ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1- ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2- ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ KAI ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ

1

ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΠΡΟΛΟΓΟΣ ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1- ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2- ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ KAI ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ 2.1 ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ- ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ ΤΗΣ ΑΤΤΙΚΟΚΥΚΛΑΔΙΚΗΣ ΜΑΖΑΣ 2.1.1 ΤΕΚΤΟΝΟΣΤΡΩΜAΤΟΓΡΑΦΙΚΗ ΔΙΑΡΘΡΩΣΗ 2.1.2 ΜΕΤΑΜΟΡΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ 2.1.2.1 ΜΕΤΑΜΟΡΦΙΚΟ ΓΕΓΟΝΟΣ ΥΨΗΛΩΝ ΠΙΕΣΕΩΝ-ΧΑΜΗΛΩΝ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΩΝ Μ1 2.1.2.2 ΜΕΤΑΜΟΡΦΙΚΟ ΓΕΓΟΝΟΣ ΜΕΣΑΙΩΝ ΠΙΕΣΕΩΝ Μ2 2.1.2.3 ΜΕΤΑΜΟΡΦΙΚΟ ΓΕΓΟΝΟΣ ΧΑΜΗΛΩΝ ΠΙΕΣΕΩΝ- ΥΨΗΛΩΝ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΩΝ Μ3 2.1.3 ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ 2.2 ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ ΤΗΣ ΑΝΔΡΟΥ 2.2.1 Η ΔΟΜΗ ΤΗΣ ΠΛΑΣΤΙΚΗΣ ΖΩΝΗΣ ΔΙΑΤΜΗΣΗΣ ΤΟΥ ΦΕΛΛΟΥ (Β. ΑΝΔΡΟΣ) 2.2.2 ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΛΙΘΟΛΟΓΙΩΝ- ΤΕΚΤΟΝΟ- ΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΕΣ ΣΧΕΣΕΙΣ ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3- ΚΙΝΗΜΑΤΙΚΟΙ ΔΕΙΚΤΕΣ ΣΕ ΖΩΝΕΣ ΔΙΑΤΜΗΣΗΣ 3.1 ΜΥΛΩΝΙΤΕΣ 3.2 ΚΙΝΗΜΑΤΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΖΩΝΩΝ ΔΙΑΤΜΗΣΗΣ 2

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4- ΔΥΝΑΜΙΚΗ ΑΝΑΚΡΥΣΤΑΛΛΩΣΗΣ ΤΟΥ ΧΑΛΑΖΙΑ 4.1 ΑΝΑΚΡΥΣΤΑΛΛΩΣΗ ΔΙΟΓΚΩΣΗΣ 4.2 ΑΝΑΚΡΥΣΤΑΛΛΩΣΗ ΜΕ ΠΕΡΙΣΤΡΟΦΗ 4.3 ΑΝΑΚΡΥΣΤΑΛΛΩΣΗ ΜΕ ΜΕΤΑΝΑΣΤΕΥΣΗ ΤΩΝ ΟΡΙΩΝ ΤΩΝ ΚΟΚΚΩΝ ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5- TΕΚΤΟΝΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΣΤΟ ΜΙΚΡΟΣΚΟΠΙΚΟ ΠΕΔΙΟ 5.1 ΕΙΣΑΓΩΓΗ- ΣΚΟΠΟΣ ΜΙΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗΣ ΑΝΑΛΥΣΗΣ 5.1.1ΠΕΤΡΟΛΟΓΙΚΗ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΜΥΛΩΝΙΤΙΚΩΝ ΔΕΙΓΜΑΤΩΝ 5.2 ΚΙΝΗΜΑΤΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΤΩΝ ΜΥΛΩΝΙΤΩΝ 5.3 ΜΕΤΡΗΣΗ ΜΕΓΕΘΟΥΣ ΑΝΑΚΡΑΣΤΑΛΛΩΜΕΝΩΝ ΚΟΚΚΩΝ ΧΑΛΑΖΙΑ ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6- ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ 3

ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η εργασία αυτή έγινε στα πλαίσια του μαθήματος Διπλωματική Ι και ΙΙ στον τομέα Γενικής Θαλάσσιας Γεωλογίας και Γεωδυναμικής (Εργαστήριο Τεκτονικής) του Πανεπιστημίου Πατρών. Με την ολοκλήρωση της θα ήθελα να ευχαριστήσω θερμά εκείνους που συνετέλεσαν στην πραγματοποίησή της. Αρχικά, να ευχαριστήσω τον Επίκουρο Καθηγητή Π. Ξυπολιά για την ευκαιρία που μου έδωσε, αναθέτοντας μου την παρούσα διπλωματική εργασία, να ασχοληθώ με ένα αντικείμενο που ανταποκρίνεται στα επιστημονικά μου ενδιαφέροντα και για τη συνεχή καθοδήγηση του σε όλα τα στάδια υλοποίησης και συγγραφής της εργασίας. Ακόμη, σημαντική υπήρξε και η βοήθεια του μεταπτυχιακού φοιτητή κ. Κ. Παπαπαύλου, ο οποίος συνέβαλλε σημαντικά σε όλη τη διάρκεια της εργασίας. 4

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1- ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ Η Ν. Άνδρος είναι η βορειότερη του νησιωτικού συμπλέγματος των Κυκλάδων και δεύτερη σε μέγεθος μετά τη Νάξο. Βρίσκεται μεταξύ των νήσων Ευβοίας και Τήνου και χωρίζεται από την μεν πρώτη με τον πορθμό του Καφηρέως (Κάβο Ντόρο), πλάτους 6 περίπου ναυτικών μιλίων, από τη δε Τήνο με τον δίαυλο του Στενού ή Αυλώνος, πλάτους ¾ του μιλίου. Εκτείνεται από Βορειοδυτικά προς Νοτιοανατολικά και έχει σχήμα επιμήκες με μέγιστο μήκος 40 km και πλάτος 17 km. Η έκταση του νησιού ανέρχεται στα 380 km 2 και το συνολικό μήκος της ακτογραμμής του υπολογίζεται σε 148 km. Είναι γενικά νησί ορεινό, με κατάφυτες χαράδρες και κοιλάδες και άφθονα επιφανειακά και υπόγεια νερά. Το έδαφός της Άνδρου είναι ορεινό με κυριότερους όγκους την Κουβάρα (μέγιστο υψόμετρο 997 μ. κορυφή Προφήτης Ηλίας) και το Πέταλο (1003 μ.) στο κέντρο του νησιού. Οι ακτές της απόκρημνες και έντονα διαμελισμένες, σχηματίζουν υπήνεμους, βαθιούς κολπίσκους, επιμήκη ακρωτήρια και μικρές, απομονωμένες και δυσπρόσιτες παραλίες. Τα ορεινά τμήματα της Άνδρου είναι τέσσερα και έχουν διάταξη σχεδόν παράλληλη. Συγκεκριμένα συναντώνται, από Βορρά προς Νότο α) οι Άγιοι Σαράντα (720m) με τους λόφους Μακροτάνταλου και τις κοιλάδες Φελλού και Γαυρίου, β) το σύμπλεγμα Πέταλου Κουβάρας (996m), όπου βρίσκεται και η υψηλότερη κορυφή του νησιού με την περιοχή Κατακοίλου - Μπατσίου, γ) ο Γερακώνας (736 μ.) με την κοιλάδα της Μεσαριάς και δ) η Ράχη (681 μ.) με την κοιλάδα του Κορθίου (Εικ.1). 5

Εικ.1 Απεικόνιση της Νήσου Άνδρου (πηγή : Δήμος Άνδρου) 6

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2- ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΚΑΙ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ 2.1 ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ ΤΗΣ ΑΤΤΙΚΟΚΥΚΛΑΔΙΚΗΣ ΜΑΖΑΣ Η αλπική ορογένεση είναι αποτέλεσμα του κλεισίματος μιας σειράς από ωκεάνιες λεκάνες κατά τη διάρκεια του Κρητιδικού και του Ολιγοκαίνου (Robertson and Dixon, 1984; Doutsos et al., 1993; Xypolias and Doutsos, 2000; Dilek et al., 2007). Προϊόν αυτής αποτελούν και οι Ελληνίδες οροσειρές. Η Αττικοκυκλαδική μάζα αποτελεί μια εσωτερική ζώνη των Ελληνίδων οροσειρών και εκτείνεται σε μια περιοχή 20000 km 2 στη θάλασσα του Αιγαίου μεταξύ ηπειρωτικής Ελλάδας και Τουρκίας (Εικ. 2). Σε αυτήν καταγράφεται ένας πλήρης αλπικός ορογενετικός κύκλος και αποτελεί μια από τις μεγαλύτερες εμφανίσεις μεταμορφωμένων πετρωμάτων υψηλής πίεσης κατά μήκος της αλπικής ορογενετικής ζώνης. Εικ.2 Απλοποιημένος γεωλογικός χάρτης της Αττικοκυκλαδικής μάζας (Philippon et al., 2011) Η Ν. Άνδρος ανήκει στην περιοχή της Αττικοκυκλαδικής μάζας, του ελληνικού ορογενούς, η οποία παρουσιάζει πολύ μεγάλο ενδιαφέρον εξαιτίας των 7

