετροχημεία των πετρωμάτων-ξενιστών σε συνδυασμό με δεδομένα ορυκτοχημείας των χρωμιτών να καθορίσει το περιβάλλον γένεσής τους. 2. Να προσδιορίσει τις μεταλλικές φάσεις που συνυπάρχουν στον χρωμίτη και κυρίως τα κράματα και τα ορυκτά των πλατινοειδών (PGE s) και βασικών μετάλλων, είτε αυτά είναι πρωτογενή, είτε δευτερογενή δηλαδή υδροθερμικά. Οι μέθοδοι που θα χρησιμοποιηθούν είναι οι εξής: a. Μελέτη με οπτικές μεθόδους σε ερευνητικό μικροσκόπιο διερχομένου και ανακλώμενου φωτός για προκαταρκτικούς πετρογραφικούς προσδιορισμούς και κυρίως για ιστολογικές μελέτες των ορυκτών. b. Ορυκτοχημικοί ποσοτικοί προσδιορισμοί και απεικονίσεις των ορυκτών με ηλεκτρονικό μικροαναλυτή (electron microprobe) και ηλεκτρονικο μικροσκοπίο οπίσθιας σκέδασης ηλεκτρονίων (scanning electron microscope). c. Πετρογραφικοί προσδιορισμοί και πετροχημικές αναλύσεις των πετρωμάτων-ξενιστών (μέθοδος ICP-MS). 12
1.2 Μέθοδοι μελέτης 1.2.1 Εργαστηριακή προετοιμασία Για την ανάγκη της εργασίας αυτής μελετήθηκαν χαρακτήρες, οι οποίοι προσδιορίζουν τον τύπο του συμπλέγματος (τεκτονικό περιβάλλον, πετρώματα ξενιστές, χημισμός). Κατά το στάδιο της πετρογραφικής και ορυκτοχημικής μελέτης παρασκευάστηκαν λεπτές και μεταλλογραφικές τομές στο Εργαστήριο Έρευνας Ορυκτών και Πετρωμάτων, του Τομέα Ορυκτών Πρώτων Υλών, του Τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών. Για την παρασκευή των λεπτών και μεταλλογραφικών τομών χρησιμοποιήθηκαν αδαμαντοτροχοί Diamant Board DV-20 και LM-2, μικροτόμος Discoplan και λειαντικό μηχάνημα Logitech LP-30 με περιφερειακή αντλία κενού Edwards. Στο λειαντικό μηχάνημα χρησιμοποιήθηκε καρβίδιο του πυριτίου ως λειαντικό μέσο, με μέγεθος κόκκων 600. Για τη συγκόλληση των παρασκευασμάτων στα γυάλινα πλακίδια χρησιμοποιήθηκε εποξική ρητίνη Logitec Epoxy-Pack 301 και για την επικάλυψη των καλυπτρίδων χρησιμοποιήθηκε ξυλόλη Entellan. 1.2.2 Πετρογραφική μέθοδος Η πετρογραφική μελέτη αφορούσε κυρίως τα υπερβασικά (μετα δουνίτες, μετα περοδιτίτες, πυροξενίτες, σερπεντινίτες) και βασικά (γαββρικά) πετρώματα, του οφιολιθικού συμπλέγματος της νήσου (Ανώτερη Σειρά), αφού τα κοιτάσματα χρωμίτη φιλοξενούνται κατά κανόνα στους υπερβασικούς τεκτονίτες. Η ονοματολογία των λιθότυπων βασίστηκε στον ποιοτικό και ποσοστιαίο προσδιορισμό των ορυκτών που συμμετέχουν στα δείγματα. Επίσης μελετήθηκαν δείγματα από τους χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος στις περιοχές Χαλκοβούνι και Βερναρδάδες, ώστε να ανιχνευθεί η ύπαρξη σουλφιδίων και PGE φάσεων. Η πετρογραφική μελέτη των λεπτών και μεταλλαγραφικών τομών έγινε σε πολωτικό μικροσκόπιο Leitz SM-LUX POL, ενώ οι φωτογραφίες που χρησιμοποιήθηκαν, ελήφθησαν από σύστημα image analysis με μικροσκόπιο PRIOR (model MP3502K) και ενσωματωμένη έγχρωμη video-camera JVC TK- C1381EG. 1.2.3 Πετροχημικές μέθοδοι Σε 4 δείγματα των υπερβασικών πετρωμάτων του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά, πραγματοποιήθηκαν αναλύσεις κύριων στοιχείων με στόχο τον προσδιορισμό του 13
χημισμού των πετρωμάτων, με την χρήση φασματογράφου μάζας σε συζευγμένο πλάσμα Ar (ICP- MS), στο εργαστήριο ACTLABS, στο Άνκαστερ, στο Οντάριο στο Καναδά. Με την χρήση αυτής της μεθόδου, προσδιορίστηκε το περιεχόμενο αυτών των πετρωμάτων σε κύρια οξείδια. Το όριο ανιχνευσιμότητας των κύριων οξειδίων είναι 0.01% wt Για τον πετρολογικό προσδιορισμό των πετρωμάτων του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά, χρησιμοποιήθηκε το διάγραμμα ταξινόμησης των υπερβασικών πετρωμάτων του STRECKEISSEN (1975). 1.2.4 Ορυκτοχημικές μέθοδοι Μέσω της ηλεκτρονικής μικροσκοπίας εξετάσθηκαν ορισμένα αντιπροσωπευτικά δείγματα χρωμιτιτών αλλά και πετρωμάτων-ξενιστών για την διεξαγωγή ορυκτοχημικών συμπερασμάτων και τον προσδιορισμό ορυκτών που είχαν μικρό κοκκομετρικό μέγεθος. Οι εικόνες στην οθόνη του υπολογιστή (back-scattered image) είναι αποτέλεσμα της ανασύνθεσης δέσμης των ηλεκτρονίων, η οποία σαρώνει παλινδρομικά την επιφάνεια του υλικού. Η αρχή λειτουργίας της ηλεκτρονικής μικροσκοπίας σάρωσης βασίζεται στην αλληλεπίδραση της δέσμης των ηλεκτρονίων με το υλικό, δηλαδή το δείγμα, και το αποτέλεσμα αυτής της αλληλεπίδρασης που είναι η οπίσθια σκέδαση των ηλεκτρονίων. Μέσω της διαφοράς της μέσης τιμής του ατομικού αριθμού των ανιχνεύσιμων στοιχείων καθίσταται δυνατό ο ανιχνευτής να μπορεί να διακρίνει διαφορετικά στοιχεία όταν η ελάχιστη διαφορά του ατομικού τους αριθμού είναι 0.1, ενώ η φωτεινότητα της εικόνας αυξάνει ανάλογα με το ύψος του ατομικού αριθμού. Η προετοιμασία των δειγμάτων περιλαμβάνει την στίλβωση και στη συνέχεια την επικάλυψη αυτών με άνθρακα ώστε να επιτευχθεί η μέγιστη δυνατή αγωγιμότητα. Σε δείγματα των μεταλλογραφικών τομών πραγματοποιήθηκαν αναλύσεις μεταλλικών ορυκτών, σουλφιδίων και PGE φάσεων, στο Ηλεκτρονικό Μικροσκόπιο Σάρωσης με οπισθοσκεδαζόμενη εικόνα (back-scattered image) τύπου JOEL-6300 (SEM Scanning Electron Microscope), στο Εργαστήριο Ηλεκτρονικής Μικροσκοπίας και Μικροανάλυσης, της Σχολής Θετικών Επιστημών, στο Πανεπιστήμιο Πατρών, εφοδιασμένο με φασματόμετρα τύπου EDS και WDS. Οι συνθήκες λειτουργίας που χρησιμοποιήθηκαν: τάση επιτάχυνσης 15 kv, ένταση ρεύματος 3,3 na, διάμετρος δέσμης ηλεκτρονίων 4 μm και χρόνος μέτρησης 60 sec. Ως πρότυπα χρησιμοποιήθηκαν συνθετικά οξείδια και ορυκτά. Το αναλυτικό σφάλμα ανέρχεται στα ±5%, ενώ το όριο ανιχνευσιμότητας είναι στα 0,1%. 14
Επιπλέον, για τις ορυκτοχημικές αναλύσεις των πυριτικών και μεταλλικών ορυκτών χρησιμοποιήθηκε ο ηλεκτρονικός μικροαναλυτής τύπου JXA JEOL-8900 Superprobe σε επανθρακωμένες λεπτές-στιλπνές και μεταλλογραφικές τομές, που είναι εξοπλισμένος με ιδιότητες διάχυσης μήκους κύματος (WDS) και ενέργειας (EDS), ελεγχόμενος από σύστημα LINKS και δυνατότητες οπίσθιας σκέδασης (back-scattered), στο κέντρο Ηλεκτρονικής Μικροανάλυσης του τμήματος Earth and Planetary Science, του Πανεπιστημίου McGill, στην πόλη Μόντρεαλ του Καναδά. Οι συνθήκες λειτουργίας σε αυτά τα δείγματα είχαν δυναμικό επιτάχυνσης των 15 kv, ρεύμα δέσμης 20 na, διάμετρος δέσμης ηλεκτρονίων 5 μm και χρόνος μέτρησης ανά 20 s, ενώ το σύστημα αλγορίθμων διόρθωσης για τα σφάλματα μήτρας (matrix corrections) ήταν ZAF. Οι διορθώσεις ZAF πραγματοποιήθηκαν με το ιδιόκτητο λογισμικό JEΟL. Για την βαθμονόμηση του συστήματος κατά την ανάλυση των πυριτικών ορυκτών χρησιμοποιήθηκαν ως πρότυπα τα ορυκτά πυρόξενοι, πλαγιόκλαστο, επίδοτο, χλωρίτης, τιτανίτης και βιοτιτης-μοσχοβίτης. Οι συνθήκες λειτουργίας που χρησιμοποιήθηκαν για τη ανάλυση των σουλφιδίων ήταν: δυναμικό επιτάχυνσης 20 kv, ρεύμα δέσμης 30 na και διάμετρος δέσμης ηλεκτρονίων 5 μm. Ο χρόνος μέτρησης που χρησιμοποιήθηκε ήταν 20s σε όλα τα στοιχεία με εξαίρεση τα Ag (100s) και As (50s). Τα πρότυπα που χρησιμοποιήθηκαν για την βαθμονόμηση του συστήματος κατά την ανάλυση των σουλφιδίων ήταν ο φυσικός χαλκοπυρίτης, ο βορνίτης, ο τετραεδρίτης, ο τενναντίτης, ο σιδηροπυρίτης, ο σφαλερίτης, ο γαληνίτης, οι ενώσεις CoNiAs, SnO 2, MnTi, ο στοιχειακός άργυρος, το αντιμόνιο, ο χρυσός, το ταντάλιο και το κάδμιο. Τα φάσματα X-Ray πραγματοποιήθηκαν με μετρήσεις Lα (Ag, Sb, Te, Cu, Se, Ta, Cd), Kα (Fe, Mn, S) και Μα (Αu). Επιπλέον, στον ηλεκτρονικό μικροαναλυτή τύπου JXA JEΟL-8900 Superprobe, πραγματοποιήθηκαν αναλύσεις για την ανίχνευση ορυκτών μετάλλων της ομάδας των PGE. Οι συνθήκες λειτουργίας που χρησιμοποιήθηκαν ήταν τάση επιτάχυνσης 20 kv, ένταση ρεύματος 30 na, διάμετρος δέσμης 2-3 μm και χρόνος μέτρησης 20 s. Τα φάσματα X-Ray πραγματοποιήθηκαν με μετρήσεις Κα (S, As, Fe, Ni, Co, Cu), Lα (Ru, Ir, Rh, Pt, Ag), Lβ (Pd) και Mα (Os, Au). Το λογισμικό σύστημα επεξεργασίας ήταν PRZ. 1.2.5 Επεξεργασία δεδομένων Η επεξεργασία των δεδομένων καθώς επίσης και η κατασκευή των διαγραμμάτων και πινάκων έγινε με την χρήση του λογισμικού MINPET 2.0 καθώς επίσης και του λογισμικού Microsoft Excell. Για την χρήση ορισμένων τριγωνικών διαγραμμάτων χρησιμοποιήθηκε το πρόγραμμα TrQuick. Για τον σχεδιασμό των γεωλογικών χαρτών αλλά και των υπόλοιπων 15
γραφικών απεικονίσεων χρησιμοποιήθηκε το COREL DRAW. σχεδιαστικό πρόγραμμα γραφικής σχεδίασης 1.3 Τομή ενός οφιολιθικού συμπλέγματος Ο όρος οφιόλιθος αναφέρεται σε τμήματα υπολειμματικού ωκεάνιου φλοιού με προέλευση από τον ανώτερο μανδύα, τα οποία είναι τοποθετημένα πάνω στον ηπειρωτικό φλοιό. Κατά τη διαδικασία δημιουργίας νέας ωκεάνιας λιθόσφαιρας, στις μεσωκεάνιες ράχεις οι οποίες είναι περιοχές απόκλισης λιθοσφαιρικών πλακών, ο ωκεάνιος φλοιός μεταφέρεται στις εκατέρωθεν αποκλίνουσες ηπειρωτικές πλάκες. Το υλικό αυτό τήκεται, σε περιοχές των ζωνών καταβύθισης, σε θέσεις που βρίσκονται μπροστά από τα νησιωτικά τόξα ή τα ηπειρωτικά περιθώρια. Μέσω της παραπάνω διαδικασίας, τμήματα του ωκεάνιου φλοιού αποκολλούνται και επωθούνται επάνω στην ηπειρωτική λιθόσφαιρα (COLEMAN, 1977). Η μελέτη των οφιολιθικών καλυμμάτων και του τρόπου γένεσής τους μπορεί να δώσει σημαντικές πληροφορίες σχετικά με την ερμηνεία των γεωτεκτονικων εξελίξεων, καθώς και των ορογενετικών διεργασιών μιας περιοχής. Ένας άλλος λόγος για την μελέτη των οφιολιθικών συμπλεγμάτων, είναι η ύπαρξη σε αυτούς οικονομικά εκμεταλλεύσιμων κοιτασμάτων όπως κοιτάσματα χρωμιτών, αμιάντου, δομικών υλικών, σουλφιδίων κλπ. Η παρουσία οικονομικά αξιόλογων κοιτασμάτων προσδίδει ιδιαίτερο ενδιαφέρον για την εκτενέστερη μελέτη των οφιλιθικών συμπλεγμάτων. Σε μια τυπική τεκτονολιθοστρωματογραφική τομή ενός οφιολιθικού συμπλέγματος, εμφανίζονται οι εξής ενότητες, από την βάση προς την οροφή (εικόνα 1.1): Υπερβασικά πετρώματα τα οποία αποτελούνται από χαρτσβουργίτες, λερζόλιθους και δουνίτες, συνήθως με μεταμορφική, τεκτονική υφή (μεταμορφικοί τεκτονίτες). Η ενότητα αυτή συχνά συνοδεύεται από κοιτάσματα θυλακοειδούς χρωμίτη (podiform). Λιγότερο τεκτονισμένα γαββρικά πετρώματα με σωρειτικά χαρακτηριστικά. Συμπαγή γαββρικά πετρώματα με σπάνιες εμφανίσεις πλαγιογρανιτών. Σύμπλεγμα διεισδύσεων διαβασικών φλεβών. Βασαλτικές λάβες με μαξιλαροειδείς δομές (pillow lavas). Εναλλαγές λαβών με πελαγικά ιζήματα. Ιζηματογενείς βαθυπελαγικοί σχηματισμοί και σε μικρότερη συχνότητα, νηριτικοί σχηματισμοί. 16
Η τεκτονολιθοστρωματογραφική ακολουθία ενός οφιολιθικού συμπλέγματος συμπληρώνεται με την τοποθέτηση οφιολιθικών mélange καθώς και μεταμορφωμένων πετρωμάτων, υψηλής θερμοκρασίας (μεταμορφική σόλα), στη βάση του συμπλέγματος (MOORES, 1982). Οι σχηματισμοί αυτοί συνιστούν την βάση των οφιολιθικών συμπλεγμάτων και παρέχουν σημαντικές πληροφορίες ως προς την γένεση και μεταφορά των οφιολιθικών τεμαχών. Εικόνα 1.1: Σχηματική απεικόνιση ενός τυπικού οφιολιθικού συμπλέγματος Ο σχηματισμός των οφιολιθικών συμπλεγμάτων οφείλεται σε διεργασίες μερικής τήξης και μαγματισμού που λαμβάνουν χώρα στο εσωτερικό του μανδύα. Με την πτώση της πίεσης και της 17
θερμοκρασίας, αποτίθενται κατά σειρά κρυστάλλωσης τα ορυκτά: ολιβίνης, χρωμίτης, πυρόξενοι και πλαγιόκλαστα. Τα ορυκτά αυτά σχηματίζουν τα βασικότερα μέλη των οφιολιθικών συμπλεγμάτων. Λόγω των συνθηκών της συνεχούς τροφοδοσίας μάγματος και της κρυστάλλωσης με αργό ρυθμό που επικρατούν στον μαγματικό θάλαμο, τα πετρώματα που δημιουργούνται έχουν σωρειτικό χαρακτήρα (μαγματική στρώση με διαχωρισμό λευκοκρατικών μελανοκρατικών ορυκτών). Στη συνέχεια, η διαφοροποίηση του μάγματος είναι υπεύθυνη για την δημιουργία των πιο όξινων μελών της οφιολιθικής ακολουθίας (ισότροποι γάββροι, πλαγιογρανίτες, σύμπλεγμα διαβασικών φλεβών, και τα έκχυτα ηφαιστειακά πετρώματα). Το τμήμα του μανδύα που δεν έχει υποστεί μερική τήξη αποτελεί τους υπολειμματικούς τεκτονίτες, με έντονα τα χαρακτηριστικά παραμόρφωσης λόγω της κίνησης των λιθοσφαιρικών πλακών. Τα κοιτάσματα χρωμίτη δημιουργούνται εντός των υπερβασικών πετρωμάτων, κατά τη διάρκεια της κλασματικής κρυστάλλωσης, αρκετές φορές με παρουσία πλατινοειδών ορυκτών. Λόγω μεταγενέστερων γεωλογικών διεργασιών όπως η διάβρωση, η αποσάθρωση και οι τεκτονικές και μεταμορφικές διεργασίες, πολλοί ερευνητές αναφέρουν ότι η προαναφερθείσα στωματογραφική ακολουθία των οφιολιθικών συμπλεγμάτων συχνά εμφανίζεται ελλειπής και διαμελισμένη. Λόγω των προαναφερόμενων διεργασιών λοιπόν, είναι δυνατόν να απουσιάζουν ορισμένες ενότητες από την στρωματογραφική διάρθρωση ενός οφιολιθικού συμπλέγματος. Η παραμόρφωση των οφιολιθικών τεμαχών κατά την τοποθέτησή τους στον ηπειρωτικό φλοιό, εξαρτάται από πολλούς παράγοντες όπως η θερμοκρασία, η πίεση, η ύπαρξη ρευστής φάσης κλπ. Η μελέτη των παραμορφωτικών διαδικασιών είναι πολύ σημαντική καθώς είναι δυνατό να προσδιοριστεί το όριο της λιθόσφαιρας ασθενόσφαιρας και ο προσανατολισμός της πετρολογικής Moho, και να δωθούν πληροφορίες για το τεκτονικό καθεστώς που επικρατούσε κατά την διάρκεια του σχηματισμού των οφιολιθικών πετρωμάτων (NICOLAS & VIOLETTE, 1982). Η μελέτη της παραμόρφωσης συμβάλει και στην έρευνα εντοπισμού των χρωμιτικών κοιτασμάτων, καθώς δίνονται πληφορίες για την γεωμετρία τις μεταλλοφορίας (CASSARD, 1980). Σύμφωνα με τον NICOLAS (1989), η διαρκής παραμόρφωση που συνδέεται με την κίνηση της λιθόσφαιρας ονομάζεται πλαστική (plastic), και αναφέρεται σε θερμοκρασίες 800-1000 C, ενώ η παραμόρφωση που συνδέεται με την κίνηση της ασθενόσφαιρας ονομάζεται υψηλού ιξώδους παραμόρφωση (viscus) και είναι ένδειξη θερμοκρασιών 1000-1200 C. 18
1.4 Κατανομή των ελληνικών οφιολίθων Γενικά, τα οφιολιθικά συμπλέγματα της Βαλκανικής χερσοννήσου σχηματίζουν ασυνεχείς, τοξοειδείς ζώνες, που απαρτίζουν την διπλή οφιολιθική λωρίδα των Βαλκανίων (NICOLAS & JACKSON, 1972). Στον ελλαδικό χώρο, οι οφιολιθικές εμφανίσεις κατανέμονται κυρίως σε δύο ευδιάκριτες ζώνες, την ανατολική και τη δυτική, με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ. Ο διαχωρισμός αυτός αποδίδεται όχι μόνο από την γεωγραφική τους θέση, αλλά και στις γεωλογικές, πετρολογικές και γεωχημικές τους διαφοροποιήσεις. Οι δύο ζώνες μεταξύ τους διαχωρίζονται από την Πελαγονική ζώνη, η οποία αποτελεί το όριο μεταξύ των Εσωτερικών και Εξωτερικών Ελληνίδων (εικόνα 1.2). Στη δυτική ζώνη, οι σημαντικότερες οφιολιθικές εμφανίσεις τοποθετούνται στις περιοχές της Πίνδου (CAPERDI et al., 1980, 1981; KOSTOPOULOS, 1988; RASSIOS, 1991; SACCANI & PHOTIADES, 2004; PRICHARD et al., 2008), του Βούρινου (RASSIOS & SMITH, 2000), της Όθρυος (RASSIOS, 1990; RASSIOS & KONSTANTOPOULOU, 1993; BARTH et al., 2008; BARTH & GLUHAK, 2009), της Έυβοιας (GARTZOS et al., 1990; DE BONO, 1998; DANELIAN & ROBERTSON, 2001), καθώς επίσης και της Καστοριάς (MOUNTRAKIS, 1982; 1984; 1986), του Κόζιακα (CAPERDI et al., 1985; POMONIS et al., 2002; POMONIS et al., 2005; 2007b), του Βέρμιου (ECONOMOU, 1983; SACCANI et al., 2008), της Ανατολικής Θεσσαλίας (MIGIROS & ECONOMOU, 1988), της Οίτης (MITROPOULOS et al., 1987; KARIPI et al., 2006; 2007) και της Αργολίδας (HATZIPANAGIOTOU, 1990; DOSTAL et al., 1991; CLIFT & DIXON, 1998; BORTOLOTTI et al., 2002). Όσον αφορά την ανατολική ζώνη, οι κυριότερες οφιολιθικές εμφανίσεις είναι της Γευγελής, της Κεντρικής Χαλκιδικής, του Ωραιόκαστρου, της Κασσάνδρας και της Σιθωνίας (BЀBIEN et al., 1986; MUSSALLAM, 1991; SARIC et al., 2009). Αξιοσημείωτο είναι ότι το οφιολιθικό σύμπλεγμα της Γευγελής, πιθανότατα διαχωρίζεται σε μια τρίτη ενότητα οφιολιθικών τεμαχών, η οποία διέρχεται διαμέσου της χερσονήσου της Χαλκιδικής και της Σαμοθράκης, και περνώντας από το Σουφλί, καταλήγει στην βορειοδυτική Τουρκία (TSIKOURAS & HATZIPANAGIOTOU, 1998). Άλλες οφιολιθικές εμφανίσεις μικρότερων όμως διαστάσεων απαντώνται στην Σερβομακεδονική ζώνη όπως π.χ. στο Γομάτι Χαλκιδικής (DIXON & DIMITRIADIs, 1984), στην Περιροδοπική ζώνη, στον Έβρο (MAGGANAS et al., 1991) και την Σαμοθράκη (TSIKOURAS & HATZIPANAGIOTOU, 1998a,b). Επίσης, οφιολιθικές εμφανίσεις απαντώνται στο κεντρικό και νότιο Αιγαίο (MIGIROS 19
et al., 2000; KOGLIN et al., 2009), στη Ρόδο, την Κρήτη και την Κάρπαθο (HATZIPANAGIOTOU, 1983, 1988, 1991; KOEPKE et al., 1985, 2002). Εικόνα 1.2: Χάρτης της Ελλάδας στον οποίο διακρίνονται οι κύριες οφιολιθικές εμφανίσεις και οι ραδιομετρικές ηλικίες τους, (Α: Αργολίδα,, C: Κρήτη, Ch: Χαλκιδική, Cy: Κυκλάδες, Ε: Εύβοια, Gu: Γευγελή, Ι: Οίτη, K: Κόζιακας, Kl: Καλλίδρομο, Κp: Κάρπαθος, Le: Λέσβος,, Ο: Όθρυς, Or: Ωραιόκαστρο, Ρ: Πίνδος, Rh: Ρόδος, S: Σουφλί, Sa: Σαμοθράκη, V: Βούρινος), τροποποιημένος από KOEPKE et al. (1985). 20
Από πετρογραφικής απόψεως, οι ΝICKOLAS & JACKSON (1972), αρχικά αναγνωρίζουν δύο τύπους περιδοτιτών που επικρατούν στη Μεσόγειο: τον λερζόλιθο στη δυτική Μεσόγειο και τον χαρτσβουργίτη-δουνίτη στην ανατολική Μεσόγειο. Στη συνέχεια, οι ROCCI et al. (1975), καταγράφουν τις διαφορές και στα υπόλοιπα μέλη των οφιολιθικών ακολουθιών, και διακρίνουν στην Τυθή δύο τύπους οφιολιθικών συμπλεγμάτων, δηλαδή τον τύπο Ι στην δυτική Μεσόγειο και τον τυπο ΙΙ στην ανατολική Μεσόγειο. Τα κύρια χαρακτηριστικά των δύο ζωνών εμφανίζονται παρακάτω (πίνακας 1.1). Οι OHNENSTETTER (1987) και OHNENSTETTER et al. (1987), αναγνωρίζουν στον τύπο ΙΙ υψηλότερη περιεκτικότητα σε Ti, Al και Na σε σχέση με τον τύπο Ι. Σύμφωνα με τον παρακάτω πίνακα αμέσως γίνεται αντιληπτό ότι οι δύο τύποι οφιολιθικών συμπλεγμάτων παρουσιάζουν έντονες συστασιακές διαφορές. Οι οφιόλιθοι της δυτικής ζώνης περιλαμβάνουν λερζόλιθους, πλαγιοκλαστικούς χαρτσβουργίτες, γάββρους και ολιβινικούς θολεΐτες, ενώ τα πετρώματα των οφιόλιθων της ανατολικής ζώνης αποτελούνται από χαρτσβουργίτες, δουνίτες, τροκτόλιθους δηλαδή πετρώματα πλούσια σε ολιβίνη και πλαγιόκλαστα, και τοναλίτες. Μπορούμε να συμπεράνουμε ότι οι οφιόλιθοι της ανατολικής ζώνης, προέρχονται από απεμπλουτισμένο υπολειμματικό μανδυακό υλικό που έχει υποστεί κάποιο βαθμό μερικής τήξης σε σχέση με τους οφιόλιθους της δυτικής ζώνης, οι οποίοι προέρχονται από περισσότερο εμπλουτισμένο μανδύα (BЀBIEN et al., 1980). Μια ακόμα σημαντική διαφορά είναι η παρουσία οφιολιθικών mélange στη δυτική ζώνη και η απουσία αυτής στην ανατολική ζώνη. Βάσει της προηγούμενης παρατήρησης, γίνεται άμεσα κατανοητός ο αλλόχθονος χαρακτήρας των οφιολιθικών συμπλεγμάτων της δυτικής ζώνης (BAUMGARTNER & BERNOULLI, 1976; HATZIPANAGIOTOU, 1990; JONES & ROBERTSON, 1991; LANGOSH et al., 2000). Όσον αφορά την ανατολική ζώνη, πιθανότατα σε αυτήν, είτε οι οφιολιθικές mélange δεν σχηματίστηκαν ποτέ, είτε έχουν υποστεί απωσαθρωτικές διεργασίες και ολική διάβρωση και γι αυτό δεν είναι σήμερα ορατές. Είναι πιθανό να ισχύει η πρώτη θεωρία καθώς δεν έχουν αναγνωρισθεί χαρακτηριστικά που να υποδεικνύουν τη δημιουργία ενός τέτοιου σχηματισμού. Επιπλέον χαρακτηριστικό του αλλόχθουνου χαρακτήρα της δυτικής ζώνης είναι η εμφάνιση της χαοτικής δομής των σχηματισμών. Η παρουσία μεταμορφικών πελμάτων πρασινοσχιστολιθικής έως αμφιβολιτικής φάσης στην βάση των οφιολιθικών τεμαχών της δυτικής ζώνης που υπέρκεινται της mélange είναι ένα επίσης χαρακτηριστικό γνώρισμα, το οποίο απουσιάζει από τα οφιολιθικά τεμάχη της ανατολικής ζώνης. Οι οφιολιθικές εμφανίσεις στον ελλαδικό χώρο, και ιδιαίτερα αυτές που συνδέονται με τα δουνιτικά-χαρτσβουργιτικά μέλη τους, εχουν συνδεθεί με την ανάπτυξη και εκμετάλλευση 21
κοιτασμάτων όπως χρωμίου, σουλφιδίων κλπ. Το πλέον χαρακτηριστικό παράδειγμα αποτελεί το οφιολιθικό σύμπλεγμα της Όθρυος, στο Τσαγκλί όπου γινόταν εκμετάλλευση πυρίμαχου τύπου χρωμίτη από τη δεκαετία του 1880 και συνεχίστηκε έως το 1991, που διακόπηκε κάθε μεταλλευτική δραστηριότητα, όταν το συγκρότημα Σκαλιστήρι στο οποίο άνηκε το μεταλλείο, τέθηκε σε εκκαθάριση (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Πίνακας 1.1: Πετρολογική διάκριση των ελληνικών οφιολιθικών συμπλεγμάτων (ROCCI et al., 1975). ΤΥΠΟΣ Ι (δυτική ζώνη) ΤΥΠΟΣ ΙΙ (ανατολική ζώνη) Μανδυακή Σειρά Τεκτονίτες Πλαγιοκλαστικοί λερζόλιθοι Χαρτσβουργίτες Δουνίτες Χρωμίτες Σωρείτες Ζώνη Μεταβάσεως Γάββροι Μαγματική Σειρά Πλαγιοκλαστικοί Χαρτσβουργίτες Λερζόλιθοι Τροκτόλιθοι (Plg+Ol) Γάββροι με κλινοπυρόξενους (σιδηρογάββροι) Λερζόλιθοι Βερλίτες Δουνίτες Χρωμιτίτες Πυροξενίτες Νορίτες Ολιβινικοί γάββροι Διορίτες Πλαγιογρανίτες (σπάνιοι) (σπάνιοι) Υποηφαιστίτες Φλέβες (σπάνιες) Συμπαγείς θολεϊτικοί δολερίτες Σμήνος φλεβών καλά ανεπτυγμένο, συχνά ασβεσταλκαλικής σύστασης Ηφαιστίτες Θoλεϊτες με ολιβίνη Θολεϊτες με χαλαζία 22
Όσον αφορά τον τρόπο σχηματισμού των οφιολιθικών συμπλεγμάτων στον ελλαδικό χώρο, έχουν προταθεί αρκετές θεωρίες, ωστόσο δυο από αυτές συγκλίνουν στην επίλυση του θέματος. Στην πρώτη θεωρία υποστηρίζεται ότι τα οφιολιθικά τεμάχη των Ελληνίδων αντιπροσωπεύουν υπολείμματα του ωκεανού του Αξιού, τα οποία μετακινήθηκαν ΝΔ και τοποθετήθηκαν στην Πελαγονική ζώνη (AUBOUIN et al., 1970), λόγω της συμπιεστικής παραμορφωτικής φάσης κατά το Άνω Ιουρασικό-Κάτω Κρητιδικό (Ηωελληνική φάση) (BERNOULLI & LAUBSCER, 1972; ZIMMERMAN, 1972; VERGELY, 1977; JACOBSHAGEN et al., 1978). Το μειονέκτημα αυτής της θεωρίας είναι ότι δεν θα μπορούσε να εξηγηθεί η τοποθέτηση των οφιολιθικών τεμαχών σε ΒΑ διεύθυνση που προκύπτει από στοιχεία που έχουν μελετηθεί σχετικά με πλαστικές δομές και στοιχεία κινηματικής στα μεταμορφικά πέλματα (RASSIOS et al., 1994). Η δεύτερη άποψη, υποστηρίζει ότι τα οφιολιθικά τεμάχη που τοποθετούνται στον Αξιό, Βούρινο, Πίνδο και Όθρυ, αντιπροσωπεύουν δύο ξεχωριστά ωκεάνεια συστήματα (HYNES et al., 1972; SMITH, 1993; JONES & ROBERTSON, 1991; DOUTSOS et al., 1993). Το οφιολιθικό σύμπλεγμα στην Πίνδο, Όθρυ κλπ., προέρχεται από τον ωκεανό της Πίνδου, ο οποίος βρισκόταν δυτικά της Πελαγονικής μικροηπείρου, ενώ το οφιολιθικό σύμπλεγμα της ανατολικής ζώνης προέρχεται από τον ωκεανό του Αξιού, ο οποίος βρισκόταν ανατολικά της Πελαγονικής. Συγκεκριμένα, οι οφιόλιθοι της Υποπελαγονικής, δημιουργήθηκαν πάνω από μια ζώνη καταβύθισης με δυτική κλίση, που διαμορφώθηκε στον ήδη διενοιγμένο ωκεανό της Πίνδου. Οι διαδικασίες είτε επώθησης είτε καταβύθισης που ακολούθησαν, ήταν ο τρόπος της δημιουργίας των οφιολιθικών συμπεγμάτων της δυτικής ζώνης. Ταυτόχρονα, η ανάπτυξη του ωκαεανού του Αξιού τροφοδότησε την δημιουργία των αντίστοιχων οφιολιθικών συμπλεγμάτων. Σχετικά με τα οφιολιθικά συμπλέγματα της Βορειοανατολικής Ελλάδας και την γεωτεκτονική τους εξέλιξη, έχουν προταθεί δύο πιθανά μοντέλα εξέλιξης (TSIKOURAS & HATZIPANAGIOTOU, 1998a). Σύμφωνα με το πρώτο μοντέλο, η δράση μιας ζώνης καταβύθισης με διεύθυνση προς το βορρά εντός του ωκεανου του Αξιού, προκαλεί υπό επωθητικό καθεστώς την αποκόλληση και τοποθέτηση των οφιολιθικών συμπλεγμάτων της Γευγελής, του Ωραιόκαστρου, της κεντρικής Χαλκιδικής - Έβρου, της Λέσβου και της Σαμοθράκης (Innermost Hellenic Ophiolite Belt IMHOB κατά HAENEL-REMY & BЀBIEN, et al. 1985; BЀBIEN et al., 1986; Evros- Samothraki-Lesvos complex - ESL κατά TSIKOURAS & HATZIPANAGIOTOU, 1998). Όσον αφορά τα οφιολιθικά συμπλέγματα στην περιοχή της Βόλβης, του Γοματίου και των Θερμών, είναι αποτέλεσμα εφελκυστικών συνθηκών και ανόδου ωκεάνειου φλοιού εντός της λεκάνης όπισθεν του ηφαιστειακού τόξου που δημιουργήθηκε λόγω της καταβύθισης (Therma Volvi - Gomati complex TVG κατά DIMITRIADIS, 1980). Κατά το δεύτερο μοντέλο θεωρείται ότι η 23
ενδοωκεάνεια υποβύθιση με κλίση προς το νότο είναι η αιτία της δημιουργία ενός ηφαιστειακού τόξου και των οφιολιθικών συμπλεγμάτων των Θερών Βόλβης - Γοματίου (TVG), και των οφιολιθικών συμπλεγμάτων ΙΜΗΟΒ και ESL όπισθεν του ηφαιστειακού τόξου. Για την διεύθυνση της τοποθέτησης των οφιολιθικών συμπλεγμάτων στον Ελλαδικό χώρο οι ROBERTSON & DIXON (1984) και SMITH (1993) πρότειναν την τοποθέτηση αυτών πάνω στο περιθώριο της Πελαγονικής ζώνης, με διεύθυνση από τα ανατολικά προς τα δυτικά το Άνω Ιουρασικό (Αξιός, Εύβοια) και από τα δυτικά προς τα βορειοανατολικά κατά το Κάτω Κρητιδικό (Όθρυς, Βούρινος, Πίνδος). Οι μηχανισμοί που θα μπορούσαν να εφαρμοστούν στην παραπάνω θεωρία είναι είτε η τοποθέτηση των οφιολιθικών συμπλεγμάτων κατά μήκος ενός ενεργού περιθωρίου (π.χ. Όθρυς, SMITH & WOODCOCK, 1976), είτε η ολίσθηση κατά τη διάρκεια συνεχούς καταβύθισης (ROBERTSON & DIXON 1984, SMITH & SPRAY, 1984). Σύμφωνα με τους SMITH et al. (1975), μέσω της μελέτης πτυχωμένων οφιολιθικών πετρωμάτων της δυτικής Όθρυος, προτάθηκε πως η αρχική διεύθυνση μετακίνησης είχε διεύθυνση ΑΒΑ, που ωστόσο άλλαξε προς τα δυτικά, κατά τη διάρκεια του Ηωκαίνου, λόγω φαινομένων συμπίεσης. Το αποτέλεσμα ήταν η τοποθέτηση του οφιολιθικού συμπλέγματος πάνω από τον Πινδικό φλύσχη. Ο WRIGHT (1986), από την μελέτη των τεκτονιτών του οφιολιθικού συμπλέγματος του Βούρινου για δομές υψηλής Τ, συμπέρανε πως η γενική διεύθυνση του συμπλέγματος είναι δυτική. Ωστόσο, οι ROBERTSON et al. (1991), μέσω της παρατήρησης γραμμών ολίσθησης νοτιοδυτικής κλίσης σε περιδοτίτες της ενότητας Καβάλας, καθώς και δομών υψηλής Τ, όμοιων με αυτών που αναγνωρίσθηκαν στο οφιολιθικό σύμπλεγμα του Βούρινου, συμπέραναν πως η αρχική κίνηση και για τα οφιολιθικό σύμπλεγμα της Πίνδου είναι ΒΑ. Η έρευνα των παραπάνω γεωτεκτονικών μοντέλων είναι υπό εξέλιξη καθώς παρουσιάζουν αρκετές ασυμφωνίες σχετικά με τα δομικά χαρακτηριστικά, τον τρόπο και τον χρόνο γένεσής τους, που διαφέρουν συγκριτικά με την σημερινή τους μορφή. Θα πρέπει να αναφερθεί ότι ακόμα και το μοντέλο της ένταξης των οφιολιθικών συμπλεγμάτων στον ελλαδικό χώρο σε δύο ζώνες, υστερεί καθώς: Για ορισμένα οφιολιθικά συμπλέγματα δεν έχει ακόμα καθοριστεί σε ποια από τις δύο ζώνες ανήκουν (π.χ. Βούρινος). Ορισμένα οφιολιθικά συμπλέγματα μικρότερου μεγέθους, ίσως ανήκουν σε μια ξεχωριστή, τρίτη ζώνη. Κάποιες οφιολιθικές εμφανίσεις εντοπίζονται κατ εξαίρεση στο νοτιοανατολικό τμήμα του ελληνικού τόξου (Κρήτη, Κάρπαθος, Ρόδος). 24
1.5 Σχετικά με τα κοιτάσματα χρωμίτη 1.5.1 Γενικά για τους σπινέλιους Ο χρωμίτης είναι μεταλλικό ορυκτό της ομάδας των σπινελίων, με γενικό χημικό τύπο Α 8 Β 16 Ο 32 (KAPSIOTIS, 2008), οι οποίοι κρυσταλλώνονται στο κυβικό σύστημα. Τα κατιόντα στην θέση Α και Β καταλαμβάνουν μερικώς ή συνολικά τις οκταεδρικές και τετραεδρικές θέσεις του κρυσταλλικού πλέγματος. Τις θέσεις (Α) της τετραεδρικής συνδιάταξης καταλαμβάνουν δισθενή μεταλλικά ιόντα όπως τα Fe, Mg και Mn, ενώ τις οκταεδρικές θέσεις (Β) καταλαμβάνουν τρισθενή μεταλλικά ιόντα που εισέρχονται στην κρυσταλλική δομή των σπινελίων όπως τα Al, Fe, Cr. Αν και τα κατιόντα που καταλαμβάνουν τις θέσεις Α και Β σε έναν τυπικό σπινέλιο είναι δισθενή και τρισθενή αντίστοιχα, ο συνδιασμός δισθενών, τρισθενών αλλά και τετρασθενών κατιόντων είναι ένα συνηθισμένο φαινόμενο. Επιπλέον, τις θέσεις Α και Β μπορεί να καταλαμβάνει το ίδιο στοιχείο, όταν όμως έχει διαφορετικό σθένος, όπως στην περίπτωση του μαγνητίτη (Fe 3 O 4 ή αλλιώς Fe 2+ Fe 3+ 2 O 4 2 ). Ο γενικά αποδεκτός τύπος που χαρακτηρίζει τον χρωμίτη είναι : (Mg, Fe) 2+ (Cr, Al, Fe) 3+ 2 O 4 Οι σπινέλιοι που σχηματίζονται, κρυσταλλώνονται στο κυβικό σύστημα, δημιουργώντας στερεά διαλύματα μεταξύ τους σε οποιεσδήποτε αναλογίες (εικόνα 1.3). Ανάλογα με τις αντικαταστάσεις των ιόντων σχηματίζονται τα εξής ορυκτά: Σιδηροχρωμίτης (FeCr 2 O 4 ) Μαγνησιοχρωμίτης (MgCr 2 O 4 ) Σπινέλιος (MgAl 2 O 4 ) Σιδηροσπινέλιος (FeAl 2 O 4 ) Μαγνησιοφερρίτης (MgFe 2 O 4 ) Μαγνητίτης (Fe 3 O 4 ) Ο όρος σιδηροχρωμίτης χρησιμοποιήθηκε για πρώτη φορά ώστε να περιγραφούν τα υψηλότερης ανακλαστικότητας περιθώρια χρωμιτικών κρυστάλλων μέσα σε σερπεντινίτες και αναφέρεται σε προϊόν εξαλλοίωσης του χρωμίτη πλούσιο σε Fe, αλλά φτωχό σε Al και Mg, χωρίς ωστόσο να αντιπροσωπεύει συγκεκριμένη ορυκτολογική φάση με καθορισμένη σύσταση (SPANGERBERG, 1943). 25
Εικόνα 1.3: Σχηματική απεικόνιση των ποσοτικών σχέσεων μεταξύ των ισόμορφων κρυσταλλικών ενώσεων μεταξύ των οποίων προκύπτουν τα χρωμιτικά κοιτάσματα. Σύμφωνα με τον THAYER (1970), ο όρος χρωμίτης θα πρέπει να χρησιμοποιείται μόνο για τους χρωμιούχους σπινελίους που περιέχουν Cr 2 O 4 πάνω από 15% και έχουν κρυσταλλωθεί ως πρωτογενή ορυκτά. Σύμφωνα με το τρισθενές κατιόν που υπάρχει στην κρυσταλλική δομή του χρωμίτη, οι PALACHE et al. (1994) ταξινόμισε τον χρωμίτη σε επιμέρους κατηγορίες (πίνακας 1.2): Πίνακας 1.2: Ταξινόμηση χρωμιτών (PALACHE, et al. 1944) Σειρά σπινελλίου (Al) Σειρά μαγνήτη (Fe 3+ ) Σειρά χρωμίτη (Cr) Mg Σπινέλιος Μαγνησιοφερρίτης Μαγνησιοχρωμίτης Fe 2+ Ερκυνίτης Μαγνητίτης Χρωμίτης Zn Γκανίτης Φρανκλινίτης Mn Γαλαξίτης Γιακοβσίτης Ni Τρεβορίτης 26
Για να χαρακτηριστεί μια μεταλλοφορία χρωμίτη ως κοίτασμα ή χρωμιτίτης, θα πρέπει ο χρωμίτης να καταλαμβάνει το λιγότερο το 5% του συνολικού όγκου του σχηματισμού (vol). Σύμφωνα με την ορυκτολογική του σύσταση, ο χρωμίτης χαρακτηρίζεται σε μεταλλουργικό και πυρίμαχο (PAPP & LIPIN, 2006). Ως μεταλλουργικός, χαρακτηρίζεται ο χρωμίτης με λόγο Cr 2 O 3 /FeO περίπου 2.5 έως 3, ο οποίος είναι φτωχός σε αλουμίνιο. Ως πυρίμαχος, χαρακτηρίζεται ο χρωμίτης που είναι φτωχός σχετικά σε χρώμιο, ενώ αντίθετα παρουσιάζει εμπλουτισμό σε MgO και Al 2 O 3. Οι μεταλλουργικού τύπου συγκεντρώσεις χρωμιτών συνήθως απαντώνται σε οφιολιθικές εμφανίσεις χαρτσβουργιτικού τύπου, ενώ οι συγκεντρώσεις πυρίμαχου χρωμίτη συνδέονται με τα οφιλιθικά συμπλέγματα λερζολιθικού τύπου. Λόγω των διαφορετικών τους ιδιοτήτων, ο πυρίμαχος χρωμίτης χρησιμοποιείται για την παρασκευή πυρίμαχων υλικών ενώ ο μεταλλουργικός χρωμίτης χρησιμοποιείται για την παρασκευή σιδηροχρωμίου. 1.5.2 Κοιτασματογένεση του χρωμίτη Οι χρωμίτες, που όπως προαναφέρθηκε αποτελούν ορυκτά της ομάδας των σπινελίων που αποχωρίζονται από το βασαλτικό μάγμα ως στερεές φάσεις με την μορφή κρυσταλλικών προϊόντων και είναι από τα πρώτα προϊόντα κρυστάλλωσης μαζί με τον ολιβίνη. Η κρυστάλλωσή τους στο ορθομαγματικό στάδιο, σχετίζεται συχνότερα με δουνιτικά πετρώματα, που περιέχουν ολιβίνη 90% vol. Αν το ποσοστό του Cr 2 O 3 υπερβεί το 5%, τότε αρχίζει η κρυστάλλωση του πρώτου σπινελίου που έχει σύσταση μαγνησιούχου χρωμίτη. Κατά την εξέλιξη της διαφοροποίησης του μάγματος, δηλαδή της σταδιακής αποβολής βασικών συστατικών από το μάγμα ώστε αυτό να αποκτά σταδιακά πιο όξινο χαρακτήρα, αυξάνεται παροδικά η περιεκτικότητα σε Fe των Mg-χρωμιτών, οι οποίοι κατά συνέπεια απεμπλουτίζονται σε Mg. Ο νόμος του Stokes εκφράζει την ταχύτητα καθίζησης των κρυστάλλων χρωμίτη, αν υποθέσουμε ότι έχουν το ιδανικό σχήμα σφαίρας, μέσα σε ένα βασαλτικό μάγμα και είναι ο εξής: Δv = Δρ * g * r 2 / 9n όπου Δv: είναι η ταχύτητα καθίζησης των κρυστάλλων Δρ: είναι η διαφορά πυκνότητας του βασαλτικού μάγματος και των χρωμιτικών κρυστάλλων g: είναι η επιτάχυνση της βαρύτητας r: είναι η ακτίνα των κρυσταλλικών σφαιριδων 27
n: είναι το ιξώδες του βασαλτικού μάγματος. Βάσει του νόμου του Stokes γίνεται προφανές από τον παραπάνω τύπο πως η ταχύτητα καθίζησης των χρωμιτικών κρυστάλλων είναι άμεσα εξαρτώμενη από το ιξώδες του μάγματος και συγκεκριμένα είναι αντιστρόφως ανάλογη με αυτό. Σε ένα βασαλτικό μάγμα, λόγω του χαμηλού του ιξώδους, οι χρωμιτικοί κρύσταλλοι καθιζάνουν με αυξημένη ταχύτητα, σχηματίζοντας μεγάλες συγκεντρώσεις. Με την σταδιακή πτώση της θερμοκρασίας, το μάγμα, έχοντας διαφορετική χημική σύσταση, αποκτά διαφορετικό ιξώδες και συνεπώς επηρεάζει την ταχύτητα κρυστάλλωσης των χρωμιτικών κρυστάλλων. Με την αύξηση του ιξώδους του μάγματος, μειώνεται η ταχύτητα καθίζησης των κρυστάλλων χρωμίτη οι οποίοι διασπείρονται στην μάζα των πετρωμάτων ξενιστών τους και έτσι η μεταλλοφορία χρωμίτη αποκτά διάσπαρτη υφή. Στη φύση όμως, οι συνθήκες κρυστάλλωσης των χρωμιτών δεν είναι τόσο ιδανικές όσο περιγράφηκαν παραπάνω, βάσει του νόμου Stokes, καθώς επηρεάζονται και από άλλα γεγονότα, όπως η κίνηση φλοιϊκών τεμαχών στα ενεργά περιθώρια των λιθοσφαιρικών πλακών. Φαινόμενα όπως είναι η ανάτηξη αλλά και η παρουσία ρευστών φάσεων επίσης επηρεάζουν την κοιτασματογένεση του χρωμίτη. 1.5.3 Σχηματισμός των χρωμιτιτών Ο χρωμίτης ανήκει στα μαγματικά κοιτάσματα οξειδίων, του ορθομαγματικού σταδίου. Για την κρυστάλλωση των χρωμιτών και τη δημιουργία χρωμιτικών κοιτασμάτων, η επικρατούσα άποψη είναι ότι ο χρωμίτης κρυσταλλώνεται σε μάγματα βασικής και υπερβασικής σύστασης και συγκεντρώνεται λόγω της επίδρασης της βαρύτητας (μαγματικός διαχωρισμός) στη βάση του μαγματικού θαλάμου. Έτσι, η γένεση των χρωμιτικών συγκεντρώσεων αποδίδεται στη θεωρία της διαφορικής καθίζησης των ορυκτών, διαφορετικής πυκνότητας και μεγέθους (IRVINE, 1975). Υπάρχουν όμως ενδείξεις που οδήγησαν στο συμπέρασμα ότι οι κρύσταλλοι χρωμίτη αποτίθενται σε συγκεκριμένες επίσης περιοχές εντός του μαγματικού θαλάμου, λόγω τοπικών μεταβολών των φυσικοχημικών συνθηκών, κυρίως της διαφυγότητας του οξυγόνου (fo 2 ). Αυξημένες συγκεντρώσεις χρωμίτη είναι αποτέλεσμα επιτόπιας κρυστάλλωσης που πραγματοποιείται είτε στη βάση, είτε στην οροφή, είτε στα τοιχώματα του μαγματικού θαλάμου, 28
όταν οι συνθήκες που απαιτούνται για την μαζική κρυστάλλωση και καθίζηση του χρωμίτη είναι κατάλληλες (GREENBAUM, 1977). Ο IRVINE (1970), υποστήριξε ότι οι κρύσταλλοι των χρωμιτών σπάνια είναι οι πρώτοι που κρυσταλλώνονται στο μάγμα. Η πρώτη φάση που κρυσταλλώνεται κατά κύριο λόγο στο αντίστοιχο μάγμα είναι ο ολιβίνης, ενώ η κρυστάλλωση του χρωμίτη απαιτεί συγκεκριμένες συνθήκες. Όπως φαίνεται και στην εικόνα 1.4Α, υπό κανονικές συνθήκες η πρώτη φάση που κρυσταλλώνεται σε ένα βασικό ή υπερβασικό μάγμα είναι ο ολιβίνης (Α) και στη συνέχεια η σύσταση του μάγματος είναι τέτοια, που οδηγεί στην κρυστάλλωση δύο ορυκτολογικών φάσεων, οι οποίες καθιζάνουν μαζί, δηλαδή του ολιβίνη και του χρωμίτη (Β). Στο σημείο (D), ο ολιβίνης και ο χρωμίτης παύουν πλέον να κρυσταλλώνονται, ενώ αρχίζει να αποτίθεται ορθοπυρόξενος. Στην περίπτωση αυτή, η διαλυτότητα του χρωμίτη είναι υψηλή, συνεπώς το ποσοστό του χρωμίτη που κρυσταλλώνεται δεν είναι ικανό να δημιουργήσει κοίτασμα παρά μόνο μεταλλοφορία διάσπαρτου τύπου. Κατά τις προαναφερόμενες συνθήκες, για να σχηματιστεί ο χρωμίτης σε ικανές ποσότητες ώστε να δημιουργηθεί κοίτασμα, θα πρέπει η χημική σύσταση του μάγματος να μεταβεί εξ ολοκλήρου στο πεδίο του χρωμίτη. Αυτό είναι δυνατό να επιτευχθεί διαμέσω δύο περιπτώσεων: Μόλυνση του μάγματος Μείξη του μάγματος Η μόλυνση του μάγματος πραγματοποιείται όταν το μάγμα αφομοιώνει τα πετρώματα της οροφής του μαγματικού θαλάμου που ανήκουν συστασιακά στον κατώτερο φλοιό (εικόνα 1.4 Β). Με αυτό τον τρόπο, το μάγμα γίνεται πιο πλούσιο σε SiO 2 εξαιτίας των φλοιϊκών πετρωμάτων που αφομοιώνονται. Ως συνέπεια, η σύσταση του μάγματος οδηγείται προς την κορυφή του SiO 2 και στο πεδίο του χρωμίτη (F). Μόλις ολοκληρωθεί η κρυστάλλωση του χρωμίτη, η σύσταση του μάγματος οδηγείται στο σημείο (G), οπότε και συνεχίζεται κανονικά η κρυστάλλωση. Η θεωρία της μείξης του μάγματος (εικόνα 1.4 C), αναφέρεται σε μάγμα που έχει ίδια σύσταση ή πλησιάζει αυτή του σημείου (E), το οποίο αναμειγνύεται με ένα ήδη διαφοροποιημένο, και πιο όξινο μάγμα, που έχει διεισδύσει στον υπάρχον μαγματικό θάλαμο. Τότε, το μάγμα αποκτά πιο όξινη σύσταση, που αντιπροσωπεύεται από το σημείο (Η) και ως αποτέλεσμα προκαλείται η κρυστάλλωση χρωμίτη. Στη συνέχεια, καθώς κορεσθεί το μάγμα σε χρωμίτη, αποκτά και πάλι 29
σύσταση η οποία είναι ανάλογη του σημείου (G), και η κρυστάλλωση συνεχίζεται σε κανονικές συνθήκες. Α Β C Εικόνα 1.4: Διάγραμμα φάσεων για τη δημιουργία χρωμίτη, Α) Σε κανονικές συνθήκες όπου μαζί με τον χρωμίτη κρυσταλλώνεται και ο ολιβίνης, Β) Με μόλυνση του μάγματος, C) Με μείξη μαγμάτων 30
1.5.4 Ιστολογία και τύποι χρωμιτικών κοιτασμάτων Οι ιστολογικοί τύποι που χαρακτηρίζουν τους χρωμιτίτες είναι ο συμπαγής ιστός, ο διάσπαρτος, ο ιστός κατά πλάκες (Schlieren), ο κηλιδωτός (τύπου λεοπαρδάλεως ή σφαιρικός/orbicular) και τέλος ο οζώδης ιστός (nodular). Ο συμπαγής ιστός χαρακτηρίζει το μετάλλευμα που αποτελείται από ομοιογενείς στρώματα χρωμίτη. Ο διάσπαρτος ιστός αποτελείται από κρυστάλλους χρωμίτη που είναι τυχαία κατανεμημένοι μέσα στα πετρώματα ξενιστές. Στον ιστό κατά πλάκας (Schlieren), οι κρύσταλλοι χρωμίτη συγκεντρώνονται σε πλάκες μικρού πάχους αλλά μεγάλων διαστάσεων, ενώ ο κηλιδωτός ιστός αποτελείται από σφαιρικές συγκεντρώσεις χρωμίτη που είναι επιμηκυσμένες κατά μια διεύθυνση και βρίσκονται διάσπαρτες ή συγκεντρωμένες κατά πλάκες μέσα στα πετρώματα ξενιστές. Τέλος, στον οζώδη ιστό οι κρύσταλλοι χρωμίτη σχηματίζουν ωοειδείς μορφές, μεγέθους περίπου 1.5 cm και είναι τοποθετημένοι σε παράλληλους ορίζοντες. Όσον αφορά την μορφολογία τους, οι χρωμιτίτες διακρίνονται σε δύο κατηγορίες: Τους στρωματοειδείς (stratiform) Τους θυλακοειδείς (podiform) Τα κοιτάσματα που ανήκουν στην πρώτη κατηγορία απαντώνται σε περιοχές σταθερού γεωτεκτονικού χαρακτήρα, όπου ευνοείται η δημιουργία στρωματόμορφων διεισδύσεων. Η έκταση των στρωμάτων χρωμίτη μπορεί να φτάσει ορισμένα km ενώ το πάχος τους μπορεί να φτάσει ορισμένες δεκάδες m. Με βάση την μορφολογία τους, τα κοιτάσματα χρωμίτη χαρακτηρίζονται ως πινακοειδή (πλακοειδή) και ως χοανοειδή (σχήμα χωνιού). Ο πινακοειδής τύπος χρωμιτίτη αναφέρεται σε χρωμιτίτες των οποίων η μαγματική στρώση είναι σύμφωνη του δαπέδου του θαλάμου. Ο χοανοειδής τύπος χρωμιτίτη σχηματίζεται όταν η μαγματική στρώση έχει χαμηλότερη κλίση προς το κέντρο, σχηματίζοντας σύγκλινο με τη μορφή χοάνης. Γενικά, οι στρωματοειδείς χρωμιτίτες (stratiform) αποτελούνται συνήθως από επάλληλα λεπτά στρώματα χρωμίτη, στη βάση των μαγματικών διεισδύσεων. Το πάχος τους ποικίλει, ξεκινώντας από το 1 cm, ενώ η πλευρική τους έκταση ξεκινά από λίγα km και μπορεί να φτάσει δεκάδες km. Τα υπερβασικά πετρώματα αυτής της ακολουθίας, περιέχουν χρωμίτη με διάσπαρτο ιστό. Στους τυπικούς χρωμιτίτες, το 50 95% vol καταλαμβάνει ο λεπτοκρυσταλλικός, σωρειτικός χρωμίτης (με μέγεθος κρυστάλλων 0.2 mm) ενώ τον υπόλοιπο όγκο καταλαμβάνουν πυριτικά ορυκτά όπως ο ολιβίνης και ο ορθοπυρόξενος. Τα γνωστότερα και παραγωγικότερα στρωματοειδή κοιτάσματα χρωμίτη (stratiform) είναι αυτά στο Bushveld Complex στη Νότια Αφρική, στο 31
Selukwe και Great Dyke στη Ζιμπάμπουε και στο Stillwater στη Μοντάνα της Βόρειας Αμερικής (THAYER, 1964). Τα κοιτάσματα της δεύτερης κατηγορίας εγκλείονται υπό μορφή θυλάκων ή ακανόνιστων σωμάτων, σχετικά μικρών διαστάσεων, κυρίως μέσα στα υπερβασικά πετρώματα των οφιολιθικών συμπλεγμάτων. Τέτοιες μεταλλοφορίες συνήθως παρατηρούνται έντονα τεκτονισμένες. Συνεπώς, οι χρωμιτίτες θυλακοειδούς μορφής (podifirm) εμφανίζονται με μεγαλύτερη συχνότητα στους τεκτονίτες των οφιολιθικών συμπλαγμάτων όπου τείνουν να συγκεντρώνονται στην οροφή αυτών των λιθότυπων (DICKEY, 1975). Επίσης, μπορεί να εμφανίζονται και στα κατώτερα στρώματα των σωρειτικών πετρωμάτων. Στην πλειοψηφία τους τα πετρώματα ξενιστές ενός χρωμιτικού κοιτάσματος έχουν σύσταση δουνίτη. Σε γενικές γραμμές τα κοιτάσματα χρωμίτη θυλακοειδούς μορφής (podiform) έχουν ακανόνιστη μορφολογία, ωστόσο συνήθως σχηματίζουν πινακοειδούς σχήματος φακούς ή επιμήκη σώματα με τη μορφή ακανόνιστων στηλών (THAYER, 1964). Συνήθως, τα αποθέματα χρωμίτη στα κοιτάσματα θυλακοειδούς μορφής (podiform) δεν ξεπερνούν συνολικά το 1Mt, ενώ μπορεί αν αποτελούνται από έναν ή περισσότερους θύλακες. Το κοίτασμα χρωμίτη θυλακοειδούς μορφής (podiform) στο Kavak, της Τουρκίας, αποτελείται από 21 θύλακες. Έχει βεβαιωμένα αποθέματα 2Mt συνολικά και η περιεκτικότητά του σε Cr 2 O 3 ποικίλει από 28 έως 30% wt (ERGUNALP, 1980). Στην Ελλάδα, γνωστό χρωμιτικό κοίτασμα τέτοιας κατηγορίας βρίσκεται στο οφιολιθικό σύμπλεγμα του Βούρινου (ΚΩΝΣΤΑΝΤΟΠΟΥΛΟΥ, 1990; KAPSIOTIS, 2008). Στα θυλακοειδή κοιτάσματα χρωμίτη (podiform), η υφή του χρωμίτη είναι διάσπαρτη. Οι χρωμιτίτες με διάσπαρτη υφή χαρακτηρίζονται από επιμήκεις και αλλοτριόμορφους κρυστάλλους χρωμίτη στους τεκτονίτες, ενώ στους υπερβασικούς σωρείτες οι κρύσταλλοι είναι ισομεγέθεις και έχουν ίδιο σχήμα με αυτούς των ενστρωμένων διεισδύσεων (GREENBAUM, 1977). Επιπρόσθετα, έχει παρατηρηθεί ότι κοινό χαρακτηριστικό των θυλακοειδών κοιτασμάτων αποτελεί ο κονδυλώδης ιστός ο οποίος θεωρείται ότι είναι πρωτογενές, μαγματικό χαρακτηριστικό (THAYER, 1969; GREENBAUM, 1977). Ο κονδυλώδης ιστός χαρακτηρίζεται από χαλαρούς (loosely packed) ελλειψοειδείς σχηματισμούς μέσα ένα σώμα δουνίτη. Στο οφιολιθικό σύμπλεγμα της Τροόδου, οι πυρήνες ορισμένων από τους κονδύλους που σχηματίζουν τον προαναφερόμενο ιστό - αποτελούνταν από την παραγένεση σκελετικού χρωμίτη και πυριτικών ορυκτών δευτερογενούς προέλευσης (GREENBAUM, 1977), ενώ αρκετά συχνά στον χρωμίτη παρατηρούνται εγκλείσματα ολιβίνη, πυροξένων, παραγονίτη, μαρμαρυγία, αλβίτη και ιαδεΐτη 32
