Η δομή του τεκτονικού καλύμματος των κυανοσχιστολίθων στην ευρύτερη περιοχή Μερμυγκιές - Άνδρου Δήμητρα Σερέτη Πτυχιακή Εργασία Πάτρα 2012 Πανεπιστήμιο Πατρών Τμήμα Γεωλογίας
ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η παρούσα διπλωματική εκπονήθηκε υπό την επίβλεψη του Επίκουρου Καθηγητή Παρασκευά Ξυπολιά τον οποίο θα ήθελα να ευχαριστήσω για τη συμβολή του στην πραγματοποίηση και επιμέλεια της πτυχιακής μου εργασίας καθώς και την ευκαιρία που μου έδωσε να ασχοληθώ με ένα τόσο ενδιαφέρον αντικείμενο που ανταποκρίνεται απολύτως στα επιστημονικά μου ενδιαφέροντα. Τον ευχαριστώ θερμά για την συμβολή του και κατά τη διάρκεια συγγραφής αυτής της εργασίας, αλλά και κατά τη διάρκεια της υπαίθριας εργασίας. Ακόμη, για την υλοποίηση της υπαίθριας εργασίας ήταν σημαντική η συμβολή του Δρ. Βασίλη Χατζάρα, τον οποίο επίσης ευχαριστώ θερμά. [2]
ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1: Εισαγωγή [4] ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2: Γεωλογική και τεκτονική επισκόπιση [5] -2α: Γεωλογία της Αττικοκυκλαδικής μάζας -2β: Μεταμόρφωση της Αττικοκυκλαδικής μάζας -2γ: Τεκτονική επισκόπηση -2δ: Γεωλογία Άνδρου ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3: Γεωλογία της ευρύτερης περιοχής μελέτης [17] ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4: Τεκτονική ανάλυση [22] ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5: Συμπεράσματα [33] ΚΕΦΑΛΑΙΟ 6: Βιβλιογραφία [34] [3]
1. Εισαγωγή Σκοπός εργασίας Στα πλαίσια της πτυχιακής εργασίας πραγματοποιήθηκαν δέκα ημέρες υπαίθρου στο νησί της Άνδρου στο βόρειο-δυτικό τμήμα του νησιού και συγκεκριμένα στις περιοχές της Ψωριάρεζας, του Σιδόντα και των Μερμυγκιών. Γνωρίζουμε ότι η Άνδρος ανήκει στην περιοχή της Αττικοκυκλαδικής μάζας, του ελληνικού ορογενούς, η οποία παρουσιάζει πολύ μεγάλο ενδιαφέρον εξαιτίας των πολύπλοκων διεργασιών, καθώς και των συνθηκών μεταμόρφωσης υψηλών πιέσεων που επικράτησαν σε αυτήν. Έτσι κύριος σκοπός της εργασίας αυτής είναι η χαρτογράφηση της συγκεκριμένης περιοχής, με αποτέλεσμα τη βελτίωση της υπάρχουσας γεωλογικής γνώσης. Επίσης η εργασία αυτή έχει ως απώτερο σκοπό την τεκτονική ανάλυση της περιοχής του βορείου τμήματος της Άνδρου ώστε να περιγραφεί δομή του τεκτονικού καλύμματος των κυανοσχιστόλιθων.στην περιοχή μελέτης. Για το σκοπό αυτό συλλέχθηκαν και αναλύθηκαν μεσοσκοπικές τεκτονικά στοιχεία, κατάσκευάστηκαν τεκτονικοί χάρτες φολιώσεων και γραμμώσεων καθώς και γεωλογικές τομές. Εικόνα 1: Η θέση της περιοχής μελέτης, στο βόρειο τμήμα της νήσου Άνδρου. [4]
2. Γεωλογική και τεκτονική επισκόπηση της Αττικοκυκλαδικής μάζας. 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 Doutos, 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 (Εικόνα 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. Εικόνα 2: Απλοποιημένος γεωλογικός χάρτης της Αττικοκυκλαδικής μάζας (Philippon et al., 2011) [5]
2α. Γεωλογία της Αττικοκυκλαδικής μάζας. Η Αττικοκυκλαδική μάζα θεωρείται σήμερα ως η προς το νότο προέκταση της Πελαγονικής ζώνης και αποτελείται από μια ακολουθία καλυμμάτων που τοποθετήθηκαν κυρίως κατά τη διάρκεια του Άνω Ηωκαίνου. Αναφερόμενοι στην τεκτονοστρωματογραφική διάρθρωση, το κυκλαδικό σώμα αποτελείται κύρια από τρεις ενότητες. 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, 4): 1) ενότητα βάσης, 2)ενότητα κυανοσχιστόλιθων και η 3)ανώτερη ενότητα. Εικόνα 3: Σχηματική τεκτονοστρωματογραφική στήλη της Αττικοκυκλαδικής ζώνης (Chatzaras V., PhD thesis). Η παρά-αυτόχθονη ενότητα βάσης αντιπροσωπεύει μια αγχιμεταμορφωμένη έως χαμηλά μεταμορφωμένη ασβεστολιθική πλατφόρμα. Χαρακτηριστικές εμφανίσεις αυτής βρίσκονται κύρια στην Αττική, στην κεντρική Εύβοια, αλλά και στα νησιά Αμοργός, Τήνος, Θήρα, και Σάμος. Η σειρά αυτή περιλαμβάνει Τριαδικής έως Άνω Κρητιδικής ηλικίας νηριτικούς ασβεστόλιθους που τοπικά εναλλάσσονται με μετακλαστικά πετρώματα στα ανώτερα μέλη της. Πάνω στην ανθρακική ακολουθία αποτίθεται φλύσχης του Παλαιογενούς, σε στρωματογραφική συμφωνία. Οι κυκλαδικοί κυανοσχιστόλιθοι αντιπροσωπεύουν μία μεταμορφωμένη ακολουθία, του Μεσοζωικού, που αποτελείται κυρίως από μια ανώτερη μετά-οφιολιθική ακολουθία με μεταβασίτες και επιδοτιτικούς σχιστόλιθους, και μια κατώτερη ακολουθία μαρμάρων και σχιστόλιθων (Durr et al., 1978). Η κατώτερη ονομάστηκε ενότητα Στύρας, ενώ η ανώτερη ενότητα Όχης (Εικόνα 4α, β,τροποποιημένος χάρτης - Dürr 1986, Xypolias et al., 2003, and Ring et al., 2007). Η παρουσία μαφικών και υπερβασικών φακών στην ακολουθία αυτή, δείχνει ότι μια θαλάσσια λεκάνη αποτελούσε μέρος της ακολουθίας (π.χ. [6]