πολύπλοκων διεργασιών, καθώς και των συνθηκών μεταμόρφωσης υψηλών πιέσεων που επικράτησαν σε αυτήν. Η Αττικοκυκλαδική μάζα θεωρείται ως η προς το νότο προέκταση της Πελαγονικής ζώνης και αποτελείται από μια ακολουθία καλυμμάτων που τοποθετήθηκαν κυρίως κατά τη διάρκεια του Άνω Ηωκαίνου. Εμφανίζεται στην Αττική, Νότια Εύβοια και στα νησιά των Κυκλάδων και βρίσκεται στο εσωτερικό μέρος των Ελληνίδων-Ταυρίδων το οποίο ήταν αποτέλεσμα της σύγκρουσης της Απούλιας με την ευρωπαϊκή πλάκα στη ανατολική Μεσόγειο (Aubouin and Dercourt, 1965; Brunn et al., 1976; Jacobshagen et al., 1978). Ο χώρος των Κυκλάδων βρίσκεται σε ηπειρωτικό φλοιό ο οποίος απολεπτύνθηκε στα 26 km κατά τη διάρκεια του Ολιγοκαίνου και του Μειοκαίνου μετά το σχηματισμό της Ελληνικής ζώνης στο Ηώκαινο (Vigner, 2002; Tirel et al., 2004b; Karagianni et al., 2005). Η ασυνέχεια της Moho είναι επίπεδη κάτω από όλο το Αιγιακό αρχιπέλαγος, υποδεικνύοντας έναν χαμηλού ιξώδους κατώτερο φλοιό και μια υψηλής θερμοκρασίας Moho κατά τη διάρκεια της διαστολής (Tirel et al., 2004a). Ο σχηματισμός της Ελληνικής αλπικής ζώνης πραγματοποιήθηκε κατά την τεκτονική λεπίωση, των σωμάτων του ανώτερου φλοιού μέσα σε ένα πρίσμα προσαύξησης από το Ηώκαινο μέχρι το κατώτερο Μειόκαινο στην ηπειρωτική Ελλάδα (Brunn et al., 1976; Jacobshagen et al., 1978; Bonneau and Kienast, 1982; Doutsos et al., 1993; Sotiropoulos et al., 2003; Ring et al., 2001, 2007b; Vanderhaeghe and Teyssier, 2001; Vanderhaeghe et al., 2007). Στο χώρο του Αιγαίου η έναρξη της οπισθοχώρησης της καταβυθιζόμενης πλάκας πραγματοποιήθηκε στα 30-35 εκατ. χρόνια και οδήγησε στη μετα- ορογενετική διαστολή του προσαυξημένου φλοιού από το συνδυασμό της διαστολής πίσω από το τόξο και της βαρυτικής κατάρρευσης (Jolivet and Brun, 2010). Η μεταορογενετική διαστολή επαναδραστηριοποίησε τη λεπίωση των καλυμμάτων (nappe stacking) και τα ποικίλα καλύμματα αναδιανεμήθηκαν μέσα στη θάλασσα του Αιγαίου. 2.1.1 ΤΕΚΤΟΝΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΗ ΔΙΑΡΘΡΩΣΗ Αναφερόμενοι στην τεκτονοστρωματογραφική διάρθρωση, το κυκλαδικό σύμπλεγμα αποτελείται κύρια από τέσσερις ενότητες/καλύμματα, τα οποία τοποθετήθηκαν το ένα δίπλα στο άλλο κατά τη διάρκεια του Ηωκαίνου- Ολιγοκαίνου σαν αποτέλεσμα της καταβύθισης των σωμάτων κάτω από την 8

Πελαγονική ζώνη. Η κατανόηση της γεωλογίας της περιοχής γίνεται δύσκολη με την κάλυψη αυτής με θάλασσα, αλλά γενικά διακρίνονται από το δομικά κατώτερο σώμα προς το δομικά ανώτερα οι εξής ενότητες (Εικ. 3): α) η ενότητα βάσεως, β) η ενότητα Χώρας, γ) η ενότητα γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων και δ) το οφιολιθικό κάλυμμα. Εικ.3 Σχηματική τεκτονοστρωματογραφική στήλη της Αττικοκυκλαδικής ζώνης (Chatzaras V., PhD thesis). A. Η παρά-αυτόχθονη ενότητα βάσης είναι μια μεταμορφωμένη μεσοζωική ακολουθία από μάρμαρα, με ενδιαστρώσεις σχιστολίθων και κάποια μεταβασικά στη βάση, καλυμμένα από μετα-φλύσχη, πιθανώς Ηωκαινικής ηλικίας απόθεσης με κύριες εμφανίσεις στη κεντρική Εύβοια και στην Αττική. Οι ορυκτολογικές παραγεννέσεις που έχουν περιγραφεί στο μετα-φλύσχη της Εύβοιας αποδεικνύει ότι η ενότητα υπέστη ένα υψηλής πίεσης μεταμορφικό επεισόδιο (~350 C και 8 10 kbar (Shaked et al., 2000)) και ένα επακόλουθο πρασινοσχιστολιθικής φάσης (Bröcker et al., 2004), αν και η ηλικία των επεισοδίων δεν είναι γνωστή. Ραδιοχρονολογήσεις με τις μεθόδους 40Ar/39Ar και Rb/Sr εφαρμοσμένες σε υψηλής περιεκτικότητας πυριτίου, φεγγίτη από μεταφλύσχη, απέδωσαν ηλικίες από 21 μέχρι 24 εκατ. χρόνια, το οποίο ερμηνεύεται είτε σαν τη ταύτιση του υψηλής 9

πίεσης επεισοδίου (Ring and Reischmann, 2002) είτε σαν τη περίοδο εξισορρόπησης της πρασινοσχιστολιθικής φάσης. B. Η ενότητα Χώρας συνίσταται από ορθογνεύσιους, γρανιτοειδή και παραγνεύσιους Ερκύνιας ηλικίας. C. Η ενότητα των κυκλαδικών είναι μια μεταμορφωμένη ακολουθία ηλικίας Άνω- Παλαιοζωικού-Μεσοζωικού η οποία αποτελείται κυρίως μια ανώτερη μετα-οφιολιθική και μια κατώτερη ακολουθία μαρμάρωνσχιστόλιθων (Dürr, 1986) με τυπικές εμφανίσεις σε όλα σχεδόν τα νησιά που αποτελούν την Αττικο-κυκλαδική μάζα. Η ανώτερη ενότητα στην ευρύτερη περιοχή της Εύβοιας καλείται κάλυμμα της Όχεως, ενώ η κατώτερη ενότητα μαρμάρων-σχιστόλιθων χαρακτηρίζεται σαν κάλυμμα της Στύρας (Εικ.4 α,β). Η παρουσία μαφικών και υπερβασικών φακών στην ακολουθία αυτή, δείχνει ότι μια θαλάσσια λεκάνη αποτελούσε μέρος της ακολουθίας (π.χ. Dixon and Ridley, 1987; Katzir et al., 2000). Α) 10

Β) Εικ.4 (α) Γενικευμένος χάρτης της αλπικής αλυσίδας που εμφανίζει βασικές ζώνες υψηλής πίεσης (HP) στην κεντρική και ανατολική Μεσόγειο, (β) Απλοποιημένη γεωλογική τομή του κεντρικού-δυτικού τμήματος, της Αττικοκυκλαδικής μάζας και συγκεκριμένα σε τμήμα της νότιας Εύβοιας (Xypolias et al., 2012). D. Η ανώτερη ενότητα ή αλλιώς το οφιολιθικό κάλυμμα έχει περιορισμένη εμφάνιση κυρίως στα νησιά της Σύρου και της Τήνου και αποτελείται σε μεγάλο βαθμό από ιζηματογενή πετρώματα και οφιόλιθους Πέρμιας- Μεσοζωική ηλικίας, και πρασινοσχιστολιθικής έως αμφιβολιτικής φάσης μεταμόρφωσης πετρώματα κατ. Κρητιδικού, τα οποία δεν παραθέτουν καμία απόδειξη για υψηλής πίεσης μεταμορφικό επεισόδιο (Altherr et al., 1994; Papanikolaou, 2009). Παρουσιάζει περιορισμένη εμφάνιση και αποτελείται από δύο επιμέρους υποενότητες: 1 )την ανώτερη ενότητα, που περιλαμβάνει οφιολίθους που καλύπτονται από Άνω Κρητιδικούς ασβεστολίθους και 2) την κατώτερη ενότητα που εμφανίζεται σαν mélange από Πέρμο Τριαδικούς ασβεστολίθους, πρασινοσχιστόλιθους και διεισδύσεις στη βάση τους. Η τεκτονική τοποθέτηση της ανώτερης ακολουθίας δίπλα στην ακολουθία των κυκλαδικών κυανοσχιστόλιθων πιθανώς ολοκληρώθηκε στο ανωτ. Μειόκαινο (Bröcker και Franz, 1998). 2.1.2 ΜΕΤΑΜΟΡΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ Η μεταμόρφωση στην Αττικοκυκλαδική μάζα (Εικ. 5) κέντρισε ιδιαίτερα το επιστημονικό ενδιαφέρον λόγω της ύπαρξης ορυκτολογικών παραγεννέσεων, οι οποίες εμφανίζονται σε συνθήκες υψηλής πίεσης και χαμηλής θερμοκρασίας. Έτσι, καταγράφονται, ύστερα από μελέτες, τρία κύρια μεταμορφικά επεισόδια (Μ1, Μ2, Μ3) ο διαχωρισμός των οποίων, πραγματοποιήθηκε με βάση τις διαφορετικές συνθήκες πίεσης που 11

εντοπίσθηκαν με αποτέλεσμα την ανάπτυξη ορυκτολογικών παραγενέσεων που χρησιμοποιήθηκαν στο διαχωρισμό των μεταμορφικών φάσεων. Το μεταμορφικό επεισόδιο Μ 1 περιλαμβάνει υψηλής πίεσης/ χαμηλής θερμοκρασίας μεταμόρφωση συγκεκριμένα γλαυκοφανιτική έως εκλογιτική. Το Μ 2 μεταμορφικό επεισόδιο περιλαμβάνει αμφιβολιτικής μέχρι πρασινοσχιστολιθικής φάσης σειρές τύπου Barrow. Όσον αφορά το Μ 3 περιλαμβάνει μια χαμηλής πίεσης/υψηλής θερμοκρασίας μεταμόρφωση επαφής. Και τα τρία μεταμορφικά επεισόδια διαχωρίζονται στη βάση του ότι η ορυκτολογικές παραγενέσεις που αναπτύχθηκαν εκείνη τη χρονική περίοδο αντανακλούν υπάρχουσες κατηγοριοποιήσεις φάσεων. Εικ. 5 Διάγραμμα που δείχνει τις μέγιστες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας που έφθασαν οι διάφορες λιθολογίες της ενότητας των κυανοσχιστολίθων. Το γκρι πλαίσιο στα πετρώματα ωκεάνιου φλοιού. Τα νούμερα αφορούν τη πηγή αναφοράς και είναι ομαδοποιημένα ανά νησί. (1) Van der Maar and Jansen, 1983; (2) Parra et al., 2002; (3) Tomaschek and Ballhaus, 1999; Trotet et al., 2001; Schumacher et al., 2008; Gitahi, 2004; Holley et al., 2004; (4) Avigad, 1998; (5) Gupta and Bickle, 2004; (6) Shaked et al., 2000; (7) Shaked et al., 2000; Gupta and Bickle, 2004; (8) Rosenbaum and Ring, 2007; (9) Baziotis, 2008; (10) Ring, 2007; (11) Will et al., 12