(JOHAN et al., 1982). Οι κόνδυλοι έχουν μελετηθεί στα θυλακοειδή κοιτάσματα χρωμίτη της Κύπρου, της Νέας Καληδόνιας, του Ομάν και της Σαουδικής Αραβίας. 1.5.5 Οι αλπικοί χρωμιτίτες Βάσει της συχνότητας εμφάνισης, οι δουνίτες και σπανιότερα οι χαρτσβουργίτες είναι τα πετρώματα ξενιστές της χρωμιτοφόρας μεταλλοφορίας. Πολύ σπανιότερα, όπως στην περίπτωση του οφιολιθικού συμπλέγατος του Ομάν (ARAI et al. 2004), χρωμιτικά σώματα είναι δυνατό να εντοπιστούν μεταξύ του ανώτερου ορίου της ομάδας των γαββρικών πετρωμάτων και του κατώτερου ορίου της ομάδας των φλεβικών διεισδύσεων. Στις περισσότερες περιπτώσεις, τα πετρώματα-ξενιστές των χρωμιτικών κοιτασμάτων δεν διατηρούν τα αρχικά ιστολογικά τους χαρακτηριστικά, και εμφανίζονται έντονα σερπεντινιωμένα, ή/και παραμορφωμένα. Θα πρέπει να αναφερθεί, ότι ο χημισμός και η ορυκτολογική σύσταση των μανδυακών πετρωμάτων που συγκροτούν τα οφιολιθικά τεμάχη, σχετίζεται σημαντικά με την χημική σύσταση των χρωμιτιτών. Σύμφωνα με αυτό ως το βασικότερο κριτήριο, οι οφιολιθικοί σχηματισμοί κατατάσσονται σε δύο κατηγορίες: Σε λερζολιθικού (Lherzolite Ophiolite Type - LOT) και Χαρτσβουργιτικού (Harzburgite Ophiolite Type - HOT) τύπου οφιολιθικά συμπλέγματα. Στην πρώτη περίπτωση, στην μανδυακή ενότητα ενός οφιολιθικού συμπλέγματος επικρατεί σχετικά γόνιμος λερζόλιθος, συνεπώς η διαδικασία της μερικής τήξης του μανδυακού υλικού είναι περιορισμένη. Οι πιθανότητες ύπαρξης χρωμιτικών κοιτασμάτων είναι λίγες, ενώ όταν αυτά είναι παρόντα, έχουν κυρίως Al-ουχα σύσταση (π.χ. το οφιολιθικό σύμπλεγμα Isabela στις Φιλιπίννες, MORISHITA et al., 2006). Αντίθετα στη δεύτερη περίπτωση, ο ανώτερος μανδύας είναι περισσότερο εκχυμωμένος, καθώς έχει υποστεί μεγαλύτερο βαθμό μερικής τήξης. Σύμφωνα με τους DICK & FISHER (1984), όσο περισσότερο εκχυμωμένο είναι το μανδυακό υλικό, τόσο περισσότερες πιθανότητες υπάρχουν να εντοπιστεί σημαντική χρωμιτική ακολουθία. Χαρακτηριστικό των κοιτασμάτων χρωμίτη που δημιουργούνται είναι η υψηλή περιεκτικότητα σε Cr 2 O 3 των χρωμιτικών εμφανίσεων και σπανιότερα σε Al 2 O 3. Σύμφωνα με τους ROCCI et al. (1975) και NICOLAS (1990), στις οφιολιθικές εμφανίσεις τύπου LOT μπορούν να καταταχθούν τα οφιολιθικά συμπλέγματα στην Ελλάδα που ανήκουν στην Δυτική Μεσόγειο (Δυτική Ζώνη), ενώ, όπως γίνεται κατανοητό, τα οφιολιθικά συμπλέγματα που ανήκουν στην Ανατολική Μεσόγειο κατατάσσονται στις οφιολιθικές εμφανίσεις τύπου ΗΟΤ (Ανατολική Ζώνη). 33
1.5.6 Ιδιότητες - χρήσεις του χρωμίτη Ο χρωμίτης αποτελεί το κυριότερο μετάλλευμα του Cr, το οποίο έχει υψηλό σημείο τήξης (1907 C), μέτρια θερμική διαστολή και σταθερή κρυσταλλική δομή (WIKIPEDIA/CHROMIUM). Οι ιδιότητες του χρωμίτη αναφέρονται συνοπτικά παρακάτω (πίνακας 1.3). Πίνακας 1.3: Οι ιδιότητες του χρωμίτη (WIKIPEDIA/CHROMITE) Κατηγορία ΙΔΙΟΤΗΤΕΣ ΧΡΩΜΙΤΗ Κοίτασμα οξειδίων Ομάδα σπινελίων Χημικός τύπος (Fe, Mg)Cr 2 O 3 Χρώμα Μαύρο προς σκούρο καφέ Ειδικό βάρος 4.5 4.8 Κρυσταλλικό Σύστημα Κυβικό Κρυσταλλική Συμμετρία Εξαεδρικοί κρύσταλλοι Κυψελίδα a= 8.344 Ǻ, Z= 8 Σκληρότητα στην κλίμακα του Mohs 5.5 Λάμψη Ημιμεταλλική Γραμμή κόνεως Καφέ Διαφάνεια Διαφανής έως αδιαφανής Σχισμός Ανύπαρκτος, σπάνια υπάρχει αποχωρισμός στο επίπεδο (111) Θραυσμός Ανώμαλος Οπτικές ιδιότητες Ισότροπο Άλλα χαρακτηριστικά Ασθενώς μαγνητικό ορυκτό Τα ορυκτά από τα οποία μπορεί να ανακτηθεί το χρώμιο είναι ο χρωμίτης και ο μαγνησιοχρωμίτης (εικόνα 1.5). Τις περισσότερες φορές, η επιστήμη της οικονομικής γεωλογίας αποδέχεται ως χρωμίτη ολόκληρη την συστασιακή ομάδα μεταξύ χρωμίτη και μαγνησιοχρωμίτη, δηλαδή τις εξής ενώσεις: FeCr 2 O 4, (Fe,Mg)Cr 2 O 4, (Mg,Fe)Cr 2 O 4 και MgCr 2 O 4 (εικόνα 1.3). Τα δύο κύρια προϊόντα της επεξεργασίας του χρωμίτη είναι το σιδηροχρώμιο και το μεταλλικό χρώμιο 34
(WIKIPEDIA/CHROMITE). Η διαδικασία στο χυτήριο διαφέρει σημαντικά και για τα δύο προϊόντα. Για την παραγωγή του σιδηροχρωμίου, ο χρωμίτης FeCr 2 O 4 ανάγεται είτε με αλουμίνιο είτε με πυρίτιο μέσω αλουμινοθερμικής αντίδρασης, ενώ για την παραγωγή καθαρού χρωμίου, ο σίδηρος θα πρέπει να διαχωρίζεται από το χρώμιο μέσω διαδικασία ψησίματος και έκπλυσης (PAPP & LIPIN, 2006). Εικόνα 1.5: Δείγμα χρωμίτη από το σύμπλεγμα Stillwater, στις ΗΠΑ (MINDAT/CHROMITE GALLERY) Λόγω της χρήσης του χρωμίτη ως δύστηκτου (refractory) υλικού για την δημιουργία θερμομονωτικών υλικών, για την παραγωγή πυρότουβλων, το περιτοίχισμα φούρνων κ.λ.π. χαρακτηρίζεται ως «βιομηχανικό ορυκτό» (PAPP & LIPIN, 2006). Επίσης, ο χρωμίτης έχει αναγνωρισθεί ως «στρατηγικό ορυκτό» στις βιομηχανικές χώρες οι οποίες στερούνται εγχώριας παραγωγής καθώς η διαθεσιμότητά του στις χώρες αυτές εξαρτάται από πολιτικούς και οικονομικούς παράγοντες. Σε ορισμένες εφαρμογές, το χρώμιο είναι αναντικατάστατο υλικό και η αναπλήρωση αυτού με άλλα υλικά επιφέρει πρόστιμα όταν η απόδοση των προϊόντων είναι χαμηλότερη. 35
Μέχρι πρόσφατα, για να κριθεί ο χρωμίτης κατάλληλος για την εφαρμογή του στην μεταλλουργία, θα έπρεπε να έχει λόγο Cr/Fe 2.8:1, αλλά πλέον με την εξέλιξη της τεχνολογίας των χυτηρίων χρησιμοποιούνται και σιδηρούχα μεταλλεύματα χρωμίτη με λόγο Cr/Fe 1.5:1. Το χρώμιο χρησιμοποιείται ευρέως στην μεταλλουργία με σκοπό την βελτίωση των ιδιοτήτων του ατσαλιού και το κράμα που παράγεται είναι γνωστό ως ανοξείδωτο ατσάλι (WIKIPEDIA/STAINLESS STEEL). Το κράμα του ατσαλιού θα πρέπει να περιέχει ελαχίστη περιεκτικότητα 10.5% wt σε Cr (CHATER, 2015). Μαζί με το νικέλιο και το σίδηρο δημιουργείται το κράμα «nichrome» το οποίο είναι εξαιρετικά ανθεκτικό σε υψηλή θερμοκρασία (WIKIPEDIA/NICHROME). Το Cr, επιπλέον χρησιμοποιείται για την δημιουργία ενώσεων (HCFeCr) που συνοπτικά αναφέρονται ως πλούσια σε άνθρακα σιδηροχρώμια και χρησιμοποιούνται για την παραγωγή ανοξείδωτου ατσαλιού (FERBASA, 2015). Οι ενώσεις LCFeCr που συνοπτικά αναφέρονται ως χαμηλά σε άνθρακα σιδηροχρώμια είναι επίσης ενώσεις που χρησιμοποιούνται στην παραγωγή του ατσαλιού ώστε να διορθωθούν τα επίπεδα του περιεχόμενου χρωμίου χώρις όμως να προκληθούν σημαντικές αλλαγές στην περιεκτικότητα σε άνθρακα. Το κύριο χαρακτηριστικό αυτών των ενώσεων είναι η αρκετά χαμηλή συγκέντρωση του άνθρακα, η οποία δεν ξεπερνά το 0.15% wt Για την παρασκευή του σιδηροχρωμίου με χαμηλή συγκέντρωση σε άνθρακα, αλλά και στην παραγωγή του ατσαλιού όπως προαναφέρθηκε και νωρίτερα, χρησιμοποιείται η ένωση FeSiCr ως αναγωγικό μέσο και για την προσθήκη χρωμίου και πυριτίου (MINERALS ZONE/CHROMITE MINERAL). Επίσης, το Cr είναι ένας σπουδαίος οξειδωτικός παράγοντας και χρησιμοποιείται στην επεξεργασία δερμάτων και στην διαδικασία ποσοτικών αναλύσεων (MINERALS ZONE/CHROMITE MINERAL). Το χρώμιο χρησιμοποιείται στην τεχνική chrome plating, κατά την οποία ένα λεπτό κάλυμμα χρωμίου επιστρώνεται πάνω σε μια μεταλλική ή πλαστική επιφάνεια μέσω ηλεκτρόλυσης (WIKIPEDIA/CHROME PLATING). Το κάλυμμα προσδίδει στο υλικό αντοχή στην διάβρωση, διευκολύνει την διαδικασία καθαρισμού του υλικού και αυξάνει την επιφανειακή σκληρότητα. Η τεχνική chrome plating χρησιμοποιείται ιδιαίτερα στην παρασκευή των υλικών αυτοκινητοβιομηχανίας. Η χρήση του χρωμίου στην υαλουργία αλλά και την παρασκευή χρωμάτων είναι επίσης σημαντική (WIKIPEDIA/CHROMITE). Το χρώμιο χρησιμοποιείται ως χρωστική ουσία προσδίδοντας το χαρακτηριστικό πράσινο χρώμα. Το στοιχείο αυτό είναι υπεύθυνο για το πράσινο χρώμα του σμαραγδιού και το κόκκινο χρώμα του ρουμπινιού (MINERALS ZONE/CHROMITE MINERAL). 36
1.6 Περί πλατινοειδών 1.6.1 Έρευνα των στοιχείων της ομάδας των PGEs Η ομάδα των πλατινοειδών (PGE: Platinum Group elements) αποτελείται από τα στοιχεία ιρίδιο (Ir), όσμιο (Os), παλλάδιο (Pd), λευκόχρυσος (Pt), ρόδιο (Rh) και ρουθίνιο (Ru). Τα πλατινοειδή καταλαμβάνουν τη δεύτερη και τρίτη σειρά (εικόνα 1.6) της όγδοης υποομάδας (ομάδα VIII) των μεταβατικών στοιχείων ή στοιχείων μεταπτώσεως (transition elements) του Περιοδικού Πίνακα, μαζί με τα στοιχεία σίδηρο (Fe), κοβάλτιο (Co) και νικέλιο (Ni) (WIKIPEDIA, 2015). Τα στοιχεία ρουθίνιο, ρόδιο και παλλάδιο ταξινομούνται στα ελαφριά πλατινοειδή λόγω του μικρού ατομικού τους αριθμού (Ru-44, Rh-45, Pd-46), ενώ τα υπόλοιπα τρία στοιχεία ανήκουν στην ομάδα βαρέων πλατινοειδών (Os-76, Ir-77, Pt-78) (KAPSIOTIS, 2008). Τα μέταλλα αυτά θεωρούνται πολύτιμα λόγω της σπανιότητας τους και των εξαιρετικών ιδιοτήτων τους. Λόγω της μεγάλης αδράνειάς τους βρίσκονται συνήθως ελεύθερα στην φύση υπό μορφή αυτοφυών μετάλλων, κραμάτων, σουλφιδίων αλλά και τελλουριδίων και αρσενιδίων καθώς και οξειδίων ή υδροξειδίων. Εικόνα 1.6: Σχηματική απεικόνιση του περιοδικού πίνακα και η κατανομή των στοιχείων της ομάδας των PGE (WIKIPEDIA/PERIODIC TABLE). 37
Η πρώτη χρήση των στοιχείων της ομάδας των PGE s, σύμφωνα με αρχαιολογικές μελέτες τοποθετείται περίπου 2.700 χρόνια πριν, με τη μορφή φυσικών κραμάτων με Ag, από τους αρχαίους Αιγυπτίους για την κατασκευή έργων τέχνης. Λόγω της συνύπαρξης PGE s μαζί με Au, υπάρχουν κοσμήματα που χρονολογούνται από τη Ρωμαϊκή και Βυζαντική εποχή. Αυτοφυής λευκόχρυσος αλλά και κράματα πλούσια σε λευκόχρυσο είναι γνωστά από τον προ-κολουμβιανό Αμερικανικό λαό για αρκετά χρόνια, ωστός η πρώτη ευρωπαϊκή αναφορά στο λευκόχρυσο εμφανίστηκε στα γραπτά του Ιταλού λόγιου Ιούλιου Καίσαρα Σάλινγκερ (1484-1558 μ.χ.) κατά την περιγραφή ενός μυστηριώδους μετάλλου που βρέθηκε σε ορυχεία της Κεντρικής Αμερικής μεταξύ της επαρχίας Darién στον Παναμά και του Μεξικού (WIKIPEDIA/PLATINUM GROUP). Σύμφωνα με την επίσημη εκδοχή ωστόσο, ο πρώτος ερευνητής που αναφέρεται στα PGE s, είναι ο Ισπανός Antonio de Ulloa, ο οποίος περιέγραψε την ύπαρξη αυτών σε προσχωματικά κοιτάσματα Au, στον ποταμό Pinto, στην Κολομβία, κατά της αρχές του 18ου αιώνα (KAPSIOTIS, 2008). Η περιεκτικότητα των πλατινοειδών στο γήινο φλοιό μετράται σε ppb (parts per billion), γεγονός που υποδηλώνει πόσο δυσεύρετα είναι. Τα PGE s μαζί με τον χρυσό (Au) και τον άργυρο (Ag) αποτελούν τα πολύτιμα ή ευγενή μέταλλα (HOLLEMAN & WIBERG, 1985). Η θέση του Au και του Ag στον περιοδικό πίνακα είναι γειτονική με την θέση των PGE, υποδηλώνοντας την παρόμοια γεωχημική τους συμπεριφορά που βασίζεται στις χημικές τους ιδιότητες. Τα μέταλλα της ομάδας των πλατινοειδών συμπεριφέρονται ως σιδηρόφιλα στοιχεία. Ένδειξη του σιδηρόφιλου χαρακτήρα των PGE s είναι η σημαντική τους ικανότητα σχηματισμού κραμάτων με μέταλλα όπως ο Fe (AHMED & ARAI, 2002). Επίσης σημαντικό στοιχείο αποτελεί η υψηλή συγκέντρωση των PGE s, της τάξεως των ppm, σε σιδηρούχους μετεωρίτες που είναι ανάλογη με την υψηλή συμμετοχή σουλφιδίων. Συνεπώς, λαμβάνοντας υπόψη τα παραπάνω, μεγαλύτερη συγκέντρωση των PGE s αναμένεται στον πυρήνα της γης, σε σχέση με τον εξωτερικό φλοιό, όπου πιστεύεται ότι συγκεντρώθηκαν εκεί μαζί με Fe και Ni κατά τα πιο πρώιμα στάδια εξέλιξης του πλανήτη μας (JAGOUTZ et al., 1979; ARCULUS & DELANO, 1981). Σύμφωνα με τους BARNES et al. (1985) και BRENAN & ANDREWS (2001), τα στοιχεία της ομάδας των πλατινοειδών ταξινομούνται σε δύο κατηγοριές: α) τα IPGE και β) τα PPGE. Τα στοιχεία Os, Ir, και Ru, αποτελούν την ομάδα των IPGE, που χαρακτηρίζονται ως τα ανταγωνιστικά ή συμβατά στοιχεία (compatible) της ομάδας των πλατινοειδών. Η ομάδα των IPGE χαρακτηρίζεται από την τάση να συγκεντρώνεται στις πρώτες φάσης κρυστάλλωσης του μάγματος, όπως είναι ο ολιβίνης και ο χρωμίτης. Τα κοιτάσματα των PGE s είναι γενετικά συνδεδεμένα με τα αντίστοιχα των χρωμιτών. Τα IPGE συμμετέχουν στην κρυσταλλική δομή του 38
χρωμίτη είτε με τη μορφή εγκλεισμάτων, είτε σχηματίζοντας κράματα ή δύστηκτα σουλφίδια (TALKINGTON & LIPIN, 1986; GARUTI et al., 1999a; MAIER et al., 1999). Αντίθετα, τα στοιχεία Rh, Pt, και Pd, που χαρακτηρίζονται ως μη ανταγωνιστικά ή ασύμβατα (incompatible) σχηματίζουν την ομάδα PPGE και προτιμούν να παραμένουν στο βασαλτικό τήγμα (CAPOBIANCO et al., 1994). Τα PPGE έχουν ασθενέστερο σιδηρόφιλο χαρακτήρα και έτσι σχετίζονται με την παρουσία κυρίως σουλφιδίων βασικών μετάλλων (πεντλανδίτη, χαλκοπυρίτη κλπ) και είναι άμεσα εξαρτώμενα από τις τιμές της διαφυγότητας του θείου (fs 2: sulfur fugasity) του εκάστοτε μάγματος (BARNES & NALDRETT, 1986; KEAYS, 1995). Αρκετοί ερευνητές δεν συμφωνούν με την κατάταξη του Rh στην ομάδα των μη ανταγωνιστικών στοιχείων PPGE. Πειραματικά δεδομένα από μετρήσεις των συντελεστών κατανομής (distribution coefficients) των στοιχείων της ομάδας των PGE s μεταξύ σπινελίων και πυριτικού τήγματος έδειξαν ότι το Rh μπορεί να συμπεριφέρεται ως ανταγωνιστικό στοιχείο στους sp/melt σπινελίους, όπως ο μαγνησιοχρωμίτης (D Rh = 41-530) (CAPOBIANCO & DRAKE, 1990; CAPOBIANCO et al., 1994; RIGHTER et al., 2004). Εκτός από την διαφυγότητα του θείου (fs 2 ), επίσης άλλη σημαντική παράμετρος είναι η διαφυγότητα του οξυγόνου (fo 2 : oxygen fugasity). Η fo 2 παίζει σημαντικό ρόλο στον ανταγωνιστικό χαρακτήρα του Rh, καθώς όταν αποκτά τιμές από 10-7, επιτυγχάνεται η οξείδωση του στοιχείου από Rh +2 σε Rh +3, με συνέπεια να μπορεί εισέλθει στο κρυσταλλικό πλέγμα του χρωμίτη. Εκτός από την διαφυγότητα του θείου (fs 2 ) και την διαφυγότητα του οξυγόνου (fo 2 ), άλλοι σημαντικοί παράγοντες που θα καθορίσουν την περιεκτικότητα ενός μάγματος σε πλατινοειδή είναι: το είδος του υλικού του μανδυακού σχηματισμού που τήκεται και ο βαθμό της μερικής τήξης (NALDRETT et al., 1979). Η μερική τήξη του μανδυακού υλικού είναι θεμελιώδους σημασίας διαδικασία για τον εμπλουτισμό σε PGE s, καθώς ο μανδύας είναι το αμέσως πλουσιότερο υλικό σε σιδηρόφιλα στοιχεία, και κατ επέκταση σε PGE s, μετά τον γήινο πυρήνα. Η πετρολογική σύσταση του μανδύα προσομοιάζεται με αυτή του λερζόλιθου, από τον οποίο με την διαδικασία της μερικής τήξης θα παραχθεί βασαλτικό μάγμα ως αρχικό προϊόν, εν αντιθέσει με τα μπονινιτικά μάγματα που προκύπτουν από πολλαπλά επεισόδια μερικής τήξης. Αν το μανδυακό υλικό υποστεί μερική τήξη χαμηλού βαθμού, τότε το παραγόμενο τήγμα θα είναι εμπλουτισμένο σε PPGE (Ru, Pt, Pd) αφού αυτά τείνουν να κατανέμονται στην υγρή φάση, ενώ ο υπολειμματικός περιδοτίτης (χαρτσβουργίτης) θα έχει πλέον μεγαλύτερη περιεκτικότητα σε IPGE σε σχέση με τα PPGE. Σε αντίθετη περίπτωση, αν το μανδυακό υλικό υποστεί υψηλού βαθμού μερική τήξη, τότε το παραγόμενο τήγμα θα έχει μεγαλύτερη αναλογία σε IPGE/PPGE, αφήνοντας τον υπολειμματικό 39
περιδοτίτη (χαρτσβουργίτης) αρκετά εκχυμωμένο σχετικά με την αρχική περιεκτικότητα σε PGE (BARNES et al., 1985; LORAND et al., 2008). Η έρευνα για την κοιτασματογένεση των PGE s, υποδεικνύει την ύπαρξη συσχέτισης αυτών με την απόθεση σουλφιδίων (NALDRETT & DUKE, 1980). Η δημιουργία ενός πυριτικού τήγματος βάσει της διαδικασίας μερικής τήξης που συμβάλει και στη μεταβολή του περιεχομένου σε σουλφίδια (KEAYS, 1995) - αποτέλεσε έναυσμα στην θεώρηση της σχέσης μεταξύ του σχηματισμού σουλφιδίων και ορυκτών της ομάδας των PGE s. Αρχικά, θεωρήθηκε ότι μερική τήξη του μανδυακού πρωτόλιθου κατά 30%, είναι ικανή συνθήκη ώστε να προκληθεί η απομάκρυνση του μεγαλύτερου ποσοστού των σουλφιδίων από το μανδυακό υλικό (MCLEAN, 1969). Στη συνέχεια, οι BARNES & MAIER (1999) συμπέραναν ότι με μερική τήξη του μανδύα της τάξης 25%, είναι ικανή να προκαλέσει την τήξη σχεδόν του συνόλου των σουλφιδίων που εμπεριέχονται σε αυτόν. Έτσι, για βαθμό μερικής τήξεως 25%, ο μανδύας εμφανίζεται πλήρως απεμπλουτισμένος από σουλφίδια και το παραγόμενο πυριτικό μάγμα είναι κορεσμένο σε S και εμπλουτισμένο σε PPGE (incompatible). Τα ασύμβατα στοιχεία PPGE λόγω του χαμηλότερου σημείου τήξης σε σχέση με τα υπόλοιπα PGE s απομακρύνονται πρώτα (LUGUET et al., 2007; LORAND et al., 2008), αφήνοντας τον απεμπλουτισμένο περιδοτίτη φτωχό σε σουλφίδια και πλουσιότερο σε κράματα της ομάδας των IPGE. Η μερική τήξη του μανδυακού υλικού σε επαναλαμβανόμενους κύκλους είναι δυνατό να προκαλέσει τη δημιουργία μάγματος με μπονινιτική σύσταση (HICKEY & FREY, 1982; CRAWFORD et al., 1989), το οποίο είναι πλούσιο σε IPGE αλλά ακόρεστο σε θείο (HAMLYN et al., 1985; HAMLYN & KEAYS, 1986; PECK et al., 1992). Σύμφωνα με τους ZHOU et al. (1998), οι χρωμιτίτες θυλακοειδούς τύπου (podiform) συνήθως συνδέονται με την ύπαρξη IPGE και η δημιουργία αυτών γίνεται σε ισορροπία με μπονινιτικής σύστασης μάγματα. Αντίθετα, σύμφωνα με τους TALKINGTON & WATKINSON (1986), οι χρωμιτικές συγκεντρώσεις στρωματόμορφου τύπου (stratiform) συνδέονται με την παρουσία PPGE s. Συνεπώς, όπως γίνεται κατανοητό, ο συνδυασμός των παραγόντων του βαθμού μερικής τήξης, της χημικής σύστασης του μανδυακού υλικού και της διαφυγότητας του οξυγόνου και της διαλυτότητας του θείου, σχετίζονται άμεσα με την περιεκτικότητα και το είδος των PGE s που εμπεριέχονται στο μάγμα και που τελικά αποτίθενται. Η διαφυγότητα του οξυγόνου (fo 2 ) αποτελεί έναν πολύ σημαντικό παράγοντα, αφού καθορίζει εάν θα απομειχθεί σουλφιδικό τήγμα από το μάγμα ή όχι. Η πτώση της fo 2 μπορεί να οδηγήσει στον κορεσμό του S. Διακυμάνσεις στα επίπεδα της fo 2 μπορούν να επηρεάσουν τα επίπεδα διαλυτότητας των PGE s στο μάγμα (AMOSSÉ et al., 1997), ενώ σημαντικές αλλάγες 40
μπορούν να προκαλέσουν την κρυστάλλωση των PGM (platinum group minerals ορυκτά της ομάδας του λευκόχρυσου). Ο συντελεστής κατανομής (D) των PGE s στα πυριτικά τήγματα μειώνεται με την αύξηση της fo 2 (FLEET et al., 1991), ενώ σχετίζεται αρνητικά με το λόγο fo 2 /fs 2 (PEACH & MATHEZ, 1993). Σύμφωνα με τους ANDREWS & BRENAN (2002) ωστόσο, η fs 2 και fo 2 εμφανίζουν θετική συσχέτιση σε έναν βασάλτη κορεσμένο σε S. Επειδή η fo 2 των περισσότερων βασαλτών είναι κοντά στο θερμοδυναμικό όριο FMQ (Fayalite Magnetite Quartz buffer), στο οποίο η fs 2 είναι υψηλή, συμπέραναν πως πλησίον του ορίου FMQ, το σουλφιδικό τήγμα εμφανίζεται πλέον ικανό να διαλύει τα PGE s σε επίπεδα εκατοστιαίας αναλογίας και στην συνέχεια να προάγει την κρυστάλλωση των πλατινοειδών ορυκτών. 1.6.2 Γεωχημική συμπεριφορά των PGE s Από έρευνες προκύπτει ότι οι χρωμιτίτες - περιδοτίτες των οφιολιθικών συμπλεγμάτων είναι εμπλουτισμένοι σε IPGE, σε σχέση με τα PPGE (PAGE & TALKINGSTON, 1984; BARNES et al., 1985; LEBLANC, 1991; AHMED et al., 2001; AHMED & ARAI 2002). Η σειρά υποκατάστασης των PGE στο κρυσταλλικό πλέγμα των σπινελίων, στους χρωμιτίτες των οφιολιθικών συμπλεγμάτων, η οποία ταυτίζεται με την σειρά κρυστάλλωσης τους είναι η εξής: Ru>Os>Rh>Ir>Pt>Pd (BARNES & MAIER, 1999). Τα υψηλά επίπεδα IPGE πιθανόν οφείλονται σε εγλείσματα κραμάτων PGM που βρίσκονται εντός των χρωμιτών, καθώς αυτό ερμηνεύεται από την χαρακτηριστική παρουσία λωρίτη [(Ru,Os,Ir)S 2 ] και κραμάτων Os Ir εντός των θυλακοειδών χρωμιτιτών (CORRIVAUX & LAFLAMME, 1990). Από την άλλη πλευρά, στις ενστρωμένες διεισδύσεις, υπάρχει μεγαλύτερη συμμετοχή PPGE στις χρωμιτοφόρες μεταλλοφορίες, επειδή συνήθως περιέχουν μεγάλο ποσοστό σουλφιδίων πλούσιων σε PPGE (VON DE GRUENEWALDT et al., 1989). Λόγω του ότι ο μανδυακός περιδοτίτης είναι πλούσιος σε στοιχεία όπως Pd, Ir, Re, Os και Au καθώς επίσης και ότι η περιεκτικότητά τους προσομοιάζεται με αυτή στους χονδρίτες, προέκυψε το συμπέρασμα ότι ο ανώτερος μανδύας βρίσκεται σε ισορροπία με τον πυρήνα της γης, όσον αφορά τα ιδιαιτέρως σιδηρόφιλα στοιχεία (Highly Siderophile Elements: HSEs) όπως Fe, Ni, Co, Au, PGEs. Ακόμα και για ένα ιδιαίτερα μικρό βαθμό μερικής τήξης, όπως για παράδειγμα στην περίπτωση βαθμού 5% μερικής τήξεως ενός γόνιμου λερζόλιθου, σύμφωνα με το θεωρητικό μοντέλο μερικής τήξης του BODINIER (1988), υπάρχει μια μείωση στην περιεκτικότητα του Re στον γόνιμο μανδύα ακόμα και αν υποθέσουμε ότι τα θειούχα ορυκτά παραμείνουν στον 41
υπολειμματικό περιδοτίτη. Τα στοιχεία Re και Au παρουσιάζουν μια εντονότερη συμπεριφορά ανταγωνιστικότητας σε σύγκριση με τα PGE s (LORAND et al. 1999), Αντίθετα, η περιεκτικότητα των στοιχείων της ομάδας των PGE s δεν επηρεάζεται από μερική τήξη χαμηλού βαθμού (LORAND et al., 1999). Έρευνες που πραγματοποιήθηκαν από τους SNOW & SCHMIDT (1998), έδειξαν ότι όταν επιδρούν γεγονότα σερπεντινίωσης, τότε παρατηρείται χαμηλή κινητικότητα των PGE s. Το συμπέρασμα αυτό μπορεί να ερμηνεύσει τον συσχετισμό του Pd με τα Os και Ir, καθώς δεν είναι δυνατό το Pd να είναι ευκίνητο κατά τη διάρκεια της σερπεντινίωσης και να σχετίζεται με αυτά. Σύμφωνα με τον WOOD (1987), το Os και το Ir δεν δύναται να κλασματωθούν μέσω μαγματικών διεργασιών, ενώ η κλασμάτωσή τους μπορεί να επιτευχθεί μέσω υδροθερμικών παραγόντων, υπό κατάλληλα θερμοδυναμικά καθεστώτα. Η κινητικότητα του Os αυξάνει με την διαφυγότητα του H 2 O (fh 2 O) και HCl (fhcl). Μέσω των αναγωγικών περιβαλλόντων που επικρατούν κατά τη διαδικασία της σερπεντινίωσης του ολιβίνη, οι διθειούχες ενώσεις των PGE s έχουν πλεονέκτημα σε σχέση με τις χλωριούχες ενώσεις, στα ρευστά της σερπεντινίωσης (WOOD et al. 1993). 1.6.3 Μαγματική κρυστάλλωση των PGE s Σύμφωνα με τους BORISOV & PALME (1997) και AMOSSÉ et al. (2000), μια πολύ σημαντική παράμετρος που συμβάλει στην διαλυτότητα των PGE s στο πυριτικό μάγμα και κατά συνέπεια στην κρυστάλλωση αυτών και την δημιουργία ορυκτών των PGE s, είναι η διαφυγότητα του οξυγόνου (fo 2 ), όπως αναφέρθηκε και νωρίτερα. Έχει επίσης παρατηρηθεί, πως ακόμα και για μεταλλοφορίες τόσο καλά ανεπτυγμένες όσο αυτή στο σύμπλεγμα Bushveld (Critical Zone) και ενώ ο κορεσμός σε S μπορεί να μην έχει επιτευχθεί, σωρειτικά πετρώματα που είναι πλούσια σε ολιβίνη και χρωμίτη, όπως είναι οι χαρτσβουργίτες, είναι ιδιαίτερα εμπλουτισμένα σε PGE, σε σχέση με λιγότερο μαφικά πετρώματα (DAVIES & TREDOUX, 1985; BALLHAUS & SYLVESTER, 2000). Επιπλέον, οι CAWTHORN (1999) και GODEL at al. (2007), υποστηρίζουν πως τα IPGE (Os, Ir, Ru) αποδεσμεύονται από το μάγμα πριν την έναρξη κρυστάλλωσης του χρωμίτη, σε συνθήκες αυξανόμενης fs 2 και μειωμένης Τ, και συνεπώς το μάγμα είναι πλουσιότερο σε PPGE (Rh, Pt, Pd). Στη συνέχεια, εάν επιτευχθεί ο κορεσμός του μάγματος σε S κατά τα στάδια εξέλιξής του, τότε τα θειούχα ορυκτά θα συλλέξουν τα PPGE που απέμειναν στο μάγμα. Αν και ο παραπάνω μηχανισμός κρυστάλλωσης PGE s 42
φάσεων φαντάζει ιδανικός, αδυνατεί να εξηγήσει την απευθείας κρυστάλλωσή τους, όταν η περιεκτικότητα των PGE στο μάγμα είναι της τάξεως των ppb (MATHEZ, 1999). Σύμφωνα με τους TREDOUX et al. (1995), τα μεταβατικά μέταλλα (transition metals) με μεγάλο ειδικό βάρος, τείνουν να δημιουργούν ομάδες (clusters) των 10 με 100 ατόμων. Σύμφωνα λοιπόν με αυτή την βασική αρχή, τα στοιχεία της ομάδας PGE που έχουν μεγαλύτερο ειδικό βάρος σε σχέση με τα υπόλοιπα, δηλαδή τα στοιχεία (Os, Ir και Pt), σχηματίζουν πιο σταθερές ομάδες (clusters) από ότι συμβαίνει με τα πιο ελαφριά στοιχεία (Ru, Rh και Pd). Ανάλογα με τις επικρατούσες φυσικοχημκές συνθήκες (Τ-fS 2 -fas) και όταν οι ομάδες PGE s σταθεροποιηθούν, ακολουθεί ο σχηματισμός κραμάτων, σουλφιδίων και θειοαρσενιδίων. Η ομαδοποίηση (clustering) των ατόμων και των μορίων στο μάγμα δεν είναι τόσο απλή διαδικασία και εξαρτάται από πολλές παραμέτρους όπως είναι η θερμοκρασία και η χημική σύσταση του μάγματος. Η σταθερότητα των ομάδων PGE s και η καθίζησή τους στο μάγμα, σαν ξεχωριστά ορυκτά των μετάλλων PGE s, ή σαν μεταλλικά κράματα, είναι πολύ πιθανό να συμβεί σε ένα περιβάλλον με χαμηλό fs 2. Από πολλές έρευνες έχει αποδειχθεί, ότι τα στρώματα χρωμίτη, όντως περιέχουν μεμονωμένα ορυκτά σουλφιδίων, και μεταξύ των κόκκων χρωμίτη, αλλά και ως εγκλείσματα μέσα σε αυτούς. Ο μαγνητοπυρίτης συνήθως απουσιάζει από τους χρωμιτίτες, λόγω της αντίδρασης που πραγματοποιείται μεταξύ του χρωμίτη και των σουλφιδίων, όπου προστίθεται επιπλέον Fe στον χρωμίτη και απελευθερώνεται S. Η αντίδραση είναι η εξής: 4Fe 2 O 3 (chr) + FeS 3Fe 3 O 4 + 0.5S 2 Επιπλέον, έχει διαπιστωθεί, ότι ο σχηματισμός Pt-(Pd-Au) απαντάται με την μορφή ξεχωριστών εγκλεισμάτων μετάλλων ή κραμάτων στον χρωμίτη (BALLHAUS & SYLVESTER, 2000), υποδεικνύοντας ότι τα υπόλοιπα PGE σχετίζονται με σουλφίδια μετάλλων, είτε ως εγκλείσματα μέσα στον χρωμίτη, είτε ενδιάμεσα στους κόκκους του χρωμίτη. Η καθίζηση του S, οδηγεί στον εμπλουτισμό σουλφιδίων με PGE s, μαζί με τα κανονικά πυριτικά ορυκτά και τον χρωμίτη. Η σουλφιδική φάση αντιδρά με τον χρωμίτη σύμφωνα με την προηγούμενη αντίδραση, με αποτέλεσμα τον σχηματισμό ενός σουλφιδικού τήγματος, πλούσιου σε Cu και Ni, από το οποίο κρυσταλλώνεται χαλκοπυρίτης και πεντλανδίτης. Η τοπική ταπείνωση της ενεργότητας του S, που προέρχεται από την αντίδραση σουλφιδίων-χρωμίτη, υποβοηθά στην απευθείας κρυστάλλωση των PGM ή των μεταλλικών κραμάτων, έτσι ώστε το αμιγές σουλφιδικό μέρος συνοδεύεται από την δημιουργία ομάδων, παρά σαν ξεχωριστά μέλη. Ο παραπάνω μηχανισμός υστερεί καθώς δεν μπορεί να εξηγηθεί η αφθονία του λωρίτη [(Ru,Os,Ir)S 2 ] και η ύπαρξη Ru-ούχων φάσεων στις χρωμιτικές μεταλλοφορίες στις μανδυακές ενότητες των οφιολιθικών συμπλεγμάτων. 43
Για να εξηγηθεί η παρουσία του Ru, οι CAPOBIANCO et al. (1994) πρότειναν πως το Ru και σε μικρότερο ποσοστό το Rh είναι δυνατό να εισέρχονται στην κρυσταλλική δομή των οξειδίων κατά την κρυστάλλωσή τους, όπως των χρωμιτών, ενθαρρύνοντας με αυτόν τον τρόπο την δημιουργία ομάδων (clusters) Os, Ir και Pt. Με την προαναφερθείσα διαδικασία προάγεται η συνκρυστάλλωση του χρωμίτη και των ομάδων PGE (clusters), καθώς τα τελευταία αποσταθεροποιούνται από την εισαγωγή του Ru και Rh στην δομή του χρωμίτη (BARNES & MAIER, 1999). Η απουσία του Pd από τις ομάδες PGE (clusters) ταυτίζεται απόλυτα με την παραπάνω θεώρηση και την απουσία αυτού από τους χρωμιτίτες των οφιολιθικών συμπλεγμάτων. Σύμφωνα με τις συνθήκες (Τ-fS 2 -fas) που επικρατούν, θα κρυσταλλωθούν κράματα, σουλφίδια, θειοαρσενίδια ή αρσενίδια. Την αυξημένη περιεκτικότητα των χρωμιτών σε IPGE περιγράφει ο MUNGALL (2002), αποδίδοντάς την σε τοπικές διακυμάνσεις της (fo 2 ). Η ύπαρξη αναγωγικών συνθηκών γύρω από τους κρυστάλλους χρωμίτη, που οφείλεται στην είσοδο του Cr 3+ και Fe 3+ στην κρυσταλλική του δομή, προκαλεί τον κορεσμό σε τοπικό επίπεδο του Os και Ir. Κατά τον κορεσμό τους, τα Os και Ir σχηματίζουν κρυστάλλους κραμάτων IPGE, οι οποίοι στην συνέχεια εγκλείονται στον χρωμίτη. Μέσω της διαφοροποίησης του μάγματος ή κατά την μείξη αυτού με ένα πιο εξελιγμένο μάγμα, θα πραγματοποιηθεί τοπική αύξηση των συντελεστών fo 2 και fs 2. Μέσω τέτοιων συνθηκών είναι δυνατό να σχηματιστούν Ru-Os σουλφίδια όπως ο λωρίτης (BRENAN & ANDREWS, 2001), τα οποία στη συνέχεια εγκλείονται στους κρυστάλλους χρωμίτη (STOCKMAN & HLAVA, 1984; TREDOUX et al., 1995; MUNGALL, 2002; GERVILLA et al., 2005). 1.6.4 Τύποι κοιτασμάτων των PGE s Ανάλογα με τις μεταλλογεννετικές διεργασίες που επικράτησαν, τα PGE s διακρίνονται σε μαγματικά κοιτάσματα, σε υδροθερμικά κοιτάσματα, καθώς επίσης και σε αλλουβιακά κοιτάσματα. Η πρώτη κατηγορία περιλαμβάνει τα κοιτάσματα τα οποία δημιουργούνται στο μαγματικό στάδιο. Τα μαγματικά κοιτάσματα χαρακτηρίζονται από την απόθεση PGE s πλουσίων σε μέταλλα και την δημιουργία ορυκτών PGM, μαζί με άλλα ορυκτά όπως είναι ο χρωμίτης, μέσα σε ενστρωμένα υπερβασικά πετρώματα ή οφιολιθικά συμπλέγματα. Η δημιουργία τέτοιου είδους κοιτασμάτων συνδέεται με την δημιουργία χρωμιτών ή/και μαγματικών κοιτασμάτων Ni Cu Fe και σχετίζεται με: 44
a) Μείξη μαγμάτων (magma mixing) b) Μόλυνση του μάγματος από εξωτερική πηγή c) Υστερομαγματικές διεργασίες Με την μείξη, διαφορετικής σύστασης μαγμάτων, ενός πρωτόγονου και ενός εξελιγμένου, είναι δυνατό να αυξηθεί η περιεκτικότητα του θείου. Ο κορεσμός του μάγματος σε θείο, προκαλεί κατά συνέπεια απόμειξη αυτού μέσω σουλφιδικών σταγονιδίων (IRVINE, 1977; PROENZA et al., 2001). Η γένεση κοιτασμάτων πλουσίων σε PGE s μέσω της μόλυνσης του μάγματος από εξωτερική πηγή, εξαρτάται αφενός από την περιεκτικότητα των PGE s στο αρχικό μάγμα, αφετέρου από την ποσότητα του θείου που είναι ικανή για την συλλογή των PGE s (scavenging). Τα PGE s έχουν μια ιδιαίτερη προτίμηση γεωχημικής φύσεως να συγκεντρώνονται στις σουλφιδικές φάσεις σε σχέση με τις πυριτικές, επιτυγχάνοντας την δέσμευσή τους από αυτές (NALDRETT & DUKE, 1980; BACUTA et al., 1990). Ένα πολύ χαρακτηριστικό παράδειγμα είναι οι πλούσιοι σε PGE s χρωμιτίτες στο σύμπλεγμα του Bushveld στην Αφρική, όπου η μείξη ενός μπονινιτικής σύστασης μάγματος πλούσιο σε PGE με κάποιο θολεϊτικής σύστασης βασαλτικό μάγμα, είναι υπεύθυνο για τη δημιουργία του πολύ γνωστού για την περιεκτικότητά του σε PGE s, υφάλου Merensky (NALDRETT, 1977). Μέσω της αφομοίωσης υλικών από εξωτερική πηγή, μπορεί να επιτευχθεί ο κορεσμός του θείου είτε με την προσθήκη πυριτίου (Si), είτε με την προσθήκη θείου (S). Μέσω της αφομοίωσης φλοιϊκών ιζημάτων, για παράδειγμα πλουσίων σε Si, είναι δυνατό να επιτευχθεί κορεσμός του S. Το συγκεκριμένο μοντέλο έχει προταθεί ώστε να εξηγηθεί ο σχηματισμός των αποθέσεων των Fe Ni σουλφιδίων σε οφιολιθικό σύμπλεγμα της περιοχής Ontario του Καναδά (NALDRETT & MCDONALD, 1980). Η ποσότητα των PGE s σε αυτά τα κοιτάσματα δεν εξαρτάται μόνο από την ποσότητα των PGE s του μάγματος αλλά και από το περιεχόμενο των σουλφιδικών σταγονιδίων που είναι υπεύθυνα για την συλλογή (scavenging) των PGE s. Επίσης, και οι υστερομαγματικές διεργασίες θεωρούνται από πολλούς ερευνητές ικανές για την δημιουργία σημαντικών κοιτασμάτων PGE s. Τέτοιες διεργασίες προκαλούνται από υπολειμματικά της εξέλιξης του μάγματος ρευστά, που προκαλούν σημαντικές χημικές και ορυκτολογικές αλλαγές των μαγματικών σχηματισμών. Τέτοιες διεργασίες είναι υπεύθυνες για υψηλές συγκεντρώσεις PGE s σε σχηματισμούς που ονομάζονται χορτονόλιθοι και είναι κατακόρυφα σώματα δουνιτών (με σύσταση ολιβίνη 50 70 % Fa) με την μορφή αγωγών διαμέτρου μερικών m και βάθους λίγων εκατοντάδων m. Τέτοιος σχηματισμός μπορεί να 45
δημιουργηθεί από ένα διάλυμα χλωριδίων μέσω της αποπυριτίωσης των πυροξένων του ξενιστή νορίτη και την εναπόθεση Fe-ούχου ολιβίνη (SCHIFFRIES, 1982). Τα υδροθερμικά κοιτάσματα PGE s, σχηματίζονται από την απόθεση υδροθερμικών ρευστών, πλούσιων σε PGE s. Περιβάλλοντα που φιλοξενούν τέτοια κοιτάσματα είναι μεταξύ άλλων οι ζώνες διάτμησης βασικών/υπερβασικών πετρωμάτων, κατακλαστικές ζώνες ρηγμάτων, φλεβικές διεισδύσεις, καρστικές ασυνέχειες μεταξύ ανθρακικών πετρωμάτων, καθώς επίσης και τα πορφυριτικά κοιτάσματα Cu. Τα κοιτάσματα αυτά κατά κύριο λόγο είναι πλούσια σε Pt και Pd, καθώς αυτά είναι τα πλέον ευκίνητα πλατινοειδή και μπορούν να μετακινηθούν μέσω υδροθερμκών διαλυμάτων (NALDRETT, 1981). Τέλος, τα κοιτάσματα PGE s αλλουβιακής προέλευσης αποτελούν ιζηματογενείς αποθέσεις υλικού, που προήλθε από τις φυσικοχημικές διεργασίες αποσάθρωσης και διάβρωσης υπαρχόντων πετρωμάτων, πλούσιων σε PGE s. 1.6.5 Ιδιότητες και χρήσεις των PGE s Τα στοιχεία της ομάδας του λευκόχρυσου παρουσιάζουν μια ποικιλία ιδιοτήτων όσον αφορά το ειδικό τους βάρος αλλά και την σκληρότητά τους στην κλίμακα του Mohs (WIKIPEDIA/PLATINUM GROUP). Τα στοιχεία της ομάδας χαρακτηρίζονται από διάφορες αποχρώσεις, μεταξύ σκούρου γκρι και ασημί. Γενικά, τα PGE s χαρακτηρίζονται από την αντοχή τους σε συνθήκες υψηλής θερμοκρασίας και την υψηλή ηλεκτρική τους αγωγιμότητα. Σε κάποιες περιπτώσεις είναι δυνατό να αναπτύξουν μαγνητικές ιδιότητες, όπως συμβαίνει στην περίπτωση κραμάτων Pt που περιέχουν Fe > 5% wt Όσον αφορά τις χημικές τους ιδιότητες, τα PGE s σχηματίζουν με δυσκολία ενώσεις με άλλα στοιχεία και για τον λόγο αυτό απαντώνται στη φύση ως αυτοφυή στοιχεία, PGE s κράματα και σουλφίδια ενώ σπανιότερα με τη μορφή τελλουριδίων, αρσενιδίων, οξειδίων και υδροξειδίων. Η ιδιότητά τους αυτή αντικατοπτρίζεται από την ιδιαίτερη χημική τους αδράνεια σε ένα μεγάλο πλαίσιο θερμοκρασιών. Επίσης, παρουσιάζουν σπουδαίες καταλυτικές ικανότητες. Ιδιαίτερα το Rh αποτελεί χαρακτηριστικό παράδειγμα καθώς αποτελεί έναν σπουδαίο καταλύτη. Η ικανότητά του αυτή αυξάνει όταν σχηματίζει κράμα με Pt. Η πλατίνα ή λευκόχρυσος, όπως είναι εμπορικά γνωστό το στοιχείο Pt, έχει ειδικό βάρος 21.45 και είναι ένα λαμπερό, εύθραυστο και εύπλαστο μέταλλο, γεγονός που επιτρέπει την εύκολη επεξεργασία της (LAGOWSKI, 2004). Το μέταλλο αυτό έχει εξαιρετική αντίσταση σε συνθήκες διάβρωσης, και παρουσιάζει σταθερότητα σε υψηλές θερμοκρασίες (GRAIG & ANDERSON, 46
1995). Επίσης, παρουσιάζει σταθερές ηλεκτρικές ιδιότητες και η σκληρότητά του στην κλίμακα του Mohs είναι 3.5. Η πλατίνα χρησιμοποιείται κυρίως ως καταλύτης αυτοκινήτων αλλά και την κατασκευή κοσμημάτων (WIKIPEDIA/PLATINUM). Επίσης, χρησιμοποιείται στη διύλιση του πετρελαίου, καθώς και την παραγωγή πρώτων υλών πλαστικού, συνθετικού καουτσούκ και ινών πολυεστέρα. Άλλες, εξίσου σημαντικές εφαρμογές της Pt είναι στην βιομηχανία σιλικόνης, στην χημική βιομηχανία όπως την παρασκευή νιτρικού οξέος, στην υαλουργία καθώς και στον τομέα της ιατρικής-οδοντριατρικής (KREBS, 1998). Το στοιχείο Pd έχει ειδικό βάρος 12.02 και η σκληρότητά του στην κλίμακα του Mohs είναι 4.75 (WIKIPEDIA/PALLADIUM). Το παλλάδιο είναι ένα μαλακό μέταλλο που μοιάζει με την πλατίνα. Συγκεκριμένα, είναι το πιο ελαφρύ μέταλλο της ομάδας των PGE s και έχει το χαμηλότερο σημείο τήξης. Επιπλέον, είναι αρκετά όλκιμο και έχει τη δυνατότητα να αυξάνει την αντοχή και την σκληρότητά του όταν υποστεί επεξεργασία σε χαμηλή θερμοκρασία. Το μεγαλύτερο ποσοστό του Pd χρησιμοποιείται στους καταλύτες βενζινοκινητήρων (UNITED NATIONS CONFERENCE ON TRADE AND DEVELOPMENT, 2006). Επίσης, χρησιμοποιείται ευρέως στην κατασκευή ηλεκτρονικών και ιδιαίτερα στα πολλαπλά στρώματα κεραμικών πυκνωτών (ZOGBI, 2003). Άλλες σημαντικές εφαρμογές απαντώνται στην δημιουργία κοσμημάτων και υλικών διακόσμησης αλλά και στην ιατρική/οδοντιατρική. Επίσης, χρησιμοποιείται στην κατασκευή νομισμάτων, στην χημική βιομηχανία (παρασκευή νιτρικού οξέος, συγκολλητικών ουσιών κλπ), την παρασκευή χρωμάτων, στις κυψέλες καύσιμου υδρογόνου, και την επεξεργασία υπόγειων νερών (WIKIPEDIA/PALLADIUM). Το ρουθίνιο (Ru) είναι ένα εύθραυστο μέταλλο που έχει ειδικό βάρος 12.45. Η σκληρότητά του ωστόσο είναι αρκετά μεγαλύτερη από αυτή της πλατίνας και του παλλαδίου, και έχει τιμή 6.5 (WIKIPEDIA/RUTHENIUM). Η ιδιότητά του αυτή το καθιστά ικανό να προσδίδει σκληρότητα σε κράματα που συμμετέχουν Pt ή/και Pd. Το Ru αποτελεί σημαντικό καταλύτη που βρίσκει εφαρμογές στην Ανόργανη, Οργανική, Φαρμακευτική και Βιομηχανική Χημεία. Λόγω του υψηλού σημείου τήξης αλλά και γιατί είναι αρκετά εύθραυστο μέταλλο, είναι πολύ δύσκολο να χρησιμοποιηθεί στην κατασκευή συρμάτων ή ελασμάτων. Μια από τις κύριες εφαρμογές του σε παγκόσμιο επίπεδο είναι ως σκληρυντικό υλικό σε προσμείξεις με άλλα PGE ς και έτσι εφαρμόζεται σε ηλεκτρικές επαφές ώστε να έχουν αντοχή στη φθορά (MICHEAL, 2006). Η χρήση του στη δημιουργία προηγμένων υπερκραμάτων υψηλής θερμοκρασίας όπως ΕΡΜ-103 με 3% Ru και TMS-162 με 6% Ru καθώς επίσης και TMS-138 και TMS-174 που περιέχουν 6% Re (WALSTON et al., 2004), βρίσκει σημαντική εφαρμογή στα πτερύγια των κινητήρων των 47
αεροσκαφών. Τα υπερκράματα ή τα κράματα υψηλής απόδοσης είναι κράματα που παρουσιάζουν εξαιρετικές ιδιότητες όπως μεγάλη αντοχή σε υψηλές θερμοκρασίες, μηχανική αντοχή, καλή σταθερότητα επιφάνειας και αντοχή στη διάβρωση ή την οξείδωση (WIKIPEDIA/SUPERALLOYS). Κράματα Ru-Ti χρησιμοποιούνται σε διαβρωτικά περιβάλλοντα όπως είναι ο αέρας, το νερό, ή τα καυσαέρια (WIKIPEDIA/RUTHENIUM). Στην κατασκευή κοσμημάτων, χρησιμοποιείται μόνο στην σταθεροποίηση και σκλήρυνση του χρυσού. Επίσης, έχει εφαρμογή στην ιατρική στα οργανομεταλλικά σύμπλοκα για τη δημιουργία αντικαρκινικών φαρμάκων. Τέλος, λόγω της δυνατότητας των συμλόκων Ru να απορροφούν το φως σε όλο το ηλιακό φάσμα, ίσως χρησιμοποιηθεί μελλοντικά ως μέταλλο υψηλής τεχνολογίιας για την αξιοποίηση ης ηλιακής ενέργειας στο μέλλον (KUANG et al., 2006). Το χημικό στοιχείο ρόδιο (Rh) είναι ένα ευγενές μέταλλο που έχει ειδικό βάρος 12.41. Χαρακτηρίζεται από την ανθεκτικότητά του στη διάβρωση και τη σκληρότητά του που είναι 6 στην κλίμακα του Mohs (WIKIPEDIA/RHODIUM). Η μεγαλύτερη ποσότητα του Rh χρησιμοποιείται στην κατασκευή καταλυτών που χρησιμοποιούνται σε πολλές βιομηχανικές διαδικασίες. Επιπλέον χρησιμοποιείται στα κοσμήματα και στα διακοσμητικά αντικείμενα. Συνήθως, χρησιμοποιείται ως μέσω επικάλυψης της πλατίνας, του λευκού χρυσού και του αργύρου και προσδίδει την χαρακτηριστική λάμψη ροδίου στα αντικείμενα. Λόγω της μεγάλης του σκληρότητας μπορεί να χρησιμοποιηθεί σε ευαίσθητα εξαρτήματα οπτικών οργάνων (SMITH, 2007). Η μεγάλη του αγωγιμότητα και η αντοχή στη διάβρωση και την υψηλή θερμοκρασία το καθιστούν ικανό να χρησιμοποιηθεί ως υλικό σε ηλεκτρικές επαφές. Επίσης, παράγει χαρακτηριστικό φάσμα ακτίνων Χ και γι αυτό χρησιμοποιείται στη μαστογραφία ως φίλτρο (McDONAGH et al., 1984). Τέλος, χρησιμοποιείται στην κατασκευή υψηλής ποιότητας πενών καθώς και ως ανιχνευτής βραδέων νετρονίων σε πυρηνικούς αντιδραστήρες ανάφλεξης (SOLOKOV et al., 1993). Το χημικό στοιχείο ιρίδιο (Ir) είναι ένα πολύ σκληρό, εύθραυστο μέταλλο και είναι το δεύτερο πιο πυκνό μέταλλο της ομάδας των PGE s, έχοντας ειδικό βάρος 22.56 (WIKIPEDIA/IRIDIUM). Είναι το πιο ανθεκτικό σε σχέση με τα υπόλοιπα μέταλλα των PGE s όσον αφορά την αντοχή του στη διάβρωση ακόμα και σε θερμοκρασίες περίπου 2000 C. Το Ir έχει σκληρότητα 6.5 στην κλίμακα του Mohs και είναι άμεσα εξαρτώμενη από την περιεκτικότητα των κραμάτων σε Os. Το ιρίδιο, και ιδιαίτερα με τη μορφή κραμάτων με Os-Ir, χρησιμοποείται στην κατασκευή ανθεκτικών ινών (όπως του τεχνητού μεταξιού) (EGOROVA et al., 1979). Επιπλέον, χρησιμοποιείται στην κατασκευή τμημάτων για κινητήρες αεροσκαφών. Το κράμα Ir-Ti 48
χρησιμοποιείται στην κατασκευή βαλβίδων σωληνώσεων για την χρήση αυτών σε θαλάσσια σκάφη καθώς έχουν εξαιρετική αντοχή στη διάβρωση (EMSLEY, 2003). Το Ir προστίθεται στα κράματα Pt ως παράγοντας σκλήρυνσης. Πολύ σημαντική είναι η χρήση του Ir στην κατασκευή συσκευών ανθεκτικών σε υψηλή θερμοκρασία ή σε έντονα οξειδωτικές συνθήκες. Το κράμα Os-Ir χρησιμοποιείται για την κατασκευή πυξίδων και ζυγαριών (EMSLEY, 2003). Επίσης, το κράμα αυτό κατά το παρελθόν χρησιμοποιήθηκε για την κατασκευή της άκρης στην μύτη της πένας, αλλά πλέον έχει αντικατασταθεί από άλλα μέταλλά όπως είναι το βολφράμιο (WIKIPEDIA/IRIDIUM). Άλλες σημαντικές χρήσεις του Ir εφαρμόζονται στην ιατρική και την χημική βιομηχανία. Στο παρελθόν, η μαύρη χρωστική ουσία η οποία ονομάζεται μαύρο ιρίδιο και αποτελείται από σκόνη ιριδίου, χρησιμοποιήθηκε στο παρελθόν για την ζωγραφική πάνω σε πορσελάνη (PEPPER, 1861). Το χημικό στοιχείο όσμιο (Os) είναι το πιο πυκνό στοιχείο από την ομάδα των PGE s, με ειδικό βάρος 22.59 (WIKIPEDIA/OSMIUM). Η σκληρότητά του στην κλίμακα του Mohs είναι 7. Αν και είναι αρκετά σκληρό μέταλλο, είναι ωστόσο πολύ εύθραυστο και αυτό το καθιστά αρκετά δύσκολο στην επεξεργασία. Σε σχέση με τα υπόλοιπα στοιχεία της ομάδας PGE s, το Os έχει το μεγαλύτερο σημείο τήξης το οποίο έχει τιμή (3050 C), σε αντίθεση με το Pd που έχει το χαμηλότερο σημείο τήξης (1555 C). Άλλα χαρακτηριστικά του Os είναι η απορρόφηση του οξυγόνου από την σκόνη Os και η υψηλή ανακλαστικότητά του στην υπεριώδη περιοχή συχνοτήτων. Σήμερα χρησιμοποιείται συνήθως με την μορφή κραμάτων και σπανιότερα ως αυτοφυές στοιχείο σε εφαρμογές ενδεικτικές για την αντοχή τους στη διάβρωση αλλά και την σκληρότητά τους. Με τη μορφή οξειδίου (OsO 4 ) χρησιμοποιήθηκε στην ανίχνευση δακτυλικών αποτυπωμάτων (McDONELL, 1960) και επίσης χρησιμοποιείται στην ηλεκτρονική μικροσκοπία TEM (BOZZOLA & RUSSELL, 1999), ενώ μέσω τουπαραπάω οξειδίου αλλά και της ένωσης OsFeCN χρησιμοποιείται ως παράγοντας χρώσης λιπιδίων σε βιολογικά παρασκευάσματα για το ηλεκτρονικό μικροσκόπιο (CHADWICK, 2002). Στο παρελθόν είχε χρησιμοποιηθεί για το νήμα στις λάμπες πυρακτώσεως, που αντικαταστάθηκε από το βολφράμιο, και ως βελόνα στους πρώτους φωνογράφους όπου αντικαταστάθηκε από ζαφείρια και συνθετικά διαμάντια (CRAMER & CONIVO, 2005). Τα στοιχεία PGE και τα ορυκτά που σχηματίζουν (PGM) καθώς και ο Au, χαρακτηρίζονται ως στρατηγικά ορυκτά καθώς διατηρούν πάντα υψηλή τιμή στην αγορά. Αυτό σημαίνει πως όταν εντοπιστούν σημαντικά κοιτάσματα, θεωρούνται οικονομικά εκμεταλλεύσιμα χωρίς να συμβάλλουν άλλοι παράγοντες όπως το βάθος του κοιτάσματος, το κόστος της εξόρυξης κλπ. 49