Dixon and Ridley, 1987; Katzir et al., 2000). Η ενότητα αυτή των κυανοσχιστόλιθων υπέστει δύο μεγάλης και εκτεταμένης κλίμακας μεταμορφικά επεισόδια: μια κυανοσχιστολιθική μέχρι εκλογιτική φάσης μεταμόρφωσης κατά το Ηωκαίνο, με μέγιστες συνθήκες 15-20 kbar και 500±50 ο ακολουθούμενη από μια ανάδρομη πρασινοσχιστολιθική φάση μεταμόρφωσης (4-7 kbar και 400±50 ο ) τοπικά αμφιβολιτική (5-8 kbar και 550±100 ο ) κατά το ανώτερο Μειόκαινο (Maluski et al., 1981; Okrusch and Brocker, 1990; Trotet et al., 2001; Iliopoulos, 2006). α β Εικόνα 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). [7]
Η ανώτερη ενότητα, ή αλλιώς το οφιολιθικό κάλυμμα έχει 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. Οι συνθήκες που επικράτησαν στην ενότητα αυτή είναι πρασινοσχιστολιθικής φάσης μέχρι αμφιβολιτικής φάσης μεταμόρφωσης και δεν δείχνουν κανένα στοιχείο για υψηλής πίεσης μεταμορφικές συνθήκες (Altherr et al., 1982). 2β. Μεταμόρφωση στην Αττικοκυκλαδική μάζα. Στη μεταμορφική ιστορία της Αττικοκυκλαδικής μάζας καταγράφονται, ύστερα από μελέτες δύο κύρια μεταμορφικά επεισόδια. Βρέθηκε μια υψηλής πίεσης μεταμόρφωση και μια υψηλής θερμοκρασίας χαμηλής πίεσης μεταμόρφωση, που αναλύονται εκτενέστερα παρακάτω. Υψηλής πίεσης/χαμηλής θερμοκρασίας μεταμόρφωση Όλο το κυκλαδικό σώμα από την βάση μέχρι τα ωκεάνια τύπου πετρώματα έχουν υποστεί υψηλής πίεσης/χαμηλής θερμοκρασίας (HP/LT) μεταμόρφωση που οι πιέσεις κυμαίνονται ανάμεσα στα 0.6 και 2.8 GPa. Οι μέγιστες συνθήκες που καταγράφηκαν έφτασαν στα 1.8 GPa στη βάση και στο ιζηματογενές κάλυμμα και 2.5 GPa στα ωκεάνιου τύπου πετρώματα. Η μέση διασπορά των μέγιστων των συνθηκών πίεσης και θερμοκρασίας τα οποία εξαρτώνται από θερμοβαρόμετρα, αντανακλούν: i) Ποικιλία στα μέγιστα βάθη που εντοπίσθηκαν τα πετρώματα ή ii) διαφορές στις αναλυτικές μεθόδους που χρησιμοποιήθηκαν για διαφορετικά πετρώματα και δείγματα ορυκτών. Η διαφορά στο εύρος της μέγιστης παρατηρούμενης πίεσης μεταμόρφρωσης στα ωκεάνιου τύπου πετρώματα (0.8-2.2 GPa) και στο ιζηματογενές κάλυμμα και στη βάση (0.6-1.8 GPa) δεν είναι αξιοσημείωτη υποδεικνύοντας πιθανά ότι η βάση και το ιζηματογενές κάλυμμα υποβυθίστικαν στο ίδιο βάθος με τα ωκεάνιου τύπου πετρώματα (Εικόνα 5). Υψηλής θερμοκρασίας/χαμηλής πίεσης μεταμόρφωση και γρανίτες 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 [8]
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). Εικόνα 5: Διάγραμμα που δείχνει τις μέγιστες συνθήκες πίεσης και Θερμοκρασίας από διαφορετικά λιθολογικά σώματα του CBU. Το γκρι πλαίσιο δείχνει τα πετρώματα ωκεάνιου τύπου,, τα νούμερα αφορούν τις πηγές αναφοράς ομαδοποιημένα ανά νησί : (1) Van der Maar and Jansen, 1983; (2) Parra et al., 2002; (3)Tomaschek and Ballhaus, 1999; Trotet et al., 2001; Schumacher et al., 2008; Gitahi, 2004;Holley et al., 2004; (4) Avigad, 1998; (5) Gupta and Bickle, 2004; (6) Shaked et al., 2000; (7) Shaked et al., 2000; Gupta and Bickle, 2004; (8) Rosenbaum and Ring, 2007; (9) Baziotis, 2008; (10) Ring, 2007; (11) Will et al., 1998; Ring et al., 2007; (12) Matthews and Schliestedt, 1984; Schmadicke and Will, 2003; (13) Kostopoulos pers. Com. 2010. [9]
Η προς το νότο μείωση τη ηλικίας του πλουτωνισμού και τα συνδεόμενα μικρής κλίσης ρήγματα αποκόλλησης στη Νάξο-Πάρο, Μύκονος, Σέριφος, Ικαρία (Ring 2007), Λαύριο υποδεικνύει μια γενική μετανάστευση της διαστολής προς τα νότια κατά τη διάρκεια του Μειόκαινου σε τοπική κλίμακα. 2γ. Τεκτονική επισκόπηση 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 βαθιάς ταφής (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 κα της Στύρας και εκπροσωπούνται από τις φολιώσεις S1 και S2. Γενικά η S1 είναι παράλληλη στην S2 φολίωση, πράγμα που κάνει το διαχωρισμό των δύο πρώτων σετ δομών δύσκολο. Έτσι χρησιμοποιήθηκε ένας συμβολισμός που παραπέμπει και στις δύο φολιώσεις (S1/2). 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. Μικροτεκτονικές αναλύσεις επίσης έχουν πραγματοποιηθεί στην περιοχή της νότιας Εύβοιας (Xypolias et al., 2012), με σκοπό τη διερεύνηση της κινηματικής των αρχικών φάσεων παραμορφώσεως. Στα δείγματα που πάρθηκαν για το σκοπό αυτό εμφανίζεται μια ενιαία μυλονιτική φολίωση S2 και αποδεικτικά στοιχεία για δυναμική ανακρυστάλλωση του χαλαζία. Η γενική διεύθυνση που έδωσαν τα δείγματα είναι η Α-ΝΑ (Εικόνα 6). [10]