1998; Ring et al., 2007; (12) Matthews and Schliestedt, 1984; Schmädicke and Will, 2003; (13) Kostopoulos pers. 2.1.2.1 ΜΕΤΑΜΟΡΦΙΚΟ ΓΕΓΟΝΟΣ ΥΨΗΛΩΝ ΠΙΕΣΕΩΝ- ΧΑΜΗΛΩΝ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΩΝ Μ 1 Το μεταμορφικό γεγονός Μ 1 φαίνεται να διαχωρίζεται σε τρία επιμέρους μεταμορφικά επεισόδια ορυκτογέννεσης M 1Α, M 1Β, M 1C. Μ 1A Πρόκειται για ένα αρχικό επεισόδιο από γλαυκοφανιτική φάση μεταμόρφωσης που περιλαμβάνει χαρακτηριστική ανάπτυξη γλαυκοφανή και λωζονίτη. Ο αρχικός γλαυκοφανής τυπικά κρυσταλλώνεται σε καλά αναπτυγμένες γραμμώσεις. Οι παραγεννέσεις του Μ 1A αρχικά αναγνωρίσθηκαν στο εσωτερικό των πορφυροβλαστών του Μ 1B και Μ 1C μεταμορφικού επεισοδίου (Εικ. 6 a,b). Μ 1B Το συγκεκριμένο στάδιο περιλαμβάνει εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωση με εκτενή ανάπτυξη από ομφακίτη και ιαδεΐτη (Εικ. 6 c). Εσωτερικά εντοπίσθηκε πολύ καλά αναπτυγμένη γράμμωση και συντελεί στην επιβεβαίωση της παραγέννεσης μιας εκλογιτικής (μεταβατικά γλαυκοφανιτικής) φάσης με ζώνες διάτμησης επακόλουθες της ανάπτυξης αυτής. Αυτές οι υψηλής πίεσης ζώνες διάτμησης αργότερα θα πτυχωθούν κατακεκλιμένα, (Εικ. 6 d,e,f) σύμφωνα πάντα με τον επαναπροσανατολισμό της πορφυροβλαστικής ορυκτογέννεσης του Μ 1C επεισοδίο. Μετασωματικά μέτωπα εντοπίζονται συχνά (συνήθως αντιστοιχούν σε αρχικές ζώνες διάτμησης) δείχνοντας έτσι τη μετατροπή του ομφακίτη σε γλαυκοφανή. Αυτά τα μετασωματικά μέτωπα ανακρυστάλλωσης έχουν αναπτυχθεί σύμφωνα με την επακόλουθη περίοδο πορφυροβλάστησης. 13

Μ 1C Το στάδιο αυτό περιλήφθηκε σε μια εκτεταμένη πορφυροβλαστική ανάπτυξη κατά μήκος της εκλογιτικής-κυανοσχιστολιθικής ζώνης, αυτή τη φορά σε συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας αντίστοιχες στη γλαυκοφανιτική γρανατική κυανοσχιστολιθική φάση (Evans 1990; Lister και Raouzaios 1996). Μεγάλοι πορφυροβλάστες (από 1 μέχρι 5cm) αναπτύχθηκαν κάτω από στατικές συνθήκες κατά τη διάρκεια αυτού του συμβάντος, περιλαμβάνοντας γλαυκοφανή, γρανάτη, ζωισίτη και λευκούς μαρμαρυγίες (περιλαμβανομένων φεγγίτη και παραγονίτη). Οι πορφυροβλάστες που αναπτύχθηκαν κατά τη διάρκεια του Μ 1C αναγνωρίζονται εύκολα σε τεμάχια του εκλογιτικούκυανοσχιστολιθικού καλύμματος από ποικίλες θέσεις κατά μήκος όλων των κυκλάδων. Υπάρχουν αρκετές περιπτώσεις όπου διακρίνεται ότι οι παραγεννέσεις των πορφυροβλαστών του Μ 1C έχουν αναπτυχθεί πάνω σε δομές του Μ 1A αποτελούμενες από φολιώσεις πάνω στις οποίες έχουν αναπτυχθεί γραμμώσεις με έντονα ευθυγραμμισμένο γλαυκοφανή. Αυτές οι δομές μπορεί να έχουν διασωθεί από μετέπειτα εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωση χωρίς να έχουν εξαφανισθεί, όπου σε αυτή τη περίπτωση φαίνεται ότι οι νέες ορυκτολογικές παραγεννέσεις δεν είχαν αναπτυχθεί διάχυτα στη μάζα πετρώματος κατά τη διάρκεια του Μ 1B. Έτσι το γλαυκοφανιτικής φάσης Μ 1C στάδιο ανάπτυξης μπόρεσε να υπερκαλύψει τη παλαιότερη Μ 1A γλαυκοφανιτικής φάσης δομή χωρίς απόδειξη για την παρέμβαση του επεισοδίου εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωσης. Είναι σχετικά συχνό φαινόμενο να βρεθούν γλαυκοφανιτικής φάσης παραγεννέσεις του Μ 1A οι οποίες έχουν υπερκαλυφθεί από αντίστοιχες του Μ 1C γλαυκοφανιτικής φάσης συμβάν. Αυτές οι δασωμένες παραγεννέσεις του Μ 1A παρουσιάζουν εσωτερική φολίωση και γράμμωση και γενικά έχει παρατηρηθεί στατιστικώς ότι έχουν υπερκαλυφθεί από μετέπειτα ορυκτογεννέσεις σε γλαυκοφανιτικής φάσης μεταμορφικά επεισόδια. 14

Εικ.6 (a, b) Δείχνουν υπολείμματα του Μ 1A επεισοδίου σε γλαυκονίτη με πολύ καλά αναπτυγμένη φολίωση και γράμμωση τα οποία έχουν υπερκαλυφθεί στατικά από πορφυροβλάστες γρανάτη ζωισίτη και λευκό μαρμαρυγία του Μ 1C, μεταμορφικού επεισοδίου. (Forster και Lister 2005) (c) Μεγάλοι κρύσταλλοι από ομφακίτη που έχει αναπτυχθεί κατά τη διάρκεια του επεισοδίου εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωσης όπως αποτυπώνεται σε γάββρο ηλικίας 70-80 εκατ. Χρόνια (Forster και Lister 2005). (d,e,f) Έντονα φολιωμένοι ομφακίτες σε ζώνη διάτμησης όπου αργότερα πτυχώθηκαν με κατακεκλιμένη γεωμετρία, ενώ μετά είχαμε στατική πρόωρη ανάπτυξη πορφυροβλαστικού γρανάτη του Μ 1C μεταμορφικού επεισοδίου. (Forster και Lister 2005). 15

2.1.2.2 ΜΕΤΑΜΟΡΦΙΚΟ ΓΕΓΟΝΟΣ ΜΕΣΑΙΩΝ ΠΙΕΣΕΩΝ Μ 2 Περιλαμβάνεται σε μια μεταβατική γλαυκοφανιτικής-πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωση (Εικ. 7a,d) με ταυτόχρονη ανάπτυξη από γλαυκοφανή, επίδοτο, λευκό μαρμαρυγία και αλβίτη. Αυτή η παραγένεση αναγνωρίζεται εύκολα εκεί που έχουμε στατική ανάπτυξη από αλβίτη και επίδοτο (± γλαυκοφανή) και αποτυπώθηκε έντονα σε αναπτυγμένες φολιώσεις και γραμμώσεις οι οποίες αναπτύχθηκαν επακόλουθα του Μ 1C μεταμορφικού επεισοδίου ή μέσα σε φλέβες (Εικ. 7 c,d) εκεί που μάζα από γλαυκοφανή διατέμνει νεότερες δομές. Νεότερες κατακεκλιμένες πτυχές που επαναπτύχωσαν δομές από τις ζώνες διάτμησης και φλέβες, σχηματίσθηκαν κατά τη περίοδο του M 2 επεισοδίου (Εικ. 7b). Εικ. 7 Παραμόρφωση που συνδέεται με πολλαπλά επεισόδια από υψηλής πίεσης χαμηλής θερμοκρασίας επεισόδια μεταμόρφωση : a Ζώνη διάτμησης M 2 με φλέβες ανκερίτη και φλέβες από χαλαζία ± γλαυκοφανή b Κατακεκλιμένες πτυχές σε αξονικές ζώνες χιλιομετρικής κλίμακας c και d Φλέβες από χαλαζία και γλαυκοφανή σε πετρώματα που περιέχουν γλαυκοφανή και αλβίτη του M 2 επεισοδίου. (Forster και Lister 2005). 16

2.1.2.3 ΜΕΤΑΜΟΡΦΙΚΟ ΓΕΓΟΝΟΣ ΧΑΜΗΛΩΝ ΠΙΕΣΕΩΝ- ΥΨΗΛΩΝ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΩΝ Μ 3 Η υψηλής θερμοκρασίας χαμηλής πίεσης μεταμόρφωση στο κεντρικό τμήμα των Κυκλάδων οδήγησε σε ανάδρομη μεταμόρφωση πρασινοσχιστολιθικής φάσης στην Αττικοκυκλαδική μάζα και μερική τήξη στο μεταμορφικό σύμπλεγμα πυρήνα (metamorphic core complex) της Μυκόνου-Δέλου και Νάξου-Πάρου στα 20 Ma (Keay et al., 2001 U-Pb σε ζιρκόνιο) που συνδέονται με γρανιτικά σώματα στο Μειόκαινο (22-8 Ma). Στις κεντρικές Κυκλάδες η ανάδρομη πρασινοσχιστολιθική φάση μεταμόρφωσης φαίνεται ότι σχετίζεται με χαμηλής θερμοκρασίας γεγονός. Κάποια γρανιτικά πλουτώνια σώματα φαίνεται να διείσδυσαν στο σώμα των κυκλαδικών κυανοσχιστολίθων έξω από το μεταμορφικό σύμπλεγμα πυρήνα κατά τη διάρκεια μέσου/κατώτερου Μειόκαινου: Ικαρία /16.7-13.7 Ma, Σέριφος/ 11.6-9.6 Ma (Iglseder et al., 2009) και Λαύριο-Αττική/11.9-8.3 Ma (Liati et al., 2009). Οι περισσότερες εμφανίσεις γρανιτοειδών δείχνουν S- τύπου συγγένεια ή συνδυασμό I και S τύπου (Iglseder et al., 2011; Pe-Piper and Piper, 2002; Stouraiti et al., 2010). Η τοποθέτηση των S-τύπου γρανιτοειδών έγινε ταυτόχρονα με δόμους μιγματιτών και συνδέεται με την έναρξη της διαστολής στο Αιγαίο. Η επακόλουθη τοποθέτηση των I-τύπου γρανιτών υποδεικνύει μερική τήξη της υποηπειρωτικής λιθόσφαιρας (Iglseder et al., 2009). 2.1.3 ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ Γενικά στην Αττικοκυκλαδική έχουν αναγνωριστεί πέντε φάσεις παραμόρφωσης, οι οποίες θα περιγράφουν πιο κάτω από την παλαιότερη προς τη νεότερη. Αυτές αντιστοιχούν στη μετάβαση από στάδια ενταφιασμού (D1, D2) σε μεταγενέστερες φάσεις αποσυμπίεσης, αλλά και στην εκταφή των πετρωμάτων σε πλαστικές (D3, D4) και εύθραστες (D5) συνθήκες παραμόρφωσης. Φάσεις D1/D2 Οι δομές που σχηματίστηκαν κατά τις πρώτες φάσεις παραμόρφωσης διατηρούνται στα καλύμματα και της Όχης και της Στύρας και εκπροσωπούνται από τις φολιώσεις S1 και S2. Οι Xypolias et al (2012) 17