Κοιτάσματα πλατινοειδών απαντούν σε λίγες χώρες στον κόσμο (εικόνα 1.7). Οι κυριότερες χώρες με τα σημαντικότερα κοιτάσματα PGE s, σε παγκόσμιο επίπεδο είναι η Νότια Αφρική (το σημαντικότερο κοίτασμα βρίσκεται στο σύμπλεγμα Bushveld, ορίζοντες UG2 και Merensky Reef), και στην συνέχεια η Ρωσία και ο Καναδάς (KAPSIOTIS, 2008). Στην Ρωσία το σημαντικότερο κοίτασμα είναι το Noril sk στη Σιβηρία καθώς και το κοίτασμα Pechenga στην χερσόνησο Κόλα. Στον Καναδά, τα PGE s προκύπτουν ως παραπροϊόντα της εξόρυξης των σουλφιδίων Cu-Ni, όπως στο κοίτασμα στο Sudbury. Μόνο από αυτές τις τρεις χώρες πρέρχεται το 98% του συνόλου της παγκόσμιας παραγωγής σε PGE s. Επίσης, το κοίτασμα σουλφιδίων Great Dike στη Ζιμπάμπουε, είναι ιδαίτερα πούσιο σε PGE s και γι αυτό χρήζει συστηματικής έρευνας με στόχο την συμφέρουσα εκμετάλλευσή του. ΕπΙπλέον, εξόρυξη PGE s πραγματοποιήθηκε και από το ενστρωμένο σύμπλεγμα Stillwater στην πολιτεία Μοντάνα των ΗΠΑ. Εικόνα 1.7: Χάρτης με τα σημαντικότερα κοιτάσματα PGE s σε παγκόσμια κλιμακα (MINERALOGY DATABASE). 50
1.7 Οι ελληνικοί χρωμιτίτες Λόγω του ιδιαιτέρως μεγάλου εύρους των χρήσεων που παρουσιάζει, το Cr είναι ένα πολύ εύχρηστο στοιχείο με πολλές σημαντικές βιομηχανικές εφαρμογές. Περίπου το 95% της παγκόσμιας βιομηχανίας χρησιμοποιείται για την παραγωγή σιδηροχρωμιούχων κραμάτων ενώ το υπόλοιπο ποσοστό χρησιμοποιείται στην παραγωγή χημικών και στην δημιουργία πυρίμαχων υλικών όπως είναι η άμμος χυτηρίων. Στην Ελλάδα, αν και χρωμιτοφόρες μεταλλοφορίες έχουν εντοπιστεί σε αρκετές τοποθεσίες, ωστόσο σε λίγες περιπτώσεις έχει πραγματοποιηθεί προσδοφόρα εκμετάλλευση του Cr. Τα ελληνικά κοιτάσματα χρωμίτη, σε κάποιες περιπτώσεις αποτέλεσαν αντικείμενο εκμετάλλευσης κατά το παρελθόν με στόχο την εξόρυξη και εκμετάλλευσή τους, όπως για παράδειγμα τα χρωμιτικά κοιτάσματα στα οφιολιθικά συμπλέγματα του Βούρινου και της Όθρυoς. Τα σημαντικότερα κοιτάσματα χρωμίτη εντοπίζονται στην περιοχή του Ξερολίβαδου στο Βούρινο, στο Δομοκό της Φθιώτιδας και στην Ερέτρια (Τσαγκλί) Φαρσάλων (Όθρυς). Η εξόρυξη του χρωμίτη αποτελεί μια από τις παλαιότερες μεταλλευτικές δραστηριότητες στον ελλαδικό χώρο (Πίνακας 1.4). Μέχρι το 1994 που διακόπηκε κάθε εξορυκτική δραστηριότητα για τον χρωμίτη, που αφορούσε το κοίτασμα στην περιοχή Αετορράχες στον Βούρινο, η Ελλάδα κατείχε μια θέση πάντα στην πρώτη δεκαπεντάδα παραγωγών χρωμίτη σε στην παγκόσμια κατάταξη, καθώς ήταν από τις λίγες χώρες που ασχολούταν με την εξόρυξή του. Πίνακας 1.4: Τα αποθέματα χρωμίτη στην Ελλάδα (σε τόννους) τα έτη 1979 και 1990 (ΒΕΡΓΟΣ, 1979, ΣΤΑΜΟΥΛΗΣ & ΜΗΤΡΟΥ, 1990; ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997) 1979 1990 Ερέτρεια Φαρσάλων 100.000 300.000 (Τσαγκλί) Δομοκός 30.000 850.000 Βούρινος 60.000 Βούρινος (Ξερολίβαδο) 1.000.000* Βόρειος Βούρινος 1.000.000 *Δεν περιλαμβάνεται ο υπερνότιος τομέας 51
Το σημαντικότερο ελληνικό χρωμιτικό κοίτασμα είναι αυτό στη περιοχή του Ξερολίβαδου, στο Βούρινο, όπου οι χρωμιτικές συγκεντρώσεις συνίστανται από αδροκρυσταλλικό χρωμίτη σε διαδοχικά πινακοειδή σώματα. Τα σώματα αυτά έχουν πάχος από δεκάδες cm έως 10 m και αποτελούνται από εναλλαγές χρωμίτη δουνίτη (πάχους ολίγων cm). Η επαφή των χρωμιτικών στρωμάτων με τον δουνίτη είναι βαθμιαία, όπως επίσης και οι εναλλαγές των χρωμιτικών πινακοειδών σωμάτων. Σε κάποιες περιπτώσεις τα στρώματα χρωμίτη έχουν κυματοειδή μορφή αλλά γενικά έχουν σταθερή διεύθυνση και κλίση (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Τα βεβαιωμένα αποθέματα χρωμίτη υπερβαίνουν τα 4 Mt (ΣΤΑΜΟΥΛΗΣ & ΜΗΤΡΟΥ, 1990). Αξιοποιήσιμα κοιτάσματα στο οφιολιθικό σύμπλεγμα του Βούρινου εντοπίζονται επίσης στις περιοχές Αετοράχες, Βοϊδόλακας, Κονιβός, Κουρσούμια, Μουτσάρα και Ριζό (ΜΑΡΓΑΡΑΣ & ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1991). Τα χρωμιτοφόρα σώματα σε αυτές τις περιοχές είναι μικροτέρων διαστάσεων, με περιεχόμενο σε χρωμίτη της τάξεως των μερικών δεκάδων kt το καθένα. Στο οφιολιθικό σύμπλεγμα της Όθρυος, οι μεταλλοφόρες συγκεντρώσεις χρωμίτη στις περιοχές Ερέτρια (Τσαγκλί) και Δομοκό φιλοξενούνται σε τεκτονισμένο, σχιστοποιημένο σερπεντινίτη. Στην περιοχή Τσαγκλί, εντοπίζεται σημαντικός χρωμιτιφόρος ορίζοντας, δημιουργημένος από σώματα συμπαγούς χρωμίτη ακανόνιστης μορφολογίας που δεν παρουσιάζουν καμία ομοιογένεια (ECONOMOU et al., 1986). Τα σώματα χρωμίτη απαντώνται μεμονωμένα ή κατά ομάδες, συνήθως σε ζώνες ολισθήσεως και τις περισσότερες φορές παρουσιάζουν παράλληλο με αυτές προσανατολισμό. Στο κοίτασμα χρωμίτη στην περιοχή του Δομοκού της Φθιώτιδας, ο χρωμίτης έχει συμπαγή ιστολογική ανάπτυξη και σχηματίζει πινακοειδούς μορφής, παράλληλα σώματα, σταθερής διεύθυνσης, σε μικρή απόσταση μεταξύ τους (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Οι μεταβολές του πάχους των σωμάτων είναι έντονες και κάποιες φορές οδηγούν στην αποσφήνωση της μεταλλοφορίας. Η επαφή του χρωμίτη με τον ξενιστή είναι απότομη, αν και διατηρεί σταθερή διεύθυνση και κλίση. Στον ελλαδικό χώρο, χρωμιτικά κοιτάσματα, μικροτέρων όμως διαστάσεων απαντώνται σε πολλές περιοχές, ωστόσο δεν έχει πραγματοποιηθεί η απαιτούμενη έρευνα ώστε να εξακριβωθεί αν χρήζουν ή όχι οικονομικού ενδιαφέροντος. Τα βέβαια αποθέματα χρωμίτη θα μπορούσαν να τροφοδοτήσουν την εγχώρια βιομηχανία πυρίμαχων πλίνθων και παραγωγής σιδηροχρωμίου (ΙΓΜΕ, 1978). Στο Βέρμιο (ECONOMOU, 1983), την Βέροια (TSOUPAS & ECONOMOU ELIOPOULOS, 2005, 2008), την Έδεσσα (ΜΠΑΝΤΗ, 2002) και την ανατολική Θεσσαλία (MIGIROS & ECONOMOU, 1988) απαντώνται χρωμιτικά σώματα θυλακοειδούς τύπου 52
(podiform) εντός σεπρεντινιωμένων δουνιτικών χαρτσβουργιτικών ξενιστών. Στην περιοχή της Χαλκιδικής χρωμιτικά σώματα με ιστό κατά πλάκας, συμπαγούς ή οζώδους τύπου, μέσα σε δουνίτες (BURGATH, 1983). Τέλος, μεταλλοφορία χρωμίτη με συμπαγή ιστό ή ιστό κατά πλάκας έχει βρεθεί σε μικρές συγκεντρώσεις και στην Ροδοπική και Σερβομακεδονική μάζα, υπό μορφή επιμηκυσμένων φακών, μέσα σε παραμορφωμένους και μεταμορφωμένους περιδοτίτες οφιολικών συμπλεγμάτων (SCARPELIS & ECONOMOU, 1978; MAGGANAS & ECONOMOU, 1988). Πολύ συχνά τα φιλοξενούντα πετρώματα των ελληνικών χρωμιτιτών είναι έντονα σερπεντιωμένα (π.χ. Τσαγκλί). Ως επί το πλείστον οι χρωμιτικές εμφανίσεις στον ελλαδικό χώρο βρίσκονται στα δουνιτικά πετρώματα των τεκτονιτών, ενώ σπανιότερα σε δουνίτες της σωρειτικής σειράς (MOORES, 1969; ΡΑΣΣΙΟΥ, 1981). 1.8 Περιεχόμενο σε πλατινοειδή των ελληνικών χρωμιτιτών Αν και τα δεδομένα σχετικά με την συγκέντρωση των ελληνικών κοιτασμάτων σε PGE είναι λίγα, το ενδιαφέρον που προκαλείται είναι μεγάλο καθώς αποκτούνται γνώσεις σχετικά με τον τρόπο γένεσης και σχηματισμού τους. Από τα δεδομένα που υπάρχουν φαίνεται ότι τα επίπεδα συγκέντρωσης πλατινοειδών είναι σχετικά χαμηλά, με το ποσοστό να κυμαίνεται από λίγες δεκάδες έως μερικές εκατοντάδες ppb (TARKIAN et al., 1996) με εξαίρεση ορισμένες μεμονωμένες περιπτώσεις όπου το ποσοστό μπορεί να φτάσει την τάξη των ppm. Οι πρώτοι ερευνητές που μελέτησαν τους ελληνικούς χρωμιτίτες σχετικά με την περιεκτικότητά τους σε PGE ήταν οι AGIORGITIS & WOLF (1978), συμπεραίνοντας ότι στους ελληνικούς χρωμιτίτες υπάρχει η τάση να συγκεντρώνονται συγκεκριμένα στοιχεία (τα IPGE), δίνοντας τις σχετικές αναλογίες Os/Ir/Ru : 1/1.8/2. Η μεγαλύτερη συγκέντρωση σε PGE φτάνει τα 25 ppm και μετρήθηκε στην περιοχή της Γαλάκτου, στην Βέροια (TSOUPAS & ECONOMOU-ELIOPOULOS, 2005; 2008). Οι περιεκτικότητες που μετρήθηκαν ήταν: Os: 10-7400 ppb, Ir: 26-6020 ppb, Ru: 15-9700 ppb, Rh: 11-510 ppb, Pt: 1360 και Pd: 750. Συγκεντρώσεις της τάξης των 3 ppm και έχουν ευρεθεί στην περιοχή Βοϊδόλακκου, στο Βόρειο Βούρινο (KONSTANTOPOULOU & ECONOMOU ELIOPOULOS, 1991), καθώς επίσης στην περιοχή Αχλαδώνες, στην Σκύρο μέσα σε Al-ούχους χρωμίτες (AGIORGITIS & 53
WOLF, 1978; ECONOMOU, 1986). Συγκεκριμένα στο Βόρειο Βούρινο αναφέρεται εμπλουτισμός σε ένα ή περισσότερα PGE, που το σύνολό τους κυμαίνεται από 0.5 έως 3 ppm. Επίσης, στην περιοχή της Μηλιάς και του Κορυδαλού, στο οφιολιθικό σύμπλεγμα της Πίνδου, έχουν μετρηθεί συγκεντρώσεις που φτάνουν τα 1260 ppb σε PPGE (Rh, Pt, Pd) και 5215 ppb σε IPGE (Os, Ir, Ru) (TARKIAN et al., 1996). Τα δείγματα χρωμιτιτών ήταν αρκετά εμπλουτισμένα σε Pt (1460-3460 ppb) και Pd (337-1660 ppb). Οι χρωμιτίτες αυτοί χαρακτηρίζονται από υψηλούς λόγους Pd/Ir και (Pt+Pd)/(Os+Ir+Ru), αντανακλώντας τον υψηλότερο βαθμό διαφοροποίησης του μητρικού μάγματος. Η συγκέντρωση των στοιχείων της ομάδας των πλατινοειδών και του χρυσού στους χρωμιτίτες των οφιολιθικών συμπλεγμάτων της Τήνου και των Γερανίων είναι της τάξεως των ppb (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Όσον αφορά την Τήνο, που οι χρωμιτίτες της είναι πλούσιοι σε Cr, τα δείγματα που παρουσιάζουν ακραίες τιμές αριθμού χρωμίου (#Cr: 76.75) έχουν μεγαλύτερη συγκέντρωση των IPGE (Os, Ir, Ru) που φτάνει τα 165 ppb, ενώ η συγκέντρωση των PPGE (Rh, Pt, Pd) φτάνει τα 41 ppb. Σε δείγμα το οποίο είχε μικρότερη τιμή αριθμού χρωμίου (#Cr: 70.02) η συγκέντρωση των IPGE (Os, Ir, Ru) έφτασε τα 106 ppb ενώ αξιοσημείωτη είναι η περιεκτικότητα σε Pt που έφτασε τα 200 ppb. Στην περιοχή των Γερανίων, όπου εμφανίζονται οι πλουσιότεροι σε αργίλιο χρωμιτίτες, η περιεκτικότητα των IPGE (Os, Ir, Ru) σε δείγμα με αριθμό χρωμίου (#Cr: 5.00) είναι αρκετά μικρότερη (Os: 30 ppb, Ir: 3.3 ppb, Ru: 12 ppb) σε σχέση με την περιεκτικότητά του σε PPGE (Rh: 5 ppb, Pt: 22 ppb, Pd: 68 ppb). Αντίθετα, σε δείγματα όπου ο αριθμός χρωμίου αυξάνει (#Cr: έως 30.18) υπάρχει μια τάση εμπλουτισμού σε IPGE (Os, Ir, Ru) με περιεκτικότητες έως 48 ppb για Os, 28 ppb για Ir και 60 ppb για Ru, ενώ τα PPGE (Rh, Pt, Pd) έχουν μέγιστες περιεκτικότητες 9 ppb για Rh, 9 ppb για Pt και 8 ppb για Pd. 54
2.1 Γεωλογία της Αττικοκυκλαδικής Ζώνης Το νησί της Τήνου, από γεωτεκτονικής απόψεως εντάσσεται στην Αττικοκυκλαδική Ζώνη (εικόνα 2.1). Η Αττικοκυκλαδική Ζώνη είναι αλλιώς γνωστή και ως Αττικοκυκλαδική Κρυσταλλοσχιστώδης Μάζα και ευρίσκεται στις Εσωτερικές Ελληνίδες. Καταλαμβάνει όλα τα νησιά των Κυκλάδων αλλά και τμήμα της Αττικής και την νότια Εύβοια και συνεχίζεται ανατολικά, προς τη Μικρά Ασία (JACOBSHAGEN et al., 1978). Η Αττικοκυκλαδική μάζα από την βάση προς την κορυφή συνίσταται από την Ενότητα Βάσεως, Ενότητα Χώρας, Ενότητα Κυανοσχιστολίθων (CBU) και την Ανώτερη Ενότητα (OKRÜSCH & BRÖCKER, 1990; BORONKAY & DOUTSOS, 1994; DICKERHOF et al., 1998 και JOLIVET et al., 2004). Οι προαναφερθείσες ενότητες αποτελούν ένα πακέτο Αλπικών καλυμμάτων που είναι στοιβαγμένα πάνω σε ένα μεταμορφικό υπόβαθρο Ερκύνειας ηλικίας ( 300 Ma) (OKRÜSCH & BRÖCKER, 1990). Η Ενότητα Βάσεως (Basal unit) αποτελεί μια πλατφόρμα μεταμορφωμένων νηριτικών ανθρακικών ιζημάτων που έχουν ηλικία από Άνω Τριαδικό έως Κάτω Κρητιδικό. Σύμφωνα με τους SHAKED et al. (2000), RING et al. (2001), RING & REISCHMANN (2002), η Ενότητα Βάσεως αντιστοιχεί στην Eνότητα της Τρίπολης που ανήκει στις Εξωτερικές Ελληνίδες και υπέστη μεταμορφισμό HP/LT (T= 350-400 C, P= 8-10 kbars), περίπου 21-24 Ma ( 40 Ar/ 39 Ar και Rb/Sr σε φεγγίτες). Τα ανώτερα στρώματα αυτής της ακολουθίας παρουσιάζουν εναλλαγές σε τοπικό επίπεδο με μετα-φλύση, Παλαιοκαινικής ηλικίας, και μετακλαστικά πετρώματα. Η Ενότητα Βάσεως, είναι ορατή ως τεκτονικό παράθυρο στην Αττική (MARINOS & PETRASCHECK, 1956), στη Νότια Εύβοια (SHAKED et al., 2000), στην Τήνο (AVIGAD & GARFUNKEL, 1989), στην Σάμο (RING et al., 2001) και στην Αμοργό (FYTROLAKIS & PAPANIKOLAOU, 1981). Η Ενότητα Χώρας (Chora Unit) συνίσταται από ορθo- και παρα- γνεύσιους, Ερκύνειας ηλικίας ( 300 Ma, OKRÜSCH et al., 1978), που εμφανίζονται μόνο στα νησιά Ίος, Δήλος, Σίκινος, Νάξος και Πάρος-Αντίπαρος (ANDRIESSEN et al., 1987). Επιπλέον, συνδέεται με τα Συμπλέγματα Θερμικών Δόμων των Κυκλάδων (Metamorphic Core Complexes of Cyclades) και 55
σύμφωνα με τους συγγραφείς OKRÜSCH & BRÖCKER (1990) και ALTHERR et al. (1994), κατά την περίοδο του Ανώτερου Κρητιδικού είχε υποβληθεί σε μεταμορφισμό στην κατώτερη αμφιβολιτική φάση MT/MP, σε αντίθεση με την Eνότητα Βάσεως, που υπέστη μεταμορφισμό HP/LT. Εικόνα 2.1: Απλοποιημένος γεωτεκτονικός χάρτης της Αττικοκυκλαδικής Μάζας (τροποποιημένος από AVIGAD & GARFUNKEL, 1989; 1991). Η Ενότητα των Κυανοσχιστολίθων (Cycladic Blueschist Unit, CBU) καταλαμβάνει το μεγαλύτερο μέρος της Αττικοκυκλαδικής Μάζας και εμφανίζεται στην Εύβοια, Αττική, Κέα, Κύθνος, Σέριφος, Σίφνος, Γυάρος, Άνδρος, Τήνος, Σύρος, Πάρος, Νάξος, Ίος, Σίκινος, Φολέγανδρος, Ικαρία, Φούρνοι και Σάμος και θεωρείται αντίστοιχη της Ζώνης Πίνδου (BORONKAY, 1995; HENJES & KREUZER, 1982; BONNEAU, 1994; ΑVIGAD & GARFUNKEL, 1989; JOLIVET et al., 1994, 2004). Αρχικά, αποτελούσε ένα παθητικό Μεσοζωικό περιθώριο, το οποίο αποτελούνταν από νηριτικούς ασβεστόλιθους, ψαμμίτες, 56
αργίλους, πηλίτες και ηφαιστειακά πετρώματα με βασική έως όξινη σύσταση. Σύμφωνα με τους SCHUILING et al. (1987), κατά το Κατώτερο Ηώκαινο (~ 45 Ma) η ακολουθία αυτή υποβλήθηκε σε μεταμορφοφισμό HP/LT (με μέγιστες θερμοκρασίες 450-550 C και πιέσεις 12-18 kbars), αν και ο μεταμορφισμός σύμφωνα με τους BRÖCKER & ENDERS (1999) ξεκίνησε πριν από ~ 70 Ma. Αργότερα όμως, στο όριο του Ολιγοκαίνου Μειοκαίνου (~ 20-25 Ma), η ακολουθία υπέστη ανάδρομο μεταμορφισμό τύπου Barrow, σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης (HT/LP, με θερμοκρασίες T= 450-480 C και πιέσεις P= 5-7 kbars) κατά την ανάδυσή της σε ανώτερα στρωματογραφικά επίπεδα. Περίπου στα 6-8 Ma, η ακολουθία υπέστη ψύξη στους ~ 100 C (BLAKE et al., 1981; ΒUICK & HOLLAND, 1989; BUICK, 1991a,b; WIJBRANS et al., 1993; WIJBRANS & MCDOUGALL, 1988). Σύμφωνα με τους DURR et al. (1978), AVIGAD & GARFUNKEL (1989) και BORONKAY (1995), η Eνότητα των Κυανοσχιστολίθων αποτελείται από τις εξής λιθολογικές υποενότητες: Εναλλαγές μαρμάρων με κυανοσχιστολίθους, πρασινοσχιστολίθους και ενδιαστρώσεις αμφιβολιτών. Το πάχος των μαρμάρων δεν είναι σταθερό και μεταβάλλεται από λεπτά έως παχιά στρώματα. Επιπλέον, στα μάρμαρα παρούσες είναι παρεμβολές μετάβωξιτών, διασποριτών και σμύριδας που εμφανίζονται στη Νάξο (JANSEN & SCHUILING, 1976; JANSEN, 1973, 1977; JANSEN, et al., 1978, 1989; REINEEKE et al., 1982, ΒRÖCKER, 1988, 1990a; ΒRÖCKER, et al., 1993) καθώς επίσης και Fe-Mn μετά-ιζημάτων που εμφανίζονται στην Άνδρο (BRÖCKER, 1988). Πρασινοσχιστόλιθοι και κυανοσχιστόλιθοι όπου χαρακτηριστικές είναι οι ενδιαστρώσεις μαρμάρων καθώς και η παρουσία μετά-βασικών πετρωμάτων με τη μορφή φακών στα ανώτερα επίπεδα. Μάρμαρα τα οποία χαρακτηρίζονται από ενδιαστρώσεις κυανοσχιστολίθων, πρασινοσχιστολίθων, ιαδεϊτικών γνευσίων και εκλογιτών. Οι εκλογίτες έχουν είτε τη μορφή φακών είτε εξωτικών μονόλιθων εντός των κυανοσχιστολίθων (OKRÜSCH & BRÖCKER, 1990). Εκλογίτες και γλαυκοφανιτικά πετρώματα που έχουν προέλευση οφιολιθικών πετρωμάτων. Η ακολουθία αυτή απαντάται στη Βόρεια Σύρο (DIXON, 1976; DIXON et al., 1986), στη βάση της οποίας υπάρχει μια οφιολιθική mélange, ενώ στην οροφή υπάρχουν μετά-γάββροι, σερπεντινιωμένα πετρώματα και μετά-ιζήματα (OKRÜSCH & BRÖCKER, 1990). 57
Όπως και η Eνότητα Χώρας, έτσι και η Ανώτερη Ενότητα (Upper Unit) έχει περιορισμένη ανάπτυξη και υπέρκεινται τεκτονικά της Ενότητας των Κυανοσχιστόλιθων. Η Ανώτερη Ενότητα συνίσταται από υπολειμματικούς λιθολογικούς σχηματισμούς (klippen) μιας οφιολιθικής mélange και ενός οφιολιθικού συμπλέγματος (DURR, 1986). Η οφιολιθική mélange αποτελείται από ασβεστολιθικά πετρώματα που σχηματίστηκαν κατά το Πέρμιο Τριαδικό, εναλλαγές πρασινοσχιστολίθων και μεταμορφωμένων πετρωμάτων σε συνθήκες HT/LP, καθώς επίσης και γρανιτοειδείς διεισδύσεις του Ανώτερου Κρητιδικού, ~ 70 Ma (DURR & ALTHERR, 1979; REINEEKE et al., 1982). Επιπλέον, εκτός από την οφιολιθική mélange όπως προαναφέρθηκε νωρίτερα, στην ενότητα αυτή απαντώνται Ηοελληνικοί οφιόλιθοι, Κρητιδικοί ασβεστόλιθοι και Ολιγοκαινικά ως Μειοκαινικά ιζήματα (PAPANIKOLAOU, 1980). Η Ανώτερη Ενότητα εμφανίζεται στις περιοχές της Ερμιόνης και του Λαυρίου, αλλά και στα νησιά Τήνος, Μύκονος, Πάρος Νάξος, Σέριφος, Ικαρία, Σύρος, Άνδρος, Ίος, Σίφνος, Σάμος και επίσης Μήλος και θεωρείται ανάλογη της Πελαγονικής Ζώνης. Η διείσδυση πλουτωνιτών, με γρανοδιοριτική, λευκογρανιτική έως μονζονιτική σύσταση, κατά τη διάρκεια του Μειοκαίνου (~ 18-10 Ma), δημιούργησε φαινόμενα μεταμόρφωσης επαφής (ΑLTHERR et al., 1982, 1988; DOUTSOS et al., 1993; PE-PIPER, 2000; JOLIVET, 2001). Η μεταμορφικές άλω είναι εμφανείς στην περιοχή του Λαυρίου και στα νησιά Σέριφος, Νάξος και Τήνος και έχει μέγιστο πάχος 3 km (Λαύριο: BALTATZIS, 1981; Σέριφος: SALEMINK, 1985; Νάξος: JANSEN & SCHUILING, 1976; Τήνος: MELIDONIS, 1980; MASTRAKAS & ST. SEYMOUR, 2000). Χαρακτηριστικό αποτελεί πως τα πλουτώνια πετρώματα δεν παρουσιάζουν συστασιακή ομοιογένεια. Στο Λαύριο και την Σέριφο, στα ΒΔ της διείσδυσης του πλουτωνίτη, εμφανίζονται γρανοδιορίτες. Στα νησιά Τήνος, Μύκονος, Δήλος και Νάξος, δηλαδή στα κεντρικά τμήματα της διείσδυσης, ο πλουτωνίτης έχει την σύσταση γρανοδιορίτη (MASTRAKAS & ST. SEYMOUR, 2000), αλλά και λευκογρανίτη στην περιφέρειά του (Ικαρία, Τήνος) (ALTHERR & SIEBEL, 2002). Η ψύξη των μαγματικών θαλαμών διέρκησε ως και τα ~ 8 Ma (ΑLTHERR et al., 1982), ενώ το βάθος κρυστάλλωσης υπολογίζεται ~ 5-10 km (ΑLTHERR et al., 1982, 1988; JUTEAU et al., 1986; BUICK, 1991a, b). Η διείσδυση των πλουτωνιτών είχε σαν αποτέλεσμα την ανάπτυξη κοιτασμάτων και φαινομένων μετασωμάτωσης στα πετρώματα ξενιστές. Η ύπαρξη κοιτασματολογικού ενδιαφέροντος ερευνήθηκε από ένα πλήθος ερευνητών (Λαύριο: MARINOS & PETRASCHECK, 1956; Τήνος: ST. SEYMOUR et al. 2009, TOMBROS, 2001; TOMBROS & ST. SEYMOUR, 2001a, 2002, 2003; TOMBROS et al., 2004a, b, c, 2005, MELIDONIS, 1980; Μύκονος: LAHTI & GOVETT, 1981; TOMBROS et al., 2015, Αντίπαρος: ANASTOPOULOS, 58
1963; KEVREKIDES et al., 2015; Ικαρία: MARATOS, 1960; Σέριφος: MARINOS, 1951; ST. SEYMOYR et al., 2009; Νάξος: PAPASTAMATIOU, 1951). Σύμφωνα με τους ερευνητές PE-PIPER & PIPER (1989), PE-PIPER et al. (1995), ταυτόχρονη με την ανάδυση πλουτωνίτη, είναι και η ύπαρξη ηφαιστειότητας στα νησιά των Κυκλάδων, όπως ανδεσίτες, βασάλτες και ρυόλιθοι, καθώς επίσης και η ανάπτυξη μολασσικών λεκανών (SOLOUNIAS, 1979; BOGER, 1983; BORONKAY & DOUTSOS, 1994; BORONKAY, 1995). Στη περίοδο από ~ 5 Ma εως σήμερα, διαμορφώθηκε το σύγχρονο ηφαιστειακό τόξο στο νότιο Αιγαίο, που χαρακτηρίζεται από ασβεσταλκαλικές λάβες (PE-PIPER, 2000; PE-PIPER & PIPER, 2002; ST. SEYMOUR & VLASSOPOULOS, 1989). 2.2 Σύνοψη της γεωλογίας της Νήσου Τήνου: Το νησί της Τήνου, έχει συνολική έκταση 200 km 2 και από γεωγραφικής απόψεως ανήκει στο νησιωτικό σύμπλεγμα των Κυκλάδων, που καταλαμβάνει τον Κεντρικό Αιγαιακό χώρο. Η Τήνος εντάσσεται στην Κυκλαδική Κυανοσχιστολιθικη ζώνη (Cycladic Blueschist Belt CBU), και είναι μέρος της Αττικοκυκλαδικής Μάζας. Αποτελείται από ένα σύνολο Αλπικών καλυμμάτων, τα οποία επωθήθηκαν πάνω σε μετα-μαγματικό υπόβαθρο γνευσίων και σχιστολίθων, Ερκύνειας ηλικίας ( 300 Μa) και μεταμορφώθηκαν στην αμφιβολιτική φάση κατά το Κατώτερο Κρητιδικό (OKRÜSCH & BRÖCKER, 1990). Η ομάδα των CBU μεταμορφωμένων πετρωμάτων καταλαμβάνουν τη μεγαλύτερη επιφάνεια του νησιού, όπως φαίνεται και στον γεωλογικό χάρτη της Τήνου στην εικόνα 2.2. Η συνολική τους έκταση είναι 153,7 km 2 δηλαδή το 79% της συνολικής επιφάνειας της νήσου (MELIDONIS, 1980). Στο παρελθόν αρκετοί ερευνητές ασχολήθηκαν με την γεωλογική δομή και την κοιτασματολογία της νήσου όπως οι MELIDONIS, (1980), BRÖCKER, (1988, 1990, 1993, 1998, 2000, 2005), BORONKAY & DOUTSOS, (1994), ST. SEYMOYR (2009), MASTRAKAS & SEYMOUR (2000), TOMBROS, (2004, 2005, 2007, 2008, 2010). Σύμφωνα με τους παραπάνω συγγραφείς η γεωλογική δομή της Τήνου αποτελείτε από την Ενότητα Βάσεως (Basal Unit), την Ενότητα των Κυανοσχιστολίθων (CBU) καθώς και την Ανώτερη Ενότητα (Upper Unit). 59
Εικόνα 2.2: Χάρτης που απεικονίζει τη γεωλογική δομή της Τήνου (τροποποιημένος από ΜΕΛΙΔΩΝΗ, 1980). Το κατώτερο κάλυμμα που ονομάζεται Ενότητα Βάσεως, αντιπροσωπεύει μια ενότητα νηριτικών ασβεστολίθων, που σχηματίστηκαν κατά το Ανώτερο Τριαδικό έως το Ανώτερο Κρητιδικό και είναι αντίστοιχη της ενότητας της Τριπολιτσάς, των Εξωτερικών Ελληνίδων. Η Ενότητα Βάσεως, εμφανίζεται ΒΑ της νήσου. Από αρκετούς συγγραφείς θεωρείται πως εμφανίζεται ως τεκτονικό παράθυρο, λόγω της επιφανειακής της εμφάνισης μαζί με την Ενότητα των Κυανοσχιστολίθων (CBU) (ΚATSIKATSOS et al., 1976; PAPANIKOLAOU, 1979; MELIDONIS, 1980, AVIGAD & GARFUNKEL, 1989; BRÖCKER, 1988; 1990; BORONKAY & DOUTSOS, 1994; MASTRAKAS & ST. SEYMOUR, 2000). 60
Η Ενότητα Βάσεως υπόκεινται τεκτονικά της Ενότητας των Κυανοσχιστολίθων, (CBU) (RING et al., 2001), που δημιουργήθηκε κατά το Μεσοζωικό ως ηπειρωτικό περιθώριο νηριτικών ιζημάτων και ηφαιστειακών πετρωμάτων με βασική έως όξινη σύσταση (AVIGAD & GARFUNKEL, 1989; BRÖCKER & FRANZ, 2000) (εικόνα 2.3). Η Ενότητα Κυανοσχιστολίθων αποτελείται από μάρμαρα, κυανοσχιστολίθους, πρασινοσχιστολίθους, και αμφιβολίτες. Τα πετρώματα αυτά υποβλήθηκαν σε HP-LT μεταμορφισμό στην κυανοσχιστολιθική φάση (ALTHERR et al., 1982) (με μέγιστη εκτιμώμενη θερμοκρασία στους ~ 500 o C και πίεση στα ~ 16 kbars: OKRÜSCH & BRÖCKER, 1990) κατά το Ηώκαινο (~ 45 Ma). Η Ενότητα των Κυανοσχιστολίθων (CBU) υπέστη ανάδρομη μεταμόρφωση (MELIDONIS, 1980) κατά το Ανώτερο Μειόκαινο με Κατώτερο Πλειόκαινο. Όταν αποκαλύφθηκε (~ 20-25 Ma), συνοδεύτηκε με χαρακτηριστικά μεταμορφισμού τύπου Barrow σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής έως κατώτερης αμφιβολιτικής φάσης (ALTHERR et al., 1982) (με μέγιστη θερμοκρασία ~ 450 ο -500 ο C και μέγιστη πίεση ~ 5-8 kbar: HENJES-KUNST & KREUZER, 1982; AVIGAD & GARFUNKEL, 1989; BRÖCKER et al., 1993). Εικόνα 2.3: Σχηματική τομή που απεικονίζει την γεωλογική δομή της νήσου Τήνου (τροποποιημένο από AVIGAD & GARFUNKEL, 1989). Η διείσδυση του γρανοδιοριτικού - λευκογρανιτικού πλουτωνίτη συνέβη μεθύστερα της επώθησης της Ανώτερης Ενότητας (εικόνα 2.3), κατά το Κατώτερο Μειόκαινο (MASTRAKAS 61
& ST. SEYMOUR, 2000), και παρήγαγε μεταμορφική άλω, συμπεριλαμβάνοντας Skarn πυροξένου-γρανάτη-σεελίτη (MELIDONIS, 1980; ST. SEYMOUR, 2009). Το εύρος της μεταμορφικής άλω ποικίλει από 600 έως 2000 m σχηματίζοντας μια εσωτερική ζώνη (με πλάτος έως και 1 km), που αποτελείται από πυροξενικούς και αφβιβολιτικούς κερατίτες, skarn και μάρμαρα, και μια εξωτερική ζώνη η οποία αποτελείται αλβιτο-επιδοτιτικούς κερατίτες (STOLZ et al., 1997; MASTRAKAS, 2007). Η διείσδυση του πλουτωνίτη έχει σχήμα ωοειδές και επιφανειακή εμφάνισης 22,8 km 2. Ο κύριος άξονας της διείσδυσης είναι προσανατολισμένος παράλληλα με τις τεκτονικές δομές των περιβαλλόντων πετρωμάτων και έχει διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ. Ο βιοτιτικόςκεροστιλβικός γρανοδιορίτης (Ι-τύπου) ήταν κυρίως προϊόν μερικής τήξης ενός μετα-βασάλτη με μικρή συμμετοχή του κατώτερου φλοιού και η ηλικία διείσδυσής του είναι 18 15 Ma, ενώ ο λευκογρανίτης (S-τύπος) αντιπροσωπεύει την τήξη φλοιϊκών ιζημάτων, με μικρή συνεισφορά του γρανοδιορίτη (MASTRAKAS, 2007) και η ηλικία της δημιουργίας του είναι 14 ± 0,1 Ma (ALTHERR et al., 1982). Ο γρανοδιορίτης τοποθετήθηκε κατά το Ανώτερο Μειόκαινο σε ένα καθεστώς συμπίεσης και στη συνέχεια παραμορφώθηκε από εύπλαστες σε εύθραυστες εφελκιστικές συνθήκες του Ανώτερου Μειοκαίνου-Πλειοκαίνου, σε αντίθεση με το λευκογρανίτη ο οποίος τοποθετήθηκε σε ένα εφελκιστικό καθεστώς (BORONKAY & DOUTSOS, 1994; MASTRAKAS & ST. SEYMOUR, 2000). Ο λευκογρανίτης καταλαμβάνει το 30% της επιφάνειας της διείσδυσης. Η διείσδυση του πλουτωνίτη της Τήνου πιθανότατα συνδυάστηκε με την παρουσία συμμαγματικών πλαστικών ρηγμάτων (BORONKAY, 1995; FAMIN et al., 2004). Η επαφή με τα περιβάλλοντα πετρώματα εκτιμήθηκε περίπου 12 km (BRICHAU, 2004) και χρησιμοποιήθηκε σαν δίαυλος για την τοποθέτηση του βιοτιτικού - γρανατικού peraluminous (S-τύπος) λευκογρανίτη, πλούσιο σε βόριο και φθόριο, στην περιφέρεια του metaluminous (Ι-τύπου) γρανοδιορίτη (MASTRAKAS & SEYMOUR, 2000; MASTRAKAS, 2007; ST. SEYMOUR et al., 2009). Χαρακτηριστικό των διεισδύσεων είναι η ύπαρξη απλιτικών φλεβών με πάχος από 10 cm έως 2 m (MASTRAKAS & SEYMOUR, 2000). Οι απλιτικές φλέβες μέσα στον λευκογρανίτη εξελίσσονται όλο και περισσότερο προς χαλαζιακές. Στην Ενότητα των Κυανοσχιστολίθων έχουν αποτεθεί, με σαφή βέβαια ασυμφωνία, τα διαφόρων κατηγοριών ιζήματα του Τεταρτογενούς. Στην ομάδα αυτή περιλαμβάνονται ιζήματα από λιμναίες, θαλάσσιες, χερσαίες και ποτάμιες αποθέσεις (MELIDONIS, 1980). 62
2.3 Στρωματογραφική διάρθρωση του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά, της νήσου Τήνου Η Ενότητα των Κυανοσχιστολίθων τεκτονικά υπόκειται των οφιολιθικών πετρωμάτων της Ανώτερης Ενότητας (OKRÜSCH & BRÖCKER, 1990; KATZIR et al., 1996) τα οποία επωθήθηκαν πάνω στην Ενότητα των Κυανοσχιστολίθων περίπου μεταξύ 25 και 20 Μa (BORONKAY & DOUTSOS, 1994; BORONKAY, 1995). O ΜΕΛΙΔΩΝΗΣ (1980) αναφέρεται σε δύο διακριτούς σχηματισμούς: τους οφιόλιθους και τους πρασινοσχιστόλιθους. Η Ανώτερη Σειρά στην βάση της συνίσταται από μεταοφιολιθική mélange η οποία αποτελείται σερπεντινίτες, ομφακιτίτες, μεταγάββρους, φακούς μαρμάρων, γνεύσιους και γνευσιοσχιστόλιθους και ταλκικούς σχιστόλιθους, που τοποθετούνται και εναλλάσσονται μέσα σε μια θεμελιώδη μάζα από φυλλίτες βασικής σύστασης, με ενδιαστρώσεις από γρανατούχους μεταβασάλτες, (MELIDONIS, 1980). Προς τα ανώτερα μέλη του οφιολιθικού συμπλέγματος απαντώνται αμφιβολίτες, σερπεντινιωμένοι ολιβινίτες (μετα-δουνίτες), μετα-περιδοτίτες, μετα-γάββροι με μαγματική στρώση, κεροστιλβίτες και μετα-πυροξενίτες. Σύμφωνα με τους AVIGAD & GARFUNKEL (1989), οι αμφιβολίτες έχουν μεταμορφωθεί έως την αμφιβολιτική φάση ενώ οι σχιστόλιθοι έχουν μεταμορφωθεί σε συνθήκες που μόλις έφτασαν την πρασινοσχιστολιθική φάση χωρίς φαινόμενα ανάδρομης μεταμόρφωσης, υποδεικνύοντας ότα τα μεταμορφικά γεγονότα έλαβαν χώρα σε διαφορετικά διαστήματα, ενώ η τοπόθετησή τους πραγματοποιήθηκε στη συνέχεια. Επιπλέον, στην Ανώτερη Ενότητα υπάρχουν διεισδύσεις χαλαζιακών φλεβών, υδροθερμικής προέλευσης που έχουν πάχος έως 1.5 m. Η μεταλλοφορία του χρωμίτη απατάται μέσα στους σερπεντινιωμένους δουνίτες και περιδοτίτες, με τη μορφή ασυνεχών στρωμάτων, θυλάκων ή φακών, με μαζικό ή διάσπαρτο ιστό. Το μετάλλευμα παρουσιάζει στρωμάτωση με πάχος που κυμαίνεται από 0,5 cm ως 2 cm. Η μεταλλοφορία αναπτύσσεται σε τρία παράλληλα στρώματα, που εναλλάσσονται με στρώματα πλούσια σε ολιβίνη, σερπεντίνη και ανθοφυλλίτη, τάλκη και χλωρίτη (ΜΕΛΙΔΝΗΣ, 1980). Σύμφωνα με τον STOLZ (1997), η ενότητα αυτή δεν έχει επηρεαστεί από το μεταμορφικό γεγονός του Ηωκαίνου, καθώς η ηλικία μεταμόρφωσης της ενότητας υπολογίσθηκε πως είναι 70 Ma. H επαφή μεταξύ της Ανώτερης Eνότητας και της Ενότητας των Κυανοσχιστολίθων είναι τεκτονική επαφή επώθησης. Σύμφωνα με τους STOLZ et al. (1997), η Ανώτερη Ενότητα επωθήθηκε κατά τη διάρκεια του μεταμορφικού γεγονότος (HT/LP), στα όρια Ολιγοκαίνου-Μειόκαινου (~20-25 Ma). Την εκτενέστερη εμφάνιση της Ανώτερης Ενότητας αντιπροσωπεύει το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά, που βρίσκεται στο βορειοανατολικό άκρο της νήσου (εικόνα 2.4), 63
αποτελώντας μια ομοιόμορφη εμφάνιση με διαστάσεις 2x5 km (ΜΕΛΙΔΩΝΗΣ, 1980; ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Όρμος Λιβάδα Φάρος Άγιος Γεώργιος Εικόνα 2.4: Γεωμορφολογική άποψη του ορεινού όγκου του Τσικνιά στην περιοχή ανάπτυξης του ομόνυμου οφιολιθικού συμπλέγματος (GOOGLE EARTH). 64
Εικόνα 2.5: Τεκτονικός χάρτης του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά της νήσου Τήνου (τροποποιημένος από ΜΕΛΙΔΩΝΗ, 1980). 65
Η εσωτερική δομή του οφιολιθικού συμπλέγματος χαρακτηρίσθηκε ως χαοτική (mélange) (AVIGAD & GARFUNKEL 1989). Αυτό εφάπτεται με τους υποκείμενους πρασινοσχιστόλιθους, μέσω τεκτονικής επαφής σχηματίζοντας σύγκλινο (εικόνα 2.5). Αν και η τοποθέτηση του οφιολιθικού τεμάχους έγινε με σχετικά ήπια κίνηση πάνω στο υπόβαθρό του, υπάρχουν ωστόσο κάποια χαρακτηριστικά που υποδεικνύουν την ένταση της κίνησης αυτής (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Αν και οι κατοπτρικές επιφάνειες στους σερπεντινίτες δείχνουν κίνηση με κλίση σε άξονα ΒΑ ΝΔ, οι AVIGAD & GARFUNKEL (1989) αναφέρονται σε μικρής γωνίας κανονικό ρήγμα, μέσω του οποίου τοποθετήθηκαν οι οφιόλιθοι, από ΒΔ. Ωστόσο, η κίνηση από τα ΒΔ αποτελεί ένα μεταγενέστερο τεκτονικό γεγονός και δεν σχετίζεται με την τοποθέτηση του οφιολιθικού τεμάχους (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Στα δυτικά του οφιολιθικού τεμάχους, αλλά και στα γαββρικά πετρώματα, υπάρχουν επιφάνειες ολίσθησης, παράλληλες προς την κλίση της τεκτονικής επαφής. Τα υπερβασικά πετρώματα στη συνολική τους μορφή, παρουσιάζουν πολλές επιφάνειες ολίσθησης μικρότερων διαστάσεων. Λόγω των διαφορετικών τους όμως διευθύνσεων και κλίσεων, αδυνατούν να αποδωθούν σε μια επωθητική κίνηση όπως αυτή της τοποθέτησης του οφιολιθικού συμπλέγματος. Η παρουσία ταλκοποιημένων πετρωμάτων, καθώς επίσης και μιας ενότητας σχιστοποιημένων πετρωμάτων μεταξύ της επαφής στην περιοχή του Αγίου Γεωργίου, επιβεβαιώνουν τον τεκτονισμό της ενότητας (εικόνα 2.6). Στο ανατολικό άκρο της τεκτονικής επαφής, εμφανίζονται πτυχωμένοι πρασινοσχιστόλιθοι, υποδηλώνοντας την επωθητική κίνηση της επαφής. Μέσω διαβρωτικών και αποσαθρωτικών διεργασιών, στα νοτιοδυτικά του οφιολιθικού τεμάχους έχουν αποκαλυφθεί κατοπτρικές επιφάνειες ρηγμάτων. Οι κατοπτρικές επιφάνειες παρουσιάζουν ενδείξεις ανάστοφων κινήσεων με διεύθυνδη ΒΔ και κλίση ΒΑ. Μια ομάδα λιστρικών ρηγμάτων με γενική διεύθυνση ΒΔ και κλίση προς ΝΔ, που συνδέεται με μια μεγάλη ζώνη ολίσθησης με διεύθυνση ΒΔ και κλίση όμως ΒΑ, πιθανότατα σχετίζεται με την ανύψωση του συμπλέγματος κυρίως στο νοτιοδυτικό του άκρο κατά την τοποθέτηση του γρανιτικούγρανοδιοριτικού μαγματισμού. Στη συνέχεια, προκλήθηκαν ρήγματα αντίθετης κλίσεως, κατά την επανισσορόπηση του συστήματος. Ο πολύπλοκος χαρακτήρας της τεκτονικής στο οφιολιθικό σύμπελγμα του όρους Τσικνιά αποτυπώνεται μέσω μικρότερων διαστάσεων ολισθήσεων που παρουσιάζουν μεταβαλλόμενη διεύθυνση και κλίση, σε όλη την επιφάνεια των οφιολιθικών πετρωμάτων. Οι ολισθήσεις δεν είναι 66
είναι δυνατό να συνδέονται με μια συγεκριμένη κίνηση δηλαδή την κίνηση τοποθέτησης του οφιολιθικού συμπλέγματος. Στο οφιολιθικό τέμαχος έχει επιδράσει νεότερος τεκτονισμός, με τη δράση ρηγμάτων στο βόρειο τμήμα του, διεύθυνσης περίπου ΒΝ και κλίση προς Α και Δ. Υπάρχουν και ρήγματα ΔΒΔ διεύθυνσης, το άλμα των οποίων είναι συνήθως μικρό (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Ένα άλλο αποτέλεσμα της νεότερης τεκτονικής είναι η μεταβολή της διεύθυνσης στην φύλλωση του χρωμίτη, αφού αποκλείεται να είναι πρωτογενής οι διαφορές αυτές στη διεύθυνση των φυλλώσεων. Εικόνα 2.6: Γεωλογική τομή, εγκάρσια στην επαφή των υπερβασιτών - πρασινοχιστολίθων στην περιοχή του Αγίου Γεωργίου (τροποποιημένο από ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Άρα συνοψίζοντας, η εξέλιξη του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά μετά την αρχική τοποθέτησή του είναι η εξής (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997): Κίνηση του οφιολιθικού συμπλέγματος μέσω κανονικού ρήγματος μικρής γωνίας κλίσεως, κινούμενο προς τα ΝΑ, κατά το Μειόκαινο και δημιουργία των ζωνών ολίσθησης Διείσδυση του γρανοδιορίτη και κατά συνέπεια, ανύψωση του οφιολιθικού συμπλέγματος στο νοτιοδυτικό τμήμα του με δημιουργία ζώνης ολίσθησης στους υπερβασίτες. Επανισορρόπηση του συστήματος με αποτέλεσμα την δημιουργία λιστρικών ρηγμάτων. Νεότερη τεκτονική κίνηση μέσω ρηγμάτων με διεύθυνση Β - Ν και ΒΔΒ ΑΝΑ, με μεγάληκλίση. 67
3.1 Πετρογραφία των πετρωμάτων 3.1.1 Μετά υπερβασίτες: 3.1.1.1 Μετά - δουνίτες Στην πρωτογενή ορυκτολογία των δουνιτών συμμετέχουν οι ορυκτολογικές φάσεις του ολιβίνη (80-90% wt), του χρωμίτη (<15% wt) και σε πολύ μικρές συγκεντρώσεις των πυρόξενων (<5% wt). Οι δουνίτες είναι αδροκρυσταλλικοί με ολοκρυσταλλικό, πορφυροκλαστικό ιστό και συμπαγή, ακανόνιστη υφή (εικόνα 3.1). Εικόνα 3.1: Πρωτογενείς κρύσταλλοι ολιβίνη σε παράλληλα (Α) και διασταυρούμενα (Β) πρίσματα Nicols με ολοκρυσταλλικό πορφυροκλαστικό ιστό, στις ρωγμές των οποίων αναπτύσσεται σερπεντίνης. Ο ολιβίνης είναι το κύριο ορυκτολογικό συστατικό των δουνιτών και το μέγεθος των ολιβινικών κρυστάλλων πλησιάζει τα 3 mm ενώ συχνή είναι η παρουσία επιμήκυνσης λόγω ανάπτυξης υποκρυστάλλων που οφείλεται στον τεκτονισμό, καθώς επίσης και η ανάπτυξη ιστού breccia λόγω της λατυποπαγοποίσης των κρυστάλλων (εικόνα 3.2 Α,Β). Σε ορισμένες περιπτώσεις 68
χαρακτηρίζεται από κυματοειδή κατάσβεση, τεκτονική διδυμία και ανάπτυξη λαμελλών παραμόρφωσης, που είναι ενδεικτικά της τεκτονικής καταπόνησης που υπέστησαν οι πρωτόλιθοι (εικόνα 3.2 C,D). Εικόνα 3.2: Α) Ολιβινικοί κρύσταλλοι με έντονα τα σημάδια παραμόρφωσης, οι οποίοι συνυπάρχουν με κρυστάλλους σερπεντίνη, σε διασταυρούμενα Nicols, Β) Επιμηκυσμένοι κρύσταλλοι ολιβίνη και C, D) ύπαρξη τεκτονικών διδυμιών λόγω τεκτονικής καταπόνησης, σε διασταυρούμενα Nicols. Οι κρύσταλλοι του χρωμίτη είναι ευμεγέθεις κρύσταλλοι (έως 1 mm) με ιδιόμορφη έως υπιδιόμορφη ανάπτυξη (εικόνα 3.2 Α,Β). Επιπλέον, είναι κατανεμημένοι κυρίως κατά μήκος της περιφέρειας των κρυστάλλων του ολιβίνη και σπανιότερα εντός αυτών. Εντός των κρυστάλλων χρωμίτη παρατηρήθηκαν εγκλείσματα ολιβίνη, καθώς επίσης και δευτερογενή εγκλείσματα σερπεντίνη (εικόνα 3.3 C, D). 69
Εικόνα 3.3: Α, Β) Ιδιόμορφη κρυσταλλική ανάπτυξη χρωμίτη, ο οποίος συνυπάρχει με ινώδεις κρυστάλλους σερπεντίνη και κρυστάλλους ολιβίνη σε παράλληλα και διασταυρούμενα πρίσματα Nicols αντίστοιχα, C, D) Υπιδιόμορφος κρύσταλλος χρωμίτη, στον οποίο εγκλείεται κρύσταλλος ολιβίνη και σερπεντίνη αντίστοιχα (εικόνες σε διασταυρούμενα πρίσματα Nicols). Στην δευτερογενή ορυκτολογική σύσταση των δουνιτών συμμετέχουν τα ορυκτά σερπεντίνης, χλωρίτης, τάλκης, ιντιγκσίτης, μαγνησίτης και ενίοτε ανθοφυλλίτης, τα οποία είναι παρόντα λόγω μεταγενέστερων διεργασιών (εικόνα 3.4). Η παρουσία μαγνητίτη αποδίδεται στην πρωτογενή ορυκτολογική σύσταση του πετρώματος, ενώ μέρος αυτών μπορεί να οφείλεται σε σερπεντινίωση. Ο βαθμός σερπεντινίωσης ποικίλει ανάλογα με το δείγμα, συνήθως όμως δεν ξεπερνά το 30% στο σύνολο του δείγματος. Τα σερπεντινιωμένα τμήματα του ολιβίνη των δουνιτών παρουσιάζουν κυψελώδη (boxwork) ή ενδοπλεκτικό ιστό. 70
Εικόνα 3.4: Α, Β) Ύπαρξη μαγνητίτη εντός των ρωγμών μεταξύ των ολιβινικών κρυστάλλων, σε παράλληλα και διασταυρούμενα πρίσματα Nicols αντίστοιχα, C) Κρύσταλλοι σερπεντίνη που σχηματίζουν διαπλεκτικό ιστό, σε διασταυρούμενα πρίσματα Nicols, D) Ινόμορφοι, καλά ανεπτυγμένοι κρύσταλλοι σερπεντίνη που σχηματίζουν κυψελώδη ιστό, σε μια μάζα εξαλλοιωμένων, ολιβινικών κρυστάλλων και μαγνησίτη, σε διασταυρούμενα πρίσματα Nicols, Ε) Ύπαρξη τάλκη και F) μαγνησίτη, μεταξύ κρυστάλλων ολιβίνη, σε διασταυρούμενα πρίσματα Nicols. 71
3.1.1.2 Μετα - περιδοτίτες Στην κύρια κύρια ορυκτολογική σύσταση των περιδοτιτών συμμετέχουν τα ορυκτά ολιβίνης (60 80 % wt), ορθοπυρόξενος (20-40 % wt), κλινοπυροξενος (< 5% wt) και σπινέλιος (< 15 % wt), υποδεικνύοντας ότι ο περιδοτίτης έχει χαρτσβουργιτική σύσταση (εικόνα 3.5). Τα δείγματα τις ομάδας αυτής χαρακτηρίζονται από την συμπαγή και ακανόνιστη υφή τους και ο ιστός τους είναι πορφυροκλαστικός και κατά τόπους μυλονιτικός. Τόσο οι ολιβινικοί κρύσταλλοι όσο και οι ορθοπυρόξενοι είναι αλλοτριόμορφοι και αρκετά εξαλλοιωμένοι (εικόνα 3.5 Α,Β). Ο ολιβίνης αποτελείται από αρκετά ευμεγέθεις κρυστάλλους ( 5 mm). Σε πολλά δείγματα ο ολιβίνης εμφανίζει δομή κυψελίδας (boxwork) και πορφυροκλαστικό ιστό. Εικόνα 3.5: Α, Β) Υπολειμματικοί μέγα-κρύσταλλοι ολιβίνη μέσα στην εξαλλοιωμένη μάζα του περιδοτίτη, σε παράλληλα και διασταυρούμενα πρίσματα Nicols αντίστοιχα. Σε κάποιες περιπτώσεις διακρίνονται αποτυπώματα των παραμορφωτικών διεργασιών όπως διδυμία, κυματοειδή κατάσβεση και θραυσμός. Οι κρύσταλλοι των ορθοπυροξένων, σχηματίζουν και αυτοί ευμεγέθεις κρυστάλλους ( 5 mm). Ιδιαίτερο χαρακτηριστικό τους είναι η απλή διδυμία, ενώ πολλές φορές έχουν γωνιάσεις (ιστός kink-band) στα επίπεδα σχισμού τους (εικόνα 3.6 Α,Β). Οι πυρόξενοι σε κάθε περίπτωση εμφανίζονται υπολειμματικοί καθώς έχουν υποβληθεί σε δευτερογενείς διεργασίες, με αποτέλεσμα να γίνονται ορυκτολογικά ασταθείς. Όπως και στον ολιβίνη, έτσι και μεταξύ των ασυνεχειών στους κρυστάλλους του ορθοπυρόξενου, αναπτύσσεται ο σερπεντίνης και ο χλωρίτης (εικόνα 3.6 C). Η διαφορά στην όψη μεταξύ των ορθοπυροξένων και 72
των κλινοπυροξένων είναι χαρακτηριστική (εικόνα 3.6 D). Οι κλινοπυρόξενοι βρίσκονται σε πολύ μικρό ποσοστό μέσα στα δείγματα και εμφανίζονται συνήθως υπολειμματικοί.. Εικόνα 3.6: Α, Β) Κρύσταλλοι ορθοπυρόξενου οι οποίοι παρουσιάζουν κάμψη λόγω τεκτονικής καταπόνησης, ενώ διακόπτονται από ανάπτυξη χλωρίτη, σε παράλληλα και διασταυρούμενα πρίσματα Nicols αντίστοιχα, C) Κρύσταλλοι ορθοπυρόξενου που εμφανίζονται αρκετά εξαλοιωμένοι, καθώς ευνοείται η ανάπτυξη σερπεντίνη και χλωρίτη σε βάρος τους, σε διασταυρούμενα πρίσματα Nicols, D) Κρύσταλλος υπολειμματικού κλινοπυρόξενου μέσα σε μάζα σερπεντίνη και μεταλλικών οξειδίων, σε διασταυρούμενα πρίσματα Nicols. O χρωμίτης έχει ιδιόμορφη έως υπιδιόμορφη κρυσταλλική ανάπτυξη, ενώ το μέγεθος του ποικίλει ανάλογα με το δείγμα. Στους χρωμίτες αναγνωρίσθηκε λατυποπαγοποιημένη δομή (breccia) και μπορεί να περιέχουν εγκλείσματα ολιβίνη ή σερπεντίνη. Οι ρωγμές μεταξύ των κρυστάλλων του χρωμίτη πληρούνται από σερπεντίνη (εικόνα 3.7). 73
Εικόνα 3.7: Α, Β) Κρυσταλλική ανάπτυξη χρωμιτικών κρυστάλλων με χαρακτηριστική την λατυποπαγοποιημένη τους δομή (breccia), σε παράλληλα και διασταυρούμενα πρίσματα Nicols αντίστοιχα. Οι ρωγμές μεταξύ των κρυστάλλων πληρούνται με σερπεντίνη και χλωρίτη που όμως αναπτύσσεται και εντός των κρυστάλλων. Στη δευτερογενή ορυκτολογική παραγένεση των μετα-περιδοτιτών του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά συμμετέχουν ο σερπεντίνης, ο χλωρίτης, ο μαγνησίτης, ιντιγκσίτης, ανθοφυλλίτης και μεταλλικά ορυκτά. Κρύσταλλοι ανθοφυλλίτη παρατηρήθηκαν από την μεταμόρφωση του ολιβίνη (εικόνα 3.8 Α). Ο χλωρίτης βρίσκεται κυρίως στα περιθώρια των κρυστάλλων χρωμίτη (εικόνα 3.8 Β). Οι πυρήνες των κυψελών του σερπεντίνη, αποτελούνται από υπολειμματικό ολιβίνη, αλλά και από ιντιγκσίτη (εικόνα 3.8 C). Μεγάλο ποσοστό του συνόλου των δειγμάτων αντιπροσωπεύεται από σερπεντίνη, ο οποίος έχει κυψελώδη ιστό, με δικτυωτή υφή. Το ποσοστό τις σερπεντινίωσης ποικίλει στα διαφορετικά δείγματα και μπορεί να φτάσει το 30% του συνόλου των δειγμάτων. Επίσης, παρόν είναι και ο βαστιτικός ιστός, ο οποίος σχηματίζεται από την ψευδομόρφωση του σερπεντίνη σε βάρος του ορθοπυρόξενου ώστε οι ίνες του σερπεντίνη να διευθετούνται παράλληλα προς την επιφάνεια σχισμού (100) του ορθοπυρόξενου (εικόνα 3.8 D). Εντός των ρωγμών του ολιβίνη, αναπτύσσονται κρύσταλλοι σερπεντίνη, δημιουργώντας τον χαρακτηριστικό κυψελώδη ιστό (boxwork). Παρατηρήθηκαν επίσης φλεβίδια σερπεντίνη δευτερογενούς ανάπτυξης (χρυσοτίλη) που συνδέονται με μεταγενέστερα φαινόμενα παραμόρφωσης (ANDREANI et al. 2004, MELLINI et al. 2005), τα οποία διακόπτουν την αρχική ανάπτυξη του σερπεντίνη (εικόνα 3.8 Ε). Τα μεταλλικά ορυκτά συνήθως απαντώνται εντός ρωγμών, οπότε σε κάποιες περιπτώσεις έχουν συσσωρευτεί με συγκεκριμένο προσανατολισμό σε υπολειμματικό ορθοπυρόξενο (εικόνα 3.8 F). 74