Εικόνα 6: Αντιπροσωπευτικές μικροφωτογραφίες που δείχνουν D2 μικροδομές στο κάλυμμα της Όχης. (α). πορφυροβλάστης γρανάτη που έχει ταξινομηθεί ως 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 (Εικόνα 7). 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 [11]
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. Εικόνα 7: (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. Τα δύο σετ ρηγμάτων έχουν άνιση ανάπτυξη και γίνονται διακριτά από την καμπύλωση των φολιώσεων εκατέρωθεν της ρηξιγενούς επιφάνειας. Τέλος η επικρατούσα ΒΔ ΝΑ [12]
διεύθυνση των ρηγμάτων δείχνει ότι οι εφελκυστικές κινήσεις συνέβησαν παράλληλα στην διεύθυνση κίνησης του καλύμματος. Εικόνα 8: Αντιπροσωπευτικές φωτογραφίες (a) και (b) κι ένα δίκτυο των κανονικών ρηγμάτων που αναπτύχθηκαν κατά την D5 φάση παραμόρφωσης (Xypolias et al., 2012). 2δ. Γεωλογία Άνδρου Το νησί της Άνδρου αποτελείται κυρίως από κρυσταλλοσχιστώδη πετρώματα, με εξαίρεση των συμπαγών ή χαλαρών ιζηματογενών σχηματισμών του Τεταρτογενούς. 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, όπως φαίνεται παρακάτω : 1) Ενότητα Μακροταντάλου Μάρμαρα Μακροταντάλου: Χαρακτηρίζονται όλα τα μεταμορφωμένα ανθρακικά πετρώματα που συναντώνται μόνο στη Βόρεια Άνδρο. Οι κυριότερες εμφανίσεις τους δημιουργούν δύο επιμήκεις ζώνες διευθύνσεως ΒΑ-ΝΔ. Αξίζει ακόμα να σημειωθεί ότι στα μάρμαρα αυτά βρέθηκαν απολιθώματα, όπου βάση αυτών διαπιστώθηκαν δύο διαφορετικοί στρωματογραφικοί ορίζοντες. Ο ένας είχε ηλικία κατώτερου Περμίου και ο άλλος μέσου ανώτερου Περμίου. [13]
Σχιστόλιθοι Μακροταντάλου: Αποτελούν, στο σύνολό τους, µια σειρά ορατού πάχους 200-600 m. Στην ενότητα αυτή είναι δυνατόν να διακριθούν δύο µεγάλοι ορίζοντες, από τους οποίους ο ένας κατώτερος και ο άλλος ανώτερος σε σχέση προς τον παρεµβαλλόµενο σχηματισμό των Μαρµάρων Μακροταντάλου. Ο κατώτερος ορίζοντας των Σχιστόλιθων Μακροταντάλου αποτελείται κυρίως από µαρµαρυγιακούς χαλαζιακούς σχιστόλιθους µε αρκετές διαστρώσεις χαλαζιτών καθώς και λίγες εµφανίσεις χλωριτικών σχιστολίθων. Οι ενδιάµεσοι σχιστόλιθοι µεταξύ των διαφόρων οριζόντων των Μαρµάρων Μακροταντάλου, είναι διαφόρων ποικιλιών, αλλά επικρατούν οι ασβεστιτικοί µαρµαρυγιακοί σχιστόλιθοι. Ο ανώτερος ορίζοντας αποτελείται κυρίως από δύο τύπους πετρωμάτων, από χλωριτικούς επιδοτικούς σχιστολίθους και µοσχοβιτικούς ασβεστιτικούς σχιστόλιθους, οι οποίοι εναλλάσσονται µε λεπτά στρωµατίδια τεφρού µαρµάρου. 2) Ενότητα Άγιοι Σαράντα Σχιστόλιθοι Αγίων Σαράντα: Η ενότητα αυτή αναπτύσσεται κατά μήκος της κορυφογραμμής του όρους των Αγίων Σαράντα και το όριο αυτών με τους σιπολίνες του Αγίου Πέτρου είναι ασαφές καθώς παρεμβάλλεται μια μεταβατική ζώνη. Αποτελείται από µοσχοβιτικούς ασβεστιτικούς σχιστόλιθους και χλωριτικούς επιδοτικούς αµφιβολίτες. Εντός των σχηµατισµών αυτών υφίστανται και µικροί ορίζοντες µαρµάρων και σιπολινών. Σιπολίνες Αγίου Πέτρου: Το συνολικό πάχους αυτού του σχηματισμού είναι περίπου 300 m. Κύριο χαρακτηριστικό του σχηματισμού είναι η παρουσία σε πολλές θέσεις οριζόντων σιπολινικού μαρμάρου, με πάχος που κυμαίνεται από λίγα cm έως και 2 m με εναλλαγές λεπτών σχιστολιθικών ενδιαστρώσεων, τα σχιστώδη μάρμαρα. Τέλος ένα ακόμα χαρακτηριστικό είναι η ύπαρξη κοιτασμάτων μαγγανίου σε αυτούς, τα οποία είναι ιζηματογενούς προελεύσεως και έχουν συμπτυχωθεί και μεταμορφωθεί. 3) ΕνότηταΠέταλο Σχιστόλιθοι Πετάλου: Είναι ο μεγαλύτερος σχηματισμός του κρυσταλλοσχιστώδους της Άνδρου, τόσο από άποψη επιφανειακής εξαπλώσεως, αλλά όσο και πάχους. Εντός του σχηματισμού διακρίνονται διαστρώσεις και φακοί μαρμάρων, οι οποίοι ανήκουν σε δύο στρωματογραφικούς ορίζοντες, τα ενδιάμεσα μάρμαρα και τα ενδιάμεσα μάρμαρα Άχλας. 4) Ενότητα Γεράκωνα Μάρμαρα Μεσσαριάς: Αποτελούν τον κατώτερο σχηματισμό του κρυσταλλοσχιστώδους και η εμφάνισή τους περιορίζεται σε μία στενή ζώνη διευθύνσεως ΒΑ-ΝΔ. Το πάχος του σχηματισμού υπερβαίνει τα 80 m και η μετάβαση τους με τους υπερκείμενους σχηματισμούς γίνεται με την παρεμβολή οριζόντων σκουρόχρωμου σχιστόλιθου και αμφιβολίτη. [14]