αναφερόμενοι στα πρώτα παραμορφωτικά επεισόδια για το νησί της Εύβοιας χαρακτηρίζουν τη παρουσία της S1 και S2 φολίωσης ως τις κύριες δομές που χαρακτηρίζουν τα δύο πρώτα παραμορφωτικά επεισόδια. Γενικώς, η S1 είναι παράλληλη στην S2 δημιουργώντας σαν αποτέλεσμα την σύνθετη S1/2 φολίωση (συμβολισμός που παραπέμπει και στις δύο φολιώσεις). Πρέπει να τονιστεί εδώ ότι η S1/2 είναι παράλληλη με τις επαφές των καλυμμάτων. Η αρχική φάση παραμόρφωσης διατηρείται γενικά σε πολύ μικρό ποσοστό και συνδέεται με την S1 φολίωση και με σφιχτές έως ισοκλινείς πλαστικές πτυχές (F1). Η δεύτερη φάση παραμόρφωσης (D2) γενικά έχει επηρεάσει το μεγαλύτερο τμήμα της Αττικοκυκλαδικής μάζας στην περιοχή της νοτίου Ευβοίας και αναγνωρίζεται συνήθως από την προσανατολισμένη μπλε αμφίβολο που την ακολουθεί, λόγω του σχήματος της, όπου μας δείχνει και τις υψηλές πιέσεις που επικράτησαν κατά τη δημιουργία της. Στα S1/2 επίπεδα αναπτύσσεται μια καλώς εκφρασμένη γράμμωση έκτασης L1/2. Η L1/2 γράμμωση έκτασης έχει σταθερή ΒΔ-ΝΑ διεύθυνση βύθισης σχεδόν σε όλη την έκταση (Εικ.8 ). Εικ.8 Αντιπροσωπευτικές μικροφωτογραφίες που δείχνουν D2 μικροδομές στο κάλυμμα της Όχης. (α). πορφυροβλάστης γρανάτη που έχει ταξινομηθεί ως 18

μετατεκτονικός μεταξύ D1 και D2 φάσεων, (β). συντεκτονική ανάπτυξη πορφυροβλάστη γρανάτη, μέσα σε γλαυκοφανητικό σχοστόλιθο, (γ). η κίνηση εδώ είναι διεύθυνσης Α-ΝΑ., (δ). Ασσύμετρος πορφυροβλάστης αστρίου, που φαίνεται να έχει κίνηση ίδιας φοράς με την εικόνα (γ), (Xypolias et al., 2012). Φάση D3 Μια νεότερη παραμόρφωση (D3) εκδηλώνεται με ορθές πτυχές, οι οποίες παραμορφώνουν και την S2 φολίωση. Οι άξονες των F3 πτυχών που σχηματίστηκαν σε αυτή τη φάση, γενικά βυθίζονται ήπια προς Α-ΒΑ ή Δ-ΝΔ. σε τοπικό επίπεδο όμως μπορεί να εμφανίζουν σημαντικές αποκλίσεις στον προσανατολισμό. Φάση D4 Τα τελικά στάδια της παραμορφωτικής ιστορίας χαρακτηρίζονται από τη φάση D4 (Εικ. 9). Αποτελούν την κυρίαρχη φάση πλαστικής παραμόρφωσης και αναγνωρίζεται σε όλες σχεδόν τις τεκτονικές ενότητες της περιοχής της Άνδρου, καθώς και στην Εύβοια (Xypolias et al., 2012). Εδώ συναντάμε κατακεκλιμένες, κλειστές έως ισοκλινείς πτυχές. Αυτές συναντώνται σε δομικά ανώτερα επίπεδα του φλοιού σε εύθραστες συνθήκες. Οι άξονες αυτών βυθίζονται ήπια είτε ΒΒΔ είτε ΝΝΑ. Η φάση αυτή συνδέεται με την υψηλής πίεσης φολίωση S4. Η S4 είναι μεταβλητή σε ένταση και στον τρόπο εμφάνισης στην περιοχή και σε έναν βαθμό εξαρτάται από τα διαφορετικού τύπου πετρώματα, με τις πιο πλούσιες σε μαρμαρυγία λιθολογίες να βρίσκονται κοντά σε σχιστολιθικά πετρώματα. Έπειτα από γεωλογικές χαρτογραφήσεις παρατηρήθηκε ότι αυτή η διακύμανση της S4 είναι κυρίως το αποτέλεσμα του μεγάλου βαθμού παραμόρφωσης της φάσης D4. Η ανάλυση της D4 κινηματικής επικεντρώθηκε αποκλειστικά σε μυλωνιτικές ζώνες. 19

Εικ.9 (a) (d), Φωτογραφίες πτυχών που αναπτύχθηκαν κατά τη D4 φάση παραμόρφωσης (Xypolias et al., 2012). Φάση D5 Η τελευταία κύρια φάση παραμόρφωσης στην περιοχή χαρακτηρίζεται από το σχηματισμό ρηξιγενών δομών, όπως προκύπτει από τις σχέσεις υπέρθεσης και τις εύπλαστες έως ημι-εύπλαστες συνθήκες που επικρατούν. Διακρίθηκαν δύο ΒΒΔ - ΝΑ διεύθυνσης κανονικά ρήγματα που κλίνουν είτε προς τα ΒΑ είτε προς τα ΝΔ (Εικ. 10). Τα δύο σετ ρηγμάτων έχουν άνιση ανάπτυξη και γίνονται διακριτά από την καμπύλωση των φολιώσεων εκατέρωθεν της ρηξιγενούς επιφάνειας. Τέλος η επικρατούσα ΒΔ ΝΑ διεύθυνση των ρηγμάτων δείχνει ότι οι εφελκυστικές κινήσεις συνέβησαν παράλληλα στην διεύθυνση κίνησης του καλύμματος. 20

Εικ. 10 Αντιπροσωπευτικές φωτογραφίες (a) και (b) κι ένα δίκτυο των κανονικών ρηγμάτων που αναπτύχθηκαν κατά την D5 φάση παραμόρφωσης (Xypolias et al., 2012). 2.2 ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ ΤΗΣ ΑΝΔΡΟΥ Το νησί της Άνδρου αποτελείται κυρίως από κρυσταλλοσχιστώδη πετρώματα, με εξαίρεση των συμπαγών ή χαλαρών ιζηματογενών σχηματισμών του Τεταρτογενούς (Εικ. 11). Στα κρυσταλλοσχιστώδη πετρώματα συμμετέχουν σχιστόλιθοι διαφόρων ποικιλιών, με μάρμαρα και ορισμένα βασικά εκρηξιγενή πετρώματα. Ορισμένες εμφανίσεις όξινων πετρωμάτων αποτελούν αποτέλεσμα νεοτεκτονικών διεργασιών. Η στρωματογραφική ανάλυση κρίθηκε δύσκολη λόγω της ποικιλίας των πετρολογικών τύπων και των πλευρικών μεταβάσεων αυτών, αλλά και εξαιτίας της έντονης παραμόρφωσης, όπως έχει αναφερθεί και πιο πάνω. Ο Παπανικολάου (1978), διαχώρισε στρωματογραφικά, βασισμένος στους σχηματισμούς των μαρμάρων, στις εξής ενότητες που χωρίζονται και αναλυτικότερα σε υποενότητες (Εικ. 12), όπως φαίνεται παρακάτω : 1. ΜΑΚΡΟΤΑΝΤΑΛΟ Α. Μάρμαρα Μακροταντάλου Β. Σχιστόλιθοι Μακροταντάλου 2. ΑΓΙΟΙ ΣΑΡΑΝΤΑ Α. Σχιστόλιθοι Αγίων Σαράντα Β. Σιπολίνες Αγίου Πέτρου 3. ΠΕΤΑΛΟ 21

Α. Σχιστόλιθοι Πετάλου 4. ΓΕΡΑΚΩΝΑ Α. Μάρμαρα Μεσσαριά Β.Σχιστόλιθοι Γερακώνα Γ. Μάρμαρα Παλαιοκάστρου 5. ΡΑΧΗ Α. Εναλλαγές μαρμάρων σχιστολίθων Ράχης Β. Σχιστόλιθοι Ράχη Γ. Μάρμαρα Ράχης Εικ.11 Γεωλογικός χάρτης της Άνδρου (Mehl et al., 2007). 22

Εικ. 12 Σκαρίφημα της επιφανειακής εξάπλωσης των σχηματισμών του κρυσταλλοσχιστώδους της Άνδρου. 1.Μάρμαρα Μακροταντάλου, 2. Σχιστόλιθοι Μακροταντάλου, 3. Σχιστόλιθοι Αγίων Σαράντα, 4. Σιπολίνες Αγίου Πέτρου (ενότητα Αγίων Σαράντα), 5. Σχιστόλιθοι Πετάλου, 6. Μάρμαρα Μεσαριάς (ενότητα Γεράκωνας), 7. Σχιστόλιθοι Γεράκωνας, 8. Εναλλαγές σχιστόλιθων-μαρμάρων Ράχης, 10. Σχιστόλιθοι Ράχης, 11. Μάρμαρα Ράχης. (Από Παπανικολάου 1978) 2.2.1 Η ΔΟΜΗ ΤΗΣ ΠΛΑΣΤΙΚΗΣ ΖΩΝΗΣ ΔΙΑΤΜΗΣΗΣ ΤΟΥ ΦΕΛΛΟΥ (Β. ΑΝΔΡΟΣ) Ο θεματικός πυρήνας του κεφαλαίου είναι η δομή της πλαστικής ζώνης διάτμησης του Φελλού στη Βορειοδυτική Άνδρο (Εικ. 13). Η μελέτη των τομών, οι οποίες αναφέρονται σε παρακάτω ενότητα, είχε ως βασικούς στόχους (α) την κατανόηση της δομής και των κινηματικών χαρακτηριστικών της ζώνης διάτμησης, και (β) την καταγραφή των σταδίων κατασκευής του μυλωνιτικού ιστού. 23