Εικόνα 3.8: Α) Κρύσταλλος ολιβίνη, μαζί με σερπεντίνη και ανθοφυλλίτη, σε διασταυρούμενα πρίσματα Nicols, Β) Χρωμίτης που περιβάλλεται από χλωρίτη και συνυπάρχει μαζί με ψευδόμορφους κρυστάλλους ολιβίνη, σε διασταυρούμενα πρίσματα Nicols, C) Το ορυκτό ιντιγκσίτης που παρουσιάζεται εντός των κυψελών του σερπεντίνη, σε διασταυρούμενα πρίσματα Nicols, D) Ανάπτυξη βαστιτικού ιστού του σερπεντίνη και ανάπτυξη λαμελλών απόμειξης κλινοπυρόξενου στον ορθοπυρόξενο, σε διαστραυρούμενα πρίσματα Nicols, Ε) Δευτερογενής ανάπτυξη φλεβιδίου σερπεντίνη, σε δασταυρούμενα πρίσματα Nicols, F) Ανάπτυξη μεταλλικών οξειδίων προς συγκεκριμένη κατεύθυνση, σε διασταυρούμενα πρίσματα Nicols. 75
3.1.1.3 Σερπεντινίτες Οι σερπεντινίτες είναι πρασινόμαυρου χρώματος πετρώματα που χαρακτηρίζονται από σαπονοειδή υφή και συμπαγή δομή. Τέτοια πετρώματα θεωρούνται προϊόντα μετασωματικής εξαλλοίωσης (ενυδάτωση-απασβεστοποίηση) υπερβασικών πετρωμάτων κάτω από την επίδραση κυρίως υδροθερμικών διαλυμάτων. Στα δείγματα των σερπεντινιτών, τα υπολειμματικά πυριτικά ορυκτά του μητρικού πετρώματος είναι σπάνια ορατά, γι αυτό και ο ακριβής προσδιορισμός των λιθοτύπων είναι αρκετά δύσκολος. Στις υπολειμματικά διατηρούμενες πρωτογενείς φάσεις συμμετέχει ο χρωμίτης, ο οποίος σχηματίζει ιδιόμορφους έως υπιδιόμορφους κρυστάλλους, αρκετά μεγάλου μεγέθους έως και 8 mm (εικόνα 3.9). Οι κρύσταλλοι του χρωμίτη χαρακτηρίζονται από την λατυποπαγοποιημένη δομή (breccia). Οι ρωγμές και οι ασυνέχειες που έχουν δημιουργηθεί, πληρούνται από δευτερογενή ορυκτά όπως σερπεντίνης και μαγνησίτης. Εικόνα 3.9: Α,Β) Κρύσταλλοι χρωμίτη με λατυποπαγοποιημένη δομή (breccia), σε παράλληλα και διασταυρούμενα πρίσματα Nicols, C, D) Φλεφίδια που διακόπτουν τους κρυστάλλους του χρωμίτη, στα οποία συνυπάρχουν σερπεντίνης και μαγνησίτη, σε διασταυρούμενα πρίσματα Nicols. 76
Στην δευτερογενή ορυκτολογική σύσταση συμμετέχουν ο σερπεντίνης, ο χλωρίτης, ο μαγνησίτης, ο ιντιγκσίτης και επίσης μεταλλικά ορυκτά. Παρατηρήθηκαν δύο γενεές σερπεντίνη, καθώς υπάρχουν μεταγενέστερα φλεβίδια σερπεντίνη, τα οποία πιθανών αντιστοιχούν σε χρυσοτίλη, που διακόπτουν την αρχική ανάπτυξη (εικόνα 3.10Α). Οι φλεβικές διεισδύσεις υποδηλώνουν δευτερογενή φαινόμενα και σύμφωνα με την βιβλιογραφία τέτοια φαινόμενα συνδέουν μεταγενέστερα στάδια παραμόρφωσης και εξαλλοίωσης (ANDREANI et al. 2004, MELLINI et al. 2005). Εικόνα 3.10: A) Ύπαρξη μεταγενέστερης ασυνέχειας σερπεντίνη στην μάζα του σερπεντίνη και του χλωρίτη, σε διασταυρούμενα πρίσματα Nicols, Β) Παρουσία ιντιγκσίτη στις κυψέλες τους σερπεντίνη και ταινιωτός ιστός, σε διασταυρούμενα πρίσματα Nicols, C) Ύπαρξη χαρακτηριστικού βαστιτικού ιστού, που υποδηλώνει ότι προϋπήρχε ορθοπυρόξενος, σε διασταυρούμενα πρίσματα Nicols, D) Ιστολογικά χαρακτηριστικά της δομής του σερπεντίνη, σε διασταυρούμενα πρίσματα Nicols. 77
Οι κυψέλες του σερπεντίνη (εικόνα 3.10B,C,D) πληρούνται από ιντιγκσίτη (εικόνα 3.10Β) λόγω της αντικατάστασης του ολιβίνη, ο οποίος παρουσιάζει καφέ χρώματα συμβολής. Ο ιστός που επικρατεί είναι ο κυψελώδης, ενώ παρόν είναι και ο βαστιτικός ιστός (εικόνα 3.10C), ο οποίος υποδεικνύει την ύπαρξη ορθοπυροξένων, δηλαδή έχουν περιδοτιτκό πρωτόλιθο. Επίσης ταινιωτός ιστός σχηματίζεται από την εξαλλοίωση του ορθοπυροξένου από τον σερπεντίνη (εικόνα 3.10Β). Οι σερπεντινίτες που τοποθετούνται κατά μήκος των τεκτονικών επαφών (κυρίως στις εσωτερικές επαφές ολίσθησης), είναι σχιστοποιημένοι και ταλκοποιημένοι (ΜΕΛΙΔΩΝΗΣ, 1980). 3.1.1.4 Μετα-πυροξενίτες: Οι μετά-πυροξενίτες εντοπίστηκαν μεταξύ των υπερβασικών πετρωμάτων στη νοτιοδυτική πλευρά του όρους του Τσικνία, κοντά στη περιοχή της Μυρσίνης. Πρόκειται για αδροκρυσταλλικούς σχηματισμούς υπερβασικής σύστασης που η πρωτογενής ορυκτολογική τους παραγένεση αποτελείται από ορθοπυροξένους και κυρίως κλινοπυρόξενους. Και σε αυτή την περίπτωση η δράση των μεταμορφικών διεργασιών είναι έντονη, τόσο που ο ακριβής χαρακτηρισμός των πρωτογενών ορυκτών είναι δύσκολος. Σε δευτερογενή παραγένεση ανήκουν τα ορυκτά ακτινόλιθος, σερπεντίνης, Mg-ούχα κεροστίλβη, επίδοτο, χλωρίτης. Οι κλινοπυρόξενοι, που μετείχαν στη σύσταση του αρχικού, μητρικού πετρώματος, εμφανίζονται κυρίως με υπολειμματικό χαρακτήρα, σχηματίζοντας αλλοτριόμορφους κρυστάλλους που πολλές φορές αποκτούν ινώδη μορφή (εικόνα 3.11). Το μέγεθος τους ποικίλει αλλά συνήθως φτάνει το 1 mm. Εικόνα 3.11: Α, Β) Κρύσταλλοι κλινοπυροξένων, τα ορυκτολογικά χαρακτηριστικά των οποίων μεταπίπτουν σε ακτινόλιθο, σε παράλληλα και διασταυρούμενα πρίσματα Nicols. 78
Ο ιστός των δειγμάτων είναι κυρίως πορφυριτικός, ενώ σε ορισμένες περιοχές που επικρατεί ο ακτινόλιθος και ο χλωρίτης μεταπίπτει σε λεπιδοβλαστικός νηματοβλαστικός. Είναι όμως άξιο παρατήρησης ότι στην παραγένεση των μετα-πυροξενιτών δεν υπάρχει πλήρης αποκατάσταση της ισορροπίας μεταξύ των ορυκτών καθώς διατηρούνται τα ιστολογικά χαρακτηριστικά των πρωτογενών ορυκτών, παρόλο που έχουν αντικατασταθεί από δευτερογενή ορυκτά. Μέσα από την πετρογραφική παρατήρηση, φαίνεται ότι στα δείγματα έχει επιδράσει η πλαστική παραμόρφωση (εικόνα 3.12) που προκαλεί των σχηματισμό των τεκτονικών διδυμιών και λαμελλών, καθώς και την κάμψη και γωνίαση (ιστός kink - band) των πυροξενικών κρυστάλλων. Εικόνα 3.12: Α, Β) Κρύσταλλος κλινοπυρόξενου που έχει αποκτήσει τεκτονικές λαμέλλες λόγω πλαστικής παραμόρφωσης, σε παράλληλα και διασταυρούμενα πρίσματα Nicols, C) Κρύσταλλοι κλινοπυρόξενου όπου φαίνεται χαρακτηριστικά η κάμψη των κρυστάλλων στα επίπεδα σχισχμού του, σε διασταυρούμενα πρίσματα Nicols. 79
Η δημιουργία Mg-ούχου κεροστίλβης σε βάρος τουκλινοπυρόξενου επιβεβαιώθηκε και με την παρατήρηση της εικόνας οπισθοσκεδαζόμενων ηλεκτρονίων που προέκυψε από τον ηλεκτρονικό μικροαναλυτή (εικόνα 3.13). Εικόνα 3.13: Δημιουργία κεροστίλβης σε βάρος κλινοπυρόξενου (εικόνα οπίσθιας σκέδασης από τον ηλεκτρονικό μικροαναλυτή). 3.1.2 Μετά βασικά πετρώματα 3.1.2.1 Μετα - γαββρικά πετρώματα: Τα μετα γαββρικά πετρώματα εμφανίζονται με τη μορφή στρωματωμένων διεισδύσεων, σωρειτικού χαρακτήρα, όπου τα λευκοκρατικά ορυκτά διαχωρίζονται από τα μελανοκρατικά ορυκτά σχηματίζοντας στρώματα ορυκτολογικής διαφοροποίησης. Πιο συγκεκριμένα, κατά μήκος του δυτικού ορίου του οφιολιθικού τεμάχους, βρίσκονται τα συμπαγή στρώματα μετα γάββρων με τη σαφή μαγματική τους στρώση. Γενικά οι εμφανίσεις τους, είναι περιορισμένων διαστάσεων, όπως φαίνεται και στον γεωλογικό χάρτη του όρους Τσικνιά στην εικόνα 2.5. Τα πετρώματα αυτά πλαισιώνονται από πρασινοσχιστολίθους και σερπεντινίτες. Αν και φαινομενικά, η εμφάνιση των γαββρικών πετρωμάτων δείχνει ένα υγειές πέτρωμα, παρατηρείται ένας πυρήνας, γύρω από τον οποίο υπάρχει μια μεταβατική ζώνη με αυξανόμενο προς τα έξω βαθμό μεταμόρφωσης, 80
υποδεικνύοντας ότι τα γαββρικά πετρώματα μεταπίπτουν τελικά σε πρασινοσχιστόλιθους (ΜΕΛΙΔΩΝΗΣ, 1980) Τα κύρια, αρχικά, υπολειμματικά ορυκτά του πρωτογενούς λιθότυπου είναι οι πυροξένοι και τα πλαγιόκλαστα. Η μεταμόρφωση του πετρώματος έχει προχωρήσει σε τέτοιο βαθμό που είναι δύσκολο να προσδιοριστεί το είδος το πυροξένων. Το μέγεθος των κρυστάλλων στα γαββρικά πετρώματα είναι γενικά μεγάλο και για τα μελανοκρατικά ορυκτά (πυροξένοι) φτάνει τα 2 mm ενώ για τα λευκοκρατικά ορυκτά (πλαγιόκλαστα) φτάνει τα 3 mm. Ο ιστός που επικρατεί είναι ο κοκκώδης ενώ σε κάποιες περιπτώσεις οι πυροξένοι παρουσιάζουν οδοντωτό ιστό (consertal). Ο οδοντωτός ιστός δημιουργείται σε μαγματικά πετρώματα, στα οποία τα περιθώρια δύο κρυστάλλων έχουν οδοντωτές απολήξεις (εικόνα 3.14). Εικόνα 3.14: Α, Β, C, D) Κρύσταλλοι κλινοπυροξένων, κεροστίλβης και ακτινόλιθου, σε παράλληλα και διασταυρούμενα πρίσματα Nicols. 81
Όπως φαίνεται και στις εικόνες, ο λιθότυπος έχει επηρεαστεί από διεργασίες μεταμόρφωσης καθώς δεν παρατηρείται πλήρης αποκατάσταση των ορυκτολογικών χαρακτηριστικών των δειγμάτων. Η ύπαρξη των μεταμορφικών αμφιβόλων αποτελεί προϊόν μεταμόρφωσης των πρωτογενών κλινοπυροξένων, οι κρύσταλλοι των οποίων έχουν υπολειμματικό χαρακτήρα. Ενώ σε ορισμένες περιπτώσεις έχουν δημιουργηθεί δευτερογενείς αμφίβολοι (κεροστίλβη, ακτινόλιθος, και σε κάποιες περιπτώσεις τρεμολίτης) με έντονο πλεοχρωισμό και κατάλληλη ινοπρισματική δομή, τα χρώματα συμβολής των πυροξένων διατηρούνται. Αποτέλεσμα της μεταμόρφωσης είναι να δημιουργηθεί σε ορισμένες περιοχές του δείγματος οφειτικός ιστός, καθώς διατηρούνται τα αρχικά ορυκτολογικά και ιστολογικά χαρακτηριστικά του πετρώματος. Η επίδραση των τεκτονικών παραγόντων στα πετρώματα αυτά, όπως φαίνεται στις παραπάνω φωτογραφίες είναι έντονη. Η πλαστική παραμόρφωση έχει προκαλέσει κάμψη ή ακόμα και θραύση των κρυστάλλων των πυροξένων (εικόνα 3.15). Παρατηρήθηκε επίσης η ανάπτυξη τεκτονικών διδυμιών καθώς επίσης και φαινόμενα κυματοειδούς κατάσβεσης. Εικόνα 3.15: Α, Β) Επίδραση τεκτονικών παραγόντων μέσω της ύπαρξης τεκτονικών διδυμιών στους κρυστάλλους των κλινοπυροξένων, καθώς και διάλυση των περιθωρίων τους, σε παράλληλα και διασταυρούμενα πρίσματα Nicols. Τα πλαγιόκλαστα έχουν σχήμα υπιδιόμορφο έως αλλοτροιόμορφο. Σε κάποιες περιπτώσεις εμφανίζονται ελαφρώς σερικιτωμένα. Σερικιτίωση ονομάζεται η εξαλλοίωση κατά την οποία παρατηρείται αντικατάσταση των πλαγιοκλάστων από σερικίτη και δευτερογενή αλβίτη. Η 82
σερικιτίωση στη συγκεκριμένη περίπτωση δεν έχει προχωρήσει σε μεγάλο βαθμό, καθώς τα πλαγιόκλαστα διατηρούν ως ένα βαθμό τα αρχικά ορυκτολογικά τους χαρακτηριστικά. Η σερικιτίωση αναπτύσσεται στην επιφάνεια των κρυστάλλων (εικόνα 3.16). Εικόνα 3.16: A, B) Ευμεγέθεις κρύσταλλοι πλαγιοκλάστων οι οποίοι εμφανίζονται σερικιτιωμένοι, σε παράλληλα και διασταυρούμενα πρίσματα Nicols. 3.2 Ορυκτοχημεία πετρωμάτων Στην επόμενη ενότητα παρατίθενται και αναλύονται τα ορυκτοχημικά δεδομένα από αναλύσεις που πραγματοποιήθηκαν σε δείγματα πυροξενιτών και γαββρικών πετρωμάτων, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Οι αναλύσεις αφορούν τα εξής πετρογενετικά ορυκτά: πυρόξενοι αμφίβολοι χλωρίτης πλαγιόκλαστα επίδοτο Τα αποτελέσματα των ορυκτοχημικών αναλύσεων παρουσιάζονται στις παρακάτω υποενότητες. 83
3.2.1 Πυρόξενοι: Από τα δείγματα των γαββρικών πετρωμάτων και πυροξενιτών πραγματοποιήθηκαν χημικές αναλύσεις στους πυροξένους με τη χρήση του ηλεκτρονικού μικροαναλυτή. Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις δίνονται στον πίνακα 3.1. Ο στοιχειομετρικός υπολογισμός τους έγινε με βάση τα 6 άτομα οξυγόνου, σύμφωνα με τον γενικό χημικό τύπο που αντιπροσωπεύει αυτή την ομάδα ορυκτών: ΧΥΖ 2 Ο 6 όπου την θέση Χ καταλαμβάνουν τα στοιχεία Ca, Na, Fe +2, Mn, Mg, την θέση Υ καταλαμβάνουν τα στοιχεία Mn, Fe +2, Fe +3, Mg, Cr, Al, Ti, ενώ η Ζ είναι θέση τετραεδρικής συνδιάταξης και καταλαμβάνεται από τα στοιχεία Si και Al. Από την προβολή των αναλύσεων των πυροξένων στο τριγωνικό διάγραμμα ταξινόμησης Βολλαστονίτης (Wo) Ενσταντίτης (En) Φεροσιλίτης (Fs) (MORIMOTO et al. 1988), προκύπτει ότι πρόκειται για κλινοπυρόξενους με σύσταση αυγίτη (εικόνα 3.17). Εικόνα 3.17: Προβολή της σύστασης των κλινοπυροξένων στο τριγωνικό διάγραμμα ταξινόμησης Wo En Fs (MORIMOTO et al. 1988). 84
Πίνακας 3.1: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κλινοπυροξένων από τα γαββρικά πετρώματα και τους πυροξενίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Λιθότυπος Δείγμα Κλινοπυρόξενοι Γάββρος 191-C1-5 191-C1-6 191-C1-7 191-C1-9 191-C1-11 191-C1-12 191-C1-14 191-C2-2 191-C4-6 191-C4-7 191-C4-9 191-C4-10 191-C5-1 SiO 2 55.38 56.35 56.06 55.96 53.54 56.66 56.72 56.95 55.92 55.10 57.03 55.26 55.43 ΤiO 2 0.00 0.06 0.00 0.00 0.26 0.01 0.04 0.00 0.01 0.02 0.05 0.00 0.00 Al 2 O 3 1.39 1.16 0.83 0.92 2.83 0.91 0.69 0.33 0.82 1.29 0.52 0.64 0.46 FeO 8.21 7.40 7.38 7.73 9.72 5.38 5.84 5.67 7.85 12.30 5.83 13.42 13.49 MnO 0.14 0.19 0.22 0.23 0.17 0.16 0.13 0.14 0.20 0.38 0.16 0.21 0.18 MgO 18.93 19.56 19.41 18.95 17.45 20.75 20.51 20.98 19.27 16.05 21.00 15.91 15.87 CaO 12.66 12.71 12.99 13.24 12.47 13.03 13.11 13.11 13.09 12.96 13.08 11.81 11.74 Na 2 O 0.22 0.16 0.08 0.09 0.46 0.12 0.10 0.02 0.10 0.06 0.07 0.26 0.44 Κ 2 O 0.05 0.04 0.02 0.04 0.04 0.02 0.04 0.00 0.05 0.09 0.02 0.06 0.07 Cr 2 O 3 0.13 0.11 0.03 0.00 0.12 0.11 0.03 0.00 0.12 0.01 0.06 0.00 0.00 Total 97.12 97.73 97.02 97.16 97.05 97.14 97.18 97.20 97.42 98.25 97.82 97.56 97.69 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 6 O Si 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 Al VI 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Υποσύνολο 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 Al IV 0.06 0.05 0.04 0.04 0.12 0.04 0.03 0.01 0.04 0.06 0.02 0.03 0.02 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe 2+ 0.25 0.23 0.23 0.24 0.30 0.16 0.18 0.17 0.24 0.38 0.18 0.42 0.42 Fe 3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 1.04 1.06 1.07 1.04 0.97 1.13 1.12 1.14 1.06 0.89 1.13 0.89 0.89 Mn 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 Ca 0.50 0.50 0.51 0.52 0.50 0.51 0.51 0.51 0.52 0.52 0.51 0.48 0.47 Na 0.02 0.01 0.01 0.01 0.03 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.02 0.03 K 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Υποσύνολο 1.88 1.86 1.86 1.86 1.95 1.86 1.85 1.84 1.87 1.87 1.86 1.84 1.85 En 57.87 59.36 58.79 57.54 54.60 62.46 61.62 62.32 58.06 49.42 62.20 49.64 49.63 Fs 14.32 12.92 12.92 13.57 17.36 9.35 10.06 9.68 13.60 21.91 9.96 23.87 23.98 Wo 27.80 27.72 28.28 28.89 28.05 28.19 28.31 28.00 28.34 28.67 27.84 26.49 26.38 85
Πίνακας 3.1 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κλινοπυροξένων από τα γαββρικά πετρώματα και τους πυροξενίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Ορυκτό Λιθότυπος Δείγμα Τσικνιά. Κλινοπυρόξενοι Γάββρος 191-C5-2 191-C5-5 191-C5-7 191-C5-8 191-C1-1 191-C1-2 191-C1-3 191-C1-4 191-C1-8 191-C1-9 191-C1-10 191-C1-13 191-C1-15 SiO 2 55.63 56.00 56.48 56.69 50.71 50.25 50.87 51.99 51.32 51.36 49.78 51.07 49.99 ΤiO 2 0.08 0.00 0.06 0.00 0.91 0.74 0.53 0.38 0.93 0.85 0.94 0.72 1.00 Al 2 O 3 1.24 0.91 0.88 0.74 5.41 5.39 4.98 4.48 4.47 4.69 5.85 4.81 5.54 FeO 7.59 7.21 5.16 6.27 10.49 10.73 10.67 10.24 9.90 10.41 11.63 10.44 11.15 MnO 0.17 0.20 0.16 0.16 0.19 0.21 0.20 0.14 0.13 0.17 0.19 0.23 0.21 MgO 19.31 19.52 20.92 20.81 17.36 17.11 17.17 17.86 16.66 17.06 15.42 16.89 16.12 CaO 12.88 12.89 13.22 13.12 11.49 11.52 11.52 11.61 12.29 11.87 12.13 11.88 11.55 Na 2 O 0.17 0.12 0.12 0.12 1.01 1.05 1.02 0.87 0.70 0.82 0.94 0.81 1.02 Κ 2 O 0.05 0.03 0.02 0.01 0.04 0.06 0.04 0.04 0.36 0.03 0.31 0.07 0.05 Cr 2 O 3 0.11 0.26 0.08 0.00 0.00 0.05 0.19 0.16 0.43 0.19 0.37 0.27 0.09 Total 97.23 97.13 97.09 97.92 97.61 97.12 97.19 97.77 97.17 97.45 97.54 97.18 96.71 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 6 O Si 2.00 2.00 2.00 2.00 1.90 1.89 1.91 1.93 1.93 1.92 1.88 1.92 1.89 Al VI 0.00 0.00 0.00 0.00 0.10 0.11 0.09 0.07 0.07 0.08 0.12 0.08 0.11 Υποσύνολο 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 Al IV 0.05 0.04 0.04 0.03 0.13 0.13 0.13 0.13 0.13 0.13 0.14 0.13 0.14 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.02 0.01 0.01 0.03 0.02 0.03 0.02 0.03 Fe 2+ 0.23 0.22 0.16 0.19 0.33 0.32 0.34 0.32 0.31 0.33 0.37 0.33 0.35 Fe 3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 1.06 1.07 1.14 1.13 0.97 0.96 0.96 0.99 0.93 0.95 0.87 0.95 0.91 Mn 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 Ca 0.51 0.51 0.52 0.51 0.46 0.46 0.46 0.46 0.49 0.48 0.49 0.48 0.47 Na 0.01 0.01 0.01 0.01 0.07 0.08 0.07 0.06 0.05 0.06 0.07 0.06 0.08 K 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.01 0.00 0.00 Cr 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 Υποσύνολο 1.88 1.86 1.87 1.87 2.00 2.00 2.00 1.99 1.97 1.98 2.00 1.98 1.99 En 58.66 59.25 62.63 61.49 54.93 54.27 54.42 55.77 53.53 54.12 50.12 53.76 52.34 Fs 13.23 12.62 8.93 10.65 18.94 19.46 19.33 18.18 18.08 18.83 21.54 19.05 20.70 Wo 28.11 28.13 28.44 27.86 26.13 26.27 26.25 26.05 28.39 27.05 28.34 27.19 26.95 86
Πίνακας 3.1 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κλινοπυροξένων από τα γαββρικά πετρώματα και τους πυροξενίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Ορυκτό Λιθότυπος Δείγμα Τσικνιά. Κλινοπυρόξενοι Γάββρος 191-C2-3 191-C4-8 191-C5-3 191-C5-4 191-C5-6 191-C5-9 200A-C1-1 200A-C2-1 200A-C2-2 200A-C2-3 200A-C2-4 200A-C2-5 200A-C2-6 SiO 2 50.75 51.33 50.54 49.85 51.59 50.84 56.34 55.31 55.56 55.48 54.38 54.81 55.11 ΤiO 2 0.63 0.58 1.06 0.95 0.28 0.57 0.01 0.03 0.02 0.01 0.06 0.03 0.00 Al 2 O 3 5.34 5.02 4.55 5.28 4.70 4.61 1.47 2.07 1.65 2.13 2.99 2.53 2.33 FeO 11.00 10.72 10.73 11.43 10.60 11.83 6.57 6.89 6.73 6.86 7.55 7.47 6.81 MnO 0.20 0.21 0.14 0.16 0.18 0.22 0.18 0.19 0.15 0.18 0.20 0.23 0.20 MgO 16.33 17.35 16.93 15.73 17.54 16.13 19.84 19.61 19.89 19.88 18.96 18.98 19.41 CaO 11.60 11.32 11.69 12.07 11.50 11.94 13.26 12.67 12.96 12.82 12.48 12.73 12.92 Na 2 O 1.00 0.99 0.95 0.98 0.97 0.87 0.14 0.29 0.20 0.24 0.45 0.33 0.27 Κ 2 O 0.04 0.04 0.40 0.47 0.05 0.25 0.04 0.05 0.05 0.04 0.09 0.06 0.06 Cr 2 O 3 0.09 0.08 0.15 0.23 0.00 0.16 0.00 0.17 0.14 0.21 0.19 0.19 0.16 Total 96.98 97.65 97.14 97.14 97.40 97.41 97.86 97.27 97.34 97.85 97.36 97.35 97.26 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 6 O Si 1.91 1.92 1.91 1.89 1.93 1.92 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 Al VI 0.09 0.08 0.09 0.11 0.07 0.08 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Υποσύνολο 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 Al IV 0.15 0.14 0.11 0.13 0.14 0.13 0.06 0.09 0.07 0.09 0.13 0.11 0.10 Ti 0.02 0.02 0.03 0.03 0.01 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe 2+ 0.35 0.33 0.33 0.34 0.33 0.37 0.20 0.21 0.21 0.21 0.23 0.23 0.21 Fe 3+ 0.00 0.00 0.01 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 0.92 0.97 0.95 0.89 0.98 0.91 1.08 1.07 1.09 1.08 1.04 1.04 1.06 Mn 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 Ca 0.47 0.45 0.47 0.49 0.46 0.48 0.52 0.50 0.51 0.50 0.49 0.50 0.51 Na 0.07 0.07 0.07 0.07 0.07 0.06 0.01 0.02 0.01 0.02 0.03 0.02 0.02 K 0.00 0.00 0.02 0.02 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 Υποσύνολο 1.99 1.99 2.00 2.00 1.99 2.00 1.87 1.91 1.90 1.91 1.95 1.92 1.91 En 52.76 54.87 53.87 50.90 55.07 51.25 59.83 59.99 60.15 60.16 58.74 58.49 59.49 Fs 20.30 19.40 19.40 21.03 18.98 21.48 11.43 12.15 11.68 11.96 13.48 13.31 12.06 Wo 26.93 25.73 26.73 28.07 25.95 27.27 28.74 27.86 28.18 27.89 27.79 28.19 28.45 87
Πίνακας 3.1 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κλινοπυροξένων από τα γαββρικά πετρώματα και τους πυροξενίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Ορυκτό Λιθότυπος Δείγμα Τσικνιά. Κλινοπυρόξενοι 200A-C3-1 200A-C3-2 200A-C3-3 200A-C3-4 200A-C3-5 200A-C3-6 200A-C4-1 200A-C4-2 200A-C4-3 200A-C5-1 200A-C5-2 200A-C5-3 200A-C5-4 SiO 2 55.24 55.50 56.08 56.67 54.62 54.90 57.15 56.04 55.80 55.39 56.31 55.40 56.10 ΤiO 2 0.04 0.01 0.00 0.02 0.01 0.05 0.00 0.00 0.00 0.07 0.01 0.00 0.03 Al 2 O 3 2.13 1.92 1.14 0.67 2.93 2.43 1.30 1.25 1.51 1.72 1.25 1.90 1.28 FeO 6.91 6.68 6.58 6.10 7.73 7.04 6.11 6.37 6.22 7.11 6.34 7.05 6.23 MnO 0.16 0.17 0.16 0.16 0.21 0.19 0.15 0.17 0.14 0.21 0.16 0.19 0.16 MgO 19.44 19.66 20.08 20.67 18.70 19.25 20.34 20.31 20.31 19.41 20.17 19.55 20.44 CaO 12.96 12.86 13.01 12.90 12.37 12.62 13.07 12.95 13.06 12.81 12.87 12.78 12.85 Na 2 O 0.25 0.22 0.14 0.07 0.38 0.33 0.14 0.16 0.14 0.18 0.12 0.25 0.13 Κ 2 O 0.05 0.03 0.05 0.02 0.10 0.07 0.03 0.02 0.04 0.05 0.03 0.06 0.04 Cr 2 O 3 0.19 0.14 0.15 0.00 0.24 0.24 0.08 0.07 0.08 0.19 0.19 0.26 0.07 Total 97.35 97.18 97.39 97.28 97.29 97.11 98.38 97.35 97.29 97.14 97.44 97.43 97.32 Si 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 Al VI 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Υποσύνολο 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 Γάββρος Αριθμός κατιόντων με βάση τα 6 O Al IV 0.09 0.08 0.05 0.03 0.13 0.11 0.06 0.05 0.06 0.07 0.05 0.08 0.06 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe 2+ 0.21 0.20 0.20 0.19 0.24 0.22 0.18 0.19 0.19 0.22 0.19 0.22 0.19 Fe 3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 1.06 1.07 1.10 1.12 1.03 1.06 1.09 1.11 1.11 1.06 1.10 1.07 1.11 Mn 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 Ca 0.51 0.51 0.51 0.50 0.49 0.50 0.50 0.51 0.51 0.50 0.50 0.50 0.50 Na 0.02 0.02 0.01 0.01 0.03 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 K 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 Υποσύνολο 1.91 1.89 1.88 1.85 1.93 1.92 1.86 1.88 1.89 1.89 1.87 1.90 1.88 En 59.42 60.03 60.46 61.79 58.34 59.46 61.18 61.01 61.06 59.30 60.99 59.61 61.45 Fs 12.11 11.75 11.37 10.51 13.91 12.52 10.57 11.02 10.73 12.56 11.03 12.40 10.77 Wo 28.47 28.22 28.16 27.71 27.75 28.03 28.25 27.97 28.21 28.14 27.97 28.00 27.78 88
Πίνακας 3.1 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κλινοπυροξένων από τα γαββρικά πετρώματα και τους πυροξενίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Ορυκτό Λιθότυπος Δείγμα Γάββρος Τσικνιά. Κλινοπυρόξενοι 200A-C6-1 200A-C6-2 200A-C6-3 200A-C6-4 200A-C6-5 200A-C6-6 200A-C6-7 200A-C6-8 201-C1-1 201-C1-2 201-C1-3 201-C2-1 201-C2-2 SiO 2 56.42 56.16 56.96 56.54 56.64 56.65 56.76 56.75 55.92 55.92 55.06 56.33 56.28 ΤiO 2 0.02 0.01 0.00 0.03 0.00 0.01 0.00 0.00 0.10 0.11 0.11 0.11 0.14 Al 2 O 3 0.84 1.49 1.19 1.23 1.00 1.07 0.72 0.93 1.44 1.24 2.04 1.29 1.55 FeO 6.21 6.23 6.09 6.12 5.86 6.00 5.80 5.92 4.74 5.21 3.97 3.91 3.83 MnO 0.19 0.16 0.13 0.17 0.15 0.14 0.09 0.11 0.16 0.16 0.14 0.14 0.18 MgO 20.43 20.18 20.32 20.27 20.32 20.51 20.86 20.27 20.82 20.79 20.88 21.47 21.90 CaO 12.96 12.81 13.00 13.01 13.11 13.15 13.29 13.03 12.33 12.97 13.38 12.97 12.68 Na 2 O 0.10 0.14 0.12 0.14 0.10 0.09 0.07 0.09 0.05 0.05 0.13 0.07 0.12 Κ 2 O 0.03 0.04 0.02 0.03 0.04 0.03 0.02 0.01 0.04 0.05 0.05 0.04 0.08 Cr 2 O 3 0.08 0.09 0.07 0.09 0.04 0.04 0.00 0.07 0.24 0.31 0.24 0.27 0.24 Total 97.28 97.31 97.91 97.62 97.25 97.68 97.61 97.18 95.84 96.80 95.99 96.60 97.00 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 6 O Πυροξενίτης Si 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 Al VI 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Υποσύνολο 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 Al IV 0.04 0.06 0.05 0.05 0.04 0.05 0.03 0.04 0.06 0.05 0.09 0.06 0.07 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe 2+ 0.19 0.19 0.18 0.19 0.18 0.18 0.18 0.18 0.15 0.16 0.12 0.12 0.12 Fe 3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 1.11 1.10 1.10 1.10 1.10 1.11 1.13 1.10 1.14 1.13 1.14 1.17 1.18 Mn 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 Ca 0.51 0.50 0.50 0.51 0.51 0.51 0.52 0.51 0.49 0.51 0.53 0.51 0.49 Na 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 K 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 Υποσύνολο 1.86 1.87 1.85 1.86 1.85 1.86 1.86 1.84 1.85 1.88 1.91 1.87 1.89 En 61.28 61.21 61.29 61.14 61.36 61.40 61.87 61.39 64.19 62.77 63.65 64.93 65.84 Fs 10.77 10.87 10.53 10.65 10.19 10.30 9.80 10.25 8.48 9.09 7.03 6.88 6.77 Wo 27.94 27.92 28.18 28.21 28.46 28.29 28.33 28.35 27.32 28.14 29.32 28.19 27.40 89
Πίνακας 3.1 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κλινοπυροξένων από τα γαββρικά πετρώματα και τους πυροξενίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Ορυκτό Λιθότυπος Δείγμα Τσικνιά. Κλινοπυρόξενοι Πυροξενίτης 201-C2-3 201-C2-4 201-C2-7 201-C2-8 201-C3-1 201-C3-2 201-C4-1 201-C4-2 201-C4-3 201-C4-4 201-C4-9 201-C4-10 201-C5-1 SiO 2 55.18 55.64 55.91 53.66 56.53 56.90 55.80 56.34 56.52 56.02 57.34 56.12 56.50 ΤiO 2 0.08 0.13 0.12 0.20 0.13 0.12 0.14 0.14 0.15 0.14 0.07 0.13 0.12 Al 2 O 3 1.71 1.97 1.54 3.76 0.81 0.78 1.37 1.43 0.90 1.54 0.33 0.87 0.88 FeO 4.09 4.51 4.03 4.94 3.97 4.01 4.48 4.26 4.50 4.17 2.95 4.71 4.71 MnO 0.17 0.18 0.15 0.18 0.10 0.15 0.20 0.19 0.18 0.16 0.12 0.12 0.14 MgO 21.31 21.28 21.43 20.14 21.69 21.85 21.43 21.67 21.71 21.42 22.74 21.38 21.50 CaO 12.95 12.65 13.23 13.11 13.19 13.33 13.03 12.82 12.99 12.98 13.27 13.25 13.03 Na 2 O 0.11 0.14 0.10 0.33 0.04 0.04 0.05 0.08 0.07 0.09 0.00 0.04 0.05 Κ 2 O 0.07 0.07 0.04 0.04 0.03 0.03 0.04 0.07 0.05 0.03 0.03 0.03 0.04 Cr 2 O 3 0.15 0.23 0.19 0.35 0.01 0.00 0.07 0.04 0.21 0.11 0.01 0.18 0.25 Total 95.82 96.81 96.72 96.70 96.49 97.21 96.60 97.05 97.28 96.66 96.86 96.84 97.22 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 6 O Si 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 Al VI 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Υποσύνολο 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 Al IV 0.07 0.08 0.07 0.16 0.03 0.03 0.06 0.06 0.04 0.07 0.01 0.04 0.04 Ti 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe 2+ 0.13 0.14 0.12 0.15 0.12 0.12 0.14 0.13 0.14 0.13 0.09 0.14 0.14 Fe 3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 1.17 1.16 1.16 1.10 1.18 1.18 1.17 1.17 1.17 1.16 1.22 1.16 1.16 Mn 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca 0.51 0.49 0.52 0.52 0.52 0.52 0.51 0.50 0.50 0.51 0.51 0.52 0.51 Na 0.01 0.01 0.01 0.02 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 K 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 Υποσύνολο 1.90 1.90 1.89 1.98 1.86 1.86 1.89 1.88 1.88 1.88 1.85 1.88 1.87 En 64.57 64.47 64.39 62.09 64.84 64.72 64.13 64.92 64.47 64.57 66.89 63.60 64.02 Fs 7.23 7.98 7.04 8.86 6.83 6.91 7.85 7.48 7.81 7.32 5.06 8.07 8.10 Wo 28.20 27.55 28.57 29.05 28.34 28.38 28.02 27.60 27.72 28.12 28.05 28.33 27.88 90
Πίνακας 3.1 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κλινοπυροξένων από τα γαββρικά πετρώματα και τους πυροξενίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Ορυκτό Λιθότυπος Τσικνιά. Κλινοπυρόξενοι Πυροξενίτης Δείγμα 201-C5-3 201-C5-4 201-C5-5 201-C6-6 201-C6-7 201-C6-8 201-C7-3 201-C7-4 201-C7-5 201-C7-6 201-C7-7 201-C7-10 201-C8-1 SiO 2 56.09 56.02 55.91 55.48 55.68 56.31 55.16 55.19 56.23 56.37 56.03 55.44 56.25 ΤiO 2 0.13 0.13 0.13 0.11 0.09 0.13 0.11 0.15 0.12 0.13 0.13 0.11 0.18 Al 2 O 3 1.03 1.08 1.10 2.13 1.45 0.89 2.21 2.25 0.94 0.97 1.53 2.14 1.29 FeO 4.50 4.51 4.35 4.30 4.88 3.93 5.08 4.75 4.41 5.00 4.25 4.64 4.73 MnO 0.15 0.15 0.14 0.16 0.18 0.16 0.16 0.17 0.14 0.16 0.16 0.20 0.17 MgO 21.43 21.57 21.49 21.36 21.03 21.85 21.07 21.43 21.65 21.26 22.02 21.48 21.16 CaO 13.08 13.00 12.90 12.98 12.98 13.02 12.72 12.62 13.10 12.87 12.70 12.55 13.02 Na 2 O 0.06 0.05 0.04 0.14 0.08 0.06 0.12 0.13 0.04 0.04 0.09 0.13 0.05 Κ 2 O 0.03 0.04 0.03 0.07 0.03 0.04 0.08 0.09 0.03 0.05 0.06 0.09 0.03 Cr 2 O 3 0.33 0.18 0.22 0.30 0.26 0.32 0.23 0.26 0.20 0.27 0.18 0.11 0.01 Total 96.83 96.71 96.29 97.03 96.66 96.71 96.95 97.05 96.87 97.11 97.15 96.89 96.89 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 6 O Si 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 Al VI 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Υποσύνολο 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 Al IV 0.04 0.05 0.05 0.09 0.06 0.04 0.10 0.10 0.04 0.04 0.07 0.09 0.06 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe 2+ 0.14 0.14 0.13 0.13 0.15 0.12 0.16 0.14 0.13 0.15 0.13 0.14 0.14 Fe 3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 1.17 1.17 1.17 1.16 1.15 1.19 1.15 1.16 1.18 1.15 1.19 1.17 1.15 Mn 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 Ca 0.51 0.51 0.51 0.51 0.51 0.51 0.50 0.49 0.51 0.50 0.49 0.49 0.51 Na 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 K 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 Υποσύνολο 1.88 1.88 1.88 1.92 1.89 1.88 1.92 1.93 1.88 1.87 1.90 1.92 1.87 En 64.08 64.33 64.58 64.35 63.34 65.21 63.55 64.43 64.39 63.64 65.49 64.67 63.60 Fs 7.81 7.80 7.56 7.55 8.56 6.86 8.88 8.30 7.60 8.67 7.36 8.18 8.27 Wo 28.11 27.87 27.86 28.10 28.10 27.93 27.57 27.27 28.00 27.69 27.15 27.15 28.13 91
Πίνακας 3.1 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κλινοπυροξένων από τα γαββρικά πετρώματα και τους πυροξενίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Ορυκτό Λιθότυπος Τσικνιά. Κλινοπυρόξενοι Πυροξενίτης Δείγμα 201-C8-3 201-C8-6 201-C8-8 201-C8-9 201-C9-1 201-C9-7 201-C9-8 201-C9-9 201-C9-10 201-C9-11 SiO 2 55.86 55.50 56.04 55.79 55.71 55.74 55.31 55.56 55.91 56.45 ΤiO 2 0.13 0.11 0.12 0.17 0.12 0.12 0.13 0.11 0.16 0.14 Al 2 O 3 1.21 1.94 1.04 1.53 1.17 1.50 2.24 1.45 1.60 0.73 FeO 4.92 4.77 4.74 4.62 5.01 5.11 4.19 5.34 4.57 4.54 MnO 0.17 0.22 0.18 0.18 0.17 0.19 0.24 0.16 0.19 0.15 MgO 21.33 21.34 21.39 21.24 21.25 21.09 21.57 20.87 21.53 21.47 CaO 13.00 12.73 12.98 13.05 13.22 13.18 13.09 12.75 12.93 13.31 Na 2 O 0.05 0.09 0.06 0.09 0.07 0.07 0.12 0.07 0.11 0.02 Κ 2 O 0.05 0.08 0.04 0.04 0.02 0.04 0.07 0.04 0.05 0.02 Cr 2 O 3 0.27 0.41 0.44 0.21 0.04 0.00 0.27 0.27 0.15 0.00 Total 96.99 97.19 97.04 96.92 96.78 97.05 97.23 96.62 97.20 96.83 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 6 Ο Si 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 Al VI 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Υποσύνολο 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 Al IV 0.05 0.08 0.04 0.07 0.05 0.06 0.10 0.06 0.07 0.03 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe 2+ 0.15 0.15 0.14 0.14 0.15 0.16 0.13 0.16 0.14 0.14 Fe 3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 1.16 1.16 1.16 1.15 1.16 1.15 1.17 1.14 1.17 1.17 Mn 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 Ca 0.51 0.50 0.51 0.51 0.52 0.52 0.51 0.50 0.50 0.52 Na 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 K 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 Υποσύνολο 1.89 1.91 1.89 1.90 1.90 1.90 1.93 1.89 1.90 1.87 En 63.61 64.11 63.89 63.75 63.14 62.89 64.46 63.01 64.28 63.77 Fs 8.52 8.41 8.25 8.10 8.62 8.86 7.42 9.32 7.97 7.81 Wo 27.86 27.48 27.86 28.15 28.23 28.25 28.12 27.67 27.75 28.41 92
Οι κλινοπυρόξενοι των πυροξενιτών έχουν περιεκτικότητα σε Al 2 O 3 που κυμαίνεται μεταξύ 0.33 3.76 % wt, ενώ οι κλινοπυρόξενοι των γαββρικών πετρωμάτων είναι σε γενικές γραμμές πιο πλούσιοι σε Al 2 O 3 έχοντας περιεκτικότητα μεταξύ 0.33 5.34 % wt Η περιεκτικότητα σε Al των πυροξένους στους μανδυακούς σχηματισμούς όπως οι πυροξενίτες, χαρακτηρίζει τον δείκτη του βαθμού μερικής τήξης του μανδυακού πρωτόλιθου ο οποίος μειώνεται με την αύξηση της μερικής τήξης (GAETANI & GROVE, 1998; ZHOU et al., 2005). Επίσης, η περιεκτικότητά τους σε Cr 2 O 3 είναι σημαντική και στους δύο λιθότυπους και φτάνει σε 0.44 % wt στους κλινοπυρόξενους των πυροξένιτών και 0.43 % wt στους κλινοπυρόξενους των γαββρικών πετρωμάτων. Το υψηλό ποσοστό του χρωμίου στους πυροξένους αποτελεί μια ένδειξη μανδυακής προέλευσης των λιθότυπων (εικόνα 3.18 Α). Στο διάγραμμα βλέπουμε πως υπάρχουν δύο συστασιακές ομάδες που χαρακτηρίζουν τα γαββρικά πετρώματα: στην πρώτη ομάδα για σταθερή σχεδόν περιεκτικότητα σε Al υπάρχει μεγάλο εύρος της περιεκτικότητας του Cr, ενώ στη δεύτερη ομάδα ομάδα οι περιεκτικότητες Al και Cr είναι σχετικά χαμηλότερες. Στην δεύτερη ομάδα ανήκουν και οι πυροξενίτες. Α 1 η ομάδα Β 2 η ομάδα Al2O3 (wt%) 2 η ομάδα CaO (wt%) 1 η ομάδα Cr 2 O 3 (wt%) MgO (wt%) Εικόνα 3.18: Προβολή αναλυθέντων πυροξένων από τους πυροξενίτες και τα γαββρικά πετρώματα του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά στα διαγράμματα: Α) Al 2 O 3 vs Cr 2 O 3, B) CaO vs MgO. Όσον αφορά το ποσοστό του CaO στους κλινοπυρόξενους των πυροξενιτών κυμαίνεται μεταξύ 11.32 και 13.29 % wt, ενώ για τους κλινοπυρόξενους των γαββρικών πετρωμάτων, κυμαίνεται μεταξύ 12.33 και 13.28 % wt. Η περιεκτικότητα σε MgO των πυροξένων στους 93
πυροξενίτες έχει τιμές από 20.14 έως 22.02 % wt, ενώ των γαββρικών πετρωμάτων έχει τιμές από 15.73 έως 21 % wt. Στο διάγραμμα της εικόνας 3.18 Β, διακρίνουμε επίσης δύο συστασιακές ομάδες σχετικά με τα γαββρικά πετρώματα. Στην πρώτη ομάδα τα ποσοστά Mg και Ca είναι χαμηλότερα ενώ στην δεύετρη ομάδα όπου προβάλλονται και οι πυροξενίτες, οι περιεκτικότητες σε Mg και Ca αυξάνουν. Στο διάγραμματα CaO vs Al 2 O 3 και Cr 2 O 3 vs MgO στη εικόνα 3.19 επίσης φαίνεται πως τα γαββρικά πετρώματα διακρίνονται σε δύο ομάδες. Στο διάγραμμα CaO vs Al 2 O 3 (εικόνα 3.19 Α) παρουσιάζεται σταθερότητα στην περιεκτικότητα του CaO ενώ σύμφωνα με την περιεκτικότητα σε Al 2 O 3 σχηματίζονται δύο ευδιάκριτες ομάδες με χαμηλότερη και υψηλότερη περιεκτικότητα. Οι πυροξενίτες προβάλλονται στην πρώτη ομάδα με χαμηλότερες τιμές Al 2 O 3. Η ίδια μορφή προβολής των σημείων παρουσιάζεται και στο διάγραμμα Cr 2 O 3 vs MgO (εικόνα 3.19 Β), καθώς η περιεκτικότητα σε MgO διακρίνεται σε χαμηλότερη και υψηλότερη και οι πυροξενίτες ανήκουν στην ομάδα με την υψηλότερη περιεκτικότητα σε MgO. Και για τις δύο ομάδες ωστόσο η περιεκτικότητα σε Cr 2 O 3 παρουσιάζει ένα μεγάλο εύρος διακυμάνσεων. Α Β 1 η ομάδα 2 η ομάδα CaO (wt%) 1 η ομάδα 2 η ομάδα Cr2O3 (wt%) Al 2 O 3 (wt%) MgO (wt%) Εικόνα 3.19: Προβολή αναλυθέντων πυροξένων από τους πυροξενίτες και τα γαββρικά πετρώματα του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά στα διαγράμματα: Α) CaO vs Al 2 O 3 και B) Cr 2 O 3 vs MgO. Σύμφωνα με το παρακάτω διάγραμμα (Al 2 O 3 vs TiO 2 ) προκύπτει ότι οι κλινοπυρόξενοι των πυροξενιτών δεν είναι εντελώς αποπτωχευμένοι σε TiO 2, ενώ προβάλλονται στο πεδίο των 94
περιδοτιτών έμπροσθεν του τόξου (εικόνα 3.20). Η ελάχιστη περιεκτικότητα σε TiO 2 των κλινοπυροξένων έχει τιμή 0.07 % wt ενώ η μέγιστη περιεκτικότητα έχει τιμή 0.2 % wt. TiO2 (wt%) Al 2 O 3 (wt%) Εικόνα 3.20: Προβολή των αναλυθέντων πυροξένων από τους πυροξενίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά στο διάγραμμα TiO 2 vs Al 2 O. Πεδία: Αβυσσικοί περιδοτίτες - JOHNSON et al. (1990) και τάση κλινοπυροξένων από περιδοτίτες έμπροσθεν του τόξου ISHII et al. (1992). 3.2.2 Αμφίβολοι Από τους πυροξενίτες και τα γαββρικά πετρώματα αναλύθηκαν κρύσταλλοι αμφιβόλων (πίνακας 3.2) και ο υπολογισμός της στοιχειομετρικής τους κατανομής πραγματοποιήθηκε με βάση τα 23 άτομα οξυγόνου, χρησιμοποιώντας τον γενικό χημικό τύπο των αμφιβόλων: Α 0-1 Χ 2 Υ 5 Ζ 8 Ο 22 (ΟΗ) 2 όπου οι θέσεις Α και Χ είναι οι μεγαλύτερες, πολυεδρικές θέσεις και καταλαμβάνονται από τα στοιχεία Ca, Na και Κ. Η θέση Υ είναι θέση οκταεδρικής συνδιάταξης και καταλαμβάνεται από τα στοιχεία Al, Ti, Cr, Fe 2+, Fe 3+, Mg και Mn. Η θέση Ζ είναι θέση τετραεδρικής συνδιάταξης και καταλαμβάνεται από τα στοιχεία Si και Al (LEAKE, 1978). 95
Πίνακας 3.2: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις αμφιβόλων από τα γαββρικά πετρώματα και τους πυροξενίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Αμφίβολοι Λιθότυπος Δείγμα Γάββρος 200A-C4-1 200A-C4-2 200A-C6-1 200A-C6-2 201-C1-4 Πυροξενίτης 201-C6-1 201-C8-5 SiO 2 47.27 49.47 47.34 47.26 45.72 45.92 43.06 ΤiO 2 0.000 0.089 0.239 0.226 0.214 0.931 0.429 Al 2 O 3 10.53 7.905 10.18 10.09 12.04 10.45 13.85 FeO 10.20 9.903 7.631 7.758 8.857 7.43 7.678 MnO 0.202 0.225 0.085 0.081 0.147 0.114 0.244 MgO 14.82 15.76 17.65 17.46 15.69 17.07 15.26 CaO 12.54 12.73 11.93 11.83 12.79 12.62 12.39 Na 2 O 1.392 1.020 1.921 2.036 1.36 1.079 1.616 Κ 2 O 0.240 0.161 0.192 0.189 0.242 0.765 0.328 Cr 2 O 3 0.000 0.012 0.161 0.183 0.002 0.443 1.784 Total 97.19 97.27 97.33 97.11 97.06 96.82 96.64 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 23 O Si 6.792 7.081 6.660 6.675 6.532 6.557 6.186 Al IV 1.208 0.919 1.340 1.325 1.468 1.443 1.814 Fe 3+ 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 Ti 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 Υποσύνολο 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 8.000 Al VI 0.576 0.414 0.347 0.354 0.559 0.315 0.531 Ti 0.000 0.010 0.025 0.024 0.023 0.100 0.046 Fe 3+ 0.340 0.266 0.771 0.731 0.526 0.578 0.664 Cr 0.000 0.001 0.018 0.020 0.000 0.050 0.203 Mg 3.174 3.362 3.702 3.676 3.342 3.634 3.268 Fe 2+ 0.885 0.919 0.127 0.185 0.532 0.309 0.259 Mn 0.025 0.027 0.010 0.010 0.018 0.014 0.030 Υποσύνολο 5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 5.000 Mg 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 Fe 2+ 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 Mn 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 Ca 1.930 1.953 1.798 1.790 1.958 1.931 1.907 Na 0.070 0.047 0.202 0.210 0.042 0.069 0.093 Υποσύνολο 2.000 2.000 2.000 2.000 2.000 2.000 2.000 Ca 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 Na 0.317 0.236 0.322 0.348 0.334 0.229 0.357 K 0.044 0.029 0.034 0.034 0.044 0.139 0.060 Υποσύνολο 0.361 0.265 0.356 0.382 0.379 0.369 0.417 96
Σύμφωνα με τους LEAKE et al. (1997) και το διάγραμμα ταξινόμησης των αμφιβόλων (εικόνα 3.21) προκύπτει ότι οι αμφίβολοι των γαββρικών πετρωμάτων ανήκουν στην ομάδα της Mg-ούχας κεροστίλβης. Οι αμφίβολοι των πυροξενιτών επίσης καταλαμβάνουν την ομάδα της Mgούχας κεροστίλβης, με εξαίρεση μια ανάλυση η οποία προβάλλεται στο πεδίο του τσερμακίτη. Το παρακάτω διάγραμμα ισχύει μόνο για ασβεστούχες αμφιβόλους που πληρούν τα χαρακτηριστικά: Ca B 1.50, Ca A < 0.50, (Na + K) A < 0.50. Εικόνα 3.21: Προβολή των αναλυθέντων αμφιβόλων από τους πυροξενίτες και τα γαββρικά πετρώματα του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνία στο διάγραμμα ταξινόμησης Mg# vs Si total (LEAKE et al. 1997). Η ατομική αναλογία των αμφιβόλων σε Si total έχει τιμές από 6.66 έως 7.08 για τα γαββρικά πετρώματα ενώ για τους πυροξενίτες δεν υπερβαίνει το 6.57. Επίσης, για τα γαββρικά πετρώματα η ελάχιστη τιμή του αριθμού μαγνησίου (Mg#) είναι 0,78 ενώ η μέγιστη τιμή είναι 0.97. Για τους πυροξενίτες, ο μέγιστος αριθμός μαγνησίου (Mg#) φτάνει την τιμή 0.93 ενώ η ελάχιστη τιμή είναι 0.86. Στις αναλύσεις που πραγματοποιήθηκαν στις αμφιβόλους των πυροξενιτών και των γαββρικών πετωμάτων προέκυψε ότι η περιεκτικότητα τους σε Al 2 O 3 κυμαίνεται μεταξύ 7.9 έως 10.5 % wt και 10.46 έως 13.9 % wt, αντίστοιχα. Το ανώτατο όριο για την περιεκτικότητα σε Al 2 O 3 που αφορά τις μεταμορφικές αμφιβόλους των οφιολιθικών συμπλεγμάτων είναι 10 % wt (STERN & ELTHON, 1979) και συνεπώς θα μπορούσε να ειπωθεί ότι οι αναλύσεις που πραγματοποιήθηκαν αναφέρονται σε μαγματικές αμφιβόλους. 97
3.2.3 Χλωρίτης Από την ομάδα των ορυκτών του χλωρίτη, αναλύθηκαν αντιπροσωπευτικά σημεία (πίνακας 3.3) από τα δείγματα των πυροξενιτών τα οποία αναπτύχθηκαν στο οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά. Η παρουσία του χλωρίτη χαρακτηρίζει διαδικασίες εξαλλοίωσης ή/και διαδικασίες μεταμόρφωσης. Η στοιχειομετρία του ορυκτού πραγματοποιήθηκε με βάση τα 28 άτομα οξυγόνου, λαμβάνοντας τον σίδηρο ως δισθενή, σύμφωνα με τον παρακάτω χημικό τύπο: Χ 6 Ζ 4 Ο 10 (ΟΗ) 8 όπου η θέση Χ είναι θέση οκταεδρικής συνδιάταξης και καταλαμβάνεται από Mg, Fe 2+, Fe 3+,Cr, Al, Ti, Mn και Νi, ενώ η θέση Ζ είναι θέση τετραεδρικής συνδιάταξης και καταλαμβάνεται από Si και Al. Οι αναλυθέντες κρύσταλλοι χλωρίτη των πυροξενιτών προβλήθηκαν στο διάγραμμα ταξινόμησης χλωριτών του HEY (1954), σύμφωνα με το οποίο η σύστασή τους εμπίπτει σε αυτή του κλινοχλώρου (εικόνα 3.22). Εικόνα 3.22: Προβολή των αναλυθέντων χλωριτών από τους πυροξενίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά στο διάγραμμα ταξινόμησης Fe total Si (HEY, 1954). 98