Εικόνα 9: 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) Σχιστόλιθοι Γεράκωνας: Ο σχηµατισµός των Σχιστόλιθων Γεράκωνας είναι µερικώς οµόλογος των Σχιστολίθων Πετάλου µε ορισµένες διαφορές, οι οποίες οφείλονται σε φασικές πλευρικές µεταβολές. Μάρμαρα Παλαιοκάστρου: Το πάχος των Μαρµάρων Παλαιοκάστρου υπερβαίνει τα 25 m και η κλίση τους είναι αρκετά σταθερή προς νότο, χωρίς να λείπουν οι µικροπτυχές, ιδιαιτέρως στους υποκειμένους σχιστόλιθους. Η εµφάνισή τους στο οροπέδιο της Γεράκωνας, περιορίζεται σε τρεις µεµονωµένους όγκους και δίνουν την εντύπωση ρακών. 5) Ενότητα Ράχη Εναλλαγές μαρμάρων-σχιστόλιθων Ράχης: Συνίστανται από απολεπτυσµένες κροκάλες που κολυµπούν µέσα στη σχιστολιθική µάζα, ενώ σε λίγες θέσεις εµφανίζεται και µετακροκαλοπαγές. Σχιστόλιθοι Ράχης: Οι σχιστόλιθοι Ράχης συνίστανται από αµφιβολίτες και από µοσχοβιτικούς γλαυκοφανιτικούς σχιστόλιθους. [15]
Μάρμαρα Ράχης: Τα µάρμαρα Ράχης συνίσταται από λεπτοταινιωδή µάρμαρα κυανότεφρων έως λευκών, αλλά παρατηρούνται και ορίζοντες παχυστρωµατώδους έως και ασαφούς στρώσεως µαρµάρου µε κυψελώδη όψη και κίτρινη. Σύμφωνα με τον Παπανικολάου (1978) στην ύπαρξη τεσσάρων φάσεων παραμόρφωσης, αλλά και στον γενικότερο διαχωρισμό των μεταμορφωμένων πετρωμάτων της Άνδρου, συμφώνησαν πλήθος μελετητών. Επιπρόσθετα έχει γίνει αποδεκτό ότι στης μεγάλης κλίμακας δομές της Άνδρου, υπάρχουν πολλές ενδείξεις ότι οι κατακεκλιμένες πτυχές της δεύτερης φάσης, δημιουργήθηκαν κατά τη διάρκεια μιας τεκτονικής σύγκλισης με κατεύθυνση προς τα βόρειο-δυτικά (Mukhin et al., 1996). Εικόνα 10: Γεωλογικός χάρτης της Άνδρου (Mehl et al., 2007). Γενικά στην περιοχή της Άνδρου προσδιορίζονται δύο τεκτονικές μονάδες, που χωρίζονται από μία χαμηλή γωνία αποκόλλησης. Δύο γενικές κλίσεις υπάρχουν στην Άνδρο από ΝΔ προς ΒΑ. Όσο πιο κοντά βρίσκεται η απόσπαση αυτή τόσο τα πετρώματα οπισθοδρομούν και τόσο λιγότερο ομοαξονική είναι η παραμόρφωση (δηλαδή πιο έντονη). Η παραμόρφωση υπάρχει στο βορειοανατολικό τμήμα του νησιού από τοπικές ζώνες διάτμησης, των 10 m(mehl et al., 2007). [16]
3. Γεωλογία της ευρύτερης περιοχής μελέτης Στην περιοχή μελέτης και συγκεκριμένα βόρειο-δυτικά του Γαυρίου και δυτικά του Καλιβαρίου, διαχωρίστηκαν οι ακόλουθοι τύποι πετρωμάτων: (α) χαλαζιακοί- μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι, (β) επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι και επιδοτίτες, (γ) Ασβεστιτικά και Δολομιτικά Μάρμαρα, (δ) Μαρμαρυγιακούςχλωριτικούς-ασβεστιτικούς σχιστόλιθους και (ε) οφιολιθικά πετρώματα. Πρέπει να σημειωθεί πως πέρα από τους χαλαζιακούς-μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους που συνθέτουν την κύρια μάζα της περιοχής οι υπόλοιποι λιθότυποι συναντώνται ως επί το πλείστον ΒΑ και ΒΔ του τμήματος που μελετήθηκε. Η διάκριση όλων των τύπων πετρωμάτων θα γίνει παρακάτω σε δύο κύριες κατηγορίες, της Όχης και της Στύρας, ανάλογα με τα διαφορετικά χαρακτηριστικά του κάθε σχηματισμού. 3.α.Ενότητα Όχης 3.α.1.Χαλαζιακοί-Μαρμαρυγιακοί Σχιστόλιθοι Οι σχιστόλιθοι σε αυτόν τον σχηματισμό ποικίλουν ανάλογα με το ποσοστό χαλαζία-μαρμαρυγία, ενώ σε περιοχές είναι πλούσιο σε γλαυκοφανή πράγμα στο οποίο οφείλουν το μπλε χρώμα. Eικόνα 11:. Χαλαζιακός σχιστόλιθος Εικόνα 12: Γρανατούχος χαλαζιακός σχιστόλιθος [17]
3.α.2.Επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι Παχυστρωματώδεις σχηματισμοί, χαρακτηρίζονται από πράσινο χρώμα λόγω του επίδοτου. Η εξάπλωση τους παρατηρείται κυρίως στο Δυτικό κομμάτι, από την περιοχή της Βλυχάδας ως τη Φάσα, καθώς και ΒΑ του Καλάμου. Στις περιοχές αυτές βρέθηκαν επίσης και στρώματα μεταβασικών, όμως επειδή τα γεωλογικά όρια δεν είναι ευδιάκριτα λόγω μικρής εμφάνισης στη μελετώμενη κλίμακα, δεν είναι δυνατό να χαρτογραφηθούν. Εικόνα 13: Επιδοτιτικός σχιστόλιθος 3.α.3.Μάρμαρο Τα μάρμαρα επικρατούν στο ΒΔ κομμάτι της περιοχής. Βρίσκονται τόσο ως ανεξάρτητοι σχηματισμοί όσο και σε εναλλαγές με χαλαζιακούς-μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους. Στην ενότητα της Όχης όμως θα αναφερθούμε σε μάρμαρα τα οποία έχουν υποστεί δολομιτίωση και έχουν ένα λευκό χρώμα. Απαντώνται εξ ολοκλήρου στο ΒΔ τμήμα και μπορούμε να τα διακρίνουμε να τρέχουν σε δύο ζώνες, η μία σχεδόν παράλληλη της άλλης. Η πρώτη ξεκινά από την περιοχή της Σπαρτιάς και καταλήγει στο Γκάλιοσι, μέσα σε χαλαζιακούς-μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους της ίδιας ενότητας. Η δεύτερη βρίσκεται μέσα σε επιδοτιτικούς σχιστόλιθους και εκτείνεται παραλιακά από τη Φάσα ως τη Βλυχάδα. [18]