Εικ. 13 Οριοθέτηση της ζώνης διάτμησης με μαύρες στικτές γραμμές. Η περιοχή μελέτης πάνω δεξιά στο νησί της Άνδρου απεικονίζεται σε τετραγωνισμένο πορτοκαλί πλαίσιο (Εικόνα απο Google earth). Με MUB υποδηλώνεται η επιφανειακή εμφάνιση των μετα υπερβασικών σωμάτων και με MYL το σώμα της μυλωνιτικής ζώνης. 2.2.2 ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΛΙΘΟΛΟΓΙΩΝ- ΤΕΚΤΟΝΟ- ΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΕΣ ΣΧΕΣΕΙΣ Η ευρύτερη περιοχή μελέτης δομείται από μεταμορφωμένες λιθολογίες. Οι λιθολογίες, αναλυτικότερα, που εμφανίζονται στην περιοχή έρευνας είναι (α) Χαλαζιακοί Μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι (QMS) (β) Επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι (EPS) (γ) Μετα υπερβασικά σώματα (MUB) και (δ) Ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι με παρεμβολές από λεπτούς ορίζοντες μαρμάρων, παρόμοιοι με αυτούς της Ενότητας Στύρας στη Νότιο Εύβοια. Η παρουσία μεταϊζημάτων και μεταβασικών πετρωμάτων σε γειτνίαση είναι ενδεικτική της παρουσίας πρωτολίθων με σημαντικό συστασιακό εύρος. Οι Χαλαζιακοί - Μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι παρουσιάζουν μεταβλητό ποσοστό τόσο χαλαζία όσο και μαρμαρυγία το οποίο εκδηλώνεται μακροσκοπικά από χρωματικές μεταβολές και ιστολογικά από διαφορές στην πυκνότητα της φολίωσης. Κατά θέσεις εντός της 24

μυλωνιτικής ζώνης διακρίνονται και ζώνες λευκοκρατικών ορθογνευσίων. Οι ορυκτές φάσεις που φιλοξενούνται στις επιφάνειες σχιστότητας των Χαλαζιακών Μαρμαρυγιακών σχιστολίθων είναι επιμηκυσμένοι κρύσταλλοι χαλαζία, φυλλάρια μαρμαρυγία, πορφυροκλάστες γρανάτη και ομοαξονικά εκτεινόμενοι (boudinaged) κρύσταλλοι τουρμαλίνη. Χαλαζιακές φλέβες παρατηρούνται σε διάφορες θέσεις της χαρτογραφημένης περιοχής με την ανάπτυξη τους εντός της ζώνης διάτμησης να παρατηρείται συνήθως σε παραλληλία με τις επιφάνειες συστασιακής ζώνωσης (compositional banding). Οι Επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι διακρίνονται από το χαρακτηριστικό φαιοπράσινο έως σκούρο πράσινο χρώμα και σε χαρτογραφική κλίμακα εμφανίζουν επιμήκη ανάπτυξη υπο παράλληλα στην εμφάνιση Μετα υπερβασικών λιθολογιών. Κατά τόπους εμφανίζονται συμπαγή σώματα τα οποία χαρακτηρίζονται ως επιδοτίτες ενώ σε ορισμένες θέσεις παρατηρείται και η παρουσία χλωριτικών σχιστολίθων. Η πετρογραφική εξέταση οδήγησε, ακόμα, στην διάκριση επιδοτιτικών γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων δομικά τοποθετημένων στην βάση της μυλωνιτικής ζώνης. Οι μετα υπερβασικές λιθολογίες (σερπεντινίτες) φιλοξενούνται στα υψηλότερα τεκτονο-στρωματογραφικά επίπεδα και εμφανίζονται από έντονα σχιστοποιημένες έως συμπαγείς. Το ποσοστό συμμετοχής του ολιβίνη είναι υψηλό δεδομένο που μαρτυρά την περιδοτιτική προέλευση αυτής της λιθολογίας. Η εμφάνιση των Μετα υπερβασικών λιθολογιών λόγω χρώματος και έντονου αναγλύφου γίνεται εύκολα διακριτή, σε σχέση με τις μετα ιζηματογενείς λιθολογίες, και μέσω δορυφορικών εικόνων. Οι δύο προαναφερθείσες λιθολογίες οριοθετούν την οροφή και την βάση της κεντρικής περιοχής της ζώνης διάτμησης που φιλοξενείται σε μεταϊζήματα (μεταπηλίτικά μετακλαστικά πετρώματα). Με κριτήριο τα λιθολογικά και μεταμορφικά χαρακτηριστικά σε κλίμακα επιφανειακής εμφάνισης, οι λιθολογικοί τύποι στην περιοχή μελέτης συνδέονται με λιθολογικά μέλη των καλυμμάτων Στύρας (Μάρμαρα Σχιστόλιθοι) και Όχης (Μετα Οφιολιθική ακολουθία) που εμφανίζονται στην Νότια Εύβοια και δομούν την Ενότητα γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων. Δομικά από τα ανώτερα προς τα κατώτερα τεκτονοστρωματογραφικά επίπεδα παρατηρούνται α) Μετα υπερβασικά σώματα β) Χαλαζιακοί Μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι γ) Επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι και δ) Ασβεστιτικοί 25

σχιστόλιθοι που συνδέονται με την ενότητα Στύρας. Η επανάληψη των τεκτονοστρωματογραφικών ενοτήτων στην περιοχή μελέτης οφείλεται στην παρουσία πτυχών μεγάλου μήκους. 26

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3- ΚΙΝΗΜΑΤΙΚΟΙ ΔΕΙΚΤΕΣ ΣΕ ΖΩΝΕΣ ΔΙΑΤΜΗΣΗΣ Γενικά, η παραμόρφωση στα πετρώματα δεν κατανέμεται ομοιογενώς μέσα στη μάζα τους. Συνήθως δημιουργούνται επίπεδες ζώνες, στις οποίες εντοπίζεται ένα υψηλό ποσοστό παραμόρφωσης, με κύριο χαρακτηριστικό τον πιο γρήγορο ρυθμό της παραμόρφωσης σε σχέση με τα γύρω πετρώματα. Η παραμόρφωση στις ζώνες αυτές, που χαρακτηρίζονται από υψηλή καταπόνηση (high strain), συνήθως περιλαμβάνει μια συνιστώσα περίστρεψης. Αυτός ο τύπος των ζωνών υψηλής καταπόνησης είναι γνωστός σαν ζώνες διάτμησης (shear zones). Οι ζώνες διάτμησης χαρακτηρίζονται συνήθως από επίπεδη γεωμετρία, με σχέση μήκους προς πλάτος να είναι μεγαλύτερο από 5:1. Ακόμη, η εσωτερική τους παραμόρφωση είναι κυρίως, απλή διάτμηση (± ποσοστό συμπίεσης ή εφελκυσμού) και έχει πολύ μεγάλες τιμές σε σχέση με το γύρω πέτρωμα. Η παραμόρφωση στις ζώνες διάτμησης προξενεί την ανάπτυξη ενός χαρακτηριστικού τεκτονικού ιστού αλλά και ορυκτολογικών αθροισμάτων που αντικατοπτρίζουν τις συνθήκες P-T, τον τύπο της ροής, τη φορά της κίνησης και την ιστορία της παραμόρφωσης στη ζώνη διάτμησης. Γίνεται λοιπόν αντιληπτό ότι οι ζώνες διάτμησης είναι μια σημαντική πηγή "γεωλογικής" πληροφορίας. Οι ζώνες διάτμησης (Εικ. 14) χωρίζονται σε θραυσιγενείς (brittle) ζώνες (ή ρηξιγενείς ζώνες ρήγματα) και σε όλκιμες (ductile) ζώνες, ανάλογα με το τύπο της παραμόρφωσης που τις χαρακτηρίζει (θραυσιγενής ή όλκιμη). Συχνά αναφέρεται και ένας ενδιάμεσος τύπος (brittle-ductile shear zones), που αποτελεί μια ενδιάμεση κατάσταση ανάμεσα στις δύο προηγούμενες. Οι όλκιμες ζώνες διάτμησης συνήθως είναι ενεργές σε υψηλότερες συνθήκες μεταμόρφωσης απ' ότι οι θραυσιγενείς. 27

Εικ.14 Κατανομή των κύριων τύπων πετρωμάτων ρηξιγενών ζωνών σε μια μεγάλης κλίμακας ζώνη διάτμησης.η ζώνη αυτή μεταβάλλεται τόσο ως προς το πλάτος, όσο και ως προς τη γεωμετρία και τον τύπο των πετρωμάτων που δημιουργούνται, ανάλογα με το βάθος και το βαθμό μεταμόρφωσης. Στη στήλη b παρουσιάζεται μια σχηματική αναπαράσταση των τεσσάρων κύριων τύπων των πετρωμάτων σε ρηξιγενείς ζώνες και της γεωμετρίας της ζώνης διάτμησης, με την προϋ-πόθεση ότι το αρχικό πέτρωμα είναι ένας γρανίτης με καλά αναπτυγμένους φαινοκρυστάλλους. Το συγκεκριμένο παράδειγμα της Εικ. 14 αναφέρεται σε μια κατακόρυφη, οριζόντιας ολίσθησης ζώνη διάτμησης. Κεκλιμένες (κανονικές ή ανάστροφες) ζώνες διάτμησης εμφανίζουν μια όμοια κατανομή στα πετρώματα και τη γεωμετρία της διάτμησης με το βάθος. () Για τα πετρώματα που έχουν παραμορφωθεί σε μια ζώνη διάτμησης χρησιμοποιείται συνήθως μια ειδική ορολογία, που εν μέρει εξαρτάται από την λιθολογία τους. Συνήθως αναφέρονται με τον όρο "fault rocks" ή "fault related rocks", δηλαδή "πετρώματα ρηξιγενών ζωνών", αν και περιλαμβάνουν και αυτά που έχουν δημιουργηθεί σε όλκιμες ζώνες. Οι πιο συνήθεις τύποι είναι τα θραυσιγενή πετρώματα (brittle fault rocks), οι μυλωνίτες (mylonites) και οι ταινιωτοί γνεύσιοι (striped gneisses). 28