Πίνακας 3.3: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις χλωρίτη από τα γαββρικά πετρώματα του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Λιθότυπος Δείγμα 201-C4-5 201-C6-2 201-C6-5 Χλωρίτης Γάββρος 201-C8-4 201-C9-2 201-C9-6 201-C9-12 SiO 2 29.26 29.83 29.25 29.02 30.04 28.36 30.26 ΤiO 2 0.12 0.14 0.10 0.11 0.12 0.11 0.12 Al 2 O 3 19.38 20.67 19.03 20.81 19.32 20.29 20.40 FeO 6.79 6.72 6.73 7.31 7.19 7.21 7.15 MnO 0.13 0.03 0.13 0.13 0.12 0.14 0.10 MgO 28.39 27.70 28.70 28.21 28.44 28.23 28.33 CaO 0.04 0.11 0.05 0.02 0.05 0.06 0.08 Na 2 O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Κ 2 O 0.04 0.03 0.01 0.01 0.02 0.01 0.02 Cr 2 O 3 0.20 0.03 0.05 0.01 0.02 0.07 0.01 Total 84.34 85.24 84.05 85.64 85.33 84.48 86.48 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 28 O Si 5.80 5.82 5.81 5.67 5.88 5.63 5.84 Al 2.20 2.18 2.19 2.33 2.12 2.37 2.16 Υποσύνολο 8.00 8.00 8.00 8.00 8.00 8.00 8.00 Al 2.32 2.57 2.27 2.46 2.34 2.37 2.47 Ti 0.02 0.02 0.01 0.02 0.02 0.02 0.02 Cr 0.03 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 Mg 8.38 8.06 8.50 8.22 8.30 8.35 8.14 Fe 1.12 1.10 1.12 1.19 1.18 1.20 1.15 Ni 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Zn 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mn 0.02 0.01 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 Ca 0.01 0.02 0.01 0.00 0.01 0.01 0.02 Na 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 Υποσύνολο 11.91 11.78 11.94 11.92 11.87 11.98 11.83 99
Το κλινόχλωρο χαρακτηρίζεται για την ιδιαίτερα Mg-ούχα σύστασή του, με συγκέντρωση σε MgO από 27.7-28.7 % wt, σε σχέση με τα άλλα ορυκτά της ομάδας αυτής. Το άθροισμα των κατιόντων στις θέσεις οκταεδρικής συνδιάταξης είναι σε κάθε περίπτωση των αναλύσεων μεγαλύτερο από την οριακή τιμή 11.655, που σύμφωνα με τους NEWMAN & BROWN (1987) σημαίνει ότι οι κρύσταλλοι έχουν τριοκταεδρική ανάπτυξη. Οι τιμές του λόγου Fe total / (Fe total +Mg) είναι σχετικά χαμηλές (< 0.13) και χαρακτηρίζουν την Mg-ούχα σύσταση των αναλυθέντων χλωριτών αλλά και των πρωτολίθων από τα οποία προέρχονται (εικόνα 3.23). Επίσης, και η αύξηση του βαθμού μεταμόρφωσης που συνεπάγεται την αύξηση της συγκέντρωσης σε Mg οδηγεί στην μείωση της περιεκτικότητας σε Al total ( LIOU et al. 1981). Εικόνα 3.23: Προβολή των αναλυθέντων χλωριτών από τους πυροξενίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά στο διάγραμμα Al - Fe total Mg. Αξιοσημείωτο χαρακτηριστικό των αναλυθέντων χλωριτών είναι η παρουσία Cr καθώς αυτή παρουσιάζει έντονες διακυμάνσεις. Συγκεκριμένα, η ελάχιστη τιμή της περιεκτικότητας σε 100
Cr 2 O 3 είναι η τιμή 0.008 % wt, ενώ η μέγιστη τιμή είναι 0.202 % wt. Από τον LAPHAM (1958) προτάθηκε να χρησιμοποιηθεί το πρόθεμα «χρωμιούχος» για τους χλωρίτες που έχουν συγκέντρωση σε Cr 2 O 3 < 2 % wt. Για τους χλωρίτες που έχουν συγκέντρωση σε Cr 2 O 3 > 2 % wt, ο ίδιος ερευνητής πρότεινε να χρησιμοποιηθούν οι όροι κοτσουβεΐτης και καιμμερερίτης ανάλογα με το αν οι θέσεις που καταλαμβάνει το Cr στην κρυσταλλική δομή του χλωρίτη, είναι τετραεδρικής ή οκταεδρικής συνδιάταξης, αντίστοιχα. Ωστόσο, από μια ομάδα ερευνητών, προέκυψε το συμπέρασμα πως το Cr δεν βρίσκεται σε θέσεις τετραεδρική συνδιάταξης στην κρυσταλλική δομή του χλωρίτη και πως ο όρος χρωμιούχος είναι αντιπροσωπευτικός ώστε να προσδιοριστεί η σύσταση των χλωρίτων (STEINFINK, 1958; BROWN & BAILEY, 1963; LISTER & BAILEY, 1967; BURNS, 1970; BURNS & BURNS, 1975; BAYLISS, 1975; BISH, 1977). Η δημιουργία χρωμιούχων χλωριτών πραγματοποιείται σε περιβάλλοντα υδροθερμικής εξαλλοίωσης και μέσω της δράσης μετασωματικών διεργασιών (GOLDING & BAYLISS, 1968; ONYEAGOCHA, 1974; SHEN et al., 1988; CHRISTOFIDES et al., 1994; MICHAILIDIS et al., 1995; MELLINI et al., 2005; FARAHAT, 2008; KAPSIOTIS, 2008). Σύμφωνα με τους ερευνητές, τέτοιες συνθήκες προάγουν την μετατροπή του κυψελώδους σερπεντίνη σε χλωρίτη και του μαγνησιοχρωμίτη σε αποχρωματισμένο χρωμίτη ή/και σιδηροχρωμίτη. Τα χαμηλά επίπεδα συμμετοχής των αναλύσεων σε Cr 2 O 3 (< 2 % wt) που χαρακτηρίζουν τους χλωρίτες των πυροξενιτών του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά, είναι ενδεικτικά ώστε να κατανοηθεί πως ο σχηματισμός τους οφείλεται στη χλωριτίωση που λαμβάνει χώρα στα προχωρημένα στάδια της υδροθερμικής εξαλλοίωσης (>400 ο C, KIMBALL 1990). Ο λόγος Fe t /Fe t +Mg έχει τιμές που κυμαίνονται παίρνει τιμές από 0.12 έως 0.13 και παρουσιάζουν τον έντονα Mg-ούχο χαρακτήρα των ανελυθέντων χλωριτών, που είναι επίσης ενδεικτικός των πετρωμάτων από τα οποία προέρχονται. Αρκετοί ερευνητές υποστηρίζουν ότι με την αύξηση του βαθμού μεταμόρφωσης, αυξάνεται η περιεκτικότητα σε Mg και ταυτόχρονα μειώνεται η περιεκτικότητα σε Al (IWASAKI 1963, COOPER 1972, LIOU et al. 1981). Αυτή η παραδοχή ισχύει και για τους χλωρίτες των πυροξενιτών από το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά. 3.2.4 Πλαγιόκλαστα Από την ομάδα των αστρίων και συγκεκριμένα των πλαγιοκλάστων, αναλύθηκαν αντιπροσωπευτικά σημεία από τα δείγματα των γαββρικών πετρωμάτων (πίνακας 3.4), τα οποία 101
αναπτύχθηκαν στο οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά. Η στοιχειομετρία του ορυκτού πραγματοποιήθηκε με βάση τα 8 άτομα οξυγόνου σύμφωνα με τον γενικό χημικό τύπο με την παραδοχή ότι ο σίδηρος είναι δισθενής: XΖ 4 O 8 όπου η θέση Χ είναι θέση οκταεδρικής συνδιάταξης και καταλαμβάνεται από Na και Ca σε διάφορες αναλογίες, ενώ η θέση Ζ είναι θέση τετραεδρικής συνδιάταξης και καταλαμβάνεται από Si και Al. Η ομάδα των πλαγιοκλάστων είναι μια ομάδα ορυκτών που σχηματίζουν στερεό διάλυμα, και το κάθε ορυκτό προκύπτει ανάλογα με την συγκέντρωση του Ca και του Na. Στην μέγιστη συγκέντρωση σε Ca σχηματίζεται το βασικό πλαγιόκλαστο CaAlSi 3 O 8, που ονομάζεται ανορθίτης και είναι το ακραίο μέλος του στερεού διαλύματος (An: 90 100 %). Σε αντίθετη περίπτωση, όταν δηλαδή υπάρχει μέγιστη συγκέντρωση σε Na, δημιουργείται το άλλο ακραίο μέλος του στερεού διαλύματος που είναι ένα όξινο πλαγιόκλαστο με σύσταση NaAlSi 3 O 8 και ονομάζεται αλβίτης (Ab: 90 100 %). Ενδιάμεσες περεκτικότητες σε Ca και Na σχηματίζουν αντίστοιχα ορυκτά με ενδιάμεση χημική σύσταση. Εικόνα 3.24: Προβολή των αναλυθέντων πλαγιοκλάστων από τα γαββρικά πετρώματα του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά στο τριγωνικό διάγραμμα ταξινόμησης Ab Or An. 102
Πίνακας 3.4: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις πλαγιοκλάστων από τα γαββρικά πετρώματα του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Λιθότυπος Δείγμα Πλαγιόκλαστο Γάββρος 191-C1-1 191-C1-2 191-C1-3 191-C1-4 191-C1-5 191-C2-1 191-C2-2 191-C2-3 191-C3-1 191-C3-2 191-C3-3 191-C3-4 191-C3-5 SiO 2 68.44 68.78 69.24 68.74 68.73 67.62 67.87 68.48 68.77 68.71 68.54 68.78 68.98 ΤiO 2 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.03 0.00 0.00 0.04 0.00 0.02 Al 2 O 3 19.48 19.28 19.63 19.23 19.42 19.90 20.10 19.19 19.39 19.22 19.29 19.47 19.43 FeO 0.07 0.10 0.06 0.13 0.06 0.17 0.13 0.26 0.09 0.04 0.01 0.13 0.18 MnO 0.00 0.03 0.01 0.01 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 CaO 0.34 0.08 0.14 0.10 0.08 0.94 0.87 0.16 0.05 0.17 0.12 0.11 0.18 Na 2 O 11.51 11.54 11.74 11.59 11.61 11.32 11.15 11.52 11.65 11.60 11.65 11.63 11.66 Κ 2 O 0.06 0.06 0.06 0.06 0.06 0.07 0.05 0.06 0.07 0.07 0.07 0.08 0.06 Total 99.90 99.88 100.87 99.87 99.95 100.03 100.18 99.69 100.01 99.81 99.71 100.20 100.51 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 8 O Si 2.99 3.00 3.00 3.00 3.00 2.96 2.96 3.00 3.00 3.01 3.00 3.00 3.00 Al 1.00 0.99 1.00 0.99 1.00 1.03 1.03 0.99 1.00 0.99 1.00 1.00 0.99 Fe 3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Υποσύνολο 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 3.99 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 Mn 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca 0.02 0.00 0.01 0.00 0.00 0.04 0.04 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 Na 0.98 0.98 0.99 0.98 0.98 0.96 0.94 0.98 0.99 0.98 0.99 0.98 0.98 K 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ba 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Υποσύνολο 1.00 0.99 1.00 0.99 0.99 1.01 0.99 0.99 0.99 1.00 1.00 0.99 0.99 Or (K) 0.32 0.35 0.33 0.35 0.31 0.37 0.29 0.35 0.37 0.37 0.39 0.43 0.31 Ab (Na) 98.07 99.17 98.99 99.09 99.27 95.20 95.60 98.89 99.40 98.83 99.02 99.04 98.75 An (Ca+Mn+Mg) 1.61 0.49 0.69 0.56 0.42 4.44 4.11 0.76 0.23 0.80 0.59 0.53 0.93 103
Πίνακας 3.4 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις πλαγιοκλάστων από τα γαββρικά πετρώματα του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Λιθότυπος Πλαγιόκλαστο Γάββρος Δείγμα 191-C4-1 191-C4-2 191-C4-3 191-C4-4 191-C5-1 191-C5-2 191-C5-3 191-C5-4 200A-C1-1 200A-C1-2 200A-C1-3 200A-C1-4 200A-C1-5 200A-C1-6 SiO 2 69.07 67.77 69.16 68.11 68.76 67.93 62.48 63.34 57.89 60.85 58.91 58.98 46.50 60.40 ΤiO 2 0.03 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Al 2 O 3 19.23 20.14 19.62 19.69 19.66 20.06 23.96 23.22 26.76 24.95 26.17 26.10 34.42 25.28 FeO 0.04 0.26 0.18 0.30 0.10 0.16 0.23 0.23 0.06 0.05 0.05 0.06 0.08 0.05 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.01 0.00 0.00 0.03 0.02 0.01 0.00 0.01 0.01 MgO 0.00 0.02 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 CaO 0.05 1.02 0.19 0.87 0.24 1.03 5.06 4.45 8.80 6.54 7.99 7.89 17.75 6.85 Na 2 O 11.74 11.10 11.72 11.33 11.53 11.12 8.72 9.09 6.60 7.86 7.03 7.07 1.40 7.81 Κ 2 O 0.06 0.07 0.07 0.07 0.08 0.07 0.07 0.07 0.06 0.08 0.07 0.04 0.03 0.05 Total 100.21 100.40 100.95 100.37 100.39 100.37 100.53 100.41 100.20 100.35 100.21 100.15 100.19 100.43 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 8 O Si 3.01 2.96 2.99 2.97 2.99 2.96 2.75 2.79 2.59 2.70 2.62 2.63 2.13 2.68 Al 0.99 1.04 1.00 1.01 1.01 1.03 1.24 1.21 1.41 1.30 1.37 1.37 1.86 1.32 Fe 3+ 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Υποσύνολο 4.00 4.00 4.00 3.99 4.00 4.00 4.01 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 Mn 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca 0.00 0.05 0.01 0.04 0.01 0.05 0.24 0.21 0.42 0.31 0.38 0.38 0.87 0.33 Na 0.99 0.94 0.98 0.96 0.97 0.94 0.74 0.78 0.57 0.68 0.61 0.61 0.12 0.67 K 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ba 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Υποσύνολο 1.00 0.99 1.00 1.00 0.99 0.99 0.99 0.99 1.00 0.99 0.99 0.99 1.00 1.00 Or (K) 0.35 0.40 0.39 0.37 0.42 0.37 0.38 0.40 0.37 0.43 0.37 0.22 0.20 0.27 Ab (Na) 99.42 94.66 98.67 95.56 98.37 94.74 75.43 78.33 57.29 68.16 61.19 61.73 12.48 67.16 An (Ca+Mn+Mg) 0.23 4.94 0.95 4.07 1.20 4.89 24.19 21.27 42.35 31.41 38.44 38.05 87.32 32.57 104
Πίνακας 3.4 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις πλαγιοκλάστων από τα γαββρικά πετρώματα του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Λιθότυπος Δείγμα 200A-C1-7 200A-C1-8 200A-C2-1 200A-C2-2 200A-C2-3 200A-C2-4 Πλαγιόκλαστο Γάββρος 200A-C2-5 200A-C2-6 200A-C2-7 200A-C3-1 200A-C3-2 200A-C3-3 200A-C3-4 SiO 2 68.05 69.00 56.58 44.90 44.62 60.80 60.21 60.35 57.54 45.55 58.47 59.12 55.80 ΤiO 2 0.03 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 Al 2 O 3 20.29 19.90 27.69 35.53 35.20 25.35 25.30 25.55 27.15 35.43 26.70 25.84 27.84 FeO 0.01 0.03 0.19 0.08 0.08 0.12 0.12 0.14 0.10 0.07 0.08 0.21 0.11 MnO 0.00 0.00 0.02 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.01 0.01 0.00 MgO 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.00 CaO 0.92 0.48 9.87 19.05 19.11 6.73 7.09 6.93 9.08 18.53 8.29 7.29 10.32 Na 2 O 11.12 11.52 6.10 0.70 0.71 7.86 7.60 7.68 6.39 0.99 6.88 7.28 5.84 Κ 2 O 0.05 0.03 0.05 0.00 0.02 0.05 0.07 0.06 0.07 0.03 0.05 0.11 0.04 Total 100.48 100.97 100.51 100.27 99.75 100.89 100.39 100.73 100.35 100.60 100.48 99.90 99.94 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 8 O Si 2.96 2.98 2.53 2.07 2.07 2.68 2.67 2.67 2.57 2.09 2.60 2.64 2.51 Al 1.04 1.01 1.46 1.93 1.92 1.32 1.32 1.33 1.43 1.91 1.40 1.36 1.48 Fe 3+ 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Υποσύνολο 4.00 4.00 4.00 4.00 3.99 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.01 3.99 Mn 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca 0.04 0.02 0.47 0.94 0.95 0.32 0.34 0.33 0.43 0.91 0.40 0.35 0.50 Na 0.94 0.97 0.53 0.06 0.06 0.67 0.65 0.66 0.55 0.09 0.59 0.63 0.51 K 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 Ba 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Υποσύνολο 0.98 0.99 1.01 1.00 1.01 0.99 1.00 0.99 0.99 1.00 0.99 0.99 1.01 Or (K) 0.26 0.18 0.26 0.02 0.12 0.26 0.39 0.36 0.37 0.15 0.26 0.63 0.22 Ab (Na) 95.33 97.58 52.60 6.23 6.31 67.69 65.74 66.49 55.77 8.81 59.85 63.78 50.48 An (Ca+Mn+Mg) 4.41 2.24 47.14 93.75 93.58 32.05 33.87 33.14 43.86 91.04 39.89 35.58 49.31 105
Πίνακας 3.4 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις πλαγιοκλάστων από τα γαββρικά πετρώματα του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Λιθότυπος Πλαγιόκλαστο Γάββρος Δείγμα 200A-C4-1 200A-C4-2 200A-C4-3 200A-C4-4 200A-C4-5 200A-C4-6 200A-C5-1 200A-C5-2 200A-C5-3 200A-C5-4 200A-C5-5 200A-C5-6 SiO 2 59.76 59.36 60.66 69.26 46.22 45.98 59.08 58.83 68.83 61.05 48.60 58.97 ΤiO 2 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.03 0.01 0.01 0.00 0.02 Al 2 O 3 25.55 25.84 24.74 19.84 34.57 34.94 26.09 26.46 19.76 25.14 32.85 26.36 FeO 0.08 0.10 0.06 0.03 0.08 0.09 0.04 0.03 0.12 0.07 0.10 0.06 MnO 0.00 0.02 0.01 0.00 0.02 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 CaO 7.15 7.65 6.30 0.21 18.12 18.10 7.81 8.25 0.51 6.38 15.89 7.90 Na 2 O 7.63 7.44 8.10 11.61 1.29 1.24 7.17 6.99 11.50 8.03 2.32 7.00 Κ 2 O 0.05 0.03 0.07 0.06 0.02 0.03 0.05 0.06 0.05 0.04 0.02 0.04 Total 100.21 100.45 99.93 101.01 100.34 100.39 100.23 100.64 100.78 100.73 99.78 100.35 Si 2.66 2.64 2.70 2.99 2.12 2.11 2.63 2.61 2.98 2.69 2.23 2.62 Al 1.34 1.35 1.30 1.01 1.87 1.89 1.37 1.38 1.01 1.31 1.77 1.38 Fe 3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Υποσύνολο 4.00 4.00 4.00 4.00 3.99 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.01 Mn 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca 0.34 0.36 0.30 0.01 0.89 0.89 0.37 0.39 0.02 0.30 0.78 0.38 Na 0.66 0.64 0.70 0.97 0.11 0.11 0.62 0.60 0.97 0.69 0.21 0.60 K 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ba 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Υποσύνολο 1.00 1.01 1.00 0.99 1.01 1.00 0.99 1.00 0.99 0.99 0.99 0.98 Or (K) 0.27 0.19 0.37 0.31 0.10 0.17 0.31 0.35 0.28 0.24 0.11 0.24 Ab (Na) 65.72 63.58 69.66 98.68 11.37 10.96 62.24 60.33 97.33 69.27 20.90 61.41 An (Ca+Mn+Mg) 34.01 36.23 29.96 1.00 88.53 88.87 37.45 39.32 2.39 30.49 78.99 38.36 106
Οι αναλύσεις που πραγματοποιήθηκαν προβάλλονται στα πεδία του αλβίτη, ολιγόκλαστου, ανδεσίνη, βυτοβνίτη και ανορθίτη (εικόνα 3.24). Η πλειονότητα των πλαγιοκλάστων εμπίπτουν στο πεδίο του ανδεσίνη που είναι συμβατό με διαφοροποιημένης σύστασης γάββρο. Η συστασιακή διακύμανση από ανδεσίνη έως ανορθίτη που παρουσιάζουν τα ορυκτά του πλαγιοκλάστου είναι αποτέλεσμα της διαφοροποίησης ενός μαφικού μάγματος. Συνεπώς, αποτέλεσμα της διαφοροποίησης του μάγματος είναι ο σταδιακός εμπλουτισμός των πλαγιοκλάστων σε Νa, μολονότι καθαρός αλβίτης είναι προϊόν μόνο μεταμορφικής και όχι μαγματικής προέλευσης. Οι συστάσεις ολιγικλάστου επίσης υποδεικνύουν την επίδραση του γρανίτη της Τήνου. 3.2.5 Επίδοτο Από τα δείγματα των πυροξενιτών και των γαββρικών πετρωμάτων πραγματοποιήθηκαν χημικές αναλύσεις (πίνακας 3.5) στο επίδοτο με το ηλεκτονικό μικροσκόπιο σάρωσης. Ο στοιχειομετρικός υπολογισμός τους έγινε με βάσει τα 25 άτομα οξυγόνου. Ο γενικός χημκός τύπος που αντιπροσωπεύει αυτή την ομάδα ορυκτών είναι: Χ 2 Υ 3 Ζ 3 (Ο,ΟH,F) 13 όπου την θέση Χ καταλαμβάνουν τα ιόντα Ca, Ce, La, Y, Th, Fe 2+, Mn 2+, Mn 3+, την θέση Υ καταλαμβάνουν τα ιόντα Al, Fe 2+, Fe 3+, Mn 2+, Mn 3+, Ti και την θέση Ζ καταλαμβάνουν τα ιόντα Si και Be. 107
Πίνακας 3.5: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις επιδότου από τα γαββρικά πετρώματα και τους πυροξενίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Λιθότυπος Δείγμα Επίδοτο Γάββροι 191-C2-1 191-C2-4 191-C2-5 191-C2-6 191-C2-7 191-C3-1 191-C3-2 191-C3-3 191-C3-4 191-C3-5 191-C4-1 191-C4-2 191-C4-3 SiO 2 38.77 38.34 38.06 37.78 38.30 38.38 37.35 38.11 37.97 38.28 56.25 38.36 38.00 ΤiO 2 0.14 0.13 0.00 0.05 0.21 0.14 0.06 0.17 0.01 0.24 0.00 0.15 0.03 Al 2 O 3 27.71 25.41 24.34 21.82 25.53 26.01 21.62 25.09 21.80 25.95 1.22 25.76 22.34 FeO 5.61 8.57 10.01 12.34 8.31 7.81 12.56 8.91 13.04 8.39 6.59 8.43 12.45 MnO 0.05 0.09 0.04 0.03 0.06 0.08 0.07 0.11 0.04 0.08 0.18 0.11 0.05 MgO 0.04 0.02 0.02 0.00 0.04 0.00 0.00 0.02 0.00 0.04 19.89 0.02 0.00 CaO 24.15 23.56 23.73 22.86 23.79 23.63 23.13 23.77 23.00 23.62 13.06 23.69 23.18 Na 2 O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.14 0.00 0.00 Κ 2 O 0.02 0.01 0.02 0.02 0.02 0.02 0.00 0.01 0.00 0.00 0.05 0.02 0.04 Total 96.49 96.13 96.21 94.91 96.27 96.07 94.81 96.18 95.86 96.59 97.38 96.54 96.08 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 25 O Si 6.16 6.21 6.22 6.34 6.19 6.19 6.29 6.19 6.33 6.16 8.57 6.19 6.30 Ti 0.02 0.02 0.00 0.01 0.03 0.02 0.01 0.02 0.00 0.03 0.00 0.02 0.00 Al 5.19 4.85 4.69 4.31 4.87 4.95 4.29 4.80 4.28 4.93 0.22 4.89 4.36 Fe 0.75 1.16 1.37 1.73 1.12 1.05 1.77 1.21 1.82 1.13 0.84 1.14 1.73 Mn 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.02 0.00 0.01 0.02 0.01 0.01 Mg 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 4.52 0.00 0.00 Ca 4.11 4.09 4.15 4.11 4.12 4.09 4.18 4.14 4.10 4.08 2.13 4.09 4.12 Na 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.00 0.00 K 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 108
Πίνακας 3.5 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις επιδότου από τα γαββρικά πετρώματα και τους πυροξενίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Λιθότυπος Δείγμα Επίδοτο Γάββροι 191-C4-4 191-C4-5 200A-C1-1 200A-C1-2 200A-C1-3 200A-C1-4 200A-C1-5 200A-C2-1 200A-C2-2 200A-C6-1 200A-C6-2 200A-C6-3 SiO 2 37.60 38.69 38.95 38.72 38.45 38.64 38.64 38.77 38.91 38.96 38.71 38.56 ΤiO 2 0.03 0.07 0.05 0.04 0.08 0.12 0.03 0.05 0.21 0.06 0.07 0.08 Al 2 O 3 22.15 26.93 28.40 29.16 28.03 27.98 28.37 28.48 28.81 28.38 29.46 28.47 FeO 12.03 6.53 5.38 4.02 5.18 5.30 5.15 5.04 4.06 4.81 4.73 5.33 MnO 0.04 0.04 0.08 0.15 0.04 0.07 0.05 0.07 0.15 0.05 0.05 0.09 MgO 0.02 0.02 0.01 0.04 0.02 0.01 0.00 0.02 0.07 0.01 0.01 0.02 CaO 23.13 23.68 24.04 24.02 24.29 24.10 24.53 24.04 24.19 24.08 24.19 24.07 Na 2 O 0.01 0.00 0.00 0.03 0.02 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Κ 2 O 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.02 0.01 0.01 0.01 0.03 0.01 Total 95.04 95.96 96.94 96.18 96.11 96.24 96.81 96.48 96.40 96.37 97.26 96.62 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 25 O Si 6.29 6.20 6.14 6.11 6.12 6.14 6.11 6.13 6.13 6.16 6.06 6.10 Ti 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 Al 4.37 5.09 5.28 5.42 5.26 5.24 5.29 5.31 5.35 5.29 5.44 5.31 Fe 1.68 0.88 0.71 0.53 0.69 0.70 0.68 0.67 0.54 0.64 0.62 0.71 Mn 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 Mg 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 Ca 4.15 4.07 4.06 4.06 4.14 4.10 4.15 4.07 4.09 4.08 4.06 4.08 Na 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 109
Πίνακας 3.5 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις επιδότου από τα γαββρικά πετρώματα και τους πυροξενίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Λιθότυπος Δείγμα 201-C1-5 201-C1-6 201-C1-7 201-C1-8 201-C2-6 201-C3-3 201-C3-4 Επίδοτο Πυροξενίτης 201-C3-5 201-C3-6 201-C4-6 201-C4-7 201-C4-8 201-C5-2 201-C5-6 201-C5-7 SiO 2 37.56 37.67 37.84 38.09 36.94 37.75 37.91 38.38 37.75 37.89 37.78 37.78 37.41 37.72 37.83 ΤiO 2 0.18 0.12 0.19 0.13 0.17 0.14 0.18 0.16 0.17 0.18 0.11 0.17 0.17 0.13 0.18 Al 2 O 3 24.36 24.37 24.73 25.57 24.29 25.45 25.23 25.29 25.07 24.87 24.95 24.35 24.79 25.62 24.80 FeO 10.49 10.40 10.29 9.27 10.43 9.52 9.68 9.42 9.73 9.90 9.66 10.31 10.30 9.36 10.08 MnO 0.11 0.08 0.04 0.04 0.06 0.06 0.03 0.08 0.05 0.08 0.07 0.06 0.05 0.06 0.11 MgO 0.02 0.00 0.00 0.04 0.02 0.02 0.00 0.03 0.01 0.01 0.01 0.02 0.02 0.03 0.01 CaO 23.58 23.49 23.85 23.63 23.79 23.77 24.11 23.61 23.87 23.44 23.77 23.84 23.72 23.80 23.84 Na 2 O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 Κ 2 O 0.02 0.01 0.01 0.03 0.02 0.01 0.02 0.03 0.02 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.02 Total 96.32 96.14 96.95 96.80 95.72 96.73 97.16 97.00 96.67 96.40 96.35 96.54 96.48 96.73 96.88 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 25 O Si 6.15 6.17 6.15 6.15 6.10 6.12 6.13 6.19 6.13 6.17 6.16 6.17 6.11 6.11 6.15 Ti 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.01 0.02 0.02 0.02 0.02 Al 4.70 4.71 4.74 4.87 4.73 4.86 4.81 4.81 4.80 4.77 4.79 4.69 4.77 4.89 4.75 Fe 1.44 1.43 1.40 1.25 1.44 1.29 1.31 1.27 1.32 1.35 1.32 1.41 1.41 1.27 1.37 Mn 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 Mg 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 Ca 4.14 4.12 4.15 4.09 4.21 4.13 4.18 4.08 4.16 4.09 4.15 4.17 4.15 4.13 4.15 Na 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 110
Πίνακας 3.5 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις επιδότου από τα γαββρικά πετρώματα και τους πυροξενίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Λιθότυπος Επίδοτο Πυροξενίτης Δείγμα 201-C5-8 201-C6-3 201-C6-4 201-C7-1 201-C7-2 201-C7-8 201-C7-9 201-C8-2 201-C8-10 201-C9-3 201-C9-4 201-C9-5 201-C9-13 201-C9-14 SiO 2 37.77 37.79 37.79 37.75 37.92 37.51 37.72 37.76 37.77 37.52 37.63 37.76 37.73 37.58 ΤiO 2 0.18 0.23 0.19 0.12 0.13 0.16 0.20 0.18 0.16 0.15 0.20 0.13 0.17 0.19 Al 2 O 3 24.70 24.86 24.35 25.42 25.17 24.85 25.30 24.63 24.16 24.67 24.67 23.93 24.96 24.76 FeO 10.25 10.17 10.39 9.37 9.86 9.92 9.70 10.53 10.96 10.17 10.29 11.09 10.28 10.57 MnO 0.10 0.06 0.10 0.12 0.07 0.07 0.10 0.07 0.08 0.06 0.11 0.06 0.04 0.08 MgO 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.02 0.04 0.03 0.00 0.01 0.03 0.02 0.02 0.01 CaO 23.67 23.84 23.62 23.70 23.65 23.84 23.81 23.68 23.57 23.78 23.68 23.79 23.92 23.73 Na 2 O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Κ 2 O 0.02 0.02 0.03 0.00 0.03 0.00 0.00 0.02 0.01 0.03 0.01 0.00 0.03 0.02 Total 96.69 96.96 96.48 96.50 96.86 96.38 96.87 96.90 96.72 96.38 96.62 96.78 97.15 96.93 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 25 O Si 6.15 6.14 6.17 6.13 6.15 6.12 6.11 6.15 6.17 6.13 6.14 6.18 6.12 6.12 Ti 0.02 0.03 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 Al 4.74 4.76 4.69 4.86 4.81 4.78 4.83 4.72 4.65 4.75 4.74 4.61 4.77 4.75 Fe 1.40 1.38 1.42 1.27 1.34 1.35 1.31 1.43 1.50 1.39 1.40 1.52 1.39 1.44 Mn 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 Mg 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 Ca 4.13 4.15 4.13 4.12 4.11 4.17 4.14 4.13 4.13 4.16 4.14 4.17 4.16 4.14 Na 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 111
3.3 Γεωχημεία πετρωμάτων Στην ενότητα αυτή παρατίθονται (Πίνακας 3.6) οι γεωχημικές εναλύσεις κυρίων οξειδίων που πραγματοποιήθηκαν σε 4 δείγματα υπερβασικών πετρωμάτων, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Τα δεδομένα χρησιμοποιήθηκαν για την μοντελοποιημένη δυνιτική ορυκτολογία των υπερβασικών πετρωμάτων, μέσω της χρήσης του προγράμματος CIPW Norm του λογισμικού MINPET 2.0, που παρουσιάζεται στην εικόνα 3.25 στο τριγωνικό διάγραμμα ταξινόμησης κατά STRECKEISSEN (1975). Τα δείγματα προβάλλονται στα πεδία το χαρτσβουργίτη και του δουνίτη και συγκρίνονται με τα πεδία από τον ΒΑΚΟΝΔΙΟ (1997) (θαλασσί περιοχές), όπου σύμφωνα με τον ερευνητή όπως φαίνεται στο διάγραμμα, οι περιδοτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά εμπίπτουν στο πεδίου του χαρτσβουργίτη. Εικόνα 3.25: Κατάταξη και ονοματολογία των υπερβασικών πετρωμάτων του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά (κόκκινα σύμβολα), σύμφωνα με το διάγραμμα Ol Opx - Cpx του STRECKEISSEN (1975) με πεδία για τους χατρσβουργίτες της Τήνου (θαλασσί περιοχές) από ΒΑΚΟΝΔΙΟ (1997). 112
Πίνακας 3.6: Χημικές αναλύσεις υπερβασικών πετρωμάτων σε βασικά οξείδια, και εκτιμώμενη ορυκτολογική σύσταση των υπερβασικών πετρωμάτων με την χρήση CIPW Norm του προγράμματος MINPET, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Δείγμα ΤΝ1 ΤΝ2 ΤΝ3 ΤΝ4 SiO 2 38.20 40.20 40.55 36.80 Al 2 O 3 1.80 2.70 0.85 0.10 FeO 2.00 3.10 1.90 4.40 Fe 2 O 3 4.60 6.23 5.10 2.20 MgO 39.35 33.90 40.00 45.10 CaO 0.10 0.10 0.10 0.10 K 2 O 0.03 0.10 0.01 0.08 Na 2 O 0.01 0.01 0.02 0.01 LOI 14.20 13.05 10.58 11.03 Total 100.29 99.29 99.01 99.72 Olivine 69.83 47.66 64.69 95.39 Orthopyroxene 25.93 46.36 32.06 2.33 Clinopyroxene 0.00 0.00 0.00 0.44 Plagioclase 0.66 0.69 0.75 0.08 Corundum 1.84 2.82 0.71 0.00 Magnetite 1.74 2.48 1.79 1.75 113
3.4 Συμπεράσματα 3.4.1 Πετρογραφική μελέτη Το οφιολιθικό κάλυμμα του όρους Τσικνιά ως επί το πλείστον συνίσταται από σερπεντινιωμένους-τεκτονισμένους υπερβασίτες και συνεπώς ο ακριβής προσδιορισμός των πρωτολίθων καθίσταται δύσκολος. Οι λιθότυποι στους οποίους πραγματοποιήθηκε πετρογραφικοί μελέτη είναι οι μετά-δουνίτες, οι μετά-περιδοτίτες, οι μετά-πυροξενίτες, οι σερπεντινίτες και οι μετα-γάββροι. Οι μετά-δουνίτες είναι αδροκρυσταλλικά πετρώματα, με ολοκρυσταλλικό, πορφυροκλαστικό ιστό και συμπαγή, ακανόνιστη υφή. Οι ολιβινικοί κρύσταλλοι, που αποτελούν και την κύρια ορυκτολογική παραγένεση του πετρώματος, πολλές φορές παρουσιάζει σημάδια τεκτονικής καταπόνησης (διδυμία, δημιουργία επιμηκυσμένων υποκρυστάλλων, κυματοειδή κατάσβεση). Στην ορυκτολογική παραγένεση συμμετέχει επίσης ο χρωμίτης με ιδιόμορφη έως υπιδιόμορφη κρυσταλλική ανάπτυξη, ο οποίος σε κάποιες περιπτώσεις περιέχει εγκλείσματα ολιβίνη. Στην δευτερογενή ορυκτολογική παραγένεση συμμετέχουν σερπεντίνης, χλωρίτης, τάλκης, ιντιγκσίτης και μαγνησίτης και σπανιότερα ο ανθοφυλλίτης καθώς και μεταλλικά ορυκτά. Ο σερπεντίνης παρουσιάζει κυψελώδη ή ενδοπλεκτικό ιστό, με κυψελώδη υφή ενώ μπορεί να παρατηρείται και ως έγκλεισμα εντός των χρωμιτών. Όσον αφορά τους μετά-περιδοτίτες, σύμφωνα με την ποσοστιαία συμμετοχή των ορυκτών ολιβίνη και πυρόξενου, συμπεραίνεται ότι ανήκουν στην ομάδα του χαρτσβουργίτη. Ο ιστός των δειγμάτων είναι πορφυροκλαστικός, ενώ σε κάποιες περιπτώσεις είναι μυλονιτικός και η υφή τους συμπαγής και ακανόνιστη. Ο ολιβίνης αποτελείται από ευμεγέθεις, αλλοτριόμορφους κρυστάλλους που εμφανίζουν πορφυροκλαστικό ιστό ή ιστό κυψελίδας (boxwork). Τα σημάδια παραμόρφωσης είναι επίσης ορατά με την ύπαρξη διδυμιών και κυματοειδούς κατάσβεσης. Οι ορθοπυρόξενοι αποτελούνται επίσης από ευμεγέθεις κρυστάλλους που χαρακτηρίζονται από διδυμίες καθώς επίσης και γωνιάσεις (ιστός kink-band) στα επίπεδα του σχισμού τους. Και οι ορθοπυρόξενοι αλλά και οι κλινοπυρόξενοι εμφανίζονται στην πλειονότητα των περιπτώσεων υπολειμματικοί (relict). Οι κρύσταλλοι χρωμίτη έχουν λατυποπαγοποιημένη δομή (breccia) με ιδιόμορφη έως υπιδιόμορφη κρυσταλλική ανάπτυξη. Σε κάποιες περιπτώσεις εντός των κρυστάλλων υπάρχουν εγκλείσματα ολιβίνη. Τα δευτερογενής προέλευσης ορυκτά αποτελούνται από σερπεντίνη, χλωρίτη, μαγνησίτη, ιντιγκσίτη, ανθοφυλλίττη και μεταλλικά οξείδια. Ο σερπεντίνης έχει κυψελώδη ιστό με δικτυωτή υφή από την αντικατάσταση ολιβίνη, ενώ κατά περιοχές παρουσιάζει βαστιτικό ιστό λόγω της 114
αντικατάστασης των ορθοπυτοξένων. Ο σερπεντίνης μαζί με τον χλωρίτη αναπτύσσονται εντός των ρωγμών του ολιβίνη ή κατά μήκος των ασυνεχειών των ορθοπυροξένων. Οι κυψέλες του σερπεντίνη αποτελούνται από υπολειμματικό ολιβίνη και ιντιγκσίτη, ως εξαλλοίωση του ολιβίνη. Επίσης, απαντώνται φλεβίδια σερπεντίνη δευτερογενούς ανάπτυξης. Ο χλωρίτης επιπλέον παρατηρείται γύρω από κρυστάλλους χρωμίτη. Τα μεταλλικά ορυκτά κάποιες φορές παρατηρούνται με συγκεκριμένο προσανατολισμό, εντός των ρωγμών του ορθοπυρόξενου. Στους σερπεντινίτες, τα υπολειμματικά πυριτικά πρωτογενή ορυκτά είναι σπάνια ορατά. Ο χρωμίτης, που συμμετέχει στις διατηρούμενες πρωτογενείς φάσεις, σχηματίζει μεγάλους ιδιόμορφους έως υπιδιόμορφους κρυστάλλους, με χαρακτηριστική λατυποπαγοποιημένη δομή (breccia). Στη δευτερογενή ορυκτολογική σύσταση συμμετέχουν ο σερπεντίνης, ο χλωρίτης, ο μαγνησίτης, ο ιντιγκσίτης και μεταλλικά ορυκτά. Ο σερπεντίνης έχει κυψελώδη ιστό, ενώ ορισμένες φορές παρατηρείται ο βαστιτικός και ο ταινιωτός ιστός, οι οποίοι συνομολογούν στον περιδοτιτικό πρωτόλιθο του σερπεντινίτη, καθώς ο βαστιτικός και ο ταινιωτός ιστός προέρχονται από την εξαλλοίωση ορθοπυροξένων. Επιπλέον, παρατηρήθηκαν φλεβίδια σερπεντίνη που διακόπτουν την αρχική ανάπτυξη και υποδηλώνουν μεταγενέστερα φαινόμενα παραμόρφωσης και εξαλλοίωσης. Οι κυψέλες του σεπεντίνη πληρούνται από ιντιγκσίτη. Ο χλωρίτης και ο μαγνησίτης συνυπάρχουν μαζί με τον σερπεντίνη. Οι μετά-πυροξενίτες χαρακτηρίζονται από αδροκρυσταλλικό ιστό και αποτελούνται κυρίως από κλινοπυρόξενους και Mg-ούχα κεροστίλβη. Οι πυρόξενοι έχουν συχνά υπολειμματικό χαρακτήρα, σχηματίζοντας αλλοτριόμορφους κρυστάλλους που πολλές φορές έχουν ινώδης μορφή. Στην δευτερογενή ορυκτολογική παραγένεση συμμετέχουν ο ακτινόλιθος, ο σερπεντίνης, επίδοτο και χλωρίτης. Τα δείγματα έχουν πορφυριτικό ιστό, ενώ σε περιοχές που επικρατεί ο ακτινόλιθος και ο χλωρίτης, ο ιστός τους γίνεται λεπιδοβλαστικός - νηματοβλαστικός. Χαρακτηριστική είναι η επίδραση της πλαστικής παραμόρφωσης, προκαλώντας τεκτονικές διδυμίες και λαμέλλες, αλλά και κάμψη (ιστός kink-band) στους κρυστάλλους κλινοπυροξένων. Η Mg-ούχα κεροστίλβη σχηματίζεται σε βάρος των κλινοπυροξένων. Τα δείγματα των γαββρικών πετρωμάτων αντιπροσωπεύουν γαββρικά πετρώματα με σωρειτικό χαρακτήρα, καθώς τα μελανοκρατικά ορυκτά διαχωρίζοται πλήρως από τα λευκοκρατικά. Γενικά επικρατεί ο κοκκώδης ιστός, ενώ κάποιες φορές χαρακτηριστικός είναι ο οδοντωτός ιστός (consertal). Η ύπαρξη ακτινολίθου και σε κάποιες περιπτώσεις τρεμολίτη, που είναι αποτέλεσμα μεταμορφικών διεργασιών, προσδίδουν οφειτικό ιστό στα δείγματα. Η θράυση και η κάμψη των κρυστάλλων, η ανάπτυξη τεκτονικών διδυμιών καθώς και η κυματοειδής 115
ανάπτυξη, είναι αποτελέσματα της επίδρασης τεκτονικών παραγόντων και πλαστικής παραμόρφωσης. Τα πλαγιόκλαστα έχουν ιπιδιόμορφο έως αλλοτριόμορφο σχήμα, και τις περισσότερες φορές εμφανίζονται σερικιτιωμένα. 3.4.2 Ορυκτοχημική μελέτη Τα σημαντικότερα συμπεράσματα που προέκυψαν από την μελέτη της ορυκτοχημικής σύσταση των πυροξενιτών και των γαββρικών πετρωμάτων από το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά είναι τα εξής: Οι πυροξενικοί κρύσταλλοι των πυροξενιτών φαίνεται να μη διατηρούν τα αρχικά ορυκτολογικά χαρακτηριστικά τους πλήρως και χαρακτηρίζονται από την υπολειμματική τους προέλευση. Σημαντικός δείκτης που υπέδειξε την παραπάνω διαπίστωση είναι η περιεκτικότητα αυτών σε Al. Η περιεκτικότητα σε Al των πυροξένων αποτελεί έναν πολύ ευαίσθητο δείκτη του βαθμού μερικής τήξης του εκάστοτε μανδυακού σχηματισμού, ο οποίος μειώνεται με την αύξηση του βαθμού μερικής τήξης (GAETANI & GROVE 1998, ZHOU et al. 2005). Το περιεχόμενο σε Ti των κλινοπυροξένων είναι επίσης σχετικά μικρό. Μέσω της σχηματικής απεικόνισης στην προβολή των δύο αυτών περιεκτικοτήτων φαίνεται πως οι πυρόξενοι των πυροξενιτών αποκλίνουν από το συστασιακό πεδίο των αβυσσικών περιδοτιτών ενώ ορισμένοι από αυτούς εμπίπτουν στο πεδίο των περιδοτιτών έμπροσθεν του τόξου. Στην πλειονότητά τους, τα ορυκτολογικά χαρακτηριστικά των πυροξένων παρουσιάζουν την υπολειμματική τους προέλευση μετά από υψηλή τήξη σε ένα περιβάλλον Supra Subdaction (SSZ), σε μια λεκάνη έμπροσθεν του τόξου. Όσον αφορά τους πυρόξενους των γαββρικών πετρωμάτων, όπως έγινε αντιληπτό στα προήγούμενα διαγράμματα, Al 2 O 3 vs Cr 2 O 3, CaO vs MgO, CaO vs Al 2 O 3 και Cr 2 O 3 vs MgO, χωρίζονται σε δυο κατηγορίες. Σύμφωνα με τα διαγράμματα, ο διαχωρισμός αυτός μπορεί να οφείλεται σε διαφορετικές διεργασίες όπως αυτές τις μαγματικής κρυστάλλωσης, και αυτή ίσως της μεταμόρφωσης επαφής λόγω του διεισδύσαντα πλουτωνίτη. Οι αμφίβολοι των γαββρικών πετρωμάτων και των πυροξενιτών έχουν τη σύσταση της Mg-ούχας κεροστίλβης, με εξαίρεση ένα δείγμα των πυροξενιτών που προβάλλεται στο πεδίο του τσερμακίτη. Σύμφωνα με την ορυκτοχημική μελέτη, ο χλωρίτης έχει τη σύσταση του κλινόχλωρου. Η ύπαρξη χλωρίτη στα δείγματα των πυροξενιτών οφείλεται στη διαδικασία της χλωριτίωσης, φαινόμενο που συμβαίνει κατά την έντονη υδροθερμική εξαλοίωση. Τα πλαγιόκλαστα που 116
αναλύθηκαν από τα γαββρικά πετρώματα, έχουν τη σύσταση αλβίτη, ολιγοκλάστου, ανδεσίνη, βυτοβνίτη και ανορθίτη. 117
4.1 Χρωμίτες 4.1.1 Ιστός μεταλλοφορίας και τεκτονική επίδραση Ο χρωμίτης στο οφιολιθικό σύμπλεγμα της νήσου Τήνος είναι μεταλλουργικού τύπου, με αριθμό χρωμίου Cr# >70. Ο χρωμίτης εμφανίζεται διάσπαρτος μέσα στους εξαλλοιωμένους σερπεντινίτες (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Εκτός από τον διάσπαρτο ιστό, σπανιότερα εμφανίζεται και μαζικός, με τη μορφή ασυνεχών στρωμάτων, φακών και θυλάκων. Το μετάλλευμα παρουσιάζει στρωμάτωση, με πάχος που κυμαίνεται από 0,5-2 cm. Διακρίθηκαν τρία επάλληλα μεταλλοφόρα στρώματα, που εναλλάσσονται με στρώματομορφοους περιδοτίτες και δουνίτες, πλούσιους σε ολιβίνη, σερπεντίνη, ανθοφυλλίτη, τάλκη και χλωρίτη. Ο συμπαγής ιστός αναπτύσσεται κυρίως κατά μήκος των γραμμών ολίσθησης. Σε μικρότερη συχνότητα, ο χρωμίτης εμφανίζεται σε μικρότερες διαστάσεις με ιστό κατά πλάκας (Schlieren). Η τεκτονική επίδραση είναι πολύ έντονη και αυτό εμφανίζεται στην έντονη καταπόνηση των χρωμιτιτών αλλά και των πετρωμάτων ξενιστών τους. Για τον λόγο αυτό, το μετάλλευμα του χρωμίτη εμφανίζεται συνήθως κατακερματισμένο (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Σε γενικές γραμμές, οι εμφανίσεις των μεταλλευμάτων χρωμίτη παρατηρούνται σύμφωνες με την παραμόρφωση που έχει υποστεί ο ξενιστής σερπεντίνης. Τα περιβάλλοντα που φιλοξενούν τους χρωμιτοφόρους ορίζοντες, αποτελούν συνήθως ζώνες ολισθήσεως, ενώ και η δράση ρηγμάτων διακόπτει και μετατοπίζει την μεταλλοφορία. Επίσης, αν και γενικά η διεύθυνση ανάπτυξης της μεταλλοφορίας μεταβάλλεται -λόγω τεκτονισμού- στις διάφορες μεταλλευτικές θέσεις αλλάζουν και τα δομικά χαρακτηριστικά του ξενιστή-σερπεντίνιτη, και συνεπώς η μεταλλοφορία παραμένει πάντοτε παράλληλη προς τις δομικές αλλαγές του ξενιστή. 4.1.2 Εμφανίσεις κοιτασμάτων χρωμίτη Ο χρωμιτικές εμφανίσεις είναι γενικά περιορισμένων διαστάσεων. Η περιεκτικότητά του χρωμίτη σπάνια υπερβαίνει το 2 % vol, ενώ όπως ήδη προαναφέρθηκε, για να σχηματιστεί οικονομικά απολήψιμο κοίτασμα χρωμίτη θα πρέπει ο όγκος του χρωμίτη να καταλαμβάνει 5 % 118
vol. Τα μεταλλευτικά έργα που πραγματοποιήθηκαν κατά το παρελθόν είναι μικρών διαστάσεων. Στις περισσότερες περιπτώσεις για την εκμετάλλευση του κοιτάσματος είχαν δημιουργηθεί εκσκαφές, ενώ σπάνια δημιουργήθηκαν στοές και κεκλιμένα. Σε πολλές από τις εκσκαφές που πραγματοποιήθηκαν κατά το παρελθόν, δεν υπάρχει σήμερα κανένα ίχνος μεταλλεύματος ούτε στα τοιχώματα των πετρωμάτων ξενιστών αλλά ούτε ακόμα και στα μπάζα (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Στην παρακάτω εικόνα (4.1) βλέπουμε έναν χάρτη εμφανήσεων χρωμίτη στο οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά. Κοντά τη θέση Φάρος, βόρεια του οφιολιθικού συμπλέγματος όπου πραγματοποιήθηκαν συνολικά 10 εκσκαφές, εξορύχθηκε η μεγαλύτερη ποσότητα μεταλλεύματος χρωμίτη, 20 tn, καλής ποιότητας, συμπαγούς υφής (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Ο τρόπος εξόρυξης πραγματοποιήθηκε με κεκλιμένη στοά, η οποία δεν είναι σήμερα επισκέψιμη. Στην περιοχή Βερναρδάδες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά, η μεγαλύτερη εκσκαφή έχει μέγιστες διαστάσεις 50 x 10 x 8 m, και παρουσιάζει κλιμακωτή ανάπτυξη καθώς διακόπτεται από κανονικά ρήγματα που έχουν συνήθως μεγάλη γωνία κλίσεως και διεύθυνση (Β200 300Α) (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Το μετάλλευμα χρωμίτη σχημάτιζε φακούς, πάχους μερικών εκατοστών, με συμπαγή ιστό, ενώ σε ορισμένες θέσεις σχηματίζονται boudins, η μεγάλη διάσταση των οποίων συμπίπτει με τη διεύθυνση της μεταλλοφορίας. Η εκσκαφή έχει πραγματοποιηθεί παράλληλα με το επίπεδο των ζωνών ολίσθησης. Η διεύθυνση και η κλίση των ζωνών ολίσθησης συμπίπτει με τη διεύθυνση αναπτύξης της μεταλλοφορίας (Β75ºΑ με κλίση 45ºΝ) (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Λόγω της ύπαρξης των ρηγμάτων, η μεταλλοφορία χρωμίτη σταδιακά εξαφανίζεται στο βορειοανατολικό άκρο της. Τα μεγαλύτερο σώμα χρωμίτη που είναι ορατό σήμερα έχει διαστάσεις περίπου 100 x 30 x 10 cm. Στο βόρειο τμήμα του οφιολιθικού συμπλέγματος στις άλλες εκσκαφές, η μεταλλοφορία, στα σημεία που ακόμα είναι ορατή, περιορίζεται σε ταινιωτά σώματα, πάχους 1-3 cm, με μήκος και πλάτος να φτάνουν τις μερικές δεκάδες cm. Στη περιοχή Χαλκοβούνι, υπάρχει άλλη μια ακόμα εκσκαφή σε υψόμετρο 150 m που είχε ερευνήσει μικρού μεγέθους χρωμιτικό σώμα με συμπαγή ιστό (ΒΑΚΟΝΔΙΟΣ, 1997). Ο χρωμιτοφόρος ορίζοντας ταυτίζεται όσον αφορά την διεύθυνση και την κλίση του (Β25ºΔ/40ºΒ) με ζώνη ολισθήσης. Στις υπόλιπες εμφανίσεις χρωμίτη, σημαντική είναι η επίδραση της τεκτονικής. Χαρακτηριστικό αποτελεί πως η μεταλλοφορία χρωμίτη σε ορισμένες θέσεις συμπίπτει με τεκτονισμένη-μυλονιτοποιημένη ζώνη, μέσα στους σερπεντινίτες. Σε κάποιες περιπτώσεις η μεταλλοφορία έχει συμπαγή ιστό, με πάχος που φτάνει τα 20 cm, ενώ άλλοτε εμφανίζει ιστό κατά πλάκας (Schlieren) ή και διάσπαρτο ιστό, συνήθως όμως αναπτύσσεται παράλληλα με το επίπεδο των ζωνών ολίσθησης. 119
Εικόνα 4.1: Χάρτης εμφανίσεων χρωμίτη στην περιοχή Τσικνιά της νήσου Τήνου (τροποποιημένος από ΜΕΛΙΔΩΝΗ, 1980; ΒΑΚΟΝΔΙΟ, 1997) 120
Νοτιοδυτικά του οφιολιθικού συμπλέγματος, υπάρχουν και άλλες εκσκαφές χρωμίτη, ωστόσο δεν υπάρχουν ίχνη μεταλλεύματος ούτε στα στείρα υλικά, ούτε στα τοιχώματα της εκσκαφής. 4.1.3 Πετρογραφία και Ιστολογία των χρωμιτών Όπως προαναφέρθηκε και νωρίτερα, ο χρωμίτης εμφανίζει ως επί το πλείστον διάσπαρτο ιστό, ενώ σε μικρότερη κλίμακα εμφανίζεται συμπαγής ή με ιστό κατά πλάκας (Schlieren). Στον διάσπαρτο ιστό οι μεμονωμένοι κρύσταλλοι είναι συνήθως μικρoί και αλλοτριόμορφοι. Οι συγκεντρώσεις των χρωμιτιτών στην περιοχή Χαλκοβούνι, αλλά και η μορφή του ίδιου του ορυκτού, είναι έντονα καταπονημένες, λόγω της επίδρασης των τεκτονικών γεγονότων στα χρωμιτοφόρα κοιτάσματα (εικόνα 4.2Α). Κατά κύριο λόγω οι κρύσταλλοι του χρωμίτη εμφανίζονται αλλοτριόμορφοι, με ορατά τα έντονα σημάδια των μεταμορφικών διεργασιών. Επίσης όπως φαίνεται και στην εικόνα, οι κρύσταλλοι χρωμίτη από την περιοχή Χαλκοβούνι έχουν εγκλείσματα πυριτικών ορυκτών όπως σερπεντίνη και χλωρίτη από την αντικατάσταση του ολιβίνη, με αποτέλεσμα να δημιουργείται ποικιλοβλαστικός ιστός. Αντίθετα στην περιοχή Βερναρδάδες, οι κρύσταλλοι των χρωμιτών εμφανίζονται πιο υγιείς οπότε αυτοί έχουν ένα ιπιδιόμορφο σχήμα (εικόνα 4.2Β). Εικόνα 4.2: Α) Δείγμα χρωμίτη από την περιοχή Χαλκοβούνι, του όρους Τσικνιά, Β) Δείγμα χρωμίτη από την περιοχή Βερναρδάδες, του όρους Τσικνιά. Φαίνεται χαρακτηριστικά πόσο καταπονημένα φαίνονται τα δείγματα χρωμίτη από την περιοχή Χαλκοβουνί σε σχέση με τα δείγματα από την περιοχή Βερναρδάδες που έχουν πιο υγιείς κρυστάλλους (εικόνες οπίσθιας σκέδασης από ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης). 121
Οι χρωμιτικοί κρύσταλλοι σε ορισμένες περιπτώσσεις εμφανίζονται αρκετά εξαλλοιωμένοι, ιδιαίτερα στην περιφέρεια τους ή κατά μήκος των ασυνεχειών των κρυστάλλων. Το αποτέλεσμα αυτής της εξαλλοίωσης είναι η αύξηση της περιεκτικότητας σε FeO και συνεπώς η ανάπτυξη μιας μεταβατικής ζώνης, ενδιάμεσης σύστασης σιδηροχρωμίτη που κάποιες φορές ακολουθείται τελικά από τον σχηματισμό οξειδίων σιδήρου (εικόνα 4.3 Α,Β). Στο ηλεκτρονικό μικροσκόπιο οι μεταβολές αυτές αποδίδονται σε έντονες φωτεινές περιοχές. Σύμφωνα με τους BLISS & MCLEAN (1975) ο σχηματισμός σιδηροχρωμίτη αποδίδεται στην διαδικασία της σερπεντινίωσης όπου αρχικά σχηματίζεται μαγνητίτης, ενώ στην συνέχεια με την αύξηση του βαθμού μεταμόρφωσης σε συνθήκες έως και την κατώτερη αμφιβολιτική φάση (>500 C), ο μαγνητίτης αντικαθίσταται από σιδηροχρωμίτη. Ένα άλλο δευτερογενές φαινόμενο είναι ο σχηματισμός ζωνών αποχρωματισμού που σχηματίζεται σε ένα πιο ήπιο στάδιο εξέλιξης της υδροθερμικής εξαλλοίωσης, σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης (εικόνα 4.3 C). Σιδηροχρωμίτης Σιδηροχρωμίτης serp FeO oxides ser serp chr chr serp chr Φαινόμενα αποχρωματισμού Εικόνα 4.3: Αλλαγή στη σύσταση των κρυστάλλων χρωμίτη που αποδίδεται στις φωτεινές λευκές περιοχές λόγω συστασιακών μεταβολών (A, B) και φαινομένων αποχρωματισμού (C) (εικόνες οπίσθιας σκέδασης από ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης). 122