Εικόνα 14: Δολομιτοποιημένο μάρμαρο 3.α.4. Οφιόλιθοι Υπερβασικό πέτρωμα, μέρος του ωκεάνιου φλοιού που επωθήθηκε πάνω στον Ηπειρωτικό. Εμφανίζεται σε διάσπαρτες περιοχές, όμως το μεγαλύτερο μέρος της μάζας του βρίσκεται στην περιοχή των Μερμυγκιών και της Βλυχάδας. Έχει pillow μορφή και η περιεκτικότητα του σε σερπεντίνη του δίνει χαρακτηριστικό πρασινωπό χρώμα και σαπωνοειδή υφή. Εικόνα 15: Pillows οφιολίθων [19]
3.β.Ενότητα Στύρας 3.β.1. Χαλαζιακοί μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι Καλύπτουν κυρίως τις περιοχές Βόρεια του Σιδόντα και Νότια της παραλίας της Μικρής Πέζας. Διαφέρουν ορυκτολογικά από τους σχιστόλιθους Όχης, καθ όλη την έκταση της περιοχής. Εκ πρώτης όψεως χαρακτηρίζονται από μεγαλύτερο βαθμό σχιστότητας, ενώ παρατηρούνται ενδιαστρώσεις μαρμάρου και ασβεστιτικών σχιστόλιθων. Άλλα στοιχεία είναι το χαρακτηριστικό κόκκινο-καφέ χρώμα και οι πιο λέπτοκρυσταλλικοί κόκκοι μαρμαρυγία. Τέλος σε περιοχές οι σχιστόλιθοι της ενότητας αυτής μπορεί να εμφανίζονται με ένα ελαφρύ πράσινο χρώμα, το οποίο το προσδίδουν σε μεγάλα ποσοστά χλωρίτη. Εικόνα 16: Μαρμαρυγιακός σχιστόλιθος Εικόνα 17: Εμφανείς ενδιαστρώσεις μαρμάρου σε σχιστόλιθο [20]
3.β.2.Μάρμαρο Εμφανώς σε μικρότερο ποσοστό από τα παραπάνω μάρμαρα,βρίσκονται στην περιοχή ανατολικά του Σιδόντα και στο Καμινάκι. Εμφανίζονται με ένα σκούρο γκρι-μπλε χρώμα, πιθανότατα λόγω οργανικών ουσιών, οξειδίων Fe ή μαγγανιούχων οξειδίων, συνήθως ως ενδιαστρώσεις σε σχιστόλιθους και σηματοδοτούν τις αλλαγές στα σχιστολιθικά πετρώματα που αναφέρθηκαν παραπάνω. Εικόνες 18,19: Μπλε-Γκρι μάρμαρο [21]
4. Τεκτονική ανάλυση Μετά την επισκόπηση του βορείου τμήματος της Άνδρου, διακρίθηκαν τρεις φάσεις παραμόρφωσης. Έτσι, για την περιοχή μελέτης, παρακάτω θα αναλυθούν τα εξελικτικά στάδια της παραμόρφωσης. Αυτό θα γίνει με την παρουσίαση των τεκτονικών δεδομένων που συλλέχθηκαν από την ύπαιθρο και με την ερμηνεία δύο τομών από διαφορετικές περιοχές. Για τις ανάγκες της τεκτονικής ανάλυσης πάρθηκαν μετρήσεις µε πυξίδα κατά µήκος του οδικού δικτύου της περιοχής, το οποίο αποτελεί και µια φυσική τοµή των πετρωμάτων. Μερικές αντιπροσωπευτικές µετρήσεις πυξίδας που αφορούν την κλίση και διεύθυνση κλίσης των στρωµάτων έχουν προβληθεί επάνω στους γεωλογικούς-τεκτονικούς χάρτες φολιώσεων και γραμμώσεων (Εικόνα 25). Το σύνολο των μετρήσεων προβλήθηκε σε δίκτυα Schmidt κατώτερου ημισφαιρίου για εξαγωγή συμπερασμάτων. Οι τομές που επιλέχτηκαν, Α-Α και Β-Β, έχουν διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ και απεικονίζονται στις (Εικόνα 21) και (Εικόνα 22), αντιστοίχως. Εκτός από τα τεκτονικά δεδομένα όμως, αναγνωρίστηκαν και οι διάφορες γεωλογικές μονάδες που αποτελούν το βόρειο τμήμα του νησιού της Άνδρου οι οποίες τοποθετήθηκαν σε ένα γεωλογικό χάρτη (Εικόνα 20). Όπως αναφέρθηκε και παραπάνω εκτός από τους χαλαζιακούς-μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους που συνθέτουν την κύρια μάζα της περιοχής οι υπόλοιποι λιθότυποι συναντώνται ως επί το πλείστον στις περιοχές ανατολικά και δυτικά της περιοχής μελέτης. [22]
[24]
4.1. Πρώτη φάση παραμόρφωσης Αναλυτικότερα για τις φάσεις παραμόρφωσης, η πρώτη φάση χαρακτηρίζεται από την ύπαρξη μιας φολίωσης, της S1 η οποία είναι συνήθως μυλωνιτική. Η φολίωση αυτή συνδέεται με πλαστικές πτυχές, τις F1, κύριο χαρακτηριστικό των οποίων είναι η πάχυνση στις αρθρώσεις και τα απολεπτυσμένα σκέλη (Εικόνα 23). Κατά τη φάση αυτή ακόμα αξίζει να αναφερθεί η δημιουργία της γράμμωσης L1, η οποία έγινε πολύ λίγο διακριτή και κυρίως στη δεύτερη φάση παραμόρφωσης. Αρκετά στοιχεία γενικά εδώ δεν βρέθηκαν καθώς λόγω καταστροφής τους, διατηρούνται σε μικρό βαθμό. Εικόνα 23: Πρώτη φολίωση εμφανής, σε χαλαζιτική φλέβα, όπου φαίνεται καλύτερα με τις διακεκομμένες γραμμές στην περιοχή του νότιου τμήματος των Μερμυγκιών. 