3.1 ΜΥΛΩΝΙΤΕΣ Μυλωνίτης είναι ένα πέτρωμα που παρουσιάζει φύλλωση και γράμμωση με στοιχεία που μαρτυρούν πλαστική παραμόρφωση και κατά κανόνα περιέχει ινώδη στοιχεία με μονοκλινικό σχήμα συμμετρίας (Bell and Etheridge 1973; Hobbs et al. 1976; White et al. 1980; Tullis et al. 1982; Hanmer and Passchier 1991). Ο όρος μυλωνίτης είναι αυστηρά διαρθρωτικός και αναφέρεται μόνο στην ινώδη μορφή του πετρώματος και δε δίνει πληροφορίες για το ορυκτό σύνθεσης. Γι αυτό και ο όρος αυτός δεν θα πρέπει να χρησιμοποιείται ως όνομα πετρώματος σε μια στρωματογραφική ακολουθία. Οι μυλωνίτες εμφανίζονται σε ζώνες υψηλής πίεσης γνωστές ως «μυλωνιτικές ζώνες», που ερμηνεύονται ως ζώνες πλαστικής διάτμησης (ductile shear zones). Η επαφή μεταξύ μιας μυλωνιτικής ζώνης και ενός ανεπηρέαστου πετρώματος τείνει να μετατρέπεται σε μια σταδιακή μετάβαση ινών. Το μέγεθος των κόκκων σε ένα μυλωνίτη είναι συνήθως μικρότερο από αυτό του ολικού πετρώματος. Μυλωνιτικές ζώνες μπορούν να εμφανιστούν σε οποιοδήποτε τύπο πετρώματος και έχουν περιγραφεί από μια υποκλίμακα χιλιοστού σε ζώνες πλάτους αρκετών χιλιομέτρων (Bak et al. 1975; Hanmer 1988). Η ένταση της παραμόρφωσης μπορεί να ποικίλλει από τη μια μυλωνιτική ζώνη σε μια άλλη, αλλα είναι πάντα υψηλή. Οι μυλωνίτες μπορούν να αναγνωσιστούν από το μικρό μέγεθος των κόκκων τους, από την καλά ανεπτυγμένη σε μεγάλο βαθμό, επίπεδη φύλλωση τους και από τις ευθείες γραμμώσεις τους. Οι φακοί και τα στρώματα των λεπτόκοκκων υλικών που είναι συνήθεις στους μυλωνίτες, πιστεύεται ότι προέρχονται από ένα χονδρόκοκκο μητρικό πέτρωμα με ενδοκρυσταλλική παραμόρφωση και ανακρυστάλλωση. Πολλοί μυλωνίτες περιέχουν πορφυροκλάστες, τα οποία είναι απομεινάρια των ανθεκτικών κόκκων με μέγεθος μεγαλύτερο από του μητρικού υλικού. 29

Οι μυλωνίτες περιέχουν δύο ή και ακόμα τρεις φυλλώσεις κλίνοντας μεταξύ τους σε μικρή γωνία, που πιστεύεται ότι έχουν αναπτυχθεί ταυτόχρονα. Ο χαλαζίας, ο ασβεστίτης και ο άστριος παρουσιάζουν, επίσης, συνήθως τα στοιχεία του πλέγματος προτιμώμενου προσανατολισμού (Κεφ.4.4.5). Οι φυλλώσεις στο μυλωνίτη τοπικά υπόκεινται σε στενή ή ισοκλινική αναδίπλωση. Ένα σημαντικό χαρακτηριστικό πολλών μυλωνιτών αποτελεί η σαφής διαφορά στη γεωμετρία των δομών σε λεπτές τομές που προσανατολίζονται διαφορετικά σε σχέση με τη γράμμωση. Στα τμήματα κάθετα στη γράμμωση, το πέτρωμα μπορεί να φαίνεται σχετικά μη παραμορφωμένο ή οι δομές να έχουν μια ορθορομβική συμμετρία, ενώ στα τμήματα που είναι παράλληλα στη γράμμωση, η παραμόρφωση είναι συνήθως πολύ ισχυρότερη και οι δομές εμφανίζουν να έχουν μια μονοκλινική συμμετρία που μπορεί να χρησιμοποιηθεί ως δείκτης κίνησης. Χρακτηριστικό, επίσης, είναι το καμπύλο σχήμα και η μείωση της έντασης των μυλωνιτικών φυλλώσεων μακριά από τον πυρήνα της ζώνης διάτμησης. Η συνολική μονοκλινική συμμετρία μυλωνιτικών ζωνών και των ινώδων στοιχείων σε αυτά αντανακλά τη μονοκλινική συμμετρία της μη ομοαξονικής ροής σε μια ζώνη διάτμησης. 3.2 ΚΙΝΗΜΑΤΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΖΩΝΩΝ ΔΙΑΤΜΗΣΗΣ Όπως προαναφέρθηκε σε ζώνες διάτμησης με τεκτονική ροή, η κίνηση δεν εκτονώνεται όλη σε μία επιφάνεια ασυνέχειας αλλά η ζώνη διάτμησης έχει ένα εύρος και η κίνηση γίνεται μέσα από ένα δίκτυο ασυνεχειών που προσδίδουν στο πέτρωμα έναν τεκτονικό ιστό. Η διερεύνηση της γεωμετρίας του τεκτονικού ιστού που αναπτύσσεται έχει ιδιαίτερο ενδιαφέρον για την εξαγωγή κριτηρίων που δείχνουν τη φορά της διάτμησης, έτσι ώστε παρατηρώντας τον τεκτονικό ιστό στην ύπαιθρο ή το μικροσκόπιο και να μπορούμε να βγάλουμε συμπεράσματα για την κινηματική της ζώνης διάτμησης. Το πιο σημαντικό στοιχείο για την κινηματική ανάλυση σε ζώνες διάτμησης με τεκτονική ροή είναι ο προσδιορισμός, αρχικά, της εφελκυστικής γράμμωσης ή γράμμωσης έκτασης (stretching ή extensional lineation) που θα δώσει την διεύθυνση της διάτμησης παράλληλα στην οποία θα πρέπει να 30

παρατηρούνται τα κινηματικά κριτήρια που θα δώσουν τη φορά της διάτμησης (shear sense). Η εφελκυστική γράμμωση είναι καλύτερα αναπτυγμένη σε ζώνες μυλωνίτη σαν ορυκτολογική γράμμωση που σε κατακλασίτες και ασύνδετα τεκτονικά πετρώματα συνήθως λείπει. Κινηματικά κριτήρια για τη φορά της διάτμησης σε μυλονίτες (Εικ.16) (White et a1 1986) είναι: 31

Εικ.15 Η γεωμετρία των κυριότερων δομών που αναπτύσσονται σε μια ζώνη διάτμησης. (White et a1 1986) Εικ.16 Οι σημαντικότεροι κινηματικοί δείκτες για τον προσδιορισμό της φοράς διάτμησης. (White et a1 1986) 32

Η περιστροφή στα όρια της ζώνης διάτμησης λόγω αυξανόμενης διατμητικής παραμόρφωσης στο εσωτερικό της ζώνης, προϋπάρχουσας η δημιουργούμενης κατά την διάτμηση φύλλωσης (περίπτωση με αριθμό 1 στην Εικ.16) η παραμορφωμένων προϋπαρχόντων στοιχείων/δεικτών παραμόρφωσης (περίπτωση με αριθμό 2 στην Εικ. 16, βλπ. και Εικ. 15a). Η ασυμμετρία μικροπτυχών που αναπτύσσονται εσωτερικά στη μυλωνιτική φύλλωση (intrafolial folds), (περίπτωση με αριθμό 3 στην Εικ. 16, βλπ. και Εικ. 15i). Η ασυμμετρία των S/C fabrics (περίπτωση με αριθμό 4 στην Εικ. 16), οι επιφάνειες C κόβουν τις επιφάνειες S, που η φορά μεγίστης κλίσης τους είναι αντίθετη από τη φορά της διάτμησης, με μία συστηματική τύπου s ασυμμετρία (βλπ. και Εικ. 15d). Η ασυμμετρία των shear bands (περίπτωση με αριθμό 5 στην Εικ. 16). Οι επιφάνειες C η εφελκυστικό crenulation (βλπ. και Εικ. 15e) έχουν φορά μεγίστης κλίσης συνθετική ως προς τη φορά διάτμησης καί πάντα παραμορφώνουν (πτυχώνουν η "κόβουν" τις επιφάνειες S). Οι επιφάνειες S αποτελούν μία διαμπερή φύλλωση που προσδιορίζεται από τον προτιμητέο προσανατολισμό φυλλοπυριτικών συνήθως ορυκτών, παράλληλα στο επίπεδο xy του τελικού ελειψοειδούς παραμόρφωσης (με κύριες παραμορφώσεις x>y>z). Οι επιφάνειες C είναι παράλληλες στη διεύθυνση της διάτμησης. Αποτελούν επιφάνειες ανομοιογενούς εντοπισμού υψηλής διατμητικής παραμόρφωσης σε μικρή κλίμακα και παραμορφώνουν τις επιφάνειες S, δημιουργώντας μία συστηματική φορά διάτμησης (Εικ. 17). 33

Εικ. 17 Γεωμετρία των S/C fabrics και shear bands. (Cees W. Passchier and Rudolph A. J. Trouw, MICROTECTONICS 2005, 2nd Revised and Enlarged Edition, εκδόσεις Springer, pages 40-57, 68-93, 118-158.) Η μετακίνηση πορφυροκλαστών που έχουν σπάσει σε μικρότερα κομμάτια λόγω μικροδιαρρήξεων παράλληλων στα όρια της ζώνης (περίπτωση με αριθμό 6 στην Εικ. 16), διατμητικών ρωγμών (περίπτωση με αριθμό 7 στην Εικ. 16) και εφελκυστικών ρωγμών (περίπτωση με αριθμό 8 στην Εικ. 16). Χρειάζεται ιδιαίτερη προσοχή με τις μικροδιαρρήξεις αυτές γιατί με αυξανόμενη διατμητική παραμόρφωση περιστρέφονται αντίθετα με τη φορά διάτμησης. Η φορά μετακίνησης διατμητικών ρωγμών είναι συνθετική με τη φορά διάτμησης εάν οι διατμητικές ρωγμές έχουν φορά μεγίστης κλίσης ίδια με τη φορά της διάτμησης ενώ θα είναι αντιθετική με τη φορά διάτμησης εάν οι διατμητικές ρωγμές έχουν φορά μέγιστης κλίσης αντίθετη ως προς τη φορά της διάτμησης. Η ασυμμετρία πορφυροκλαστών σε σχέση με τις δυναμικά ανακρυσταλλωμένες "ουρές" του (περιπτώσεις με αριθμό 9 & 10 στην Εικ. 16 και Εικ. 18). Οι πορφυροκλάστες είναι συνήθως ορυκτά ανθεκτικά στην παραμόρφωση (π.χ. άστριοι, μαρμαρυγίες, γρανάτες, μεγάλοι κόκκοι χαλαζία όχι πλήρως ανακρυσταλλωμένοι κλπ.) σε μία κύρια μάζα πιο λεπτόκοκκη και πιο παραμορφώσιμη. Οι ουρές των 34