Πολύ συχνά, μεταξύ των κρυστάλλων του χρωμίτη αλλά και μέσα σε αυτούς υπάρχουν δίκτυα λατυποπαγοποίησης, που ανάλογα με την περιοχή μελέτης, είναι πολύ καλά ή όχι ανεπτυγμένα (εικόνα 4.4 Α). Μεταξύ των κόκκων του χρωμίτη, υπάρχει εξαλλοιωμένη μάζα, επηρεασμένη από τις δευτερογενείς διεργασίες, που αποτελείται κυρίως από σερπεντίνη. Ανεξάρτητα από τον ιστολογικό τύπο της ανάπτυξης του σερπεντίνη, παρατηρήθηκαν διεισδύσεις φλεβιδίων σερπεντίνη χωρίς κανέναν προσανατολισμό κατά μήκος των διαρρήξεων των κρυστάλλων. Στο πολωτικό μικροσκόπιο στο ανακλώμενο φως, τα φλεβίδια έχουν τη μορφή σκουρόχρωμων ζωνιδίων με ασύμμετρη μορφή και μεταβαλλόμενο πάχος. Ο σερπεντίνης, εκτός από τις θέσεις ιστολογικής ανάπτυξης μεταξύ των χρωμιτικών κρυστάλλων, καταλαμβάνει επίσης θέσεις εντός των κρυστάλλων χρωμίτη με τη μορφή εγκλεισμάτων. Το πάχος των εγκλεισμάτων ποικίλει, και ξεκινά από ελάχιστα μm και κάποιες φορές ξεπερνά τα 300μm (εικόνα 4.4 Β). Δίκτυο λατυποπαγοποίησης chr Φλεβίδια σεπρεντίνη Φλεβίδια σεπρεντίνη chr Φλεβίδιο χρωμίτη ser Εικόνα 4.4: A) Δείγμα χρωμίτη όπου φαίνονται οι ζώνες λατυποπαγοποίησης του χρωμίτη και η ύπαρξη φλεβιδίων σερπεντίνη με ορατή την ύπαρξη κυψελών (Α, Β) τα οποία καταλήγουν στις ασυνέχειες και τις ρωγμές μεταξύ των κόκκων του χρωμίτη (εικόνες σε παράλληλα πρίσματα Nicols), C) Φλεβίδιο χρωμίτη μέσα στην μάζα του σερπεντίνη (εικόνες οπίσθιας σκέδασης από ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης). 123
Συχνή είναι η ύπαρξη κατακερματισμένων κρυστάλλων χρωμίτη με μορφή φλεβιδίων ή ακόμα σπανιότερα διάσπαρτων μεμονωμένων κρυστάλλων χρωμίτη, μέσα στη μάζα του σερπεντίνη. Το είδος του ιστού που επικρατεί στη συγκεκριμένη περίπτωση στην μάζα του σεπρεντίνη είναι ο κυψελώδης, ενώ μεταξύ των κόκκων του χρωμίτη επικρατεί ο κοκκώδης ιστός (εικόνα 4.4 C). O βαθμός σερπεντινίωσης και εξαλλοίωσης των δειγμάτων είναι αρκετά μεγάλος, ιδιαίτερα στην περιοχή Χαλκοβούνι. Οι πρωτογενείς ορυκτολογικές φάσεις στην πλειονότητα των περιπτώσεων έχουν την μορφή υπολειμματικών ορυκτών και αφορούν κυρίως ολιβίνη (εικόνα 4.5). serp chr serp chr Εικόνα 4.5: Α, Β) Ύπαρξη υπολειμματικών κρυστάλλων ολιβίνη μέσα στην μάζα του σερπεντίνη όπου έχουν διατηρηθεί οι ιστολογικοί χαρακτήρες (εικόνες οπίσθιας σκέδασης από ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης). Μαζί με τον σερπεντίνη, σε ορισμένες περιπτώσεις παρατηρήθηκε η παρουσία και άλλων δευτερογενών ορυκτών όπως ο χλωρίτης, ο ανθοφυλλίτης, ο τάλκης, ο δολομίτης και ο ασβεστίτης. Τα ορυκτά αυτά είναι προϊόντα μεταγενέστερων διεργασιών, που συνοδεύουν την διαδικασία της σερπεντινίωσης. Επιπλέον, χαρακτηριστική είναι η ύπαρξη αλουμινοπυριτικού ορυκτού, που θα μπορούσε να είναι είτε ανδαλουσίτης, που είναι ορυκτό χαμηλού έως μέσω βαθμού καθολικής μεταμόρφωσης ή μεταμόρφωσης επαφής, σχηματιζόμενο στην προκειμένη περίπτωση λόγω του μεταμορφισμού που προήλθε από την ανάδυση του πλουτωνίτη, είτε κυανίτης, που είναι χαρακτηριστικό ορυκτό που σχηματίζεται σε περιβάλλοντα υπωθήσεως (SSZ) (εικόνα 4.6.Α). Στα δείγματα που μελετήθηκαν και κυρίως στα δείγματα από την περιοχή Χαλκοβούνι παρατηρήθηκε η ύπαρξη SiO 2 με την μορφή είτε φλεβιδίων είτε μικρών συγκεντρώσεων στην εξαλλοιωμένη μάζα 124
μεταξύ των χρωμιτικών κρυστάλλων και σπανιότερα πάνω στους κρυστάλλους χρωμίτη και είναι πορϊόντα της υδροθερμικής δραστηριότητας του διεισδύσαντα πλουτωνίτη (εικόνα 4.6 Β). Τα φλεβίδια του SiO 2 έχουν ακαθόριστο πάχος και ακανόνιστο προσανατολισμό. Σε κάποιες περιπτώσεις τα φλεβίδια συνυπάρχουν με οξείδια σιδήρου. Αλουμινοπυριτικό ορυκτό chr serp r chr SiO 2 Εικόνα 4.6: A) Ύπαρξη αλουμινοπυριτικού ορυκτού σε κρυστάλλους χρωμίτη, Β) Ύπαρξη φλεβιδίων και συγκεντρώσεων SiO 2 στην ενδιάμεση μεταξύ των κρυστάλλων χρωμίτη μάζα σερπεντίνη (εικόνες οπίσθιας σκέδασης από ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης). 4.1.4 Ορυκτοχημεία των χρωμιτών: Ο προσδιορισμός της στοιχειομετρίας των δειγμάτων πραγματοποιήθηκε με βάση τα 32 άτομα οξυγόνου (πίνακας 4.1, 4.2, 4.3). Οι κρύσταλλοι των χρωμιτών έχουν υψηλότερη συμμετοχή Cr 2 O 3 (53,67 70,38 % wt) και μικρότερη συμμετοχή Al 2 O 3 (0,85 15,19 % wt) και MgO (4,44 13,68 % wt). Από την προβολή των κρυστάλλων χρωμιτίτη εκ των δύο περιοχών της νήσου Τήνος στο διάγραμμα Cr-Al-Fe +3 (STEVENS, 1944) προκύπτει πως πρόκειται για σπινελιούχες φάσεις χρωμιτικής σύστασης πλούσιας σε Al (εικόνα 4.7). Η ταξινόμηση αυτή αδυνατεί ωστόσο να ταξινομήσει την ομάδα αυτή στα επιπλέον μέλη της (π.χ. μαγνησιοχρωμίτης, ερκυνίτης). Σύμφωνα με το διάγραμμα ταξινόμησης των σπινελίων (εικόνα 4.8), οι κρύσταλλοι φαίνεται πως έχουν τιμές αριθμού Cr [Cr#: Cr/(Cr+Al)] υψηλότερο από 0,72 για την περιοχή Βερναρδάδες και 0,69 για την περιοχή Χαλκοβούνι, ενώ ο αριθμός Mg [Mg#: Mg/(Mg+Fe +2 )] είναι υψηλότερος από 0,25 και 125
0,15 αντίστοιχα. Όπως φαίνεται και στο διάγραμμα, οι αναλύσεις των δειγμάτων αντιστοιχούν στα πεδία του χρωμίτη και του μαγνησιοχρωμίτη, ανάλογα με τις συγκεκριμένες συστασιακές μεταβολές που παρατηρούνται και στις δύο περιοχές μελέτης. Εικόνα 4.7: Προβολή των αναλυθέντων χρωμιτών από τους χρωμιτίτες της νήσου Τήνου στο τριγωνικό διάγραμμα Cr-Al-Fe +3 (STEVENS, 1994). Εικόνα 4.8: Προβολή των αναλυθέντων χρωμιτών από τους χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος στο όρος Τσικνιά στο διάγραμμα Mg/(Mg+Fe +2 ) vs Cr/(Cr+Al). 126
Πίνακας 4.1: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις χρωμίτη από το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Χρωμίτης Δείγμα B113 B219B B219B B219B B219B B219B X514B X514B B134 B134 B134 B134 Ανάλυση pic2-5 pic2a-2 pic2a-5 pic2b-1 pic2b-3 pic2b-4 pic3-3 pic5-6 pic9-1 pic9-2 pic9-3 pic9-4 Na 2 O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 8.96 10.40 9.69 8.22 8.97 7.77 9.14 6.18 8.49 8.24 8.32 8.51 Al 2 O 3 7.40 8.27 8.79 7.50 6.67 7.51 11.98 6.78 6.13 6.09 6.16 5.84 TiO 2 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 2 O 5 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 2 O 3 64.53 66.64 67.05 62.03 63.04 60.17 57.34 60.36 64.83 65.38 65.25 64.97 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 FeO 19.11 22.28 21.05 20.77 22.03 23.37 21.53 26.68 20.55 20.29 20.28 20.68 Total 100.00 107.59 106.58 98.52 100.71 98.82 99.99 100.00 100.00 100.00 100.01 100.00 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 32 άτομα οξυγόνου Na 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 3.59 3.88 3.64 3.37 3.62 3.20 3.61 2.56 3.45 3.34 3.37 3.46 Al 2.34 2.44 2.61 2.43 2.12 2.44 3.74 2.22 1.97 1.95 1.97 1.88 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 13.71 13.18 13.33 13.46 13.46 13.14 11.99 13.25 13.94 14.06 14.02 13.99 Mn 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe 2+ 4.23 4.03 4.21 4.47 4.28 4.69 4.27 5.32 4.40 4.48 4.45 4.39 Fe 3+ 0.07 0.71 0.25 0.33 0.78 0.79 0.56 0.98 0.31 0.15 0.17 0.36 Cations 23.94 24.17 24.01 24.03 24.18 24.18 24.11 24.23 24.04 23.97 23.97 24.05 100Mg# 45.89 49.07 46.39 42.96 45.82 40.58 45.82 32.49 43.95 42.69 43.07 44.06 100Cr# 85.42 84.38 83.63 84.71 86.39 84.34 76.22 85.65 87.62 87.82 87.68 88.15 127
Πίνακας 4.2: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις Mg-χρωμίτη από το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Δείγμα B101 B101 B101 B134 B134 B134 Mg-χρωμίτης B134 B134 B134 B134 B134 X514A X514A Ανάλυση pic7-1 pic7-2 pic8-5 pic1-1 pic2-2 pic3*700-2 pic3-3 pic4-2 pic5-1 pic5-2 pic5-3 pic4-5 pic4-6 Na 2 O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 13.31 12.22 12.38 12.57 12.10 13.13 12.24 12.92 12.87 12.90 12.69 12.63 11.76 Al 2 O 3 7.29 5.22 5.87 9.28 10.03 9.05 6.17 9.97 11.06 10.29 10.25 13.86 13.44 TiO 2 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 2 O 5 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 2 O 3 63.47 65.89 65.05 60.13 59.79 58.98 63.70 59.63 57.21 59.32 59.64 54.15 55.11 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 FeO 15.93 16.67 16.71 18.01 18.07 18.83 17.89 17.48 18.86 17.50 17.42 19.04 20.00 Total 100.00 100.00 100.01 99.99 99.99 99.99 100.00 100.00 100.00 100.01 100.00 99.68 100.31 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 32 άτομα οξυγόνου Na 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 5.23 4.88 4.92 4.94 4.74 5.17 4.88 5.04 5.02 5.03 4.95 4.88 4.55 Al 2.26 1.65 1.84 2.88 3.10 2.81 1.94 3.07 3.41 3.17 3.16 4.23 4.11 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 13.22 13.93 13.71 12.51 12.41 12.29 13.45 12.33 11.82 12.25 12.32 11.08 11.29 Mn 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe 2+ 2.74 3.07 3.03 3.05 3.21 2.87 3.10 2.94 3.00 2.95 3.02 3.11 3.42 Fe 3+ 0.85 0.73 0.77 1.03 0.84 1.44 1.01 0.99 1.26 0.97 0.88 1.13 1.02 Cations 24.22 24.19 24.20 24.30 24.22 24.43 24.27 24.27 24.38 24.28 24.24 24.32 24.29 100Mg# 65.61 61.39 61.85 61.85 59.59 64.33 61.19 63.15 62.63 63.00 62.12 61.07 57.09 100Cr# 85.40 89.41 88.17 81.29 80.01 81.39 87.39 80.06 77.61 79.44 79.59 72.37 73.31 128
Πίνακας 4.2 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις Mg-χρωμίτη από το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Δείγμα B219A B219A B219A B219A B219A B219A Mg-χρωμίτης B219A B219B B219B B219B B219B B219B B219B Ανάλυση chrom1 chrom2 chrom3 chrom4 chrom5 chrom6 chrom7 pic2-2 pic2-3 pic2-4 pic2-5 pic2-6 pic2-7 Na 2 O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 12.59 12.60 13.25 12.96 13.03 13.02 12.38 13.09 11.80 13.12 13.61 13.03 12.28 Al 2 O 3 13.32 13.97 13.27 12.78 12.86 12.68 9.01 12.27 11.58 15.19 13.87 14.34 14.67 TiO 2 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 2 O 5 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 2 O 3 57.83 58.46 57.74 57.16 59.97 58.43 62.83 60.08 59.32 59.62 58.59 58.03 57.37 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 FeO 15.06 15.00 14.71 16.49 15.75 15.14 17.03 15.88 15.96 14.99 15.37 15.71 15.75 Total 98.80 100.03 98.97 99.39 101.61 99.27 101.25 101.32 98.66 102.92 101.44 101.11 100.07 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 32 άτομα οξυγόνου Na 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 4.86 4.80 5.10 5.01 4.92 5.02 4.80 4.97 4.62 4.83 5.11 4.90 4.67 Al 4.06 4.20 4.03 3.90 3.83 3.86 2.76 3.68 3.58 4.42 4.11 4.26 4.41 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 11.83 11.79 11.77 11.70 11.99 11.93 12.89 12.08 12.31 11.62 11.65 11.57 11.56 Mn 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe 2+ 3.03 3.08 2.82 2.94 2.99 2.90 3.13 2.96 3.27 3.04 2.82 3.01 3.21 Fe 3+ 0.25 0.13 0.40 0.70 0.38 0.41 0.63 0.47 0.27 0.05 0.46 0.35 0.17 Cations 24.01 23.99 24.08 24.18 24.07 24.08 24.15 24.11 24.02 23.96 24.11 24.05 24.00 100Mg# 61.59 60.90 64.38 63.01 62.18 63.39 60.50 62.70 58.59 61.34 64.42 61.98 59.26 100Cr# 74.45 73.73 74.49 75.00 75.79 75.55 82.36 76.65 77.47 72.44 73.92 73.09 72.39 129
Πίνακας 4.2 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις Mg-χρωμίτη από το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Δείγμα B219B B219B B219B B219B B219B B219B Mg-χρωμίτης B219B B219B X514A X514A X514B X514B X514B Ανάλυση pic2-8 pic2a-3 pic2a-4 pic2a-6 pic2a-7 pic2b-1 pic2b-3 pic2b-4 pic3-3 pic3-3 pic1-1 pic1-2 pic2-1 Na 2 O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 12.90 10.99 11.99 11.22 10.27 8.22 8.97 7.77 11.71 9.23 11.15 11.83 12.02 Al 2 O 3 13.73 7.58 8.60 8.90 4.68 7.50 6.67 7.51 14.68 0.00 14.69 13.72 15.03 TiO 2 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 2 O 5 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 2 O 3 59.55 70.38 68.15 66.40 63.71 62.03 63.04 60.17 54.99 57.96 54.82 54.79 53.27 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 FeO 15.35 18.80 17.73 20.58 23.50 20.77 22.03 23.37 18.62 17.71 19.33 19.66 19.68 Total 101.53 107.75 106.47 107.10 102.16 98.52 100.71 98.82 100.00 84.90 99.99 100.00 100.00 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 32 άτομα οξυγόνου Na 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 4.85 4.07 4.44 4.17 4.12 3.37 3.62 3.20 4.50 4.53 4.30 4.58 4.62 Al 4.08 2.22 2.52 2.61 1.48 2.43 2.12 2.44 4.45 0.00 4.47 4.19 4.56 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 11.85 13.79 13.38 13.07 13.55 13.46 13.46 13.14 11.19 15.05 11.19 11.23 10.85 Mn 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe 2+ 3.04 3.78 3.44 3.74 3.88 4.47 4.28 4.69 3.42 3.49 3.61 3.38 3.35 Fe 3+ 0.22 0.13 0.28 0.61 1.56 0.33 0.78 0.79 0.65 1.53 0.63 0.98 0.99 Cations 24.02 23.98 24.03 24.14 24.44 24.03 24.18 24.18 24.15 24.45 24.14 24.27 24.27 100Mg# 61.44 51.83 56.33 52.73 51.48 42.96 45.82 40.58 56.80 56.48 54.34 57.51 58.00 100Cr# 74.39 86.13 84.15 83.35 90.15 84.71 86.39 84.34 71.55 100.00 71.46 72.83 70.41 130
Πίνακας 4.2 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις Mg-χρωμίτη από το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Mg-χρωμίτης Δείγμα X514B X514B X514B X514B B134B B134B B134B B134B B134B B134B B134B B134B B134B B134B Ανάλυση pic2-5 pic3-3 pic4-1 pic5-2 pic1-1 pic1-2 pic1-3 pic1-4 pic1-5 pic1-6 pic1-7 pic1-8 pic2-1 pic3-1 Na 2 O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 11.60 9.14 11.94 11.86 13.54 13.14 13.38 12.69 12.99 12.75 13.26 12.88 13.01 13.70 Al 2 O 3 14.06 11.98 14.91 14.71 10.04 10.06 10.16 9.78 9.48 9.69 9.81 9.87 10.31 10.39 TiO 2 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 2 O 5 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 2 O 3 54.26 57.34 53.85 54.30 59.57 58.59 60.55 60.03 59.11 58.68 58.47 59.09 61.36 60.21 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 FeO 20.08 21.53 19.30 19.13 16.70 16.23 15.82 16.10 16.15 15.99 16.10 16.34 16.22 15.61 Total 100.00 99.99 100.00 100.00 99.85 99.03 99.91 98.60 97.73 97.11 97.64 98.18 100.90 99.91 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 32 άτομα οξυγόνου Na 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 4.49 3.61 4.59 4.56 5.27 5.17 5.19 5.01 5.18 5.11 5.28 5.10 5.01 5.30 Al 4.30 3.74 4.53 4.47 3.09 3.13 3.11 3.05 2.98 3.07 3.08 3.09 3.13 3.18 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 11.12 11.99 10.96 11.06 12.28 12.21 12.45 12.55 12.48 12.45 12.32 12.40 12.51 12.35 Mn 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.23 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe 2+ 3.47 4.27 3.37 3.39 2.73 2.61 2.77 2.94 2.80 2.86 2.71 2.87 2.93 2.67 Fe 3+ 0.99 0.56 0.88 0.82 1.03 1.08 0.74 0.70 0.90 0.81 0.98 0.85 0.63 0.80 Cations 24.27 24.11 24.24 24.22 24.29 24.32 24.19 24.18 24.25 24.22 24.27 24.22 24.15 24.22 100Mg# 56.40 45.82 57.70 57.38 65.91 66.45 65.20 63.01 64.92 64.14 66.09 64.01 63.09 66.46 100Cr# 72.11 76.22 70.76 71.22 79.90 79.60 80.01 80.45 80.72 80.22 80.00 80.05 79.99 79.52 131
Πίνακας 4.2 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις Mg-χρωμίτη από το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Mg-χρωμίτης Δείγμα B134B B134B B134B B134A B134A B134A B134A B134A B134A B134A B134A B134A B134A B134A Ανάλυση pic3-2 pic3-3 pic3-4 pic1-1 pic1-2 pic1-3 pic1-4 pic1-4a pic2-1 pic2-10 pic2-11 pic2-12 pic2-2 pic2-3 Na 2 O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 13.68 13.34 13.26 12.70 13.06 13.16 13.12 12.84 13.08 11.70 12.90 12.46 12.45 12.73 Al 2 O 3 10.10 10.35 10.35 9.24 9.82 9.60 9.63 9.83 10.19 8.20 9.44 9.40 9.69 10.05 TiO 2 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 2 O 5 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 2 O 3 60.00 59.87 59.41 60.65 59.96 60.75 60.66 61.34 60.53 62.19 60.32 60.29 60.19 61.01 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 FeO 16.13 15.78 15.74 16.61 15.99 16.25 16.29 16.39 16.32 16.54 16.29 16.55 16.57 16.05 Total 99.91 99.34 98.76 99.20 98.83 99.76 99.70 100.40 100.12 98.63 98.95 98.70 98.90 99.84 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 32 άτομα οξυγόνου Na 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 5.31 5.20 5.20 5.00 5.14 5.14 5.12 4.98 5.08 4.67 5.08 4.93 4.91 4.96 Al 3.10 3.19 3.21 2.88 3.05 2.96 2.97 3.01 3.12 2.59 2.94 2.94 3.02 3.09 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 12.34 12.36 12.34 12.66 12.49 12.56 12.55 12.61 12.44 13.15 12.59 12.64 12.58 12.58 Mn 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe 2+ 2.68 2.76 2.77 2.96 2.83 2.83 2.84 2.97 2.88 3.25 2.88 3.02 3.04 2.98 Fe 3+ 0.93 0.76 0.77 0.79 0.78 0.81 0.81 0.67 0.75 0.50 0.80 0.72 0.70 0.59 Cations 24.26 24.20 24.21 24.21 24.21 24.22 24.21 24.17 24.19 24.11 24.21 24.18 24.18 24.14 100Mg# 66.48 65.29 65.27 62.81 64.53 64.50 64.29 62.67 63.85 58.99 63.79 62.03 61.78 62.50 100Cr# 79.92 79.49 79.36 81.47 80.37 80.93 80.86 80.73 79.95 83.55 81.07 81.13 80.64 80.28 132
Πίνακας 4.2 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις Mg-χρωμίτη από το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Δείγμα B134A B134A B134A B134A B134A B134A B134A B134A Mg-χρωμίτης B134A B134A B134A B134A B134A B134A B134A B134A X514A Ανάλυση pic2-4 pic2-5 pic2-6 pic2-7 pic2-8 pic2-9 pic3-1 pic3-2 pic3-3 pic3-4 pic3-5 pic3-6 pic3-7 pic3-8 pic3-f1 pic3-f2 pic1-1 Na 2 O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 12.72 13.02 12.91 12.84 12.90 13.25 13.24 12.40 13.00 12.83 12.96 12.43 12.77 13.73 12.56 12.40 11.95 Al 2 O 3 9.67 10.11 8.83 9.80 10.06 9.88 9.64 9.61 9.83 9.95 9.78 10.08 9.99 9.98 9.14 8.88 14.05 TiO 2 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 2 O 5 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 2 O 3 60.68 60.04 60.73 59.18 59.27 60.47 60.07 60.14 60.12 60.27 59.99 60.70 60.41 61.07 61.40 61.65 54.66 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 FeO 16.26 16.29 16.35 17.09 16.52 15.92 16.83 16.23 16.11 16.47 16.33 15.94 16.56 16.77 16.90 17.07 19.81 Total 99.33 99.46 98.82 98.91 98.75 99.52 99.78 98.38 99.06 99.52 99.06 99.15 99.73 101.55 100.00 100.00 100.47 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 32 άτομα οξυγόνου Na 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 4.99 5.09 5.11 5.06 5.08 5.17 5.17 4.91 5.10 5.02 5.09 4.87 4.99 5.26 4.92 4.87 4.60 Al 3.00 3.12 2.76 3.05 3.13 3.05 2.98 3.01 3.05 3.07 3.04 3.12 3.08 3.02 2.83 2.75 4.27 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 12.61 12.43 12.73 12.37 12.37 12.50 12.43 12.63 12.50 12.49 12.49 12.61 12.49 12.39 12.74 12.82 11.14 Mn 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe 2+ 2.96 2.87 2.86 2.92 2.89 2.80 2.82 3.03 2.86 2.93 2.88 3.05 2.96 2.73 3.03 3.08 3.37 Fe 3+ 0.69 0.77 0.86 0.96 0.85 0.77 0.97 0.64 0.77 0.75 0.80 0.51 0.74 0.97 0.75 0.75 1.00 Cations 24.18 24.21 24.23 24.26 24.23 24.21 24.27 24.16 24.20 24.19 24.22 24.11 24.19 24.27 24.20 24.20 24.28 100Mg# 62.77 63.92 64.11 63.42 63.74 64.90 64.74 61.83 64.07 63.11 63.89 61.46 62.74 65.84 61.85 61.24 57.73 100Cr# 80.78 79.94 82.18 80.22 79.81 80.39 80.66 80.75 80.39 80.27 80.42 80.17 80.22 80.40 81.82 82.34 72.29 133
Πίνακας 4.2 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις Mg-χρωμίτη από το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Δείγμα X514A X514A X514A X514A X514A X514A X514A X514A Mg-χρωμίτης X514A X514A X514A X514A X514A X514A X514A X514A X514A Ανάλυση pic1-2 pic1-3 pic1-4 pic2-1 pic2-2 pic2-3 pic2-4 pic2-5 pic3-4 pic4-1 pic4-2 pic4-3 pic4-4 pic4-5 pic4-6 pic4-7 pic6-1 Na 2 O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 11.64 13.13 12.07 12.67 12.76 12.69 12.52 12.03 11.52 12.25 11.95 11.85 12.95 12.63 11.76 12.00 10.21 Al 2 O 3 14.59 14.87 14.86 14.13 14.38 13.84 13.97 13.44 13.93 14.69 14.25 14.11 15.57 13.86 13.44 13.18 8.82 TiO 2 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 2 O 5 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 2 O 3 54.10 55.33 53.48 56.49 54.59 55.30 54.15 53.76 55.45 55.27 55.00 54.74 53.44 54.15 55.11 54.73 57.91 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 FeO 19.13 17.66 18.95 17.13 17.83 18.89 18.54 20.87 18.15 18.40 18.48 18.39 18.94 19.04 20.00 19.68 21.01 Total 99.46 100.99 99.36 100.42 99.56 100.72 99.18 100.10 99.05 100.61 99.68 99.09 100.90 99.68 100.31 99.59 97.95 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 32 άτομα οξυγόνου Na 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 4.50 4.96 4.66 4.83 4.91 4.85 4.85 4.67 4.48 4.67 4.61 4.60 4.90 4.88 4.55 4.67 4.16 Al 4.46 4.44 4.53 4.25 4.37 4.18 4.28 4.12 4.28 4.42 4.34 4.33 4.66 4.23 4.11 4.05 2.84 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 11.09 11.08 10.94 11.40 11.12 11.20 11.12 11.05 11.42 11.16 11.24 11.26 10.71 11.08 11.29 11.29 12.50 Mn 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe 2+ 3.44 3.00 3.30 3.10 3.06 3.13 3.13 3.33 3.44 3.27 3.33 3.34 3.08 3.11 3.42 3.31 3.80 Fe 3+ 0.79 0.82 0.90 0.62 0.88 1.03 1.00 1.34 0.58 0.73 0.74 0.73 1.04 1.13 1.02 1.10 1.11 Cations 24.20 24.22 24.24 24.14 24.25 24.28 24.28 24.38 24.14 24.18 24.19 24.19 24.29 24.32 24.29 24.31 24.30 100Mg# 56.68 62.30 58.56 60.90 61.61 60.80 60.80 58.35 56.57 58.83 58.06 57.94 61.39 61.07 57.09 58.52 52.27 100Cr# 71.32 71.39 70.72 72.84 71.79 72.82 72.21 72.84 72.74 71.63 72.14 72.23 69.68 72.37 73.31 73.60 81.49 134
Πίνακας 4.2 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις Mg-χρωμίτη από το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Mg-χρωμίτης Δείγμα Β126 Β126 Β126 Β126 B126 B117 B117 B117 B117 B117 B117 B127 Ανάλυση C2-1 C2-2 C2-3 C1-1 C1-2 C1-1 C1-2 C2-1 C2-2 C3-1 C3-2 C1-1 SiO 2 0.01 0.00 0.01 0.03 0.01 0.02 0.02 0.02 0.01 0.02 0.03 0.01 TiO 2 0.15 0.08 0.11 0.07 0.09 0.08 0.09 0.12 0.13 0.14 0.15 0.16 Al 2 O 3 11.13 13.62 12.80 13.35 13.32 13.61 13.37 13.51 13.41 13.30 13.22 11.04 Cr 2 O 3 57.40 56.36 57.04 57.02 56.37 57.40 57.20 56.23 56.05 55.67 55.74 57.70 FeO 17.28 16.07 16.41 14.75 14.89 14.47 14.80 15.52 15.60 16.92 17.17 17.43 MnO 0.33 0.26 0.27 0.29 0.28 0.29 0.28 0.26 0.26 0.29 0.28 0.33 MgO 13.68 13.92 13.47 14.20 14.10 14.55 14.22 14.51 14.30 13.45 13.19 13.56 ZnO 0.03 0.06 0.03 0.03 0.05 0.04 0.03 0.03 0.03 0.04 0.03 0.03 V 2 O 3 0.12 0.17 0.16 0.15 0.10 0.13 0.12 0.10 0.10 0.08 0.10 0.10 Total 100.13 100.55 100.30 99.88 99.21 100.59 100.12 100.31 99.89 99.91 99.91 100.35 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 32 άτομα οξυγόνου Si 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 Ti 0.03 0.02 0.02 0.01 0.02 0.02 0.02 0.02 0.03 0.03 0.03 0.03 Al 3.40 4.08 3.87 4.01 4.03 4.06 4.01 4.05 4.04 4.03 4.01 3.37 Cr 11.77 11.33 11.56 11.50 11.45 11.47 11.51 11.30 11.32 11.31 11.35 11.82 Fe 2+ 2.63 2.60 2.73 2.47 2.48 2.39 2.48 2.41 2.46 2.74 2.82 2.68 Fe 3+ 1.25 0.91 0.88 0.76 0.80 0.74 0.74 0.99 0.97 1.00 0.97 1.23 Mn 0.07 0.06 0.06 0.06 0.06 0.06 0.06 0.06 0.06 0.06 0.06 0.07 Mg 5.29 5.28 5.15 5.41 5.41 5.49 5.40 5.50 5.45 5.16 5.07 5.24 Zn 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 V 0.02 0.04 0.03 0.03 0.02 0.03 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 Cations 24.35 24.24 24.23 24.19 24.20 24.19 24.19 24.27 24.26 24.27 24.26 24.34 100Mg# 66.82 67.01 65.39 68.65 68.52 69.64 68.50 69.51 68.89 65.31 64.22 66.19 100Cr# 77.57 73.51 74.93 74.12 73.95 73.87 74.15 73.62 73.71 73.73 73.88 77.80 135
Πίνακας 4.2 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις Mg-χρωμίτη από το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Mg-χρωμίτης Δείγμα Β127 Β127 Β127 Β213 Β213 Β213 Β213 Β213 Β213 Β213 Β213 Β213 Ανάλυση C1-2 C2-1 C2-2 C1-1 C2-1 C3-1 C4-1 C5-1 C6-1 C7-1 C8-2 C9-1 SiO 2 0.01 0.02 0.04 0.03 0.03 0.03 0.02 0.02 0.03 0.01 0.02 0.02 TiO 2 0.14 0.15 0.17 0.14 0.14 0.16 0.17 0.15 0.09 0.10 0.08 0.09 Al 2 O 3 13.50 13.71 13.14 12.92 13.28 11.16 10.86 10.89 13.86 13.68 13.67 13.68 Cr 2 O 3 56.24 56.18 56.10 56.05 56.36 57.67 57.85 57.87 55.85 56.31 56.52 56.44 FeO 15.92 15.92 16.64 17.51 16.34 16.74 17.74 16.81 15.81 15.93 15.88 15.47 MnO 0.27 0.29 0.29 0.30 0.27 0.29 0.35 0.32 0.28 0.28 0.29 0.26 MgO 14.24 14.41 13.81 13.06 13.94 13.87 13.04 13.77 13.95 13.83 13.78 13.92 ZnO 0.01 0.05 0.04 0.04 0.05 0.04 0.05 0.02 0.05 0.04 0.02 0.02 V 2 O 3 0.07 0.09 0.10 0.10 0.07 0.10 0.10 0.11 0.20 0.17 0.18 0.18 Total 100.39 100.80 100.33 100.15 100.48 100.07 100.19 99.96 100.12 100.35 100.44 100.08 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 32 άτομα οξυγόνου Si 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 Ti 0.03 0.03 0.03 0.03 0.03 0.03 0.03 0.03 0.02 0.02 0.02 0.02 Al 4.05 4.09 3.96 3.93 3.99 3.41 3.33 3.33 4.16 4.11 4.10 4.11 Cr 11.31 11.24 11.34 11.41 11.36 11.80 11.90 11.88 11.25 11.34 11.37 11.37 Fe 2+ 2.52 2.47 2.63 2.87 2.61 2.57 2.83 2.58 2.57 2.62 2.63 2.58 Fe 3+ 0.97 1.01 1.03 1.01 0.98 1.18 1.15 1.19 0.89 0.86 0.83 0.80 Mn 0.06 0.06 0.06 0.07 0.06 0.06 0.08 0.07 0.06 0.06 0.06 0.06 Mg 5.41 5.44 5.27 5.02 5.30 5.36 5.06 5.33 5.30 5.26 5.23 5.29 Zn 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 V 0.01 0.02 0.02 0.02 0.01 0.02 0.02 0.02 0.04 0.03 0.04 0.04 Cations 24.26 24.27 24.27 24.27 24.26 24.33 24.31 24.32 24.22 24.22 24.21 24.20 100Mg# 68.24 68.80 66.68 63.62 67.02 67.62 64.13 67.37 67.37 66.70 66.51 67.25 100Cr# 73.65 73.32 74.12 74.41 74.01 77.61 78.12 78.09 72.99 73.41 73.49 73.45 136
Πίνακας 4.3: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις εξαλλοιώσεων χρωμίτη - Mg-χρωμίτη από το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά Εξαλλοιώσεις χρωμίτη - Mg-χρωμίτη Δείγμα B113 B113 B134 B134 B134 B134 B219A B219A B219B B219B Ανάλυση core rim core midle rim 1 rim 2 core rim core rim Na 2 O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 5.34 2.90 13.09 12.97 10.62 10.59 13.12 12.23 10.48 10.05 Al 2 O 3 1.83 0.63 9.53 9.84 2.75 1.43 12.77 8.90 8.31 4.58 TiO 2 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 2 O 5 0.00 0.00 0.58 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 2 O 3 69.01 38.02 58.20 59.11 60.77 60.07 58.86 62.05 62.00 62.36 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 FeO 23.82 58.45 18.60 18.08 25.87 27.91 15.25 16.82 19.22 23.00 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.01 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 Αριθμός κατιόντων με βάση τα 32 άτομα οξυγόνου Na 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg 2.26 1.39 5.12 5.07 4.43 4.48 5.06 4.74 3.89 4.03 Al 0.61 0.24 2.95 3.04 0.91 0.48 3.89 2.73 2.44 1.45 Ti 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V 0.00 0.00 0.10 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr 15.44 9.67 12.07 12.25 13.43 13.45 12.02 12.73 12.20 13.26 Mn 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe 2+ 5.52 7.35 2.85 2.93 3.71 3.73 2.92 3.10 3.49 3.80 Fe 3+ 0.13 9.32 1.37 1.15 2.61 3.22 0.42 0.62 0.57 1.53 Cations 23.95 27.04 24.32 24.33 24.82 25.03 24.30 23.91 22.60 24.08 100Mg# 29.05 15.90 64.26 63.37 54.45 54.60 63.39 60.50 52.73 51.48 100Cr# 96.20 97.58 80.36 80.12 93.65 96.55 75.55 82.36 83.35 90.15 137
Η σύσταση των σπινελιούχων κρυστάλλων όπως φαίνεται και στο διάγραμμα της εικόνας 4.9, είναι ιδιάιτερα Cr-ούχα. Ωστόσο οι κρύσταλλοι μεταξύ τους παρουσιάζουν σημαντικές συστασιακές διαφοροποιήσεις, τόσο σχετικά με την περιοχή Χαλκοβούνι, όσο και με την περιοχή Βερναρδάδες. Ο αριθμός Cr (Cr#) μεταβάλλεται μεταξύ των τιμών 0,73 έως 0,96 στην περιοχή Βερναρδάδες και από 0.70 έως 0,99 για την περιοχή Χαλκοβούνι. Στο διάγραμμα Cr 2 O 3 vs Al 2 O 3 (εικόνα 4.9 Α) παρατηρείται μια τάση συσχέτισης μεταξύ των περιεκτικοτήτων των συγκεκριμένων οξειδίων. Αυτό αιτιολογείται λόγω της σημαντικής αντικατάστασης του Cr από Al, που καταλαμβάνει τις θέσεις οκταεδρικής συνδιάταξης στο κρυσταλλικό πλέγμα. Συνεπώς όσο μειώνεται το ποσοστό Cr 2 O 3, τόσο αυξάνεται το ποσοστό σε Al 2 O 3. Ο συσχετισμός παρατηρείται και για τις δύο υπό μελέτη περιοχές με τιμές Cr 2 O 3 που κυμαίνονται από 56 έως 69 % wt και από 0,85 έως 15,19 % wt για τιμές Al 2 O 3 στην περιοχή Βερναρδάδες. Στην περιοχή Χαλκοβούνι, οι τιμές Cr 2 O 3 κυμαίνονται από 53,2 έως 68,7 % wt και οι τιμές Al 2 O 3 από 4,5 έως 15,5 % wt. Τάση συσχέτισης, θετικής στη συγκεκριμένη περίπτωση, απεικονίζεται και στο διάγραμμα MgO vs Al 2 O 3, όπου το MgO έχει τιμές από 4,4 έως 14,5 % wt και από 2,9 έως 12,95 % wt για την περιοχή Βερναρδάδες και Χαλκοβούνι αντίστοιχα. Όπως φαίνεται στο διάγραμμα (εικόνα 4.9 Β) όσο αυξάνει η περιεκτικότητα σε Al 2 O 3, τόσο αυξάνει η περιεκτικότητα σε MgO των χρωμιτών. Α Β Εικόνα 4.9: Προβολή των αναελυθένων χρωμιτών από τους χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος στο όρος Τσικνιά, στα διαγράμματα: Α) Cr 2 O 3 vs Al 2 O 3, Β) MgO vs Al 2 O 3. 138
Επιπλέον, μια τάση αρνητικής συσχέτισης παρουσιάζεται και στο διάγραμμα Cr 2 O 3 vs MgO (εικόνα 4.10 Α), ενώ το διάγραμμα FeO vs Cr 2 O 3 δεν παρουσιάζει κάποια χαρακτηριστική συσχέτιση και για τις δύο περιοχές μελέτης (εικόνα 4.1Ο Β). Α Β Εικόνα 4.10: Προβολή των αναλυθέντων χρωμιτών από τους χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος στο όρος Τσικνιά, στα διαγράμματα: Α) Cr 2 O 3 vs MgO και Β) FeO vs Cr 2 O 3. Ο #Cr είναι ένας δείκτης έκφρασης του βαθμού μερικής τήξης του μανδύα, ενώ ταυτόχρονα είναι δυνατό να καθορίζει το γεωτεκτονικό περιβάλλον από το οποίο προέρχονται οι σπινελλιούχοι λιθότυποι (KAPSIOTIS, 2008). Η αύξηση του #Cr των σπινελιούχων φάσεων αντανακλά την έντονα ανταγωνιστική συμπεριφορά του Cr στην κρυσταλλική δομή των σπινελιούχων ορυκτών. Ο #Cr αυξάνεται σε ανάλογο ρυθμό με τον βαθμό εκχύμωσης του μανδυακού λιθότυπου, σε περιβάλλοντα μερικής τήξης. Όπως είναι φανερό από το επόμενο διάγραμμα Cr# vs Mg# (εικόνα 4.11Α), η χημική σύσταση των χρωμιτιτών συμπίπτει με την περιοχή που καταλαμβάνουν οι μπονινίτες, ενώ σε ελάχιστες περιπτώσεις μεταπίπτουν στην σύσταση των περιδοτιτών έμπροσθεν του τόξου. Από το διάγραμμα αυτό προκύπτει επίσης ότι η μανδυακή ενότητα υπαίστει υψηλού βαθμού μερικής τήξης (>25%). Τέτοιες συνθήκες όμως είναι ανέφικτες και προϊδεάζουν τη συμμετοχή περεταίρω διαδικασιών για το σχηματισμό των μανδυακών σχηματισμών. 139
Α Β Εικόνα 4.11: Προβολή των αναλυθέντων χρωμιτών από τους χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος στο όρος Τσικνιά, στα διαγράμματα: Α) Cr# vs Mg#. Πεδία: Αβυσσικοί περιδοτίτες, N MORB (Normal Mid Ocean Ridge Basalts), μπονινίτες DICK & BULLEN (1984), εμπροσθοτοξικοί περιδοτίτες ISHII et al. (1992), σωρείτες Ομάν LIPPARD et al. (1986), μετασωματωμένα πετρώματα CONSTANTIN (1999). Η αριθμημένη μαύρη γραμμή αντιροσωπεύει την πειραματική συστασιακή τάση υπό αυξανόμενο βαθμό τήξης (HIROSE & KAWAMOTO, 1995). Η μεγάλες μαύρες γραμμές αντιπροσωπεύουν δύο πιθανές συστασιακές τάσεις προβολής που ακολουθούν οι μετασωματικής προέλευσης σπινέλιοι (HIROSE & KAWAMOTO, 1995). Οι μπλε γραμμές αντιπροσωπεύουν τις αναμενώμενες μεταβολές έπειτα από ανάδρομη επαναϊσορρόπηση μεταξύ χρωμίτη-ολιβίνη και χρωμίτη-πυροξένου (BEDARD & HEBERT, 1998). Οι λευκές γραμμές αντιπροσωπεύουν πιθανές πορείες διαφοροποίησης μπονινιτικών τηγμάτων (πάνω: κατά BEDARD & HEBERT, 1998, κάτω: κατά DICK & BULLEN, 1984. B) Al 2 O 3 vs Cr 2 O 3 (BONAVIA et al., 1993). Στο διάγραμμα της προβολής Al 2 O 3 vs Cr 2 O 3 (εικόνα 4.11 Β) βλέπουμε πως οι χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά αντιπροσωπεύουν κρυσταλλωμένους σχηματισμούς, οι οποίοι βρίσκονται σε περιβάλλοντα των μανδυακών σχηματισμών. Τα χρωμιτικά κοιτάσματα στην περιοχή Χαλκοβούνι, φαίνεται να έχουν μια ελάχιστα αυξητική πορεία σε σχέση με τους χρωμιτίτες στην περιοχή Βερναρδάδες, οι οποίοι εξίσου καταλαμβάνουν ένα μεγάλο εύρος περιοχής στο διάγραμμα. Μπορούμε να συμπεράνουμε ότι το οφιολιθικό σύμπλεγμα έχει υποστεί σε αξιοσημείωτο βαθμό μερική τήξη καθώς η μείωση του Al 2 O 3 είναι ανάλογη με την αύξηση του Cr 2 O 3. Η μερική τήξη προκαλεί την μετακίνηση των μη ανταγωνιστικών στοιχείων με άμεσο αποτέλεσμα την προοδευτική μείωση του αργιλίου. 140
Στο διάγραμμα Cr/(Cr+Al) vs TiO 2 (εικόνα 4.12) διακρίνουμε δύο σύνολα αναλύσεων, τα οποία μεταπίπτουν στο πεδίο των σπινελίων που βρίσκονται σε ισορροπία με μπονινιτικά μάγματα. Στην πρώτη ομάδα αναλύσεων που το ποσοστό το TiO 2 είναι μηδαμινό, οι αναλύσεις πραγματοποιήθηκαν στο Ηλεκτρονικό μικροσκόπιο SEM, και γι αυτό η ελάχιστη περιεκτικότητα σε TiO 2 δεν ήταν ανιχνέυσιμη. Στην δεύτερη ομάδα που παρουσιάζεται μεγαλύτερη περιεκτικότητα σε TiO 2, οι αναλύσεις πραγματοποιήθηκαν στον Ηλεκτρονικό Μικροαναλυτή Microbrobe και αφορούν δείγματα Μg-ούχου χρωμίτη από την περιοχή Βερναρδάδες. Η περιεκτικότητα σε TiO 2 κυμαίνεται από 0,007 έως 0,18 % wt, με σχεδόν σταθερή την τιμή αναλογίας Cr/(Cr+Al). Εικόνα 4.12: Προβολή των αναλυθέντων χρωμιτών από τους χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος στο όρος Τσικνιά στο διάγραμμα Cr/(Cr+Al) vs TiO 2 με πεδία (Μπονινίτες, ΙΑT- Island Arc Tholeits, MORB Mid Ocean Ridge Basalts) από ARAI (1992). Στα επόμενα δύο, ημιλογαριθμικά διαγράμματα απεικονίζονται μόνο οι αναλύσεις για τις οποίες ισχύει ότι το ποσοστό του TiO 2 είναι μεγαλύτερο του 0,01% wt. Αυτό συμβαίνει μόνο για κάποια από τα δείγματα στην περιοχή Βερναρδάδες, που όπως προαναφέρθηκε αναλύθηκαν στον Ηλεκτρονικό Μικροαναλυτή Microbrobe. Στο διάγραμμα TiO 2 vs Al 2 O 3 (εικόνα 4.13 Α) συμπεραίνεται ότι οι χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες έχουν σύσταση παρόμοια με εκείνη 141
των περιδοτιτών από ζώνες καταβύθισης, ενώ ορισμένοι από αυτούς εμπίπτουν στο πεδίο των περιδοτιτών όπισθεν του τόξου. Στο διάγραμμα Cr# vs TiO 2 (εικόνα 4.13 Β) προκύπτει, όπως και στα προηγούμενα διαγράμματα, ότι η σύσταση των σπινελίων από το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνία, στην περιοχή Βερναρδάδες, είναι όμοια με εκείνη των σπινελίων από μπονινιτικές λάβες, που προέρχονται από εκχυμωμένους περιδοτίτες. Α Β Εικόνα 4.13: Προβολή των ανελυθέντων χρωμιτών από τους χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος στο όρος Τσικνιά, στα διαγράμματα: Α) TiO 2 vs Al 2 O 3 με πεδία διαγράμματος (LIP Large Igneous Provinces, OIB Ocean Island Basalts, MORB Mid Ocean Ridge Basalts, BABB Back Arc Basin Basalts) από KAMENETSKY et al. (2001), B) Cr# vs TiO 2 με πεδία διαγράμματος (Μπονινίτες, MORB Mid Ocean Ridge Basalts) από DICK & BULLEN (1984), JAN & WINDLEY (1990) και ARAI (1992). Σύμφωνα με τον ΒΑΚΟΝΔΙΟ (1997), οφιολιθικά συμπλέγματα προέλευσης SSZ με τεκτονισμένους χαρτσβουργίτες και διάσπαρτο, πλούσιο σε χρώμιο σπινέλιο, απαντάται σε περιοχές όπως ο Βούρινος, μεγάλο τμήμα της Πίνδου (Ντράμαλα, Μαυροβούνι, Μύτικα), στην Αγγελώνα της Λακωνίας, στην Κάρπαθο, και τη Ρόδο. Στα παρακάτω διαγράμματα συγκρίνονται οι αναλύσεις από τους χρωμίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνία, της Τήνου, με αναλύσεις σπινελίων από τον Βούρινο. 142
Α Β Εικόνα 4.14: Προβολή των αναλυθέντων σπινελίων από τους χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος στο όρος Τσικνιά, στα διαγράμματα: Α) Cr# vs Mg# συγκρινόμενο με αναλύσεις χρωμιτιτών από τον Βούρινο, (KAPSIOTIS, 2008), Β) Cr 2 O 3 vs MgO με πεδία Α: χρωμιτιτών από Βούρινο, Β: διάσπαρτου χρωμίτη τεκτονιτών από Βούρινο, Γ: διάσπαρτου χρωμίτη σωριτών από Βούρινο (ΡΑΣΣΙΟΥ & ΚΩΣΤΟΠΟΥΛΟΣ, 1990). 4.1.5 Συμπεράσματα 4.1.5.1 Πετρογραφική μελέτη Οι χρωμιτικοί κρύσταλλοι των δειγμάτων από την περιοχή Βερναρδέδες εμφανίζονται πιο υγιείς σε σχέση με τους χρωμίτες από την περιοχή Χαλκοβούνι. Και στις δύο ομάδες χρωμιτών όμως εμφανίζονται σημάδια τεκτονικής καταπόνησης. Χαρακτηριστική έιναι η υπαρξη ποικιλοβλαστικού ιστού και εγκλεισμάτων πυριτικών ορυκτών όπως σερπεντίνη και χλωρίτη λόγω της αντικατάστασης των πρωτογενών ορυκτών όπως του ολιβίνη, στους κρυσταλλους χρωμίτη, ιδιαίτερα από την περιοχή Χαλκοβούνι. Οι κρύσταλλοι χρωμίτη έχουν λατυποπαγοποιημένη δομή (breccia) κατά την οποία σχηματίζονται δίκτυα λατυποπαγοποίησης, με καλή ή όχι ανάπτυξη. Σε κάποιες περιπτώσεις η εξαλλοίωση των κρυστάλλων χρωμίτη είναι αρκετά προχωρημένη, ώστε σχηματίζονται μεταβατικές ζώνε ς με αυξημένη περιεκτικότητα σε Fe προς τα περιθώρια των κρυστάλλων, όπου τοπικά παρατηρείται κάποιες φορές η ύπαρξη οξειδίων FeO. Η τροποποίηση της σύστασης του χρωμίτη οφείλεται σε υστερομαγματικές διεργασίες όπως 143
διαδικασίες εξαλλοίωσης (ONYEAGOCHA, 1974), καθώς και σε καθολική μεταμόρφωση (MAGGANAS & ECONOMOU, 1988; CHRISTOFIDES et al., 1994; BARNES, 2000; FARAHAT, 2008). Επίσης, παρατηρήθηκαν φαινόμενα αποχρωματισμού στα περιθώρια των χρωμιτικών κρυστάλλων, το οποίο είναι ένα επίσης δευετρογενές φαινόμενο. Η εξαλλοιωμένη μάζα μεταξύ των κρυστάλλων χρωμίτη αποτελείται κυρίως από σερπεντίνη. Ο σερπεντίνης επίσης διεισδύει με τη μορφή φλεβίδιων, ακανόνιστου πάχους και προσανατολισμού, κατά μήκος διαρρήξεων και ασυνεχειών των κρυστάλλων χρωμίτη. Επιπλέον, ο σερπεντίνης μπορεί να έχει τη μορφή εγκλεισμάτων στους κρυστάλλους χρωμίτη. Πολλές φορές στην μάζα του σερπεντίνη, η εξαλλοίωση και η τεκτονική καταπόνηση το χρωμιτιτών είναι αρκετά προχωρημένη ώστε οι κρύσταλλοι χρωμίτη έχουν τη μορφή κατακερματισμένων φλεβιδίων. Πρωτογενείς κρύσταλλοι εντοπίζονται ως υπολειμματικές φάσεις των πρωτογενών ορυκτών και ιδιαίτερα στην περιοχή Βερναρδάδες. Εκτός από τον σερπεντίνη, στην δευτερογενή ορυκτολογική παραγένεση των χρωμιτών συμμετέχουν ο χλωρίτης, ο τάλκης, ο δολομίτης, ο ανθοφυλλίτης και ο μαγνησίτης καθώς. Εμφανίζεται επίσης, ιδιαίτερα στα δείγματα χρωμίτη από την περιοχή Χαλκοβούνι, αλουμινοπυριτικό ορυκτό που μπορεί να αντιπροσωπεύει είτε ανδαλουσίτη, είτε κυανίτη. Ο ανδαλουσίτης χαρακτηρίζει μεταμορφισμό καθολικού χαρακτήρα χαμηλού έως μέσου βαθμού ή επαφής στην συγκεκριμένη περίπτωση, που θα μπορούσε να οφείλεται στην ανάδυση του πλουτωνίτη. Αντίθετα, ο κυανίτης, είναι ενδεικτικό ορυκτό που σχηματίζεται σε υψηλή πίεση και μπορεί να χαρακτηρίσει ένα πετροτεκτονικό περιβάλλον υπωθήσεως (SSZ). Στην μάζα του σερπεντίνη αλλά και στους κρυστάλλους χρωμίτη εντοπίστηκε η ύπαρξη φλεβιδίων SiO 2. 4.1.5.2 Ορυκτοχημική μελέτη Από τις ορυκτοχημικές αναλύσεις που πραγματοποιήθηκαν συμπεραίνεται ότι οι χρωμιτικοί κρύσταλλοι παρουσιάζουν συστασιακή ομοιογένεια, με ιδιαίτερα υψηλή περιεκτικότητα σε Cr 2 O 3 και χαμηλότερη περιεκτικότητα σε Al 2 O 3 και MgO. Η σύσταση των χρωμιτών της Τήνου προβάλλεται στο πεδίο του Al-ούχου χρωμίτη, στο τριγωνικό διάγραμμα ταξινόμησης των τρισθενών ιόντων Cr-Fe 3+ -Al (STEVENS, 1994), με εξαίρεση ελάχιστες αναλύσεις που προβάλλονται στο πεδίο του Fe-ούχου χρωμίτη. Επιπλέον, στο δυαδικό διάγραμμα ταξινόμησης των σπινελίων (σπινέλιος ερκυνίτης Mg-ούχος χρωμίτης - χρωμίτης), οι αναλύσεις των κρυστάλλων χρωμίτη εμπίπτουν στο πεδίο του χρωμίτη και στο πεδίο του μαγνησιοχρωμίτη. Επιπλεόν, στο διάγραμμα Cr# vs Mg#, φαίνεται πως οι χρωμίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά, χωρίζονται σε δύο ομάδες με χαρακτηριστικά διαφοροποίησης. Οι χρωμίτες 144