4.2. Δεύτερη φάση παραμόρφωσης Η φάση όμως που εμφανίζεται σε μεγαλύτερο ποσοστό στο νησί, είναι η δεύτερη, η οποία αποτελεί και την κύρια φάση σε όλη την περιοχή μελέτης. Το κύριο ιστολογικό στοιχείο που παρατηρείται στην μεσοσκοπική κλίμακα είναι η μία φολίωση, η S2, η οποία όσoν αφορά τη μορφολογία και τα χαρακτηριστικά ποικίλει από αραιό σχισμό (π.χ. 1cm) έως και μια πυκνή φολίωση η οποία ενίοτε γίνεται μυλωνιτική. Τα επίπεδα της σχιστότητας προσδιορίζονται από τον προσανατολισμό του μαρμαρυγία και των κρυστάλλων χαλαζία. Χαρακτηριστικό της S2 φολίωσης είναι ότι αυτή αναπτύσσεται παράλληλα στα αξονικά επίπεδα των πτυχών (Εικόνα 21, Εικόνα 22 Τομές, Εικόνα 24). Το χαρακτηριστικό αυτό παρατηρείται τόσο σε μεσοσκοπική όσο και σε μεγασκοπική κλίμακα όπως φαίνεται από τις γεωλογικές τομές. Διακριτή και στις
δύο τομές γίνεται η παρουσία πτυχών αξονικού επιπέδου σε χαλαζιακούς - μαρμαρυγιακούς και χαλαζοαστριακούς σχιστόλιθους καθώς όμως και σε επιδοτιτικούς αμφιβολιτικούς σχιστόλιθους και επιδοτίτες. Σε βαθύτερα τμήματα κυρίως βρίσκονται πτυχές αξονικού επιπέδου ακόμα και σε ασβετιτικούς σχιστόλιθους και χαλαζίτες. Εδώ αξίζει να σημειωθεί ότι σε πολλές περιπτώσεις συναντώνται τα πετρώματα της ενότητας της Στύρας πάνω σε αυτά της ενότητας της Όχης και αυτό συμβαίνει λόγω πτύχωσης της επαφής των δυο ενοτήτων κατά την δεύτερη φάση παραμόρφωσης. Αξιοσημείωτη είναι και η παρουσία δύο ανάστροφων ρηγμάτων στην τομή Α-Α, όπου η οροφή ανεβαίνει και η κύρια παρατήρηση αυτού γίνεται στον επιδοτιτικό σχιστόλιθο. Όπως φαίνεται από τον τεκτονικό χάρτη φολίωσεων (Εικόνα 25) τα επίπεδα της S2 φολίωσης έχουν διεύθυνση (παράταξη) που φαίνεται να είναι ΒΒΑ/κη έως ΒΒΔ/κη και κλίνουν ήπια έως μέτρια προς τα Ανατολικά. Για την περιοχή αυτή πήραμε 195 τιμές φολιώσεων οι οποίες τοποθετήθηκαν και στο δίκτυο Schmidt μαζί με 130 τιμές ακόμα της διπλανής περιοχής (Εικόνα 26), η οποία εμφανίζει παρόμοια χαρακτηριστικά. Στο δίκτυο Schmidt χρησιμοποιήθηκε προβολή ίσης κατανομής. Εικόνα 24: Απεικόνιση της S2 φολίωσης η οποία φαίνεται ότι αναπτύσσεται παράλληλα στα αξονικά επίπεδα των πτυχών της δεύτερης φάσης παραμόρφωσης. [26]
Εικόνα 25: Χάρτης της περιοχής μελέτης, στον οποίο φαίνεται η γενική διεύθυνση των επιπέδων των φολιώσεων με τις διακεκομμένες γραμμές. Εικόνα 26: Δίκτυο Schmidt που απεικονίζει τη συνολική χωρική κατανομή πόλων S2 φολιώσης [27]
Στα επίπεδα της S2 φολίωσης αναπτύσσεται μια καλώς εκφρασμένη γράμμωση έκτασης L2, η οποία γίνεται διακριτή μέσω του προσανατολισμού κρυστάλλων όπως είναι ο χαλαζίας και η πράσινη (πιθανά ακτινόλιθος) ή η μπλέ αμφίβολος (πιθανά γλαυκοφανής). Από τον τεκτονικό χάρτη κρυσταλλικών γραμμώσεων και το αντίστοιχο δίκτυο Schmidt η L2 γράμμωση έκτασης έχει γενική ΒΑ/κη έως ΝΔ/κη διεύθυνση βύθισης και κλίνουν προς τα Νοτιοδυτικά (Εικόνα 28, Εικόνα 29). Εικόνα 28: Χάρτης της περιοχής μελέτης, στον οποίο φαίνεται η γενική διεύθυνση των κρυσταλλικών γραμμώσεων έκτασης με τις διακεκομμένες γραμμές. Εικόνα 29: Δίκτυο Schmidt που απεικονίζει την συνολική χωρική κατανομή των κρυσταλλικών γραμμώσεων έκτασης [28]
Εικόνα 31: Απεικόνιση πλαστικών πτυχών, όπου με τα Χ φαίνονται οι άξονες αυτών με τις τιμές αντίστοιχα: (1): 84/12, (2): 84/25, (3): 78/20. Ακόμη στην περιοχή δεν παρατηρείται ομογενής παραμόρφωση και ειδικότερα σε ένα ετερογενές υλικό. Διακρίνω διαφορές, όπως για παράδειγμα σε αυτό της Εικόνας 32. Η L1 γράμμωση έχει σημαντική γωνιακή απόκλιση από την L2 γράμμωση, στοιχείο που μας κάνει εμφανή μια άλλη γενιά παραμόρφωσης, προγενέστερη στη συγκεκριμένη περίπτωση γιατί φιλοξενείται σε παλιότερα. Εικόνα 32: Απεικόνιση πλαστικής πτυχής, όπου με το Χ φαίνεται ο άξονας αυτής, ενώ με τη διακεκομμένη γραμμή, φαίνεται το ίχνος του αξονικού επίπεδου το οποίο είναι παράλληλο στην S2 φολίωση. [29]