πορφυροκλαστών σε μυλωνίτες αποτελούνται συνήθως από υλικό πού έχει προέλθει από δυναμική ανακρυστάλλωση. Δύο κυρίως τύποι πορφυροκλαστών έχουν διακριθεί: σ-τύπου πορφυροκλάστες (Εικ. 16 περίπτωση 10 και Εικ. 15b) και οι δ-τύπου πορφυροκλάστες (Εικ. 16 περίπτωση 9 και Εικ. 15b) πού θεωρείται ότι σχηματίζονται όταν ο ρυθμός πρόσθεσης υλικού με δυναμική ανακρυστάλλωση είναι μικρός σε σχέση με το ρυθμό διατμητικής παραμόρφωσης (με βάση πειραματική δημιουργία τους, Passchier & Simpson 1986). Εικ. 18 Ταξινόμηση πορφυροκλαστών. Φορά διάτμησης αριστερόστροφη. (Passchier & Simpson 1986) H ασυμμετρία παραμορφωμένων κλαστών μαρμαρυγία (περίπτωση με αριθμό 12 στην Εικ. 16 και Εικ. 19) που έχουν πολύ χαρακτηριστικές μορφές, τους έχει δοθεί το όνομα "mica fish" (βλπ. και Εικ. 15c) και αφθονούν σε τύπου S/C μυλωνίτες (Lister & Snoke, 1984). 35

Εικ. 19 Σχηματική απεικόνιση των διαφόρων τύπων mica fish και η γεωμετρική σχέση τους με τη μυλωνιτική και λοξή φύλλωση που παρατηρούνται σε ένα μυλωνίτη. (Lister & Snoke, 1984) Η ασυμμετρία επιμήκων ανακρυσταλλωμένων κόκκων χαλαζία (περίπτωση με αριθμό 11 στην Εικ. 16, βλπ. και Εικ. 15f) που "κλίνουν" αντίθετα από την φορά της διάτμησης (ribbon quartz). H συμμετρία διαγραμμάτων στατιστικής κατανομής προτιμητέου κρυσταλλογραφικού προσανατολισμού του οπτικού άξονα c του χαλαζία (c- axis fabrics) που "κλίνει" προς τη φορά της διάτμησης (σε διάγραμμα σε προβολή στο επίπεδο xz του ελλειψοειδούς παραμόρφωσης με κύριες παραμορφώσεις x>y>z), (περίπτωση με αριθμό 13 στην Εικ. 16, βλπ. και Εικ. 15j). Επισημαίνεται ότι για την εύρεση της φοράς διάτμησης θα πρέπει να χρησιμοποιηθεί συνδυασμός όσο το δυνατόν περισσοτέρων κριτηρίων και όσο πιο μεγάλη είναι η κλίμακα παρατήρησης, τόσο πιο ασφαλή είναι τα κριτήρια (σε μικρότερη κλίμακα τοπικές ετερογένειες μπορεί να δημιουργούν τοπικά αντίθετα κριτήρια). 36

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4- ΔΥΝΑΜΙΚΗ ΑΝΑΚΡΥΣΤΑΛΛΩΣΗΣ ΤΟΥ ΧΑΛΑΖΙΑ Η αναδιοργάνωση του υλικού ως προς την αλλαγή του μεγέθους των κόκκων, το σχήμα και τον προσανατολισμό μέσα στο ίδιο ορυκτό είναι συνηθισμένη διαδικασία στην ανάπτυξη των μυλωνιτών και είναι γνωστή ως δυναμική ανακρυστάλλωση (Poirier and Guillopé 1979; Urai et al. 1986; Hirth and Tullis 1992). Αποτέλεσμα της ανακρυσταλλωσης είναι, νέοι μικροί κόκκοι να αντικαθιστούν παλαιότερους. Σε στερεά ορυκτά, όπως οι άστριοι, η ανακρυστάλλωση μπορεί να σχετίζεται με αλλαγές στη σύνθεση, η οποία μπορεί να είναι μια επιπρόσθετη οδηγητική δύναμη για την όλη διαδικασία.υπάρχουν τρεις διαφορετικοί μηχανισμοί κρυστάλλωσης, που μπορούν να λειτουργήσουν κατά τη διάρκεια της παραμόρφωσης ανάλογα με τη θερμοκρασία και/ή την ένταση ροής.οι μηχανισμοί αυτοί κατά αυξανόμενη θερμοκρασία και μειωμένη έντασης ροής είναι οι εξής (Εικ. 20 Urai et al. 1986; Wu and Groshong 1991a; Hirth and Tullis 1992; Dunlap et al. 1997; Stipp et al. 2002): A) Ανακρυστάλλωση διόγκωσης BLG (Bulging Recrystallisation) B) Ανακρυστάλλωση με περιστροφή SGR (Subgrain Rotation Recrystallisation) Γ) Ανακρυστάλλωση με μετανάστευση των ορίων των κόκκων σε συνθήκες υψηλής θερμοκρασίας GBM (High-Temperature Grain Boundary Migration Recrystallisation) 37

Εικ.20 Οι τρεις κύριοι τύποι δυναμικής ανκρυστάλλωσης σε ένα πολυκρύσταλλο. Το περιεχόμενο του ενός από του δύο μεγάλους κόκκους που επανακρυσταλλοποιούνται, πριν και κατά τη διάρκεια της ανακρυστάλλωσης, υποδεικνύεται με σκίαση. (Cees W. Passchier and Rudolph A. J. Trouw, MICROTECTONICS 2005, 2nd Revised and Enlarged Edition, εκδόσεις Springer, pages 40-57, 68-93, 118-158.) 38

Εικ. 21 Οι τρεις μηχανισμοί δυναμικής ανακρυστάλλωσης σε σχέση με το μέγεθος των κόκκων. A) Ανακρυστάλλωση με διόγκωση (BLG), Αν δύο γειτονικοί κόκκοι έχουν διαφορετική πυκνότητα εξάρθρωσης, το όριο των κόκκων μπορεί να αρχίζει να διογκώνεται σε ένα κόκκο με την υψηλότερη πυκνότητα (οι γκρι ευθείες γραμμές στους κρυστάλλους υποδηλώνουν επίπεδα του πλέγματος (lattice planes)). Από την κλίμακα των μεμονωμένων κόκκων, αυτός με την υψηλότερη πυκνότητα αποδιάρθρωσης (σκιασμένο πλαίσιο) καταναλώνεται από τη διόγκωση του λιγότερου παραμορφωμένου κόκκου. Η διόγκωση μπορεί τελικά να αναπτυχθεί σε ένα ανεξάρτητο κόκκο. B) Ανακρυστάλλωση με περιστροφή (SGR). Η περιστροφή του a κρυστάλλου σε σχέση με την μετανάστευση των εξαρθρώσεων σε περιστροφικούς 39

κόκκους (subgrain walls) κατά τη διάρκεια της προοδευτικής παραμόρφωσης μπορεί να προκαλέσει την ανάπτυξη των οριακών κόκκων με υψηλή γωνία και κατά συνέπεια των νέων κόκκων. Οι μπάρες μέσα στους περιστροφικούς κόκκους δείχνουν πλέγμα προσανατολισμού. C) Ανακρυστάλλωση με μετανάστευση των ορίων των κόκκων σε συνθήκες υψηλής θερμοκρασίας (GBM). Σε υψηλή θερμοκρασία, τα όρια των κόκκων γίνονται υπερκινητικά και μπορούν να σαρώνουν το υλικό σε οποιαδήποτε κατεύθυνση για να αφαιρέσουν τις εξαρθρώσεις και τα όρια των περιστροφικών κόκκων.η ανακρυστάλλωση αυτή εμφανίζεται επίσης,όπου τα όρια των περιστροφικών κόκκων μετατρέπονται σε όρια των κόκκων. (Cees W. Passchier and Rudolph A. J. Trouw, MICROTECTONICS 2005, 2nd Revised and Enlarged Edition, εκδόσεις Springer, pages 40-57, 68-93, 118-158.) 4.1 ΑΝΑΚΡΥΣΤΑΛΛΩΣΗ ΔΙΟΓΚΩΣΗΣ Σε χαμηλή θερμοκρασία η οριακή κινητικότητα των κόκκων μπορεί να είναι τοπική και τα όρια των κόκκων μπορεί να διογκωθούν μέσα στον κρύσταλλο με την υψηλή πυκνότητα αποδιάρθρωσης και να δημιουργήσουν νέους ανεξάρτητους μικρούς κρυστάλλους (Εικ.20,21α). Η διαδικασία αυτή είναι γνωστή ως ανακρυστάλλωση με μετανάστευση των ορίων των κόκκων σε συνθήκες χαμηλής θερμοκρασίας ή ανακρυστάλλωση διόγκωσης (BLG) (Baily and Hirsch 1962; Drury et al. 1985; Shigematsu 1999; Stipp et al. 2002). Οι προεξοχές μπορεί να διαχωριστούν από τον κύριο κόκκο και να σχηματίσουν μικρούς ανεξάρτητους νέους κόκκους, είτε με σχηματισμό οριακών κόκκων με περιστροφή (Means 1981; Urai et al. 1986) είτε με μετανάστευση των ορίων των κόκκων (Tungatt and Humphreys 1984; Stipp et al. 2002), και να εξελιχθούν σε οριακούς κόκκους. 4.2 ΑΝΑΚΡΥΣΤΑΛΛΩΣΗ ΜΕ ΠΕΡΙΣΤΡΟΦΗ Μια ειδική διαδικασία ανακρυστάλλωσης εμφανίζεται όταν οι εξαρθρώσεις του κρυσταλλικού πλέγματος προστίθενται συνεχώς στα όρια των περιστροφικών κόκκων. Αυτό συμβαίνει μόνο αν οι εξαρθρώσεις είναι σχετικά ελεύθερες να μεταβούν από το ένα επίπεδο πλέγματος στο άλλο. Η διαδικασία αυτή είναι γνωστή ως «αναρριχητική εξάρθρωση ερπυσμού» («climb accommodated dislocation creep»). Σε τέτοιες περιπτώσεις, η γωνία μεταξύ του κρυσταλλικού πλέγματος και στις δύο πλευρές του περιστροφικού κόκκου αυξάνεται έως ότου να μην μπορεί πλέον να ταξινομηθεί ως μέρος του ίδιου κόκκου (Εικ. 40