από την περιοχή Βερναρδάδες παρουσιάζουν μεγαλύτερο εύρος διαφοροποίησης, ενώ οι χρωμίτες από την περιοχή Χαλκοβούνι φαίνεται να είναι πιο εξελιγμένοι. Οι χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες έχουν υψηλότερη περιεκτικότητα σε Cr 2 O 3 και MgO και χαμηλότερη περιεκτικότητα σε FeO σε σχέση με τους χρωμίτες από την περιοχή Χαλκοβούνι. Στα πετροτεκτονικά διαγράμματα που χρησιμοποιήθηκαν, με πεδία προσδιοριζόμενα από αρκετούς ερευνητές, η πλειονότητα των χρωμιτών και ιδιαίτερα τα δείγματα από την περιοχή Βερναρδάδες, προβάλλονται στο πεδίο των χρωμιτών που βρίσκονται σε ισορροπία με τα με μπονινιτικά μάγματα. Στο διάγραμμα Cr# vs Mg#, ενώ οι περισσότεροι χρωμίτες προβάλλονται στο πεδίο των χρωμιτών που κρυσταλλώθηκαν από μπονινιτικής σύστασης μάγμα, ορισμένοι από αυτούς προβάλλονται στο πεδίο σε ισορροπία με τους περιδοτίτες που απαντώνται έμπροσθεν του τόξου. Από την άλλη πλευρά, στο διάγραμμα TiO 2 vs Al 2 O 3 οι χρωμίτες και συγκεκριμένα ορισμένοι από την περιοχή Βερναρδάδες οι οποίοι είχαν αναλυθεί στον ηλεκτρονικό μικροαναλυτή και γι αυτό το TiO 2 ήταν ανιχνέυσιμο ακόμα και σε τόσο μικρή περιεκτικότητα, προβάλλονται στο πεδίο των Supra-Subduction περιδοτιτών (SSZ), ενώ κάποιοι από αυτούς εμπίπτους στο πεδίο των περιδοτιτών όπισθεν του τόξου. Στο διάγραμμα Al 2 O 3 vs Cr 2 O 3 και οι δύο ομάδες των χρωμιτών της Τήνου, εμπίπτουν στην άκρη του πεδίου μανδυακοί χρωμίτες. Στο διάγραμμα Cr/(Cr+Al) vs TiO 2 του ARAY (1992), οι χρωμίτες, ιδίως από την περιοχή Βερναρδάδες, προβάλλονται στο πεδίο των μπονιτιτών. Στο ίδιο συμπέρασμα προκύπτει και από το διάγραμμα Cr# vs TiO 2. Στο διάγραμμα Cr# vs Mg# ορισμένα από τα δείγματα των χρωμιτών και των δύο ομάδων προβάλλονται στο πεδίο των χρωμιτιτών από τον Βούρινο (KAPSIOTIS, 2008). Στο διάγραμμα Cr 2 O 3 VS MgO ορισμένες αναλύσεις χρωμιτών εμπίπτουν στο πεδίο χρωμιτιτών από τον Βούρινο, ενώ μια μόνο ανάλυση εμπίπτει στο πεδίο του διάσπαρτου χρωμίτη τεκτονιτών από τον Βούρινο (ΡΑΣΣΙΟΥ & ΚΩΣΤΟΠΟΥΛΟΣ, 1990). Οι χαμηλές συγκεντρώσεις σε Al 2 O 3 και TiO 2 των χρωμιτών και των δυο περιοχών, και η υψηλή τους περιεκτικότητα σε MgO και ιδιαίτερα σε Cr 2 O 3, συνομολογούν στην προέλευση αυτών από μπονινιτικής σύστασης μάγμα. Σύμφωνα με ένα πλήθος ερευνητών (BAI et al., 2000; AHMED & ARAI, 2002; EDWARDS et al., 2002; MATSUMOTO & TOMURTOGOO, 2003; AHMED et al., 2005; ROLLINSON, 2008) η γένεση χρωμιτών με υψηλό Cr# και σχετικά χαμηλή περιεκτικότητα σε TiO 2 μπορεί να προέλθει από μπονινιτικής σύστασης μάγματα που σχηματίζονται σε περιβάλλοντα καταβύθησης (SSZ). Τα μπονινιτικής σύστασης μάγματα σχηματίζονται κατά την ενυδάτωση πάνω από ζώνες υπώθησης και εν συνεχεία μερική τήξη ενός 145
υπολειμματικού μανδυακού υλικού έμπροσθεν τόξου, σε περιβάλλοντα υπώθησης του ωκεάνειου φλοιού. 4.2 Φάσεις Πλατινοειδών: Τα μέταλλα της ομάδας των πλατινοειδών, αποτελούν πρώιμες φάσεις κρυστάλλωσης ενός βασικής σύστασης μάγματος. Άμεση συνέπεια είναι η παγίδευση αυτών σε κρυστάλλους χρωμίτη ή ολιβίνη, καθώς τα ορυκτά αυτά είναι τα πρώτα ορυκτά που κρυσταλλώνονται κατά την πορεία κρυστάλλωσης (TALKINGTON & WATKINSON, 1986; AUGÉ, 1988; AHMED & ECONOMOU-ELIOPOULOS, 2008; KAPSIOTIS, 2008). Λόγω της υψηλής συμβατότητάς τους, τα IPGE και ακολούθως τα IPGM, είναι αυτά που βρίσκονται σε μεγαλύτερη περιεκτικότητα στα χρωμιτικά κοιτάσματα των οφιολιθικών συμπλεγμάτων, σε σχέση με τα PPGE. Οι δευτερογενείς διεργασίες που επηρεάζουν την ιστολογία των χρωμιτιτών, ασκούν άμεση επίδραση και στα ορυκτολογικά και ιστολογικά χαρακτηριστικά των PGE (ZACCARINI et al., 2008). Οι σημαντικότερες ιστολογικές θέσεις ανίχνευσης των PGΜ στους οφιολιθικούς χρωμιτίτες είναι είτε ως εγκλείσματα μέσα στους κρυστάλλους των χρωμιτιτών, είτε εντός της ενδιάμεσης σερπεντινικής κυρίως μάζας τους (ΚAPSIOTIS, 2008). Επίσης, απαντώνται εντός ρωγμών μεταξύ των χρωμιτικών κρυστάλλων ή ακόμα είναι προσκολλημένα στα περιθώρια των χρωμιτικών κρυστάλλων. Επειδή τα PGE μπορούν αν κινητοποιηθούν σε συνθήκες χαμηλής θερμοκρασίας (ARAI et al., 1999; AHMED & ARAI, 2003; ZACCARINI et al., 2004, 2005; TSOUPAS & ECONOMOU-ELIOPOULOS, 2008; KAPSIOTIS, 2008), είναι επιρρεπή στην τροποποίηση των αρχικών, πρωτογενών φάσεων και την ορυκτολογική μετατροπή τους σε δευτερογενείς φάσεις. Για τον λόγο αυτόν, τα εξαλλοιωμένα PGM τείνουν να εμφανίζονται σε θέσεις που έχουν υποστεί δευτερογενείς διεργασίες, δηλαδή π.χ. στα περιθώρια των χρωμιτικών κρυστάλλων ή στο εξαλλοιωμένο υλικό μεταξύ των κρυστάλλων χρωμίτη. Σε ορισμένες περιπτώσεις ωστόσο είναι δυνατό κρύσταλλοι PGM που εγκλείονται μέσα στο σερπεντινιωμένο υλικό, να διατηρούν όσο το δυνατό την αρχική σύστασή τους (GARUTI & ZACCARINI, 1997). Στην παρούσα εργασία οι φάσεις πλατινοειδών που ερευνήθηκαν αντιπροσωπεύουν εγκλείσματα εντός της σερπεντινιωμένης μάζας που περιβάλει τους κρυστάλλους των χρωμιτών, ή σε σπανιότερες περιπτώσεις είναι προσκολλημένοι στην περιφέρεια των χρωμιτικών κρυστάλλων σε επαφές ισορροπίας. Τα PGM ανιχνέυθηκαν μόνο σε δείγματα χρωμίτη που συλλέχθηκαν από την περιοχή Βερναρδάδες, αυτό ωστόσο ίσως να οφείλεται στο τρόπο δειγματοληψίας. Οι φάσεις 146
που αναγνωρίστηκαν, χωρίζονται σε δύο κατηγορίες: α) τα κράματα β) τα σουλφίδιαθειοαρσενίδια και γ) τα αρσενίδια της ομάδας των PGE. 4.2.1: Πετρογραφία και Ιστολογία των πλατινοειδών: Οι κρύσταλλοι κραμάτων σύστασης ρουθηνιριδόσμιου με Fe-Ni εμφανίζουν ιδιόμορφη έως υπιδιόμορφη κρυσταλλική ανάπτυξη και έχουν μέγιστο μέγεθος 30 μm. Όπως βλέπουμε και στην εικόνα ο κρύσταλλος απαντάται στα περιθώρια των χρωμιτικών κρυστάλλων δηλαδή σε επαφές ισορροπίας. Οι έδρες που εφάπτονται με τους κρυστάλλους χρωμίτη εμφανίζονται τέλεια ανεπτυγμένες και ανεπηρέαστες από δευτερογενείς διεργασίες. Το γεγονός αυτό αποτελεί μια πρώτη ένδειξη της πρωτογενούς προέλευσης των κραμάτων ρουθηνιριδόσμιου, καθώς φάινεται πως πρόκειται για PGE φάση που κρυσταλλώθηκε ταυτόχρονα με τον χρωμίτη. Στην επιφάνεια των κρυστάλλων είναι ευδιάκριτες ορισμένες ανωμαλίες οι οποίες αντικατοπτρίζουν συστασιακές μεταβολές. Οι φωτεινότερες περιοχές αποδίδονται σε εκείνες που εμφανίζεται εγκλειώμενος ρουθεναρσενίτης, δηλαδή αρσενίδιο πλούσιο σε Ru. Στο υπόλοιπο τμήμα του κρυστάλλου η περιεκτικότητα σε Os και Ir παρουσιάζει διακυμάνσεις, ενώ απουσιάζει εντελώς το As. Στις παρακάτω εικόνες (4.15 Α,Β) φαίνεται ότι ο κρύσταλλος ρουθηνιριδοσμίου κοντεύει να διαχωριστεί. Rutheniridosmium chr Ruthenarsenite Rutheniridosmium ser Εικόνα 4.15: Α) Κρύσταλλος σύστασης ρουθηνιριδόσμιου και Β) η μεγέθυνση αυτού (εικόνες οπίσθιας σκέδασης από ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης). 147
Οι φάσεις ρουθεναρσενίτη φαίνεται να εγκλείονται μέσα στους κρυστάλλους ρουθηνιριδοσμίου, ενώ όπως φαίνεται στην εικόνα 4.16, κόκοι ρουθεναρσενίτη υπάρχουν και στην εξαλλοιωμένη μάζα του σερπεντίνη. Επίσης, στον συγκεκριμένο κρύσταλλο ρουθηνιριδοσμίου, έξω από τα περιθώρια του κρυστάλλου μέσα στην μάζα σεπρεντίνη, εμφανίζονται αρκετά μικροί κρύσταλλοι ιρισδίτη, που είναι σουλφίδια του Ir, οι οποίοι όμως έχουν εξαιρετικά μικρό μέγεθος και δεν ξεπερνούν το 1 μm. irisdite Ruthenarsenite Εικόνα 4.16: Ύπαρξη εγκλεισμάτων ρουθεναρσενίτη στον κρύσταλλο ρουθινιριδόσμιου, καθώς και ιρισδίτη και ρουθαρσενίτη στην σερπεντινιωμένη μαζα (εικόνες οπίσθιας σκέδασης από ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης). Ορισμένοι κρύσταλλοι από κράματα Ir με Fe-Ni παρατηρήθηκαν είτε στα περιθώρια των κρυστάλλων χρωμίτη, είτε διάσπαρτοι μέσα στην μάζα του συνδετικού υλικού (εικόνα 4.79Α,Β). Οι κρύσταλλοι είναι αρκετά πιο μικροί σε σχέση με τους κρυστάλλους ρουθηνιριδόσμιου και το μέγεθός τους δεν ξεπερνά τα 5 μm, με σχήμα κρυστάλλων υποστρόγγυλο. Συνήθως, οι περιοχές που έχουν υψηλή περιεκτικότητα σε Ir είναι οι περιοχές με πολύ υψηλή ανακλαστικότητα, ενώ στις περιοχές που η φωτεινότητα μειώνεται, παρατηρείται εμπλουτισμός σε Fe (εικόνα 4.17Β). Τα 148
κράματα Ir χαρακτηρίζονται από μικρό μέγεθος, αρκετά μικρότερο από τα κράματα ρουθηνιριδόσμιου, και δεν ξεπερνούν τα 5 μm. chr Κράμα Ir ser Αύξηση Fe ser chr Κράμα Ir Εικόνα 4.17: Α,Β) Κρύσταλλοι κραμάτων ιριδίου προσκολλημένοι στα περιθώρια των κρυστάλλων χρωμίτη και εντός της σερπεντινιωμένης μάζας (εικόνες οπίσθιας σκέδασης από ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης). Στην παρακάτω εικόνα βλέπουμε δύο κρυστάλλους χεαζλεγουδίτη, δηλαδή σουλφίδια του Ni με γενικό χημικό τύπο Ni 3 S 2. Στον έναν κρύσταλλο, παρατηρείται εμπλουτισμός σε Ru και Ir (εικόνα 4.18) σχηματίζοντας σουλφίδια πλούσια σε Ru και Ir με τη δομή χεαζλεγουδίτη. Οι κρύσταλλοι χεαζλεγουδίτη, εντοπίστηκαν στην μάζα του σερπεντίνη, η οποία καταλαμβάνει τις ρωγμές και ασυνέχειες μεταξύ των κρυστάλλων χρωμίτη. Επίσης, προσκολλημένος στα περιθώρια των κρυστάλλων χρωμίτη εντοπίστηκε κόκκος θειαρσενιδίου πλούσιου σε Ru, Rh αλλά και Ir, με τη δομή μαουχερίτη. Ο μαουχερίτης είναι ένα αρσενίδιο του νικελίου με χημικό τύπο Ni 11 As 8. Στην μάζα του σερπεντίνη εντοπίστηκαν ακόμα κρύσταλλοι ρουθεναρσενίτη καθώς και αρσενίδια πλούσια σε Rh και κάποιες φορές και Pd, με την δομή είτε RhNiAs ειτε (Pd,Rh)NiAs. Τέλος, εντοπίστηκε θειοαρσενίδιο πλούσιο σε Ru και Rh με τη δομή μαουχερίτη, μέσα στην μάζα του σερπεντίνη, μαζί με κόκκους ρουθεναρσενίτη. Ο κρύσταλλος χεαζλεγουδίτη, έχει μέγεθος που πλησιάζει τα 10μm αλλά οι φάσεις πλατινιδίων που αναγνωρίσθηκαν έχουν αρκετά μικρό μέγεθος, που σε καμία περίπτωση δεν ξεπερνά τα 2μm. 149
chr hzwl + PGEs serp chr RhNiAs Ruthenarsenite (Rh,Pd)NiAs chr hzlw Ruthenarsenite mauc + Ru,Rh και Ir serp hzlw + Ru,Ir Ruthenarsenite με mch + Ru,Rh Εικόνα 4.18: A) Θέση στην μάζα σερπεντίνη που εντοπίστηκαν ο κρύσταλλος χεαζλεγουδίτη και οι λοιπές φάσεις πλατινοειδών, Β) Μεγέθυνση της εικόνας 4.18Α στην περιοχή που περιβάλλεται από το κίτρινο πλαίσιο, C) Χρωματικό εφέ της εικόνας 4.18Β (εικόνες οπίσθιας σκέδασης από ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης). 4.2.2 Ορυκτοχημεία και ταξινόμηση των PGE φάσεων Σύμφωνα με τις ορυκτοχημικές αναλύσεις που μελετήθηκαν από PGE κρυστάλλους στα δείγματα χρωμιτών από την περιοχή Βερναρδάδες, οι PGE φάσεις που αναγνωρίσθηκαν χωρίζονται σε κράματα, σουλφίδια και αρσενίδια-θειoαρσσενίδια PGE s. Στο σύνολό τους, οι φάσεις πλατινοειδών χαρακτηρίζονται από εμπλουτισμό των IPGE στοιχείων, δηλαδή των στοιχείων Ir, Ru και Os. Από την ομάδα των PPGE στοιχείων, συμμετέχουν μόνο τα στοιχεία Rh και Pd, ενώ αξιοσημείωτο γεγονό αποτελεί πως το στοιχείο Pt απουσιάζει εντελώς από την 150
ορυκτοχημική σύσταση των PGE φάσεων. Το γεγονός αυτό υποδηλώνει την σημαντική κινητοποίηση αυτού του στοιχείου. 4.2.2.1 Φάσεις κραμάτων Όσον αφορά τα κράματα ρουθηνιριδόσμιου αυτά έχουν: Ru: 43.18-61.45 % wt, Ir: 18.07-34.47 % wt, Os: 14.94-24.91 % wt. Από τα βασικά μέταλλα συμμετέχουν τα Ni: 2.64-6.32 % wt και Fe: 1.20-2.09 % wt Το As συμμετέχει με περιεκτικότητα από πού φτάνει έως και 0.09 % wt. Μηδενική είναι η συμμετοχή των Rh, Pd και Pt. Τα κράματα που είναι πλούσια σε Ir έχουν περιεκτικότητα σε IPGE: Ir: 42.23-72.55 % wt, Ru: 0.45-1.88 % wt και Os: 1.27-10.96 % wt. Και σε αυτή την ομάδα κραμάτων δεν συμμετέχει κανένα στοιχείο από τα PPGE. Επιπλέον, σημαντική είναι η παρουσία του Ni και του Fe σε αναλογία 3.37-11.69 % κ.β και 10.22-44.36 % wt αντίστοιχα. Όπως φαίνεται και στο διάγραμμα ταξινόμησης Ru-Os-Ir της εικόνας 4.19 οι αναλύσεις των κραμάτων που είναι πλούσιες σε Ru φαίνεται ότι εμπίπτουν στο πεδίο του ρουθηνιριδόσμιου. Τα κράματα που είναι πλούσια σε Ir προβάλλονται στο πεδίο του Ιριδίου που έχει περιεκτικότητα 80-100 % wt σε Ir. Εικόνα 4.19: Προβολή ανελυθέντων κραμάτων ρουθηνιριδόσμιου και ιριδίου, από τους χρωμίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά, στα διαγράμματα Os-Ru-Ir. Στο διάγραμμα έχει σχεδιασθεί το χάσμα διαλυτότητας που υπάρχει μεταξύ των φυσικών Os-ούχων, Ir-ούχων και Ru-ούχων κραμάτων (HARRIS & CABRI 1991). 151
Πίνακας 4.4: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κραμάτων ρουθηνιριδόσμιου από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. PGE φάση Κράματα Ρουθηνιριδόσμιου με Fe-Ni Δείγμα Β113 Β113 Β113 Β113 Β113 Β113 Β113 Ανάλυση pic1-1 pic2-2 pic3-2 pic3-4 pic3-7 pic3-13 pic4-2 Fe 1.69 1.65 1.94 1.53 1.41 1.20 2.09 Ni 5.99 6.32 3.96 4.91 2.64 3.00 2.73 Ru 45.57 44.42 46.60 46.56 43.18 61.45 49.05 Os 23.04 24.91 23.81 23.99 18.31 14.94 24.61 Ir 23.72 22.71 23.69 23.01 34.47 18.07 21.52 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 No of atoms based on Fe 0.04 0.04 0.04 0.03 0.03 0.02 0.05 Ni 0.12 0.13 0.08 0.10 0.06 0.06 0.06 Ru 0.54 0.53 0.57 0.56 0.55 0.70 0.60 Os 0.15 0.16 0.15 0.15 0.12 0.09 0.16 Ir 0.15 0.14 0.15 0.15 0.23 0.11 0.14 Πίνακας 4.5: Χημική σύσταση των αναλυθέντων κραμάτων ρουθηιριδόσμιου. Ανάλυση Χημική σύσταση B113-pic1-1 Ru 0.54 Os 0.15 Ir 0.15 Ni 0.12 Fe 0.04 B113-pic2-2 Ru 0.53 Os 0.16 Ir 0.14 Ni 0.13 Fe 0.04 B113-pic3-2 Ru 0.57 Os 0.15 Ir 0.15 Ni 0.08 Fe 0.04 B113-pic3-4 Ru 0.56 Os 0.15 Ir 0.15 Ni 0.10 Fe 0.03 B113-pic3-7 Ru 0.55 Ir 0.23 Os 0.12 Ni 0.06 Fe 0.02 B113-pic3-13 Ru 0.70 Ir 0.11 Os 0.09 Ni 0.06 Fe 0.02 B113-pic4-2 Ru 0.60 Os 0.16 Ir 0.14 Ni 0.06 Fe 0.05 152
Πίνακας 4.6: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κραμάτων ιριδίου από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. PGE φάση Κράματα Ir με Fe-Ni Δείγμα Β134Α Β134Α Β134Α Β134Α Β134Α Β134Α Β134Α Ανάλυση pic4-1 pic4-2 pic4-3 pic4zooma-5 pic4zooma-7 pic4zooma-8 pic4zoomb-9 Fe 13.25 10.22 14.51 29.08 15.48 22.54 21.15 Ni 8.16 10.25 10.04 9.45 8.35 7.13 6.87 Ru 1.39 1.88 1.81 1.28 1.12 1.48 1.05 Os 7.77 10.96 9.43 9.84 6.94 5.15 5.89 Ir 69.42 66.69 64.21 50.35 68.11 63.71 65.04 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 No of atoms based on Fe 0.30 0.23 0.31 0.52 0.34 0.45 0.43 Ni 0.18 0.22 0.21 0.16 0.17 0.14 0.13 Ru 0.02 0.02 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 Os 0.05 0.07 0.06 0.05 0.04 0.03 0.04 Ir 0.46 0.44 0.40 0.26 0.43 0.37 0.39 Πίνακας 4.7: Χημική σύσταση των αναλυθέντων κραμάτων ιριδίου με Fe-Ni. Ανάλυση Χημική σύσταση B134A-pic4-1 Ir 0.46 Fe 0.30 Ni 0.18 Os 0.05 Ru 0.02 B134A-pic4-2 Ir 0.44 Fe 0.23 Ni 0.22 Os 0.07 Ru 0.07 B134A-pic4-3 Ir 0.40 Fe 0.31 Ni 0.21 Os 0.06 Ru 0.02 B134A-pic4zooma-5 Fe 0.52 Ir 0.26 Ni 0.16 Os 0.05 Ru 0.01 B134A-pic4zooma-7 Ir 0.43 Fe 0.34 Ni 0.17 Os 0.04 Ru 0.01 B134A-pic4zooma-8 Fe 0.45 Ir 0.37 Ni 0.14 Os 0.03 Ru 0.02 B134A-pic4zoomb-9 Fe 0.43 Ir 0.39 Ni 0.13 Os 0.04 Ru 0.01 153
Πίνακας 4.6 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κραμάτων ιριδίου από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. PGE φάση Κράματα Ir με Fe-Ni Δείγμα Β134Α Β134Α Β134Α Β134Α Β134Α Β134Α Β134Α Ανάλυση B134A-pic4zoomb-10 B134A-pic4zoomb-11 B134A-pic4zoomb-12 B134A-pic5-1 B134A-pic5-2 B134A-pic5-3 B134A-pic5-4 Fe 22.49 31.97 44.36 24.07 17.37 14.57 21.59 Ni 6.41 6.20 11.69 7.27 3.37 8.21 4.56 Ru 0.89 1.00 0.45 1.45 1.21 1.23 1.00 Os 4.76 4.27 1.27 3.84 5.50 7.62 3.44 Ir 65.44 56.55 42.23 63.37 72.55 68.37 69.41 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 No of atoms based on Fe 0.45 0.57 0.79 0.47 0.40 0.32 0.45 Ni 0.12 0.11 0.20 0.13 0.07 0.17 0.09 Ru 0.01 0.01 0.00 0.02 0.02 0.02 0.01 Os 0.03 0.02 0.01 0.02 0.04 0.05 0.02 Ir 0.38 0.29 0.22 0.36 0.48 0.44 0.42 Πίνακας 4.7 (συνέχεια): Χημική σύσταση των αναλυθέντων κραμάτων ιριδίου. Ανάλυση Χημική σύσταση B134A-pic4zoomb-10 Fe 0.45 Ir 0.38 Ni 0.12 Os 0.03 Ru 0.01 B134A-pic4zoomb-11 Fe 0.57 Ir 0.29 Ni 0.11 Os 0.02 Ru 0.01 B134A-pic4zoomb-12 Fe 0.79 Ir 0.22 Ni 0.20 Os 0.01 B134A-pic5-1 Fe 047 Ir 0.36 Ni 0.13 Os 0.04 Ru 0.02 B134A-pic5-2 Ir 0.48 Fe 0.40 Ni 0.07 Os 0.04 Ru 0.02 B134A-pic5-3 Ir 0.44 Fe 0.32 Ni 0.17 Os 0.05 Ru 0.02 B134A-pic5-4 Fe 0.45 Ir 0.42 Ni 0.09 Os 0.02 Ru 0.01 154
Στο διάγραμμα IPGE - Fe+Ni (εικόνα 4.20), το σύνολο των ατομικών αναλογιών των IPGE χαρακτηρίζεται από την αρνητική του συσχέτιση όσον αφορά το άθροισμα των ατομικών αναλογιών των Fe+Ni. Το γράφημα απεικονίζει ένα είδος μείξης μεταξύ των στοιχείων IPGE και των στοιχείων Fe και Ni. Εικόνα 4.20: Προβολή ανελυθέντων κραμάτων ιριδίου και ρουθηνιριδόσμιου, από του χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά στο διάγραμμα IPGE vs Fe+Ni (σε at). 4.2.2.2 Φάσεις αρσενιδίων και σουλφιδίων-θειοαρσενιδίων PGEs Οι PGE φάσεις αρσενιδίων που αναγνωρίσθηκαν αφορούν αρσενίδια με την δομή ρουθεναρσενίτη καθώς και με την δομή RhNiAs ή (Rh,Pd)NiAs. Οι φάσεις PGE που εντοπίστηκαν χαρακτηρίζουν σουλφίδια-θειοοαρσενίδια που έχουν την δομή ιρισδίτη, χεαζλεγουδίτη και μαουχερίτη. Ο ιρισδίτης έχει γενικό χημικό τύπο (Ir,Cu,Rh,Ni,Pt)S 2, ο χεαζλεγουδίτης έχει γενικό χημικό τύπο Ni 3 S 2 και ο μαουχερίτης έχει γενικό χημικό τύπο Ni 11 As 8. 155
Πίνακας 4.8: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις αρσενιδίων με τη δομή ρουθεναρσενίτη από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά PGE φάση Δομή Ρουθεναρσενίτη Δείγμα Β113 Β113 Β113 Β113 Β113 Β113 Β113 Β113 Β113 Ανάλυση pic2-1 pic2-3 pic3-1 pic3-6 pic3-3 pic3-5 pic3-12 pic2-4 pic3-8 Fe 0.99 1.50 1.36 1.34 1.80 2.13 1.48 1.57 1.08 Ni 13.21 11.43 18.03 3.92 7.38 12.03 9.95 12.66 6.50 As 2.35 2.85 5.73 0.54 0.69 1.03 3.22 4.14 1.55 Ru 55.92 41.73 33.15 45.47 44.34 40.89 42.49 38.17 55.09 Rh 0.00 0.00 7.46 0.00 0.00 0.00 5.05 7.01 2.62 Os 11.97 21.15 17.77 24.58 22.98 23.12 20.48 19.89 15.92 Ir 15.56 21.34 16.50 24.14 22.82 20.80 17.33 16.55 17.24 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 No of atoms based on Fe 0.02 0.03 0.03 0.03 0.04 0.04 0.03 0.03 0.02 Ni 0.24 0.23 0.34 0.08 0.15 0.23 0.20 0.24 0.13 As 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 Ru 0.59 0.48 0.36 0.57 0.52 0.46 0.49 0.43 0.62 Rh 0.00 0.00 0.08 0.00 0.00 0.00 0.06 0.08 0.03 Os 0.07 0.13 0.10 0.16 0.14 0.14 0.12 0.12 0.10 Ir 0.09 0.13 0.09 0.16 0.14 0.12 0.10 0.10 0.10. Πίνακας 4.9: Χημική σύσταση των αναλυθέντων αρσενιδίων με τη δομή ρουθεναρσενίτη. Ανάλυση Χημική σύσταση B113-pic2-1 (Ru 0.59 Ir 0.09 Os 0.07 Ni 0.24 Fe 0.02 )As 1.00 B113-pic2-3 (Ru 0.48 Ir 0.13 Os 0.13 Ni 0.23 Fe 0.03 )As 1.00 B113-pic3-1 (Ru 0.59 Os 0.10 Ir 0.09 Rh 0.08 Ni 0.34 Fe 0.03 )As 1.00 B113-pic3-6 (Ru 0.57 Os 0.16 Ir 0.16 Ni 0.08 Fe 0.03 )As 1.00 B113-pic3-3 (Ru 0.52 Os 0.14 Ir 0.14 Ni 0.15 Fe 0.04 )As 1.00 B113-pic3-5 (Ru 0.46 Os 0.14 Ir 0.12 Ni 0.23 Fe 0.04 )As 1.00 B113-pic3-12 (Ru 0.49 Os 0.12 Ir 0.10 Rh 0.06 Ni 0.20 Fe 0.03 )As 1.00 B113-pic2-4 (Ru 0.43 Os 0.12 Ir 0.10 Rh 0.08 Ni 0.24 Fe 0.03 )As 1.00 B113-pic3-8 (Ru 0.62 Os 0.10 Ir 0.10 Rh 0.03 Ni 0.13 Fe 0.02 )As 1.00 156
Πίνακας 4.8 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις αρσενιδίων με τη δομή ρουθεναρσενίτη από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. PGE φάση Δομή Ρουθεναρσενίτη Δείγμα Β113 Β113 Β113 Β113 Β113 Β113 Β113 Β113 Β113 Ανάλυση pic3-9 pic9a-2 pic5a-5 pic3-10 pic3-11 pic4-1 pic9-3 pic9b-2 pic9b-3 Fe 1.68 0.72 1.63 1.69 2.30 1.53 1.06 4.83 1.01 Ni 19.14 71.80 20.04 9.58 11.31 6.83 63.97 57.50 67.10 As 4.18 12.34 5.83 1.33 1.31 1.89 11.83 6.23 15.07 Ru 32.87 13.23 22.45 44.57 43.00 48.53 16.96 21.38 10.68 Rh 5.89 0.00 11.41 0.00 0.00 0.00 4.11 10.06 6.14 Os 18.38 0.00 7.09 21.45 21.81 20.60 0.00 0.00 0.00 Ir 17.85 1.41 31.55 21.39 20.26 20.61 2.07 0.00 0.00 Total 100.00 99.51 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 No of atoms based on Fe 0.03 0.01 0.03 0.04 0.05 0.03 0.01 0.06 0.01 Ni 0.35 0.89 0.38 0.19 0.22 0.14 0.82 0.71 0.86 As 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 Ru 0.35 0.10 0.25 0.51 0.48 0.57 0.13 0.15 0.08 Rh 0.06 0.00 0.12 0.00 0.00 0.00 0.03 0.07 0.05 Os 0.10 0.00 0.04 0.13 0.13 0.13 0.00 0.00 0.00 Ir 0.10 0.01 0.18 0.13 0.12 0.13 0.01 0.00 0.00 Πίνακας 4.9 (συνέχεια): Χημική σύσταση των αναλυθέντων αρσενιδίων με τη δομή ρουθεναρσενίτη. Ανάλυση Χημική σύσταση B113-pic3-9 (Ru 0.35 Os 0.10 Ir 0.10 Rh 0.06 Ni 0.35 Fe 0.03 )As 1.00 B113-pic9a-2 (Ru 0.10 Ir 0.01 Ni 0.89 Fe 0.01 )As 1.00 B113-pic5a-5 (Ru 0.25 Ir 0.18 Rh 0.12 Os 0.04 Ni 0.38 Fe 0.03 )As 1.00 B113-pic3-10 (Ru 0.51 Os 0.13 Ir 0.13 Ni 0.19 Fe 0.04 )As 1.00 B113-pic3-11 (Ru 0.48 Os 0.13 Ir 0.12 Ni 0.22 Fe 0.05 )As 1.00 B113-pic4-1 (Ru 0.57 Os 0.13 Ir 0.13 Ni 0.14 Fe 0.03 )As 1.00 B113-pic9-3 (Ru 0.13 Ir 0.01 Rh 0.03 Ni 0.82 Fe 0.01 )As 1.00 B113-pic9b-2 (Ru 0.15 Rh 0.07 Ni 0.71 Fe 0.06 )As 1.00 B113-pic9b-3 (Ru 0.08 Rh 0.05 Ni 0.86 Fe 0.01 )As 1.00 157
Πίνακας 4.10: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις αρσενιδίων με τη δομή RhNiAs, (Rh,Pd)NiAs (Pd,Rh)NiAs από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. PGE φάση Δομή RhNiAs Δομή (Rh,Pd)NiAs Δομή (Pd,Rh)NiAs Δομή Β113 Β113 Β113 Ανάλυση pic9b-1 pic9a-4 pic9a-3 Fe 2.69 1.38 0.87 Ni 52.73 28.57 15.13 Cu 0.00 16.11 22.52 As 19.96 9.50 2.23 Ru 0.00 0.00 9.42 Rh 24.62 18.13 11.94 Pd 0.00 16.48 25.41 Os 0.00 0.00 0.00 Ir 0.00 0.00 0.00 Sb 0.00 9.84 12.48 Total 100.00 100.00 100.00 No of atoms based on Fe 0.05 0.03 0.02 Ni 0.95 0.64 0.41 Cu 0.00 0.33 0.56 As 1.00 0.61 0.23 Ru 0.00 0.00 0.21 Rh 1.00 0.53 0.26 Pd 0.00 0.47 0.53 Os 0.00 0.00 0.00 Ir 0.00 0.00 0.00 Sb 0.00 0.39 0.77 Πίνακας 4.11: Χημική σύσταση των ανελυθέντων αρσενιδίων με τη δομή RhNiAs, (Rh,Pd)NiAs (Pd,Rh)NiAs. Ανάλυση Χημική σύσταση B113-pic9b-1 Rh 1.00 (Ni 0.95 Fe 0.05 )As B113-pic9a-4 (Rh 0.53 Pd 0.47 )(Ni 0.64 Cu 0.33 Fe 0.03 )(As 0.61 Sb 0.39 ) B113-pic9a-3 (Pd 0.53 Rh 0.26 Ru 0.21 )(Ni 0.41 Cu 0.56 Fe 0.02 )(As 0.23 Sb 0.77 ) 158
Πίνακας 4.12: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις θειοαρσενιδίων με τη δομή ιρισδίτη από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. PGE φάση Δομή Ιρισδίτη Δείγμα Β113 Β113 Β113 Β113 Ανάλυση pic5a-1 pic5a-2 pic5a-3 pic5a-4 Ni 2.41 8.23 4.15 5.54 Fe 1.02 2.18 2.01 1.47 Ir 46.15 49.29 48.19 45.01 Ru 10.57 15.08 11.80 12.63 Os 5.51 4.67 8.60 5.60 S 24.01 13.17 14.48 20.48 As 10.33 7.37 10.76 9.27 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 No of atoms based on Ni 0.09 0.23 0.14 0.19 Fe 0.04 0.06 0.07 0.05 Ir 0.55 0.42 0.48 0.46 Ru 0.24 0.24 0.22 0.25 Os 0.07 0.04 0.09 0.06 S 1.69 1.61 1.52 1.68 As 0.31 0.39 0.48 0.32 Πίνακας 4.13: Χημική σύσταση των αναλυθέντων θειοαρσενιδίων με τη δομή ιρισδίτη. Ανάλυση Χημική σύσταση B113-pic5a-1 (Ir 0,55 Ru 0,24 Os 0,07 Ni 0,09 Fe 0.04 )S 1,69 As 0,31 B113-pic5a-2 (Ir 0,42 Ru 0,24 Os 0,04 Ni 0,23 Fe 0.06 )S 1,61 As 0,39 B113-pic5a-3 (Ir 0,48 Ru 0,22 Os 0,09 Ni 0,14 Fe 0.07 )S 1,52 As 0,48 B113-pic5a-4 (Ir 0,46 Ru 0,25 Os 0,06 Ni 0,19 Fe 0.05 )S 1,68 As 0,32 159
Πίνακας 4.13: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις θειοαρσενιδίων με τη δομή χεαζλεγουδίτη και μαουχερίτη από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. PGE φάση Δομή Ηεαζλεγουδίτη Δομή Μαουχερίτη Δείγμα Β113 Β113 Β113 Β113 Ανάλυση pic9-1 pic9b-4 pic9-4 pic9a-1 Ni 51.10 70.12 52.30 44.99 Fe 1.00 5.91 1.51 9.53 Ir 4.60 0.00 0.00 2.64 Ru 25.97 7.01 33.31 6.09 Rh 1.68 0.00 2.69 17.92 S 13.40 16.95 1.62 5.13 As 2.26 0.00 8.57 13.70 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 No of atoms based on Ni 2.20 2.62 7.69 7.11 Fe 0.05 0.23 0.23 1.58 Ir 0.06 0.00 0.00 0.13 Ru 0.65 0.15 2.85 0.56 Rh 0.65 0.15 0.23 1.62 S 1.87 2.00 2.45 3.73 As 0.13 0.00 5.55 4.27 Πίνακας 4.14: Χημική σύσταση των αναλυθέντων θειοαρσενιδίων με τη δομή χεαζλεγουδίτη και μαουχερίτη. Δομή Ηεαζλεγουδίτη B113-pic9-1 (Ni 2,20 Ru 0,65 Ir 0,06 )(S 1,87 As 0,13 ) B113-pic9b-4 (Ni 2.62 Ru 0.15 Rh 0.15 Fe 0.23 )S 2 Δομή Μαουχερίτη B113-pic9-4 (Ni 7.69 Ru 2,85 Fe 0,23 Rh 0,23 )(As 5,55 S 2,45 ) B113-pic9a-1 (Ni 7.11 Fe 1.58 Rh 1.62 Ru 0.56 Ir 0.13 )(As 4.27 S 3.73 ). 160
4.2.3 Συμπεράσματα 4.2.3.1 Πετρογραφική μελέτη Οι φάσεις πλατινοειδών που αναγνωρίσθηκαν στο ηλεκτρονικό μικροσκόπιο οπίσθιας σκέδασης ηλεκτρονίων, έχουν πολύ μικρό μέγεθος (<5 μm) με εξαίρεση έναν μόνο κρύσταλλο ρουθηνιριδόσμιου ο οποίος έχει μέγεθος 30μm. Οι φάσεις πλατινοειδών εντοπίστηκαν την μάζα του σερπεντίνη μεταξύ των κρυστάλλων χρωμίτη ή προσκολλημένοι στα περιθώρια των χρωμιτικών κόκκων. Ειδικότερα, τα περιθώρια του κράματος ρουθηνιριδοσμίου σχηματίζουν αμοιβαίες επαφές ισσοροπίας με τους κρυστάλλους χρωμίτη και συνηγορούν στο γεγονός ότι ο χρωμίτης και το κράμα ρουθηνιριδόσμιου αναπτύχθηκαν μαζί. Αυτό αποτελεί μια ένδειξη της πρωτογενούς προέλευσης του ρουθηνιριδοσμίου. Αξιοσημείωτο γεγονός αποτελεί ότι οι φάσεις PGE που παρατηρήθηκαν, αφορούν μόνο τα δείγματα χρωμίτη από την περιοχή Βερναρδάδες. Οι κρύσταλλοι ρουθηνιριδοσμίου παρουσιάζουν ευδιάκριτες διαφορές αναλαστικότητας στην επιφάνειά τους. Συστασιακές διακυμάνσεις στην περιεκτικότητα του As και του Ni είναι ορατές στο ηλεκτρονικό μικροσκόπιο οπίσθιας σκέδασης ηλεκτρονίων σχηματίζοντας περιοχές με εντονότερη φωτεινότητα. Οι διακυμάνσεις αυτές οφείλονται στην παρουσία εγκλεισμάτων ρουθεναρσενίτη στους κρυστάλλους ρουθηνιριδοσμίου. Οι κρύσταλλοι κραμάτων Ir παρατηρήθηκαν με μέγεθος μικρότερο από τους κρυστάλλους ρουθηνιριδόσμιου. Στους κρυστάλλους παρατηρήθηκαν περιοχές με χαμηλότερη φωτεινότητα, όπου χαρακτηριστική είναι η αύξηση της περιεκτικότητας του Fe. Οι κρύσταλλοι κραμάτων Ir με Fe-Ni παρατηρήθηκαν είτε προσκολλημένοι στα περιθώρια του χρωμίτη, είτε διάσπαρτοι στην μάζα του σερπεντίνη μεταξύ των κρυστάλλων χρωμίτη. Επιλέον, στη μάζα του σερπεντίνη παρατηρήθηκαν κρύσταλλοι σουλφιδίωνθειοαρσενιδίων με τη δομή ιρισδίτη, χεαζλεγουδίτη και μαουχερίτη, καθώς και αρσενίδια ρουθεναρσενίτη και τύπου RhNiAs και (Pd,Rh)NiAs, με εξαιρετικά μικρό μέγεθος (< 2μm). Συγκεκριμένα, PGE φάση με τη δομή χεαζλεγουδίτη εντοπίστηκε στην άκρη κρυστάλλου χεαζλεγουδίτη, ο οποίος ευρίσκεται μέσα στην μάζα του σερπεντίνη. Τέλος, κρύσταλλος PGE φάσης με την δομή μαουχερίτη παρατηρήθηκε προσκολλημένος στα περιθώρια των κρυστάλλων χρωμίτη. 161
4.2.3.2 Ορυκτοχημική μελέτη Η μελέτη της ορυκτοχημικής σύστασης των φάσεων PGE που αναγνωρίσθηκαν στους χρωμιτίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά, οδήγησε στα παρακάτω συμπεράσματα: Τα κράματα ταξινομούνται σε δύο κατηγορίες: α) σε ρουθηνιριδόσμιο με Fe-Ni και β) σε κράματα Ir με Fe-Ni. Στο τριγωνικό διάγραμμα ταξινόμησης Ru-Os-Ir, καμία από αυτές τις αναλύσεις δεν προβλήθηκε στο πεδίο χάσματος διαλυτότητας μεταξύ των φυσικών Ru-ούχων, Osούχων και Ir-ούχων κραμάτων. Αμφότερες οι αναλύσεις κραμάτων και των δύο ομάδων, έχουν μηδενική περιεκτικότητα στα στοιχεία PPGE (Rh, Pd, Pt). Επιπλέον, αρνητική συσχέτηση παρατηρήθηκε μεταξύ των ατομικών αναλογιών των IPGE και το άθροισμα των ατομικών αναλογιών Fe+Ni. Η σχέση των IPGE s με το Fe+Ni αποτελεί ουσιαστικά μια σχέση μείξης αυτών των μετάλλων. Όσον αφορά τα αρσενίδια PGE s, σχηματίζουν δομές τύπου ρουθεναρσενίτη, RhNiAs και (Rh,Pd)NiAs. Ο ρουθεναρσενίτης έχει γενικό χημικό τύπο (Ru,Ni)As και απαντάται με την μορφή εγκελισμάτων σε κράματα Os-Ir-Ru και σε οφιολιθικά πετρώματα. Οι φάσεις PGE με την δομή ρουθεναρσενίτη χαρακτηρίζονται από μικρές συγκεντρώσεις σε As, και πιθανώς αυτό σημαίνει πως εισήλθε στην δομή των αρχικά σχηματιζόμενων PGE κραμάτων. Μαζί με το Ru, συμμετέχουν σχεδόν πάντα το Os και το Ir, ενώ σε κάποιες περιπτώσεις συμμετέχει και το Rh. Επιπλέον, εκτός από το Ni, στη ορυκτολογική σύσταση των φάσεων συμμετέχει επίσης και ο Fe. Στις PGE φάσεις με την δομή RhNiAs συμμετέχει επίσης ο Fe. Τα αρσενίδια με την δομή RhNiAs θεωρείται ότι αντιπροσωπεύουν τα Rh-ούχα ανάλογα του ορυκτού μαγιακίτης που έχει δομή PdNiAs (KAPSIOTIS, 2008). Στις PGE φάσεις με την δομή (Rh,Pd)NiAs, στην μια από τις δύο περιπτώσεις συμμετέχει το Ru. Στην ορυκτολογική δομή των φάσεων αυτών συμμετέχει σε ιδιαίτερα μεγάλο ποσοστό τα στοιχεία Ni, Cu και Fe, ενώ παρατηρείται μια σχετική πτώχευση όσον αφορά την περιεκτοκίτητα σε As, ενώ αντίστοιχα παρατηρείται εμπλουτισμός σε Sb. Σύμφωνα με τους PRICHARD et al. (1994), μπορεί να υπωθεί ότι το στοιχείο Sb εισήχθει στην δομή (Rh,Pd)NiAs δευτερογενώς. Τα σουλφίδια-θειοαρσενίδια που παρατηρήθηκαν έχουν την δομή ιρισδίτη, χεαζλεγουδίτη και μαουχερίτη. Το σουλφίδιο ιρισδίτης έχει γενικό χημικό τύπο (Ir,Cu,Rh,Ni,Pt)S 2. Στις PGE φάσεις με την δομή ιρισδίτη συμμετέχει το As μαζί με το S, σε αρκετά υπολογίσιμο ποσοστό. Επιπλέον, τα στοιχεία Cu, Rh και Pt, μαζί με το Pd απουσιάζουν τελείως από την στοιχειομετρία της φάσης αυτής, ενώ εκτός από το Ir, συμμετέχουν επίσης τα άλλα στοιχεία της ομάδας των 162
IPGE s δηλαδή τα Os και Ru. Τέλος, μαζί με το Ni, συμμετέχει επίσης ο Fe. Ο χεαζλεγουδίτης έχει γενικό χημικό τύπο Ni 3 S 2 και είναι ορυκτό που απαντάται σε σερπεντινιωμένα υπερβασικά πετρώματα και οφιολιθικά πετρώματα λόγω υδροθερμικής δραστηριότητας αλλά και σε χρωμτίτες όπου αντιστοιχεί σε χαμηλής-θερμοκρασίας δευτερογενές ορυκτό. Οι PGE φάσεις με τη δομή του χεαζλεγουδίτη χαρακτηρίζονται είτε από την συμμετοχή Ru και Ir, είτε από τη συμμετοχή Ru, Rh και Fe, μαζί με το Ni. Και στις δύο περιπτώσεις η περιεκτικότητα των Os, Pd και Pt είναι μηδενική, ενώ μαζί με το S συμμετέχει το As. Το αρσενίδιο μαουχερίτης έχει γενικό χημικό τύπο Νi 11 As 8 και απαντάται μαζί με άλλα νικελιούχα αρσενίδια και σουλφίδια λόγω υδροθερμικής προέλευσης. Ωστόσο, σύμφωνα με πειραματικά δεδομένα (YUND, 1961) το As μπορεί να εισέρχεται στη δομή των PGE φάσεων κατά το υστερομαγματικό στάδιο. Στην συγκεκριμένη περίπτωση στις PGE φάσεις με την δομή μαουχερίτη συμμετέχουν μαζί με το Ni, τα Ru, Rh, Fe αλλά και Ir στη μια περίπτωση. Μαζί με το As, συμμετέχει επίσης S. 4.3 Σουλφίδια και άλλες μεταλλικές φάσεις 4.3.1 Πετρολογία και ιστολογία σουλφιδίων, μεταλλικών κραμάτων και αντιμονιδίων 4.3.1.1 Πετρολογία και ιστολογία σουλφιδίων Στα δείγματα χρωμιτίτη που μελετήθηκαν, παρατηρήθηκαν σουλφίδια και κράματα βασικών μετάλλων (ΒΜ). Αυτά τα ΒΜ είναι το Ni, ο Fe, ο Zn, o Pb, o Sn και ο Cu. Τα σουλφίδια των βασικών μετάλλων που εντοπίστηκαν είναι ο χεαζλεγουδίτης, σιδηροπυρίτης, μαγνητοπυρίτης, τενναντίτης, σπιονκοπίτης, χαλκοπυρίτης, κοβελλίνης, γαληνίτης, σφαλερίτης, και βουρτσίτης. Από τα προαναφερθέντα σουλφίδια, ο μαγνητοπυρίτης, σιδηροπυρίτης και χαλκοπυρίτης μπορούν να είναι πρωτογενή και να βρίσκονται σε ισορροπία με ένα μαφικό μάγμα που έχει και χρωμίτη, ο δε χεαζλεγουδίτης μπορεί να είναι πρωτογενής αλλά κυρίως δευτερογενής αντικαθιστώντας πεντλανδίτη σε χαμηλότερες θερμοκρασίες. Το ίδιο και ο κοβελλίνης που αντικαθιστά τον χαλκοπυρίτη. Ο τενναντίτης, σφαλερίτης, βουρτσίτης και γαληνίτης έχουν υδροθερμική προέλευση. Τα σουλφίδια των ΒΜ που εντοπίστηκαν είναι είτε διάσπαρτα, στην ενδιάμεση μάζα σερπεντίνη μεταξύ των κρυστάλλων χρωμίτη, είτε αν είναι πρωτογενή και όχι υδροθερμικά δημιουργούν συμφύσεις με τους κρυστάλλους χρωμίτη. Το μέγιστο μέγεθος των κρυστάλλων των σουλφιδίων δεν ξεπερνά τα 10 μm, στην πλειονότητα των περιπτώσεων δε, είναι μικρότερο των 5 μm. 163
Κρύσταλλοι χεαζλεγουδίτη (εικόνα 4.21Α,Β) εντοπίστηκαν μόνο στην σερπεντινιωμένη μάζα των χρωμιτιτών από την περιοχή Βερναρδάδες. Ο σιδηροπυρίτης εντοπίστηκε μόνο σε ένα δείγμα χρωμίτη από τη περιοχή Χαλκοβούνι, στο περιθώριο των εξαλλοιωμένων χρωμιτικών κρυστάλλων, εντός της σερπεντινιωμένης μάζας. Ο μαγνητοπυρίτης και ο χαλκοπυρίτης παρατηρήθηκαν σε ένα δείγμα χρωμίτη από τις Βερναρδάδες, ως κρύσταλλοι στην μάζα του σερπεντίνη. Ο κοβελλίνης εντοπίστηκε στα δείγματα χρωμίτη από την περιοχή Βερναρδάδες, προσκολλημένος στα περιθώρια των χρωμιτικών κρυστάλλων ως προϊόν αντικατάστασης του χαλκοπυρίτη. Επιπλέον, εντοπίστηκε τενναντίτης (εικόνα 4.21D) στην μάζα σερπεντίνη ενδιάμεσα των κρυστάλλων χρωμίτη. Στα δείγματα χρωμίτη που μελετήθηκαν από τις περιοχές Χαλκοβούνι και Βερναρδάδες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά, εντοπίστηκαν μεταλλικές φάσεις ασύμβατων στοιχείων όπως Pb, Zn και Sn. Τα σουλφίδια που βρέθηκαν είναι ο γαληνίτης, o βουρτσίτης και ο σφαλερίτης και εντοπίστηκαν στην ενδιάμεση μάζα σερπεντίνη μεταξύ των χρωμιτικών κρυστάλλων ή προσκολλημένα στη περιφέρεια των κόκκων. Το μέγεθος των σουλφιδίων δεν ξεπερνά τα 10 μm. Ο γαληνίτης (εικόνα 4.21C,D) εντοπίστηκε στην σερπεντινιωμένη ενδιάμεση μάζα αλλά ακόμα και σε ρωγμές μεταξύ των χρωμιτικών κρυστάλλων ενώ σε ελάχιστες περιπτώσεις εντοπίστηκε προσκολλημένος στα εξαλλοιωμένα περιθώρια των κρυστάλλων χρωμίτη. Ο γαληνίτης εμφανίστηκε και στα δείγματα χρωμίτη από την περιοχή Βερναρδάδες αλλά και από την περιοχή Χαλκοβούνι. Στα δείγματα χρωμίτη από την περιοχή Βερναρδάδες, σχηματίζεται σε πιο ευμεγέθεις κρυστάλλους, ενώ στα δείγματα χρωμίτη από την περιοχή Χαλκοβούνι, οι κρύσταλλοι γαληνίτη έχουν μέγεθος που δεν ξεπερνά τα 10 μm. Ο βουρτσίτης εντοπίστηκε σε μένα μόνο δείγμα χρωμίτη από την περιοχή Βερναρδάδες, στην μάζα του σερπεντίνη. Ο σφαλερίτης (εικόνα 4.21D) εντοπίστηκε στα δείγματα χρωμίτη και των δυο περιοχών, μέσα στην μάζα του σερπεντίνη. Το μέγεθος των κρυστάλλων του σφαλερίτη δεν ξεπερνά τα 10 μm. Γενικά, οι κρύσταλλοι των σουλφιδίων παρουσιάζουν αποστρογγυλωμένες έδρες. Σε ορισμένες περιπτώσεις, όταν οι κρύσταλλοι έχουν κατάλληλο μέγεθος για παρατήρηση, φαίνεται ότι έχουν αναπτύξει ένα είδος μικρολατυποπαγούς δομής (εικόνα 4.21Β), το οποίο οφείλεται στον τεκτονισμό που έχει υποστεί το ορυκτό. Χαρακτηριστικό είναι το γεγονός ότι σε έναν κρύσταλλο χεαζλεγουδίτη παρατηρήθηκαν επαφές ισορροπίας με υπολειμματικούς κρυστάλλους ολιβίνη στην μάζα του σερπεντίνη μεταξύ 164
των κρυστάλλων χρωμίτη (εικόνα 4.21Α). Οι επαφές αυτές οδηγούν στο συμπέρασμα της ταυτόχρονης κρυστάλλωσης των δύο ορυκτών. ser Υπολειμματικοί κρύσταλλοι chr hzl hzl Επαφές ισορροπίσς chr ser ser gal chr dol ten sph gal SiO 2 ser Εικόνα 4.21: A, B) Μικροσκοπικές εικόνες χεαζλεγουδίτη στην μάζα του σερπεντίνη μεταξύ των κρυστάλλων χρωμίτη, C) Κρύσταλλοι γαληνίτη στην μάζα σερπεντίνη, D) Κρύσταλλοι γαληνίτη, σφαλερίτη και κοβελλίτη στην εξαλλοιωμένη μάζα που περιβάλλει τους κρυστάλλους χρωμίτη (εικόνες οπίσθιας σκέδασης από ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης). 4.3.1.2 Πετρολογία και ιστολογία λοιπών μεταλλικών φάσεων Και στις δύο περιοχές μελέτης του οφιολιθικού συμπλέγματος στο όρος Τσικνιά, αλλά ιδιαίτερα στην περιοχή Βερναρδάδες, πολύ έντονη είναι η παρουσία κραμάτων Ni-Fe (εικόνα 4.22). Τα κράματα Ni-Fe απαντώνται στην μάζα του σερπεντίνη ενδιάμεσα των χρωμιτικών 165
κρυστάλλων και έχουν συνήθως ακανόνιστη μορφολογία. Το μέγεθος των κραμάτων ποικίλει με κάποιους κρυστάλλους να έχουν μέγεθος έως 10 μm, ενώ οι πιο ευμεγέθεις ξεπερνούν τα 100 μm. Η συστασιακή τους διαφοροποίηση όσον αφορά την περιεκτικότητα σε Fe και Ni είναι ορατή στο μικροσκόπιο σάρωσης. Σε περιοχές όπου η περιεκτικότητα σε Fe αυξάνει, η φωτεινότητα της εικόνας μειώνεται και αποκτά πιο γκρίζο χρώμα. Τέτοιες αλλαγές στην σύσταση των κραμάτων κατά κύριο λόγω συμβαίνουν περιεφεριακά των κρυστάλλων. Το ανάγλυφο των κραμάτων τις περισσότερες φορές δεν είναι ομαλό και συνήθως υπάρχουν εγκλείσματα σερπεντίνη. Επίσης, παρατηρήθηκαν κόκκοι κραμάτων με σύσταση Ni-Cu-Fe στην μάζα του σερπεντίνη που είχαν μέγεθος <1 μm. Σε ελάχιστες περιπτώσεις, στην μάζα του σερπεντίνη παρατηρήθηκε η ύπαρξη σχεδόν αυτοφυούς Ni. Αύξηση FeO Αύξηση FeO Ni-Fe-Cr ser Ni-Fe chr ser chr Εικόνα 4.22: Κρύσταλλοι κραμάτων Ni-Fe μέσα στην μάζα του σερπεντίνη, μεταξύ των κρυστάλλων χρωμίτη. Οι εναλλαγές φωτεινότητας στο ανάγλυφο παρουσιάζουν τις συστασιακές μεταβολές όπου στις πιο φωτεινές περιοχές, η περιεκτικότητα του Ni είναι μεγαλύτερη, ενώ στις λιγότερο φωτεινές περιοχές είναι μεγαλύτερη η περιεκτικότητα του Fe (εικόνες οπίσθιας σκέδασης από ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης). Μεταλλικές φάσεις με ασύμβατα στοιχεία (πχ. Pb, Mo), καθώς επίσης και φάσεις αντιμονιδίων παρατηρήθηκαν μόνο στην περιοχή Βερναρδάδες στο οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά. Συνήθης είναι η παρουσία αυτοφυούς Pb και φάσεων με ασύμβατα μέταλλα όπως Pb-Fe (εικόνα 4.23), ενώ σε μια λίγες περιπτώσεις παρατηρήθηκε και η συμμετοχή Mo σχηματίζοντας φάσεις με σύσταση Pb-Mo, Pb-Mo-Fe. Επίσης, εντοπίστηκαν συγκεντρώσεις αντιμονιδίων Pb-Sb, Pb-Fe-Sb και Pb-Sb-As. Γενικά, οι παραπάνω φάσεις που μελετήθηκαν, 166
καταλαμβάνουν τον χώρο μεταξύ των χρωμιτικών κρυστάλλων, ενώ ορισμένες φορές φένεται ότι αναπτύσσονται πάνω σε αυτούς. Το μέγεθός τους ποικίλει καθώς για τις φάσεις των ασύμβατων μετάλλων φτάνει έως και τα 40 μm, ενώ τα αντιμονίδια σχηματίζουν συγκεντώσεις που φτάνουν έως και τα 600 μm. chr serp Αντιμονίδια Pb Αντιμονίδια Pb serp Native Pb chr serp Native Pb chr Εικόνα 4.23: Α, Β) Αντιμονίδια Pb που φαίνεται να καταλαμβάνουν τους κρυστάλλους χρωμίτη C, D) Κρύσταλλοι αυτοφυούς Pb μεταξύ των κρυστάλλων χρωμίτη (εικόνες οπίσθιας σκέδασης από ηλεκτρονικό μικροσκόπιο σάρωσης). 4.3.2 Ορυκτοχημεία σουλφιδίων και άλλων μεταλλικών φάσεων Για την πληρέστερη μελλέτη των μεταλλικών φάσεων στου χρωμίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά, πραγματοποιήθηκαν αναλύσεις σε λεπτές στιλπνές τομές. Αντιπροσωπευτικά αποτελέσματα της στοιχειομετρίας παρατίθενται παρακάτω: 167
Πίνακας 4.16 Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις σουλφιδίων από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Τενναντίτης Χαλκοπυρίτης Κοβελλίνης Δείγμα X514B-pic5-2 X514B-pic9-1 B219A-pic5-7 X514A-pic2-3 S 33.14 33.38 32.33 31.88 Fe 4.39 2.21 32.81 20.80 Cu 47.15 43.72 34.86 30.00 Zn 4.65 8.08 0.00 0.00 Sb 0.00 3.52 0.00 0.00 Sn 0.00 0.00 0.00 17.31 As 10.67 9.09 0.00 0.00 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 No of Atoms S 13.00 13.00 2.00 1.00 Fe 1.06 0.56 1.03 0.38 Cu 9.99 9.70 0.97 0.48 Zn 0.96 1.74 0.00 0.00 Sb 0.00 0.77 0.00 0.00 Sn 0.00 1.00 0.00 0.15 As 4.00 3.23 0.00 0.00 Formula (Cu 9.99 Fe 1.06 Zn 0.96 )As 4.00 S 13.00 (Cu 9.70 Fe 0.56 Zn 1.74 Sn 1.00 )(As 3.23 Sb 0.77 )S 13.00 Cu 0.97 Fe 1.03 S 2.00 Cu 0.48 Fe 0.38 Sn 0.15 S 1.00 Πίνακας 4.16 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις σουλφιδίων από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Μαγνητοπυρίτης Σιδηροπυρίτης Δείγμα B219A-pic5-5 X514B-pic6-3 X514B-pic6-3 X514A-pic8-1 S 42.47 52.22 52.22 51.72 Fe 57.53 47.78 47.78 48.27 Total 100.00 100.00 100.00 99.99 No of atoms S 1.32 1.63 1.63 1.61 Fe 1.03 0.86 0.86 0.86 Formula Fe 7.00 S 8.00 Fe 1.00 S 2.00 Fe 1.00 S 2.00 Fe 1.00 S 2.00 168
Πίνακας 4.16 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις σουλφιδίων από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Χεαζλεγουδίτης Δείγμα B113-pic8-4 B113-pic10-1 B113-pic10-3 B113-pic10-4 Β113-pic25-1 Β113-pic25-2 S 14.91 17.85 17.99 18.45 14.73 16.78 Fe 4.04 0.33 0.37 0.92 0.35 0.79 Ni 81.05 81.82 81.64 80.63 84.92 82.43 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 No of Atoms S 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 Fe 0.15 0.01 0.01 0.04 0.01 0.03 Ni 2.85 2.99 2.99 2.96 2.99 2.97 Formula Ni 2.85 Fe 0.15 S 2.00 Ni 2.99 Fe 0.01 S 2.00 Ni 2.99 Fe 0.01 S 2.00 Ni 2.96 Fe 0.04 S 2.00 Ni 2.99 Fe 0.01 S 2.00 Ni 2.97 Fe 0.03 S 2.00 Πίνακας 4.16 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις σουλφιδίων από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Βουρτσίτης Σφαλερίτης Δείγμα B219A-pic5-3 X514B-pic5-3 X514B-pic9-2 X514B-pic9-3 S 35.57 32.36 36.57 35.81 Fe 0.00 3.42 1.90 2.99 Zn 64.43 64.22 61.53 61.20 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 No of Atoms S 1.00 1.00 1.00 1.00 Fe 0.00 0.06 0.03 0.05 Zn 1.00 0.94 0.97 0.95 Formula Zn 1.00 S 1.00 Zn 0.94 Fe 0.06 S 1.00 Zn 0.97 Fe 0.03 S 1.00 Zn 0.95 Fe 0.05 S 1.00 169
Πίνακας 4.16 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις σουλφιδίων από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Γαληνίτης Δείγμα B219A-pic3-1 B219A-pic5-1 X514A-pic1-1 X514A-pic2-2 X514A-pic6-1 X514B-pic5-1 S 14.85 15.37 15.88 15.92 14.77 15.71 Fe 0.00 1.78 4.15 4.33 3.20 2.96 Pb 85.15 82.85 79.97 79.75 82.03 81.33 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 No of Atoms S 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 Fe 0.00 0.07 0.16 0.17 0.13 0.12 Pb 1.00 0.93 0.84 0.83 0.87 0.88 Formula Pb 1.00 S 1.00 Pb 0.93 Fe 0.07 S 1.00 Pb 0.84 Fe 0.16 S 1.00 Pb 0.83 Fe 0.17 S 1.00 Pb 0.87 Fe 0.07 S 1.00 Pb 0.88 Fe 0.12 S 1.00 Πίνακας 4.16 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις σουλφιδίων από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Ορυκτό Γαληνίτης Δείγμα B219A-pic3-1 B219A-pic5-1 X514A-pic1-1 X514A-pic2-2 X514A-pic6-1 X514B-pic5-1 S 16.07 12.10 14.66 14.65 14.57 13.89 Fe 2.75 4.56 5.61 6.22 9.76 7.55 Pb 81.18 83.34 79.72 79.13 75.67 78.56 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 No of Atoms S 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 Fe 0.11 0.17 0.21 0.23 0.32 0.26 Pb 0.89 0.83 0.79 0.77 0.68 0.74 Formula Pb 0.89 Fe 0.11 S 1.00 Pb 0.83 Fe 0.17 S 1.00 Pb 0.79 Fe 0.21 S 1.00 Pb 0.77 Fe 0.23 S 1.00 Pb 0.68 Fe 0.32 S 1.00 Pb 0.74 Fe 0.26 S 1.00 170