Τα αξονικά επίπεδα (planar) των F2 πτυχών, σε αυτή τη φάση παραμόρφωσης, έχουν συνήθως μια διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ ενώ οι άξονες αυτών βυθίζονται προς τα νότιο-δυτικά (Εικόνες 33, 34) Εικόνα 33: Δίκτυο Schmidt που απεικονίζει τη χωρική κατανομή των αξόνων (linear) και των αξονικών επιπέδων (planar) των πτυχών στη δεύτερη φάση παραμόρφωσης. 4.3. Τρίτη φάση παραμόρφωσης Τέλος είδαμε και μία τρίτη φάση παραμόρφωσης, η οποία χαρακτηρίζει τα τελικά στάδια της παραμορφωτικής ιστορίας της περιοχής μελέτης και οι δομές που συναντάμε σε αυτή τη φάση παραμόρφωσης δημιουργούνται στα ανώτερα δομικά επίπεδα του φλοιού σε εύθραυστες συνθήκες. Οι kink πτυχές (Εικόνα 35) που παρατηρούνται σε αυτό το στάδιο έχουν άξονες που βυθίζονται ήπια προς τον βορρά, είτε ανατολικά, είτε δυτικά. Τα αξονικά επίπεδα των πτυχών έχουν διεύθυνση νοτιοδυτική (Εικόνα 36). [30]
Εικόνα 35: Απεικόνιση kink πτυχών, όπου με διακεκομμένες γραμμές φαίνονται οι άξονες αυτών. Εικόνα 36: Δίκτυο smith, το οποίο απεικονίζει τη χωρική κατανομή των αξόνων (linear) και των αξονικών επιπέδων (planar) των kink πτυχών. [31]
5. Συμπεράσματα Η τεκτονική ανάλυση στην περιοχή οδήγησε τελικά στην αναγνώριση τριών παραμορφωτικών φάσεων. Αρχικά τις παραμορφωτικές φάσεις D1 και D2 που εκφράζουν πλαστικές συνθήκες. Η D1 φάση παραμόρφωσης δεν έγινε εύκολα ορατή λόγω καταστροφής της. Η D2 από την άλλη μεριά ήταν η παραμόρφωση με το μεγαλύτερο εύρος εξάπλωσης σε σχέση με τις άλλες δύο. Η D3 φάση εκφράζει εύθραυστες συνθήκες παραμόρφωσης και έγινε ορατή επίσης σε πολλά τμήματα της περιοχής μελέτης. Ακόμη για τη δημιουργία του γεωλογικού χάρτη και την αποτύπωση σε αυτόν, των γεωλογικών μονάδων που αναφέρθηκαν πιο πάνω, έγινε ένας κύριος διαχωρισμός. Αυτός αναφέρεται κύρια σε δύο ενότητες, αυτήν της Όχης και αυτήν της Στύρας. Εδώ αξίζει να σημειωθεί ότι γενικά, σε όλο το μήκος της περιοχής μελέτης, η ενότητα της Στύρας βρισκόταν κατώτερα στρωματογραφικά από την ενότητα της Όχης. Σε μερικές περιπτώσεις όμως συναντήθηκε η αντίστροφη στρωματογραφική σειρά. Αυτό συμβαίνει εξαιτίας της πτύχωσης της επαφής των δύο ενοτήτων κατά τη δεύτερη φάση παραμόρφωσης. [32]
6. Βιβλιογραφία Altherr R, Kreuzer H, Wendt I, Lenz H, Wagner G, Keller J, Harre W, Hoehndorf A (1982) A late Oligocene/early Miocene high temperature belt in the Attic-Cycladic crystalline complex (SE Pelagonian, Greece). In: Anonymous. Festschrift zum 75. Geburstag von Hans Closs; Festschrift for the 75th birthday of Hans Closs. Geologisches Jahrbuch Reihe E: Geophysik 23:97 164. Baziotis, I., 2008. Petrological and Geochemical study of the metamorphic rocks from east Attica. Ph.D. Thesis, National Technical University of Athens, Greece. Chatzaras, V., P. Xypolias, S. Kokkalas, and I. Koukouvelas (2011), Oligocene Miocene thrusting in central Aegean: Insights from the Cycladic island of Amorgos, Geol. J., 46, 619 636, doi:10.1002/gj.1304. Dilek, Y., H. Furnes, and M. Shallo (2007), Suprasubduction zone ophiolite formation along the periphery of Mesozoic Gondwana, Gondwana Res., 11, 453 475, doi:10.1016/j.gr.2007.01.005. DÜRR, S., ALTHERR, R., KELLER, J., OKRUSCH, M. &SEIDEL, E. 1978. The Median Aegean Crystalline Belt: Stratigraphy, structure, metamorphism, magmatism. In Alps, Apennines, Hellenides (eds H. Closs, D. H. Roeder and K. Schmidt), pp. 455 77. IUGS report no.38. Stuttgart: Schweizerbart. Dixon, J. E. and Ridley, J. (1987) Syros (filed trip excursion). In: Chemical transport in metasomatic processes (ed. Helgeson, H. C.) NATO Advanced Study Institutes Series. Series C, pg. 489-500, D. Reidel, Dordrecht. Doutsos, T., G. Piper, K. Boronkay, and I. Koukouvelas (1993), Kinematics of the Central Hellenides, Tectonics, 12, 936 953, doi:10.1029/93tc00108. Durr, 1986, Isotopic age study of pre-alpine rocks in the basal units on Naxos, Sikinos and Ios, Greek Cyclades. Geologic en Mijnbouw 66: 3-14 (1987). Gupta, S., Bickle, M.J., 2004. Ductile shearing, hydrous fluid channelling and highpressure metamorphism along the basement-cover contact on Sikinos, Cyclades, Greece. In: Alsop, G.I., et al. (Ed.), Flow Processes in Faults and Shear Zones: Geol. Soc. Spec. Publ., 224, pp. 161 175. doi:10.1144/gsl.sp.2004.224.01.11. [33]