21b).Έτσι, ένας νέος κόκκος έχει αναπτυχθεί από την προοδευτική περιστροφή. Αυτή η διαδικασία είναι γνωστή ως ανακρυστάλλωση με περιστροφή (SGR recrystallisation) και γενικά, λαμβάνει χώρα σε υψηλότερες θερμοκρασίες σε σχέση με την BLG ανακρυστάλλωση. Παλαιοί κόκκοι τείνουν να παραμορφωθούν πλαστικά και να δημιουργήσουν επιμήκη σχήματα με πολλούς περιστροφικούς κόκκους. Οι δομές «πυρήνα και 41 μανδύα» δημιουργούνται σε χαμηλή θερμοκρασία και χαμηλή πίεση, αλλά γενικά οι περιστροφικοί κόκκοι και οι νέοι εμφανίζονται σε «φύλλα» μεταξύ των παλαιότερων κόκκων (απομεινάρια) ή παλαιότεροι κόκκοι μπορεί να αντικατασταθούν εξ ολοκλήρου από τους περιστροφικούς και νέα δίκτυα κόκκων. Εμφανίζονται ακομη, όλες οι διαβαθμίσεις μεταξύ των περιστροφικών κόκκων και των νέων κόκκων του ίδιου σχήματος και μεγέθους (Nishikawa and Takeshita 2000; Nishikawa et al. 2004). Οι περιστροφικοί κόκκοι και οι κόκκοι είναι συχνά ελαφρώς επιμήκεις. Χαρακτηριστική είναι η σταδιακή μετάβαση από περιστροφικούς κόκκους με χαμηλή γωνία ορίων σε κόκκους με υψηλή γωνία (Εικ.20). 4.3 ΑΝΑΚΡΥΣΤΑΛΛΩΣΗ ΜΕ ΜΕΤΑΝΑΣΤΕΥΣΗ ΤΩΝ ΟΡΙΩΝ ΤΩΝ ΚΟΚΚΩΝ Σε σχετικά υψηλή θερμοκρασία, η κινητικότητα των ορίων των κόκκων αυξάνεται σε βαθμό όπου τα όρια των κόκκων να μπορούν να σαρώσουν μέσα από ολόκληρους κρυστάλλους και να αφαιρέσουν τις εξαρθρώσεις και, ενδεχομένως, τα όρια των περιστροφικών κόκκων με μια διαδικασία που ονομάζεται ανακρυστάλλωση με μεταναστεύση των ορίων των κόκκων σε συνθήκες υψηλής θερμοκρασίας (GBM Recrystallisation) (Εικ.20, 21 Guillopé and Poirier 1979; Urai et al. 1986; Stipp et al. 2002). Ο σχηματισμός και η περιστροφή των κόκκων είναι συνήθως, ενεργός κατά τη διάρκεια αυτής της διαδικασίας, αλλά μόλις σχηματίζονται τα όρια των κόκκων με αυτή τη μέθοδο, μετά από ένα ορισμένο ποσό της περιστροφής του παλαιού περιστροφικού κόκκο (Lloyd and Freeman 1991, 1994), μπορούν να αποκτήσουν μεγάλη κινητικότητα. Τα όρια και το μέγεθος των κόκκων είναι μεταβλητά. Νέοι κόκκοι τείνουν να γίνονται μεγαλύτεροι από ό, τι οι συνυπάρχοντες περιστροφικοί κόκκοι. Είναι δύσκολο να γίνει διάκριση των νέων κόκκων από τα απομεινάρια των παλαιών κόκκων, μόνο ίσως, από τη

διανομή των υγρών και στερεών εγκλεισμάτων. Σε πολύ υψηλή θερμοκρασία, οι κόκκοι έχουν ιδιαίτερα λοβοειδή ή αμοιβαδοειδή όρια, αλλά μπορεί να γίνουν σχεδόν "ελεύθερα στελέχη", δηλ. στερούνται τη μερική (undulose) εξαφάνιση και τους περιστροφικούς κόκκους. 42

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5- ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΣΤΟ ΜΙΚΡΟΣΚΟΠΙΚΟ ΠΕΔΙΟ 5.1 ΕΙΣΑΓΩΓΗ- ΣΚΟΠΟΣ ΜΙΚΡΟΤΕΚΤΟΝΙΚΗΣ ΑΝΑΛΥΣΗΣ Kατά την διάρκεια της εργασίας στην ύπαιθρο συλλέχθηκαν δείγματα για την εκτίμηση της παραμόρφωσης των μυλωνιτικών πετρωμάτων και τη μέτρηση του μεγέθους των κόκκων χαλαζιτικών φλεβών. Τα δείγματα χειρός που συλλέχθηκαν, προσανατολίστηκαν στην ύπαιθρο σημειώνοντας την διεύθυνση και τη διεύθυνση κλίσης σε μια επιφάνεια του δείγματος. Στο εργαστήριο Τεκτονικής κατασκευάστηκαν αντίστοιχες λεπτές τομές κάθετα στην φολίωση και παράλληλα στη κρυσταλλική γράμμωση ώστε να μας δώσουν ακριβείς πληροφορίες. Κατόπιν, επεξεργάστηκαν με τη βοήθεια πολωτικού μικροσκοπίου Zeiss Nikon του εργαστηρίου Τεκτονικής. 5.1.1 ΠΕΤΡΟΛΟΓΙΚΗ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΜΥΛΩΝΙΤΙΚΩΝ ΔΕΙΓΜΑΤΩΝ Για τη μέτρηση της παραμόρφωσης μελετήθηκαν στο πολωτικό μικροσκόπιο Zeiss Nikon 26 λεπτές τομές από δείγματα που λήφθηκαν σε μυλωνιτιωμένες λιθολογίες της ζώνης διάτμησης του Φελλού (Β. Ανδρος). Τα δείγματα που εξετάστηκαν χαρακτηρίζονται πετρογραφικά ως μαρμαρυγιακοί- χαλαζιακοί ή χαλαζιακοί- μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι, ενώ σε ορισμένα από αυτά παρατηρήθηκε και η εμφάνιση γρανάτη, στον οποίο εμφανίζεται εντονότερα η φορά της παραμόρφωσης. Συγκεκριμένα, στην πρώτη ομάδα σχιστολίθων ανήκουν οι τομές: 10S8,10S6C,10S24,10S6B,10AD34,10S31,10S7,10S14,10S11,10S10(1524), 10S10(15294),10S33,10S12B,10S22 και 10AD16 ενώ, στην δεύτερη οι τομές: 10ADA1, 10AD36, 10AD25, 10S28, 10AD17, 10AD20, 10AD21, 10AD19, 10AD15, 10S23 και 10AD14. Γενικά, οι μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι (με ή χωρίς γρανάτη) είναι μεταπηλιτικά πετρώματα και χαρακτηρίζονται από τεφρό εώς κυανότεφρο χρώμα ανάλογα με το ποσοστό συμμετοχής του γλαυκοφανή. Συχνά, παρατηρούνται και ορίζοντες χαλαζιακού υλικού παράλληλα στην φολίωση. 43

Κύριος σκοπός της μικροτεκτονικής ανάλυσης των μυλωνιτικών δειγμάτων είναι η παρουσίαση του προσανατολισμού του κινηματικού δείκτη σε σχέση με την φορά βύθισης γράμμωσης (πραγματοποιείται αναλυτικότερη περιγραφή για κάθε δείγμα στην παρακάτω ενότητα). Οι κινηματικοί δείκτες στα δείγματα εμφανίζονται με διάφορες δομές. Η ταυτοποίηση τους μπορεί να γίνει με την εμφάνιση S/C fabrics δομών, οι οποίες είναι χαρακτηριστικές σε μυλωνιτικές ζώνες όπου επικρατεί η πλαστική παραμόρφωση κατά την τεκτονική ροή, στην περιοχή του Φελλού. Παρατηρούνται και οι δύο μορφές μυλωνιτών, δηλαδή ως S/C fabrics και ως shear bands ή SB structures. Επιπλέον, είναι φανερή και η εμφάνιση C επιφανειών σε κάποιες τομές. Ακόμη, ως κινηματικοί δείκτες αποτελούν και οι εφελκυστικές και διατμητικές ρωγμές, που η φορά μέγιστης κλίσης τους είναι συνθετική με τη φορά της διάτμησης, ενώ ο σχισμός διάλυσης υπό πίεση κλίνει αντίθετα από αυτήν,αλλά, και η εμφάνιση δομών mica fish, χαρακτηριστικές μορφές που εμφανίζουν οι προσανατολισμένοι κλάστες μαρμαρυγία σύμφωνα με την φορά της παραμόρφωσης και αφθονούν σε τύπου S/C μυλωνίτες. Οι παραπάνω δομές αποτελούν στοιχεία δείκτες για την κινηματική των μυλωνιτών και μας βοηθούν στη διάκριση της φοράς διάτμησης των δειγμάτων σε αριστερόστροφη ή δεξιόστροφη σε σχέση με την φορά της βύθισης γράμμωσης. 5.2 ΚΙΝΗΜΑΤΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ ΤΩΝ ΜΥΛΩΝΙΤΩΝ Για τη μέτρηση της παραμόρφωσης μελετήθηκε ξεχωριστά κάθε δείγμα στο μικροσκόπιο. Η διαδικασία πραγματοποιήθηκε με τα εξής βήματα : 1. Αρχικά, τα δείγματα τοποθετήθηκαν στο μικροσκόπιο έτσι ώστε το βέλος να βρίσκεται στην επάνω μεριά της τομής και χρησιμοποιήθηκε η ανάλογη μεγέθυνση για την ανάλυση του (5Χ ή 2,5Χ). 2. Στη συνέχεια, αναγνωρίσθηκε το είδος των ορυκτών που περιείχαν και έγινε η διάκριση τους σε χαλαζιακούς- μαρμαρυγιακούς ή μαρμαρυγιακούς- χαλαζιακούς σχιστόλιθους. 3. Έπειτα, εντοπίσθηκαν οι δομές- δείκτες για τον προσανατολισμό της κινηματικής των δειγμάτων, δηλαδή οι S/C fabrics ή shear bands δομές, εφελκυστικές ρωγμές και mica fish. 44