Πίνακας 4.17: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κραμάτων Ni-Fe από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Δείγμα B134B-pic1-1 B134B-pic2-1 B134B-pic2-2 B134B-pic3-1 B134B-pic3-2 B134B-pic4-1 B134B-pic4-2 B134B-pic5-1 B134B-pic5-2 Fe 13.89 13.92 14.17 13.23 40.02 14.02 14.31 13.87 18.54 Ni 86.11 86.08 85.83 86.77 59.98 85.98 85.69 86.13 81.46 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 No of Atoms Fe 0.14 0.15 0.15 0.14 0.41 0.15 0.15 0.14 0.19 Ni 0.86 0.85 0.85 0.86 0.59 0.85 0.85 0.86 0.81 Formula Ni 5.9 Fe Ni 5.9 Fe Ni 5.8 Fe Ni 6.2 Fe Ni 1.4 Fe Ni 5.8 Fe Ni 5.7 Fe Ni 5.9 Fe Ni 4.2 Fe Πίνακας 4.17 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κραμάτων Ni-Fe από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Δείγμα B134B-pic5-4 B134-pic1-2 B134-pic2-1 B134-pic3-1 B134-pic3-2 B134-pic4-1 B134-pic4-3 B134-pic4a-1 B134-pic4a-2 Fe 33.21 14.31 14.68 14.40 14.45 14.72 16.14 14.61 28.98 Ni 66.79 85.69 85.32 85.60 85.55 85.28 83.86 85.39 71.02 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 Fe 0.34 0.15 0.15 0.15 0.15 0.15 0.17 0.15 0.30 Ni 0.66 0.85 0.85 0.85 0.85 0.85 0.83 0.85 0.70 Formula Ni 1.9 Fe Ni 5.7 Fe Ni 5.5 Fe Ni 5.7 Fe Ni 5.6 Fe Ni 5.5 Fe Ni 4.9 Fe Ni 5.6 Fe Ni 2.3 Fe 171
Πίνακας 4.17 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κραμάτων Ni-Fe από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Δείγμα B134-pic4a-3 B134-pic5-4 B134-pic5-5 B134-pic5-6 B134-pic5-7 B134-pic6-1 B134-pic6-2 B134A-pic6-1 B134A-pic6-2 Fe 39.49 17.58 14.48 14.87 48.32 14.47 14.19 43.28 42.20 Ni 60.51 82.42 85.52 85.13 51.68 85.53 85.81 56.72 57.80 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 Fe 0.41 0.18 0.15 0.16 0.50 0.15 0.15 0.45 0.43 Ni 0.59 0.82 0.85 0.84 0.50 0.85 0.85 0.55 0.57 Formula Ni 1.5 Fe Ni 4.9 Fe Ni 5.6 Fe Ni 5.4 Fe NiFe Ni 5.6 Fe Ni 5.8 Fe Ni 1.2 Fe Ni 1.3 Fe Πίνακας 4.17 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κραμάτων Ni-Fe από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Δείγμα B134A-pic7-1 B134A-pic8-1 B134A-pic8-2 B134A-pic10-1 B134A-pic10-2 B134A-pic10-3 B134A-pic10-4 B134A-pic10-5 B134A-pic10-6 B134A-pic10-7 Fe 32.30 42.05 42.59 15.85 20.37 20.76 18.21 33.36 26.01 31.76 Ni 67.70 57.95 57.41 84.15 79.63 79.24 81.79 66.64 73.99 68.24 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 Fe 0.33 0.43 0.44 0.17 0.21 0.22 0.19 0.34 0.27 0.33 Ni 0.67 0.57 0.56 0.83 0.79 0.78 0.81 0.66 0.73 0.67 Formula Ni 2 Fe Ni 1.3 Fe Ni 1.3 Fe Ni 5.1 Fe Ni 3.7 Fe Ni 3.6 Fe Ni 4.3 Fe Ni 1.9 Fe Ni 2.7 Fe Ni 2 Fe 172
Πίνακας 4.17 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κραμάτων Ni-Fe από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Δείγμα B134A-pic10-8 B134A-pic12-1 B134A-pic12-2 B134A-pic12-3 B134A-pic12-4 B134A-pic13-1 B134A-pic13-2 B134A-pic13-3 B134A-pic13-4 B134A-pic13-5 Fe 25.88 35.60 41.00 42.50 33.80 18.10 16.67 22.21 16.43 25.64 Ni 74.12 64.40 59.00 57.50 66.20 81.90 83.33 77.79 83.57 74.36 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 Fe 0.27 0.37 0.42 0.44 0.35 0.19 0.17 0.23 0.17 0.27 Ni 0.73 0.63 0.58 0.56 0.65 0.81 0.83 0.77 0.83 0.73 Formula Ni 2.7 Fe Ni 1.7 Fe Ni 1.4 Fe Ni 1.3 Fe Ni 1.9 Fe Ni 4.3 Fe Ni 4.8 Fe Ni 3.3 Fe Ni 4.8 Fe Ni 2.8 Fe Πίνακας 4.17 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κραμάτων Ni-Fe από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Δείγμα B134A-pic13-6 B134A-pic13-7 B134A-pic16-1 B134A-pic16-2 B113-pic6-1 B113-pic6-2 Β134-pic9-5 Β134-pic9-6 Β134-pic11-6 Β113-pic16 Fe 31.33 25.38 13.53 13.47 0.65 0.66 13.67 13.93 14.45 3.35 Ni 68.67 74.62 86.47 86.53 99.35 99.34 86.33 86.07 85.55 91.39 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 Fe 0.32 0.26 0.14 0.14 0.01 0.01 0.14 0.15 0.15 0.04 Ni 0.68 0.74 0.86 0.86 0.99 0.99 0.86 0.85 0.85 0.92 Formula Ni 2.1 Fe Ni 2.8 Fe Ni 6.1 Fe Ni 6.1 Fe Αυτοφυής Ni Αυτοφυής Ni Ni 6.0 Fe Ni 5.9 Fe Ni 5.6 Fe Ni 0.92 Fe 0.04 173
Πίνακας 4.17 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις κραμάτων από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Δείγμα Β113-pic24-1 Β113-pic24-2 Β113-pic30-1 Β113-pic30-2 Fe 2.05 2.19 2.32 2.27 Ni 90.57 90.63 91.85 91.26 Cu 7.38 7.19 5.83 6.46 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 Fe 0.02 0.02 0.02 0.02 Ni 0.91 0.91 0.92 0.92 Cu 0.07 0.07 0.05 0.06 Formula Ni 0.91 Cu 0.07 Fe 0.02 Ni 0.91 Cu 0.07 Fe 0.02 Ni 0.92 Cu 0.05 Fe 0.02 Ni 0.92 Cu 0.06 Fe 0.02 Πίνακας 4.18: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις μεταλλικών φάσεων με ασύμβατα μέταλλα (Pb, Mo) από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Δείγμα B101-pic1-2 B101-pic4-1 B101-pic4-3 B101-pic5-1 B101-pic5-2 B101-pic5-3 B101-pic5-4 B101-pic5-5 B101-pic5-6 Fe 1.28 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1.32 1.48 1.23 Pb 98.72 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 98.68 98.52 98.77 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 No of Atoms Fe 0.05 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.05 0.05 0.04 Pb 0.95 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 0.95 0.95 0.96 Formula Pb 0.95 Fe 0.05 Αυτοφυής Pb Αυτοφυής Pb Αυτοφυής Pb Αυτοφυής Pb Αυτοφυής Pb Pb 0.95 Fe 0.05 Pb 0.95 Fe 0.05 Pb 0.96 Fe 0.04 174
Πίνακας 4.18 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις μεταλλικών φάσεων με ασύμβατα μέταλλα (Pb, Mo) από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Δείγμα B101-pic5-7 B101-pic5-7a B101-pic5-8 B101-pic5-8a B101-pic7zoom-3 B101-pic8-4 B101-pic9-1 B101-pic9-2 B101-pic9-4 Fe 1.46 1.39 1.80 1.70 0.00 5.41 0.00 0.00 0.00 Mo 0.00 9.26 0.00 9.81 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Pb 98.54 89.35 98.20 88.49 100.00 94.59 100.00 100.00 100.00 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 No of Atoms Fe 0.05 0.05 0.06 0.05 0.00 0.18 0.00 0.00 0.00 Mo 0.00 0.17 0.00 0.18 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Pb 0.95 0.78 0.94 0.76 1.00 0.82 1.00 1.00 1.00 Formula Pb 0.95 Fe 0.05 Pb 0.78 Mo 0.17 Fe 0.05 Pb 0.94 Fe 0.06 Pb 0.76 Mo 0.18 Fe 0.05 Αυτοφυής Pb Pb 0.82 Fe 0.18 Αυτοφυής Pb Αυτοφυής Pb Αυτοφυής Pb Πίνακας 4.18 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις μεταλλικών φάσεων με ασύμβατα μέταλλα (Pb, Mo) από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Δείγμα B101-pic9-6 B134-pic7-1a B134-pic7-2 B134-pic7-3 Β134-pic10-1 Β134-pic10-3 Β134-pic10-4 Fe 1.60 1.62 0.76 0.00 1.10 11.70 1.29 Pb 98.40 98.38 99.24 100.00 98.90 88.30 98.71 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 No of Atoms Fe 0.06 0.06 0.03 0.00 0.04 0.33 0.05 Pb 0.94 0.94 0.97 1.00 0.96 0.67 0.95 Formula Pb 0.94 Fe 0.06 Pb 0.94 Fe 0.06 Pb 0.97 Fe 0.03 Αυτοφυής Pb Pb 0.96 Fe 0.04 Pb 0.67 Fe 0.33 Pb 0.95 Fe 0.05 175
Πίνακας 4.19: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις αντιμονιδίων από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Sample B101-pic7-4 B101-pic7zoom-1 B101-pic7zoom-2 B101-pic7zoom-4 B101-pic8-1 B101-pic8-2 B101-pic8-3 B101-pic9-3 B101-pic9-5 Fe 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.67 0.00 0.00 0.00 Pb 96.02 96.80 98.21 95.83 97.75 83.55 98.23 35.74 94.13 Sb 3.98 3.20 1.79 4.17 2.25 15.79 1.77 50.86 5.87 As 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 13.39 0.00 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 No of Atoms Fe 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00 Pb 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 0.97 1.00 1.00 1.00 Sb 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 0.70 1.00 As 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.30 0.00 Πίνακας 4.19 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις αντιμονιδίων από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Sample B134-pic7-4 B113-pic1-1 B113-pic1-2 B113-pic1-3 B113-pic2-2 B113-pic2-3 B113-pic3-3 B113-pic3a-2 B113-pic3a-3 Fe 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.98 0.00 Pb 98.72 94.03 97.65 97.87 93.66 95.59 85.12 86.49 93.22 Sb 1.28 5.97 2.35 2.13 6.34 4.41 14.88 12.53 6.78 As 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 No of Atoms Fe 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.00 Pb 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 0.96 1.00 Sb 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 As 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 176
Πίνακας 4.19 (συνέχεια): Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις αντιμονιδίων από χρωμίτες Mg-χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Sample Β134-pic10-2 Β134-pic13-1 Β134-pic13-2 Β134-pic13-1 Β134-pic13-2 Β134-pic13-1 Β134-pic13-2 Fe 0.58 0.44 0.00 0.44 0.00 0.44 0.00 Pb 98.23 98.07 98.49 98.07 98.49 98.07 98.49 Sb 1.19 1.49 1.51 1.49 1.51 1.49 1.51 As 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Total 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 100.00 No of Atoms Fe 0.02 0.02 0.00 0.02 0.00 0.02 0.00 Pb 0.98 0.98 1.00 0.98 1.00 0.98 1.00 Sb 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 As 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00. 177
5.1 Γεωθερμόμετρο Ολιβίνη Χρωμίτη Σύμφωνα με τον IRVINE (1965), η μελέτη της ανταλλαγή κατιόντων Mg 2+ και Fe 2+ σε δύο γειτονικούς, εφαπτώμενους κρυστάλλους ολιβίνη και χρωμίτη, μπορεί να δώσει σημαντικές πληροφορίες σχετικά με το εύρος των θερμοκρασιών που επικρατούσαν κατά την περίοδο ανταλλαγής των σχετικών κατιόντων, καθώς η θερμοκρασία επηρεάζει σημαντικά την σχέση της ιοντοανταλλαγής. Ταυτόχρονα, μαζί με την θερμοκρασία, σημαντικό ρόλο παίζει ο συντελεστής κατανομής των δισθενών ιόντων Mg και Fe, που εξαρτάται επίσης και από την κατανομή των τρισθενών ιόντων στην κρυσταλλική δομή του χρωμίτη και κυρίως από τον λόγο του Cr προς το άθροισμα των τρισθενών ιόντων (Fe, Al, Cr). Επιπλέον, έρευνες έδειξαν ότι υπάρχει γραμμική σχέση μεταξύ της του λογάριθμου του συντελεστή συσχέτισης των Mg 2+ και Fe 2+ με τον λόγο του Cr προς το άθροισμα των τρισθενών ιόντων (Fe, Al, Cr) (EVANS & FROST, 1975; MEDARIS, 1975). Τα αποτελέσματα που προέκυψαν σχετικά με το θερμοκρασιακό εύρος ιοντοανταλλαγής αντιστοιχούν σε συνθήκες κάτω από την καμπύλη subsolidus (καμπύλη στερεοποίησης). Η σχέση που εκφράζει την παραπάνω θεώρηση είναι η εξής: T( C) = 3480α + 1018β - 1720γ + 2400/2,23α + 2,56β + 3,08γ - 1,47 + 19,87lnK D, όπου: α = Cr/(Cr+Al+Fe +3 ) β = Al/(Cr+Al+Fe +3 ) γ = Fe +3 /(Cr+Al+Fe +3 ) και K D = (Mg/Fe) olivine /(Mg/Fe +2 ) spinel, o συντελεστής συσχέτισης μεταξύ χρωμίτη και ολιβίνη Για τους γεωθερμομετρικούς υπολογισμούς χρησιμοποιήθηκαν αναλύσεις από τον ΒΑΚΟΝΔΙΟ (1997) από πυρήνες γειτονικών κρυστάλλων ολιβίνη-χρωμίτη χαρτσβουργιτικών 178
πετρωμάτων του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά, καθώς αντιπροσωπεύουν υγιείς, αντιπροσωπευτικά σημεία για την διεξαγωγή συμπερασμάτων. Τα αποτελέσματα που προέκυψαν σύμφωνα με την χρήση των παραπάνω μεθόδων χαρακτηρίζουν τρία διαφορετικά θερμοκρασιακά πλαίσια: a) 730 C b) 600-650 C c) 500-550 C Το παραπάνω γεωθερμόμετρο ισχύει για πιέσεις 10 kbar και θεωρώντας ότι οι χρησιμοποιούμενες φάσεις αντιπροσωπεύουν ιδανικά στερεά διαλύματα τύπου (Mg,Fe)(Al,Cr) 2 O 4 και (Mg,Fe) 2 SiO 4, αντίστοιχα. Επιπλέον, για την επιβεβαίωση των αναλύσεων, χρησιμοποιήθηκε και η μέθοδος γεωθερμομετίας του WAN et al. (2008), ο οποίος βασίζεται στον συντελεστή κατανομής του Al και Fe μεταξύ του ολιβίνη και του σπινέλιου καθώς και στον λόγο του αθροίσματος (Al+Fe total ) ως προς το άθροισμα των τρισθενών κατιόντων (Cr+Al+Fe 3+ ) και βασίζεται στην παρακάτω σχέση: 1000 T( C) = - 273 0.512 + 0.873Y Cr 0.91lnK D όπου Y Cr = (Al+Fe total )/(Cr+Al+Fe 3+ ) και K D = (Al+Fe total ) olivine /(Al+Fe 2+ ) spinel. Σε αυτή την μέθοδο προέκυψαν δύο θερμοκρασιακές ομάδες οι οποίες είναι: a) 600-650 C b) 1230 C 5.2 Γεωβαρόμετρο Ορθοπυροξένων - Χρωμίτη Για τον υπολογισμό της πίεσης (P) χρησιμοποιήθηκε το γεωθερμόμετρο του GANGULI (2001), το οποίο εφαρμόζεται σε ζεύγη αναλύσεων ορθοπυροξένων-χρωμίτη, στους χαρτσβουργίτες του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Η μέθοδος στηρίζεται στην 179
ανταλλαγή ιόντων Fe 2+ και Mg μεταξύ του χρωμίτη και του ορθοπυρόξενου και χρησιμοποιεί τις τιμές Τ που υπολογίσθηκαν ανεξάρτητα, βάσει των δύο προηγούμενων γεωθερμομέτρων. Ο μαθηματικός τύπος που εφαρμόζεται για την γεωβαρομετρία είναι ο εξής: T( C) = 1373(±165) + 12.1Ρ(kbar) + 2558 (±180)X Cr (sp) lnk D + 0.55(±0.13) όπου K D = (Fe 2+ +Mg) Sp /(Fe 2+ +Mg) Opx X Cr = Cr/(Cr+Al+Fe 2+ ) Σύμφωνα με τα ζεύγη ορθοπυροξένου-χρωμίτη από τον ΒΑΚΟΝΔΙΟ (1997) και για τις θερμοκρασίες που υπολογίστηκαν (Τ = 550-733 C), η πίεση (P) έχει τιμές μεταξύ 10 και 14 Kbars. 5.3 Προσδιορισμός της fo 2 Αν και η διαφυγότητα του οξυγόνου (fo 2 ) είναι θεμελιώδους σημασίας ωστόσο είναι δύσκολο να προσδιοριστεί στις διαδικασίες που λαμβάνουν χώρα στον μανδύα. Η μεταβλητή αυτή επηρεάζει τις συνθήκες P και T της solidus του μανδύα και την χημική σύσταση των παραγόμενων από την μερική τήξη του μανδύα, τηγμάτων και ρευστών, και ελέγχει την συνθήκες ισορροπίας μανδύα-πυρήνα, καθώς και ένα εύρος γεωφυσικών ιδιοτήτων του μανδύα (ARCULUS, 1985). Για τον προσδιορισμό της fo 2 χρησιμοποιούμε τον Fe, ο οποίος είναι το 4ο αφθονότερο στοιχείο στον γήινο φλοιό και μπορεί να απαντηθεί είτε σε οξειδωμένη, είτε σε αναγωγική μορφή. Στον πυρήνα της γης, όπου επικρατούν χαμηλές συνθήκες fo 2, ο σίδηρος έχει την μορφή μετάλλου. Σε υψηλότερες συνθήκες fo 2, ο σίδηρος απαντάται κυρίως σε πυριτικά ορυκτά με την μορφή Fe 2+. Η αλλαγή στην μορφή του Fe πραγματοποιείται σύμφωνα με την παρακάτω χημική αντίδραση: Fe 2 SiO 4 (Fayalite) = 2Fe (Iron) + SiO 2 (Qtz) + Ο 2 (σύστημα QIF) 180
Όταν οι συνθήκες fo 2 γίνουν ακόμα υψηλότερες, ο σίδηρος έχει και δισθενή αλλά και τρισθενή μορφή. Τυπικό παράδειγμα μεταλλικού ορυκτού στο οποίο συνυπάρχουν και οι δύο μορφές σιδήρου είναι ο μαγνητίτης (Fe 2+ Fe 3+ 2 O 4 ) και πραγματοποιείται η παρακάτω αντίδραση: 2Fe 3 O 4 (Magnetite) + 3SiO 2 (Qtz) = 3Fe 2 SiO 4 (Fayalite) + O 2 (σύστημα FMQ) Με επιπλέον αύξηση των συνθηκών fo 2, ο σίδηρος εντοπίζεται στον αιματίτη στην τρισθενή του μορφή μέσω της αντίδρασης: 6Fe 2 O 3 (Hematite) = 4Fe 3 O 4 (Magnetite) + O 2 (σύστημα MH) Όπως γίνεται αντιληπτό, ο συντελεστής fo 2 είναι μια σημαντική μεταβλητή η οποία μπορεί να εκφράσει την μορφή του Fe. Βέβαια, οι συνθήκες που περιγράφηκαν παραπάνω δεν είναι τόσο ιδανικές καθώς η παρουσία του Mg και του Ti παίζουν καθοριστικό ρόλο στην σταθερότητα των προαναφερθέντων συστημάτων. Η αντικατάσταση του Fe 2+ από το Mg εμπλέκει τα πράγματα καθώς τα πυριτικά ορυκτά μπορεί να είναι σταθερά μαζί με την παρουσία μαγνητίτη, σε υψηλές συνθήκες fo 2. Επιπλέον, η αντικατάσταση του Fe 3+ από Ti και Fe 2+ στην δομή του μαγνητίτη και του ιλμενίτη, μπορεί να τα καταστήσει σταθερά σε σχέση με τα πυριτικά ορυκτά. Ο προσδιορισμός του συντελεστή fo 2 πραγματοποιήθηκε με το γεωβαρόμετρο του BALLHAUS et al. (1990), και δίνεται από την ακόλουθη σχέση: Δlog(fO 2 ) FMQ = 0.27 + 2505/T 400P/T 6logX Fe Ol 3200 * (1 - X Fe Ol ) 2 /T + 2logX Fe2+ chr + 4logX Fe+3 chr + 2630 * (X Al chr ) 2 /T όπου: X chr Fe2+ = Fe 2+ /(Cr+Al+Fe 3+ ) X chr Fe3+ = Fe 3+ /(Cr+Al+Fe 3+ ) chr X Al = Al/(Cr+Al+Fe 3+ ) Σύμφωνα με τους υπολογισμούς που πραγματοποιήθηκαν, η fo 2 δείχνει περίπου να μεταβάλλεται από FMQ-1 έως MFQ-2, ή με άλλα λόγια ή log(fo 2 ) έχει τιμές από -18 έως -21 για T=732-608, αντίστοιχα (Fayalite-Magnetite-Quartz buffer). 181
Πίνακας 5.1: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις ζευγών χρωμίτη - ολιβίνη για το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά από ΒΑΚΟΝΔΙΟ (1997). Ζεύγη Χρωμίτη - Ολιβίνη Sample Chr (1) Ol (1) Chr (2) Ol (2) Chr (3) Ol (3) Chr (4) Ol (4) SiO 2 0.00 42.04 0.23 41.41 0.00 41.79 0.00 41.66 ΤiO 2 0.08 0.00 0.23 0.00 0.21 0.00 0.08 0.00 Al 2 O 3 12.25 0.00 11.99 1.92 19.26 0.00 17.78 0.00 FeO 15.73 2.63 18.85 0.00 15.14 2.67 19.89 2.99 MnO 0.22 0.00 0.41 0.00 0.23 0.00 0.15 0.00 MgO 12.58 54.64 11.03 55.98 12.30 54.87 10.16 54.55 Cr 2 O 3 58.16 0.00 57.26 0.00 52.25 0.00 57.22 0.18 NiO 0.17 0.32 0.00 0.20 0.08 0.28 0.00 0.07 Total 99.19 99.63 100.00 99.74 99.46 99.62 99.29 99.47 Cr# 75.04 0.00 77.79 0.00 64.07 0.00 65.78 0.00 Mg# 61.92 0.00 51.03 0.00 58.91 0.00 48.29 0.00 Fo 97.48 98.11 97.34 79.29 Cations Si 0.00 1.00 0.05 0.99 0.00 1.00 0.00 0.99 Ti 0.00 0.00 0.04 0.00 0.04 0.00 0.02 0.00 Al 3.98 0.00 3.41 0.00 5.72 0.00 5.42 0.00 Fe 2+ 3.02 0.05 3.85 0.03 3.27 0.05 4.15 0.06 Fe 3+ 0.38 0.00 0.47 0.00 0.06 0.00 0.17 0.00 Mn 0.05 0.00 0.17 0.00 0.05 0.00 0.04 0.00 Mg 4.91 1.94 4.01 1.98 4.65 1.95 3.85 1.95 Cr 11.97 0.00 11.99 0.00 10.19 0.00 10.42 0.01 Ni 0.03 0.01 0.03 0.01 0.03 0.01 0.00 0.01 182
Πίνακας 5.2: Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις ζευγών χρωμίτη ορθοπυρόξενου για το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά από ΒΑΚΟΝΔΙΟ (1997). Ζεύγη Χρωμίτη-Ορθοπυρόξενου Sample Chr (1) Opx(1) Chr (2) Opx (2) Chr (3) Opx (3) Chr (4) Opx (4) SiO 2 0.00 57.41 0.23 57.15 0.00 57.57 0.00 57.62 ΤiO 2 0.08 0.00 0.23 0.15 0.21 0.04 0.08 0.02 Al 2 O 3 12.25 0.32 11.99 0.35 19.26 0.87 17.78 1.12 FeO 15.73 5.38 18.85 5.48 15.14 5.98 19.89 5.77 CaO 0.00 1.11 0.00 0.75 0.00 0.77 0.00 0.78 MnO 0.22 0.18 0.41 0.00 0.23 0.14 0.15 0.16 MgO 12.58 34.57 11.03 35.09 12.30 34.39 10.16 34.32 Cr 2 O 3 58.16 0.89 57.26 0.20 52.25 0.43 57.22 0.38 NiO 0.17 0.00 0.00 0.00 0.08 0.00 0.00 0.00 Total 99.19 99.86 100.00 99.17 99.46 100.19 99.29 100.17 Cr# 75.04 77.79 64.07 65.78 Mg# 61.92 51.03 58.91 48.29 Cations Si 0.00 1.82 0.05 1.98 0.00 1.98 0.00 1.98 Ti 0.00 0.00 0.04 0.01 0.04 0.01 0.02 0.01 Al 3.98 0.01 3.41 0.01 5.72 0.04 5.42 0.05 Fe 2+ 3.02 0.15 3.85 0.16 3.27 0.17 4.15 0.17 Fe 3+ 0.38 0.00 0.47 0.00 0.06 0.00 0.17 0.00 Ca 0.00 0.41 0.00 0.28 0.00 0.28 0.00 0.03 Mn 0.05 0.01 0.17 0.00 0.05 0.01 0.04 0.01 Mg 4.91 1.78 4.01 1.81 4.65 1.76 3.85 1.76 Cr 11.97 0.02 11.99 0.01 10.19 0.00 10.42 0.00 Ni 0.03 0.00 0.03 0.00 0.03 0.01 0.00 0.01 183
5.4 Συμπεράσματα Από τη χρήση του γεωθερμόμετρου Ολιβίνη-Χρωμίτη, και Χρωμίτη-Ορθοπυρόξενου (ΒΑΚΟΝΔΙΟ, 1997) εφαρμοσμένου στους οφιολίθους της Τήνου, προέκυψαν τα εξής σύνολα θερμοκρασιών: a) 730 C a) 600-650 C b) 600-650 C b) 1230 C c) 500-550 C Η θερμοκρασία των 500-550 C είναι το πλαίσιο στο οποίο ο πλουτωνίτης της Τήνου είχε ισορροπήσει με τους ξενιστές του, το μακρότερο διάστημα που κατέληξε στην δημιουργία σχηματισμού εκτενούς Skarn σεελίτη-πυροξένου-γρανάτη. Η θερμοκρασία 600-650 C δηλώνει την ανώτερη αμφιβολιτική φάση και καταγράφεται στις λιθολογίες του οφιολιθικού συμπλέγματος της Τήνου όσον αφορά τα ορυκτά, κυρίως των τμημάτων της μεταμορφικής σόλας σε επαφή με τους υπερβασίτες. Η ερμηνεία της ωστόσο χρειάζεται μια περισσότερο λεπτομερή μελέτη. Η θεμοκρασία των 730 C είναι πολύ κοντά στην υπολογισθήσα liquidus του λευκογρανίτη της Τήνου όπως υπολογίσθηκε από τον MASTRAKA (2007). Τέλος, η θερμοκρασία των 1230 C διατηρεί παθανώς τον χαρακτήρα της μαγματικής θερμοκρασίας liquidus μαφικών μαγμάτων. Η τιμή της πιέσεως Ρ μεταξύ 10 kbars (d=33 km) και 14 kbars (d=46.3 km) είναι μέσα στο εύρος του πετροτεκτονικού πλαισίου (BEST, 1980), όπως αυτό έχει οριστεί στην παρούσα εργασία. 184
Στο κεφάλαιο αυτό επιχειρείται ο καθορισμός του γεωτεκτονικού περιβάλλοντος εξέλιξης του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά, στη νήσο Τήνο, μέσω της πετρογραφικής και ορυκτοχημικής μελέτης των υπερβασικών βασικών λιθότυπων, των χρωμιτών και των λοιπών φάσεων, που αναλύθηκαν εκτενώς στα προηγούμενα κεφάλαια. Η γεωτεκτονική εξέλιξη του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά βασίζεται στην σύνθεση των αποτελεσμάτων της παρούσας εργασίας αλλά και στην βιβλιογραφική ανασκόπηση. Το γεωτεκτονικό μοντέλο γένεσης και εξέλιξης οφιολιθικών συμπλεγμάτων που χρησιμοποιήθηκε για να προσδιοριστεί η τεκτονική εξέλιξη του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά, βασίζεται στην θεωρεία των PEARCE et al. (1984), σύμφωνα με τους οποίους η πλειονότητα των οφιολιθικών συμπλεγμάτων δημιουργούνται σε περιβάλλοντα ζώνης υπωθήσεως (Supra-Subduction Zone SSZ) και χαρακτηρίζουν περιοχές είτε έμπροσθεν, είτε όπισθεν τόξου αλλά και θέσεις rifting τόξου (CRAWFORD et al., 1989).) Σύμφωνα με τους PAL & MITRA (2004), οι μπονινιτικές λάβες αντιπροσωπεύουν λάβες με υψηλή περιεκτικότητα σε MgO και χαμηλή περιεκτικότητα σε TiO 2, οι οποίες απαντώνται στα οφιολιθικά συμπλέγματα. Επιπλέον, οι ORBERGER et al. (1995) και MELCHER et al. (1997) θεωρούν πως οι μπονινιτικές λάβες αντιπροσωπεύουν γονικά μάγματα των οφιολιθικών συμπλεγμάτων που σχηματίστηκαν κατά το Παλαιοζωικό και παλαιότερα. Ένας αριθμός παραγόντων συμβάλει στον σχηματισμό των χρωμιτιτών υψηλού Cr, όπως είναι το γεωτεκτονικό περιβάλλον σχηματισμού αλλά και η δυνατότητα αλληλεπίδρασης των μπονινιτικών μαγμάτων με τους περιδοτίτες του ανώτερου μανδύα (ZHOU et al., 1996; 1998; MELCHER et al., 1999; BARNES et al., 2001). Η υψηλή περιεκτικότητα των μπονινιτικών λαβών σε Si οφείλεται στην διαδικασία του πολυμερισμού του μάγματος (polymerism) κατά την οποία το Cr 3+ λόγω των περιορισμένων διαθέσιμων οκταεδρικών θέσεων του ολιβίνη, δεν εισέρχεται στην κρυσταλλική του δομή, καταλήγοντας έτσι στην κρυστάλλωση του χρωμίτη. 185
Το προτεινόμενο μοντέλο σχηματισμού χρωμιτικών κοιτασμάτων στην παρούσα εργασία συμφωνεί με τα μοντέλα που προτάθηκαν από τους ARAI & YURIMOTO (1994) και ZHOU et al. (1994, 1996). Αρχικά, το μανδυακό τήγμα αντιδρά με τους εκχυμωμένους περιδοτίτες της ανώτερης μανδυακής ενότητας. Αποτέλεσμα της αντίδρασης αυτής είναι η κατανάλωση των πιο εύτηκτων συστατικών των εκχυμωμένων περιδοτιτών, όπως είναι οι πυρόξενοι, προάγοντας την επακόλουθη αύξηση της περιεκτικότητας σε SiO 2 του παραγώμενου μάγματος (KELEMEN, 1990; KELEMEN et al., 1995). Όπως προαναφέρθηκε στο κεφάλαιο 1.5.3, η αύξηση της περιεκτικότητας σε SiO 2 κατευθύνει την κρυστάλλωση του μάγματος στο πεδίο σταθερότητας του χρωμίτη. Η συνεχόμενη προσφορά μανδυακού τήγματος και η μείξη αυτού, προκαλεί την σταθερότητα στο πεδίο του χρωμίτη και συνεπώς την συνεχόμενη κρυστάλλωση χρωμίτη και τη δημιουργία χρωμιτιτών (ROLLINSON, 2008). Σύμφωνα με τον BALLHAUS (1998), η μείξη μαγμάτων προάγει την έναρξη της συμπύκνωσης (nucleation) του χρωμίτη. Σύμφωνα με τους ZHOU et al. (2001), για να σχηματιστούν ακόμα και μικρών διαστάσεων χρωμιτοφόρες μεταλλοφορίες, απαιτούνται πολύ μεγάλοι όγκοι μάγματος. Τα θέμα γίνεται ακόμα πιο πολύπλοκο καθώς η περιεκτικότητα του Cr σε ένα μπονινιτικής σύστασης μάγμα, σύμφωνα με τους CAMERON & NISBET (1982), είναι σχετικά μικρή, 1200 ppm. Σύμφωνα με τους ARAI & YURIMOTO (1994), οι ορθοπυρόξενοι που απαντώνται σε χαρτσβουργιτικά πετρώματα έχουν περιεκτικότητα σε Cr 3640 ppm. Το γεγονός αυτό, προσφέρει μια λύση στο παραπάνω προβληματισμό καθώς όταν ο ορθοπυρόξενος τακεί, προσφέρει στο παραγόμενο τήγμα ικανοποιητική ποσότητα Cr, που καθίσταται ικανή για τον σχηματισμό χρωμιτιτών. Όσον αφορά λοιπόν το οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά, οι υψηλού Cr χρωμιτίτες είναι προϊόν μπονινιτικής σύστασης τήγματος. Σύμφωνα με τους FALLOON & DANYUSHEVSKY (2000), το μπονινιτικής σύστασης μάγμα προέρχονται από τήξη ενυδατωμένων (H 2 O: 1-2% w.t.) μανδυακών σχηματισμών, σε βάθος 45km. Σε ανώτερα στρωματογραφικά επίπεδα, το μπονινιτικό μάγμα αντιδρά με τους μανδυακούς χαρτσβουργίτες (ROLLINSON, 2008), οι οποίοι μετατρέπονται σε δουνίτες. Το παραγόμενο τήγμα εμπλουτίζεται σε Cr μέσω της παραπάνω διαδικασίας και αναμειγνύεται με την επόμενη εισροή μάγματος, προκαλλώντας έτσι την κρυστάλλωση του χρωμίτη και των σχηματισμό χρωμιτικού κοιτάσματος. Σύμφωνα με την σύγχρονη βιβλιογραφία (ZHOU at al., 2001; AHMED et al., 2001; AHMED & ARAI, 2002; EDWARDS et al., 2002; ZHOU et al., 2005; UYSAL at al., 2005; ROLLINSON, 2008), η κρυστάλλωση του χρωμίτη συμβαίνει μέσω μαγματικών διεργασιών σε περιβάλλον που συνδέεται με τη μανδυακή σφήνα πάνω από τη ζώνη υπωθήσεως (SSZ Supra- 186
Subduction Zone). Σύμφωνα με τους MATVEEV & BALLHAUS (2002), ο σχηματισμός χρωμιτικών κοιτασμάτων απαιτεί την παρουσία ένυδρων τηγμάτων τα οποία απαντώνται σε περιβάλλον ζώνης υπωθήσεως. Σύμφωνα λοιπόν με τα προαναφερθέντα, το γεωτεκτονικό περιβάλλον το οποίο συνδυάζει τους παραπάνω ισχυρισμούς, είναι το περιβάλλον υπωθήσεως της ωκεάνιας λιθόσφαιρας. Η χημική σύσταση των χρωμιτικών κρυστάλλων, μπορεί να δώσει πληροφορίες σχετικά με τη χημική σύσταση του μάγματος από το οποίο κρυσταλλώθηκε (MELCHER et al., 1997). Επιπλέον, θεωρείτε δείκτης του βαθμού μερικής τήξεως του μανδυακού υλικού (DICK & BULLEN, 1984), καθώς και του τύπου της μανδυακής πηγής από όπου προήλθε (ZHOU et al., 1998). Σύμφωνα με τα συμπεράσματα που προέκυψαν από την ορυκτοχημική έρευνα των χρωμιτών, φαίνεται πως η πλειονότητα των χρωμιτών, και ιδιαίτερα οι χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες, κρυσταλλώθηκαν από μάγμα μπονινιτικής σύστασης. Από την άλλη πλευρά, ορισμένοι χρωμίτες φαίνεται πως βρίσκονται σε ισορροπία με περιδοτίτες που βρίσκονται έμπροσθεν του τόξου. Αυτό μπορεί να συμβεί σε περιβάλλον ενδοωκεάνειας καταβύθισης. Εικόνα 6.1: Γεωτεκτονικό περιβάλλον ζώνης υπώθησης SSZ (τροποποημένο από WIKIPEDIA/FOREARC). 187
Τέλος, ορισμένοι από τους χρωμίτες βρίσκονται σε ισορροπία με βασάλτες σε περιβάλλοντα όπισθεν του τόξου. Το περιβάλλον αυτό σχηματισμού των χρωμιτιτών πιθανότατα αντιπροσωπεύει το ίδιο περιβάλλον υπώθησης και συγκεκριμένα τον ευρύτερο χώρο ανάπτυξης της λεκάνης όπισθεν τόξου. 188
7.1 Συζήτηση Οι χρωμιτίτες της Τήνου που ερευνήθηκαν στην παρούσα εργασία προέρχονται από δύο περιοχές του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά, από το σύνολο περίπου 16 χρωμιτικών εμφανίσεων, τις περιοχές Χαλκοβούνι και Βερναρδάδων. Σε αυτές τις περιοχές έχουν πραγματοποιηθεί κατά το παρελθόν διερευνητικές εργασίες ώστε να διαπιστωθεί αν οι χρωμιτικές μεταλλοφορίες είναι οικονομικά απολήψιμες (trenching). Από την πετρογραφική εξέταση 30 στιλπνών τομών και από τις δύο περιοχές Βερναρδάδες και Χαλκοβούνι, παρατηρήθηκαν διακριτές ιστολογικές διαφορές. Οι χρωμίτες από την περιοχή Βερναρδάδες είναι συνήθως υπιδιόμορφοφοι έως σπανίως ιδιόμορφοι με χαρακτηριστικό ιστό λατυποπαγοποίησης. Επιπροσθέτως του λατυποπαγούς ιστού, οι χρωμίτες από το Χαλκοβούνι είναι αλλοτριόμορφοι, πλούσιοι σε εγκλείσματα κυρίως σερπεντίνη και χλωρίτη, από την αντικαστάση του ολιβίνη. Θεωρείται ότι ο ιστός είναι ποικιλοβλαστικός και ότι έχει προέλθει από δευτερογενείς διεργασίες, πιθανώς από ρευστά προερχόμενα από τον παρακείμενο διεισδύσαντα γρανοδιορίτη-λευκογρανίτη της Τήνου μέσω ρηγμάτων. Ο ιστός λατυποπαγοποίησης των χρωμιτών πολύ πιθανά δημιουργήθηκε κατά την κίνηση τοποθέτησης της Ανώτερης Ενότητας του οφιολίθου της Τήνου. Οι χρωμίτες και από τις δύο εμφανίσεις είναι μαγνησιοχρωμίτες και χρωμίτες υπό την στενή έννοια του όρου (sensu strictu). Στο τριγωνικό διάγραμμα Al-Fe-Cr, οι χρωμίτες της Τήνου είναι στην πλειοψηφία τους Al-ούχοι χρωμίτες, με λίγες μόνο αναλύσεις που προέρχονται από την περιφέρεια των κρυστάλλων να είναι σιδηροχρωμίτης. Η δημιουργία σιδηροχρωμίτη είναι δευτερογενές φιανόμενο που οφείλεται αρχικά σε φαινόμενα σερπεντινίωσης ακολουθουμένης από μεταμορφισμό στην αμφιβολιτική φάση, ο οποίος αναπτύχθηκε είτε κατά την κίνηση του οφιολιθικού τεμάχους είτε πιθανότατα από φαινόμενα επαφής με τον πλουτωνίτη της Τήνου, σε συνθήκες της κεροστιλβικής κερατιτικής φάσης. Στα εξής διαγράμματα (Cr# vs Mg#, Al 2 O 3 vs Cr 2 O 3, Cr/(Cr+Al) vs TiO 2, TiO 2 vs Al 2 O 3, Cr# vs TiO 2 ) που εμπεριέχουν πετροτεκτονικά πεδία από πλήθος ερευνητών, οι χρωμίτες της Τήνου εμπίπτουν μονίμως σε περιοχές που ευρίσκονται σε ισορροπία με μάγματα μπονινιτικής σύστασης και με εκχυμωμένους περιδοτίτες. Οι μπονινίτες είναι μάγματα με υψηλή περιεκτικότητα σε Mg και με περιεκτικότητα σε SiO 2 ανάλογη των ανδεσιτών, που προέρχονται από πολλαπλά επεισόδια μερικής τήξης εκχυμωμένου μανδύα, σε σχετικά υψηλό ποσοστό, λόγω της παρουσίας Η 2 Ο στην μανδυακή 189
περιοχή μερικής τήξης. Τέτοιο πετροτεκτονικό περιβάλλον είναι η λεκάνη έμπροσθεν του τόξου, πάνω από την ζώνη υπώθησης (SSZ Supra-Suduction Zone). Το πετροτεκτονικό περιβάλλον όπισθεν του τόξου, που προέκυψε μέσω της προβολής των χρωμίτων με ανιχνεύσιμο TiO 2 στο διαγραμμα TiO 2 vs Al 2 O 3, αντιπροσωπεύει το ίδιο περιβάλλον υπώθησης και συγκεκριμένα τον ευρύτερο χώρο ανάπτυξης της λεκάνης όπισθεν του τόξου. Ο εκχυμωμένος μανδύας που υφίσταται πολλαπλά επεισόδια τήξεως είναι η σφήνα του μαδύα, παγιδευμένη πάνω από τον υπωθούμενο ωκεάνιο φλοιό ο οποίος αφυδατώνεται λόγω της καθόδου σε βαθύτερες και ως εκ τούτου θερμότερες περιοχές της λιθόσφαιρας. Το απελευθερομένο με αυτόν τον τρόπο Η 2 Ο επιδρά στα επεισόδια πολλαπλής τήξεως της υπερκείμενης εκχυμωμένης μανδυακής σφήνας. Η πετρογραφική και πετροχημική έρευνα επί των λιθολογιών έδειξεν ότι τα πετρώματα-ξενιστές είναι δουνίτες και περιδοτίτες-χαρτσβουργίτες, δηλαδή λιθολογίες αντιπροσωπευτικές εκχυμωμένου μανδύα, σε συμφωνία με πετροτεκτονικό περιβάλλον SSZ. Τα μεταλλικά ορυκτά που αναγνωρίσθηκαν συμπεριλαμβάνουν κράματα (Os-Ir-Ru), σουλφίδια-θειοαρσενίδια (ιρισδίτης, τύπου χεαζλεγουδίτη και μαουχερίτη) και αρσενίδια (ρουθεναρσενίτης, τύπου RhNiAs και (Rh,Pd)NiAs) των PGEs, καθώς και σουλφίδια, αντιμονίδια και κράματα των βασικών μετάλλων (ΒΜ: Base Metals) καθώς επίσης και φάσεις με ασύμβατα μέταλλα (Pb, Mo). Σουλφίδια όπως ο γαληνίτης, σφαλερίτης, βουτσίτης και τενναντίτης, υπωδηλώνουν την επίδραση υδροθερμικών διαλυμάτων, τα οποία πηγάζουν από τον γειτνιάζοντα πλουτωνίτη. Τα κράματα των PGEs είναι πρωτογενή κράματα Os-Ir-Ru. Τα τρία αυτά πλατινοειδή χαρακτηρίζονται ως συμβατά, αυτά δηλαδή που παραμένουν στον εκχυμωμένο μανδύα σε συμφωνία με το πετροχημικό περιβάλλον των χρωμιτών της Τήνου και των ξενιστών του που αντιπροσωπεύουν εκχυμωμένο μανδύα. Από τα αποτελέσματα της γεωθερμομετρίας (μέθοδος των EVANS & FROST, 1975; MEDARIS, 1975) προέκυψαν θερμοκρασίες α) 730 C, β) 600-650 C και γ) 500-550 C. Η θερμοκρασία των 550 C είναι ενδεικτική θερμοκρασία φαινομένων επαφής από του διεισδύσαντος πλουτωνίτη της Τήνου ο οποίος ευρίσκεται σε απόσταση περίπου 1 km από τους υπερβασίτες. Κατά την εξισορρόπηση του συστήματος χαρακτηριστικός είναι ο σχηματισμός σεελίτη τύπου Skarn (MASTRAKAS & SEYMOUR, 2000). Επιπλέον, με τη μέθοδο WAN et al. (2008), προέκυψαν θερμοκρασίες 1230 C και 600-650 C. Η θερμοκρασία 1230 C πιθανότατα αντιστοιχεί στις επικρατούσες μαγματικές θερμοκρασίες κρυστάλλωσης του χρωμίτη. Το 190
θερμοκρασιακό εύρος των 600-650 C αντιστοιχεί σε επισόδια μεταμόρφωσης και συγκεκριμένα σε συνθήκες αμφιβολιτικής φάσης. 7.2 Συμπεράσματα 1. A) Η ορυκτοχημική μελέτη των χρωμιτών της Τήνου έδειξε ότι είναι Al-χρωμίτες με πληθυσμούς μαγνησιοχρωμιτών και χρωμιτών. B) Η ύπαρξη συστάσεων σιδηροχρωμίτη περιορίζεται στα περιθώρια των κρυστάλλων και θεωρείται αποτέλεσμα οξείδωσης μετά από επισόδεια σερπεντινίωσης ακολουθούμενης από μεταμορφισμό αμφιβολιτικής φάσης. 2. Η χημική σύσταση των χρωμιτών της Τήνου φανερώνει ότι κρυσταλλώθηκαν σε ισορροπία με εκχυμωμένο μανδύα και με μάγματα σύστασης μπονινίτη. 3. Το σύμπλεγμα Εκχυμωμένου μανδύα Μπονινιτών εδράζεται στην SSZ (Supra- Subduction Zone) πάνω από τη ζώνη υπώθησης. Το πετροτεκτονικό περιβάλλον συμφωνεί και με τα συμπεράσματα άλλων ερευνητών που στηρίχτηκαν όμως σε δεδομένα κυρίων στοιχείων των πετρωμάτων-ξενιστών. 4. Τα υπερβασικά πετρώματα-ξενιστές είναι δουνίτες και χαρτσβουργίτες σε συμφωνία με την λιθολογία εκχυμωμένου μανδύα. 5. Με την μέθοδο των (EVANS & FROST, 1975; MEDARIS, 1975) επί εφαπτόμενων ζευγών σπινελίου-ολιβίνη από τους υπερβασίτες ξενιστές προέκυψαν θερμοκρασίες α) 730 C, β) 600-650 C και γ) 500-550 C. Προτείνεται ότι η τελευταία θερμοκρασία των 550 C εκφράζει πιθανώς την επίδραση του διεισδύσαντος πλουτωνίτη της Τήνου. Η θερμοκρασία των 730 C προσεγγίζει την liquidus του λευκογρανίτη (MASTRAKAS, 2007). Επιπλέον χρησιμοποιήθηκε η μέθοδος σπινελίου-ορθοπυρόξενου των WAN et al. (2008), σύμφωνα με την οποία προέκυψαν θερμοκρασίες 1230 C κοντά σε liquidus μαγματικές θερμοκρασίες, και 600-650 C που εκφράζουν θεμοκρασίες ανώτερης αμφιβολιτικής φάσης. 6. Η γεωβαρομετρία, σύμφωνα με τη μέθοδο LEHMANN & GANGULI (2001), έδωσε πιέσεις 10 kbars δηλαδή περίπου 33 km βάθος σε συμφωνία με το άνωθεν πετροτεκτονικό περιβάλλον. 7. Ενδελεχής μικροσκοπική έρευνα με τη χρήση του ηλεκτορνικού μικροσκοπίου σάρωσης και του ηλεκτρονικού μικροαναλυτή έδειξε την παρουσία πλατινιδίων με μορφή κόκκων 191
υψηλής ανακλαστικότητας, μεγέθους 5-30 μm, τα οποία είτε ήσαν προσκολλημένα σε κρυστάλλους χρωμίτη, είτε ευρίσκονταν στη μάζα από σερπεντίνη η οποία ήταν ενδιάμεση των κρυστάλλων του χρωμίτη. 8. Τα πλατινοειδή σχηματίζουν κράματα Ir-Ru-Os με την παρουσία Fe και Ni, σουλφίδιαθειοαρσενίδια όπως ιρισδίτης, χεαζλεγουδίτης και μαουχερίτης και αρσενίδια όπως ο ρουθεναρσενίτης και με δομή RhNiAs και (Rh,Pd)NiAs. 9. Τα κράματα Ru-Os-Ir είναι πρωτογενή και αποτελούνται από τα λεγόμενα συμβατά πλατινοειδή δηλαδή αυτά που παραμένουν στον υπολειμματικό μανδύα μετά τα επεισόδια μερικής τήξεως σε συμφωνία με τη λιθολογική σύσταση χαρτσβουργίτης-δουνίτης των πετρωμάτων ξενιστών στη νήσο Τήνο. 10. A) Αναγνωρίσθηκαν επίσης τα σουλφίδια των βασικών μετάλλων όπως: σιδηροπυρίτης, μαγνητοπυρίτης, χαλκοπυρίτης, χεαζλεγουδίτης, τα οποία δύναται να είναι σε ισορροπία με το υπερβασικό μάγμα. B) Αναγνωρίσθηκαν τα σουλφίδια γαληνίτης, σφαλερίτης, βουρτσίτης, τενναντίτης που έχουν προκύψει από υδροθερμικές διεργασίες, πιθανώς λόγω του γειτνιάζοντος διεισδύσαντος πλουτωνίτη της Τήνου 11. Τέλος ανιχνεύθηκαν αντιμoνίδια και κράματα βασικών μετάλλων, φάσεις ασύμβατων μετάλλων, όπως και αυτοφυής Ni και Pb. 192
Η μελέτη ενός οφιολιθικού συμπλέγματος είναι επίσης σημαντική καθώς τα φιλοξενούντα πετρώματα είναι δυνατό να αποτελούν σπουδαία πηγή κοιτασματολογικού ενδιαφέροντος. Η ύπαρξη κοιτασμάτων χρωμίτη, πλατιοειδών, θειούχων ορυκτών κλπ., είναι άμεσα συνδεδεμένη με την ανάπτυξη τέτοιων σχηματισμών. Η μελέτη των χρωμιτιτών του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά, όσον αφορά την ύπαρξη σε αυτούς μεταλλικών φάσεων της ομάδας του λευκόχρυσου, μέσω της ηλεκτρονικής μικροσκοπίας και της ορυκτοχημικής μελέτης, έδωσε μια ένδειξη σχετικά με το είδος των μεταλλικών φάσεων που επικρατούν καθώς και με την ιστολογική τους ανάπτυξη. Επιπλέον, κατανοούνται με έναν πιο λεπτομερή τρόπο οι φυσικοχημικές διεργασίες που επικράτησαν σχετικά με την κρυστάλλωση του μάγματος. Η έρευνα των PGEs, λόγω της διαφορετικής συμπεριφοράς των στοιχείων της ομάδας, εκφράζει το βαθμό μερικής τήξης που υπέστη ο μανδυακός πρωτόλιθος, Ωστόσο, η έρευνα θα πρέπει να εξελιχθεί περαιτέρω με τη χρήση μεθόδων μεγαλύτερης ακριβείας, οι οποίες καθίστανται πιο αποτελεσματικές. Με τις παρούσες οικονομικές συνθήκες η χρήση τέτοιων μεθόδων δεν ήταν υλοποιήσιμη. Ο ποσοτικός προσδιορισμός των χρωμιτών όσον αφορά την περιεκτικότητά τους σε PGE καθώς και η χρήση μεθόδων βαρυτικού υδροδιαχωρισμού και superrpanners κονιοποιημένων δειγμάτων χρωμίτη, είναι ιδιαίτερα αποτελεσματικές μέθοδοι. Η ανάπτυξη νέων, σύγχρονων μεθόδων επιτρέπει την αξιόπιστη ανάλυσή τους σε πολύ χαμηλές συγκεντρώσεις (ppb) των πετρωμάτων. Η σχετικά υψηλή περιεκτικότητά τους στα υπερβασικά πετρώματα και δη στους οφιολιθικούς χρωμιτίτες, χρήζει επιστημονικού ενδιαφέροντος στα πλαίσια των οφιολιθικών συμπλεγμάτων σε παγκόσμιο επίπεδο. Το ενδιαφέρον αυτό, πέραν των επιστημονικών γνώσεων, πηγάζει και λόγω των εξαιρετικών ιδιοτήτων των PGEs, και συνεπώς της ιδιαίτερης ζήτησής τους στην παγκόσμια αγορά. Για τον χαρακτηρισμό του είδους του οφιολιθικού συμπλέγματος που απαντάται στο νησί της Τήνου, δηλαδή του διαχωρισμού του σε λερζολιθικού τύπου ή Δυτικής Μεσογείου (τύπος Ι) και χαρτσβουργιτικού τύπου ή Ανατολικής Μεσογείου (τύπος ΙΙ), μπορεί να δώσει πληροφορίες η λεπτρομερής χαρτογράφηση του οφιολιθικού συμπλέγματος του όρους Τσικνιά. Η μελέτη της 193
μεταμορφικής σόλας, συμβάλει καθοριστικά στην αποσαφήνηση αυτού του ερωτήματος καθώς δίνει πληροφορίες σχετικά με την κίνηση του οφιολιθικού τεμάχους και του είδους των πετρωμάτων από τα οποία προήλθε η μεταμορφική σόλα. Η κατηγοριοποίηση αυτή των οφιολιθικών συμπλεγμάτων προσφέρει πληροφορίες σχετικά με την μελέτη του ωκεάνιου φλοιού, καθώς επίσης και των διεργασιών που έλαβαν χώρα για τον σχηματισμό του. Η εκτενής μελέτη της τεκτονικής μπορεί να διελευκάνει το γεγονός σχετικά με την επίδραση του διεισδύσαντα πλουτωνίτη, και κατά συνέπεια των υδροθερμικών ρευστών, και την επίδρασή τους στα οφιολιθικά πετρώματα. Η εμφάνιση του πλουτωνίτη της Τήνου απέχει μόλις 1.5 km σε ορισμένες περιοχές, σε σχέση με τα οφιολιθικά πετρώματα. Μέσω τη μελέτης της τεκτονικής και στην συνέχεια της πετροχημικής-ορυκτοχημικής μελέτης των πετρωμάτων σε κατάλληλες θέσεις δειγματολειψίας, είναι δυνατό να ερευνηθούν μετασωματικές διεργασίες και διεργασίες υδροθερμικής εξαλλοίωσης. Τέλος, σημαντική θα ήταν η συνοπτική καταγραφή και εκτίμηση των περιβαλλοντικών επιτπώσεων από τις παρελθούσες μεταλλευτικές δραστηριότητες για την εξόρυξη του χρωμίτη στο οφιολιθικό σύμπλεγμα του όρους Τσικνιά, που αφορούν την αλλοίωση του τοπίου και τον κίνδυνο προς την τοπική κοινωνία, ώστε να γίνει μια συλλογική προσπάθεια με στόχο την κατάλληλη σφράγιση των στοών και των φρεάτων, των εγκιβωτισμό των στείρων υλικών και την αποκατάσταση του τοπίου. 194
Εικόνα 1.1: Σχηματική απεικόνιση ενός τυπικού οφιολιθικού συμπλέγματος...17 Εικόνα 1.2: Χάρτης της Ελλάδας στον οποίο διακρίνονται οι κύριες οφιολιθικές εμφανίσεις και οι ραδιομετρικές ηλικίες τους, (Α: Αργολίδα,, C: Κρήτη, Ch: Χαλκιδική, Cy: Κυκλάδες, Ε: Εύβοια, Gu: Γευγελή, Ι: Οίτη, K: Κόζιακας, Kl: Καλλίδρομο, Κp: Κάρπαθος, Le: Λέσβος,, Ο: Όθρυς, Or: Ωραιόκαστρο, Ρ: Πίνδος, Rh: Ρόδος, S: Σουφλί, Sa: Σαμοθράκη, V: Βούρινος), τροποποιημένος από KOEPKE et al. (1985)...20 Εικόνα 1.3: Σχηματική απεικόνιση των ποσοτικών σχέσεων μεταξύ των ισόμορφων κρυσταλλικών ενώσεων μεταξύ των οποίων προκύπτουν τα χρωμιτικά κοιτάσματα. 26 Εικόνα 1.4: Διάγραμμα φάσεων για τη δημιουργία χρωμίτη, Α) Σε κανονικές συνθήκες όπου μαζί με τον χρωμίτη κρυσταλλώνεται και ο ολιβίνης, Β) Με μόλυνση του μάγματος, C) Με μείξη μαγμάτων......30 Εικόνα 1.5: Δείγμα χρωμίτη από το σύμπλεγμα Stillwater, στις ΗΠΑ (MINDAT/ CHROMITE GELLERY 35 Εικόνα 1.6: Σχηματική απεικόνιση του περιοδικού πίνακα και η κατανομή των στοιχείων της ομάδας των PGE (WIKIPEDIA/PERIODIC TABLE).... 37 Εικόνα 1.7: Χάρτης με τα σημαντικότερα κοιτάσματα PGE s σε παγκόσμια κλιμακα (Mineralogy Database)......50 Εικόνα 2.1: Απλοποιημένος γεωτεκτονικός χάρτης της Αττικοκυκλαδικής Μάζας (τροποποιημένος από AVIGAD & GARFUNKEL, 1989; 1991)........56 Εικόνα 2.2: Χάρτης που απεικονίζει τη γεωλογική δομή της Τήνου (τροποποιημένος από ΜΕΛΙΔΩΝΗ, 1980). 60 Εικόνα 2.3: Σχηματική τομή που απεικονίζει την γεωλογική δομή της νήσου Τήνου (τροποποιημένο από AVIGAD & GARFUNKEL,1989)... 61 195