Iliopoulos, I. (2006), Petrogenesis of the metamorphic rocks of Ikaria Island, Aegean Sea, Greece, PhD thesis, Dep. of Geol., Univ. of Patras, Patras, Greece. Iglseder, C., B. Grasemann, A. H. N. Rice, K. Petrakakis, and D. A. Schneider (2011), Miocene south directed lowangle normal fault evolution on Kea Island (West Cycladic Detachment System, Greece), Tectonics, 30, TC4013, doi:10.1029/2010tc002802. Katzir, Y., Avigad, D., Matthews, A., Gurfunkel, Z., Evans, B.W., 2000. Origin, HP/HT metamorphism and cooling of ophiolitic mélange in southern Evia (NW Cyclades), Greece. J. Metamorphic Geol. 18, 699-718. Liati A, Skarpelis N, Pe-Piper G (2007) Late Miocene magmatic activity in the Attic-Cycladic Belt of the Aegean (Lavrion, SE Attica, Greece): implications for the geodynamic evolution and timing of ore deposition. Geol. Mag., Sept. 2009, 146, 5, 732-742. Maluski, H., Vergely, P., Bavay, D., Bavay, P., Katsikatsos, G., 1981.. 39 Ar/ 40 Ar dating of glaucophanes and phengites in southern Euboa (Greece) : geodynamic implications. Bull. Soc. Geol. Fr. 23, 469-476. Mehl, C., Jolivet, L., Lacombe, O., Labrousse, L., Rimmelé, G., 2007. Structural evolution of Andros island (Cyclades, Greece): a key to the behaviour of a flat detachment within an extending continental crust. In: Taymaz, T., Dilek, Y., Ylmaz, Y. (Eds.), The Geodynamics of the Aegean and Anatolia. Special Publications. Geological Society, London, pp. 41 73. doi:10.1144/sp291.3 0305-8719/07/$15.00. Mukhin, P., 1996, The metamorphosed olistostromes and turbidites of Andros Island, Greece, and their tectonic significance, Cambridge University Press Geol. Mag. 133 (6), 1996, pp. 697-711. Okrusch, M., Brοcker, M., 1990. Eclogite facies rocks in the Cycladic blueschist belt, Greece: A review. European Journal of Mineralogy 2, 451 78. Papanikolaou, D., 1978. Contribution to the geology of the Aegean Sea; the island of Andros. Annales Geologiques des Pays Helleniques 29 (2), 477 553. Parra, T., Vidal, O., Jolivet, L., 2002. Relation between the intensity of deformation and rétrogression in blueschist metapelites of Tinos Island (Greece) evidenced by chlorite mica local equilibria. Lithos 63, 41 66. [34]
Pe-Piper, G. & Piper, D. J. W. 2002.The Igneous Rocks of Greece.: The Anatomy of an Orogen. Beiträge zur Regionalen Geologie der Erde (Series). xvi + 573 pp. Stuttgart: Gebrüder Borntraeger. Price Euros 98.00 (hard covers). ISBN 3 443 11030 4.Geological Magazine, May 2003, v. 140, p. 357. Ring, U., Okrusch, M., Will, T., 2007. Samos Island, Part I: metamorphosed and nonmetamorphosed nappes, and sedimentary basins. Journal of the Virtual Explorer 27 (paper 5). doi:10.3809/jvirtex.2007.00180. Robertson, A. H. F., and J. E. Dixon (1984), Introduction: Aspects of the geological evolution of the eastern Mediterranean, in The Geological Evolution of the Eastern Mediterranean, edited by A. H. F. Robertson and J. E. Dixon, Geol. Soc. Spec. Publ., 17, 1 74, doi:10.1144/gsl. SP.1984.017.01.02. Shaked, Y., D. Avigad, and Z. Garfunkel (2000), Alpine high-pressure metamorphism at the Almyropotamos window (southern Evia, Greece), Geol. Mag., 137, 367 380, doi:10.1017/s001675680000426x. Stouraiti, Grasemann, B., Tschegg, C., 2010, Localization of deformation triggered by chemo-mechanical feedback processes, First published onlinefebruary 6, 2012, doi:10.1130/b30504.1. Trotet, F., L. Jolivet, and O. Vidal (2001), Tectonometamorphic evolution of Syros and Sifnos islands (Cyclades, Greece), Tectonophysics, 338, 179 206, doi:10.1016/s0040-1951(01)00138-x. Xypolias, P., and T. Doutsos (2000), Kinematics of rock flow in a crustal-scale shear zone: Implication for the orogenic evolution of the southwestern Hellenides, Geol. Mag., 137, 81 96, doi:10.1017/ Xypolias, P., Iliopoulos, I., Chatzaras, V. and Kokkalas S. (2012) Subduction- and exhumation-related structures in the Cycladic Blueschists: Insights from south Evia Island (Aegean region, Greece), TECTONICS, VOL. 31, TC2001, doi:10.1029/2011tc002946, 2012. Xypolias, P., S. Kokkalas, and K. Skourlis (2003), Upward extrusion and subsequent transpression as a possible mechanism for the exhumation of HP/LT rocks in Evia Island (Aegean Sea, Greece), J. Geodyn., 35, 303 332, doi:10.1016/s0264-3707(02)00131-x. Will, T., Okrusch, M., Schmädicke, E., Chen, G., 1998. Phase relations in the greenschistblueschist- amphiboliteeclogite facies in the system Na2O-CaO-FeO-MgO-Al2O3- SiO2 H2O (NCFMASH), with application to metamorphic rocks from Samos, Greece. Contributions to Mineralogy and Petrology 132, 85 102. doi:10.1007/ s004100050406. [35]