Metamorphose und Tektonik der Phyllit-Quarzit-Serie und der Tyros-Schichten auf dem Peloponnes und Kythira

Zu Beginn dieser Arbeit wurde das Gebiet um Monemvassia/SE-Lakonien von ca. 150 km2 Fläche im Maßstab 1:20000 geologisch auskartiert. Für rein petrologische und tektonische Untersuchungen wurde das Arbeitsgebiet in den gesamten Peloponnes und auf den Nordteil von Kythira ausgedehnt. Im Kartiergebiet kommen von oben nach unten Reste Zentralhellenischer und Innerhellenischer Deckschollen vor, die auf der Tripolitza-Serie liegen. Darunter lagern die Tyros-Sichten (T.S.) und noch tiefer die Phyllit-Quarzit Serie (P.Q.S.). Die höheren tektonischen Decken wurden bei der Neohellenischen Orogenese innerhalb von Graben-Systemen weiter transportiert und auf tiefere tektonische Stockwerke gravitativ überschoben. Diese Graben-Systeme stehen transversal zu den Hellenischen Strukturen. Die Tripolitza-Serie ist im Kartiergebiet durch Schicht-Glieder des Rhät bis Oligozän vertreten. Die Gesamtmächtigkeit des Tripolitza-Kalkes (600 - 800 m) in SE-Lakonien spricht dafür, daß das Kartiergebiet am östlichen Rand der Tripolitza-Plattform gelegen hat. Anhand von lithofaziellen, paläontologischen und tektonischen Daten ist anzunehmen, daß das stratigraphische Liegende der Tripolitza-Kalke aus den T.S. vor der Metamorphose bestand. Die T.S. bestehen aus einer Gesteinsabfolge, die nach dem jetzigen Kenntnisstand vom Perm bis ins Rhät reicht. Ihre magmatischen Glieder werden Vulkaniten von Inselbögen oder aktiven Kontinentalrändern gleichgestellt. Die P.Q.S. stellt die tiefste tektonische Einheit im Kartiergebiet dar und besteht aus einer vielfältigen Gesteinsabfolge. Aufgrund lithologischer, stratigraphischer, tektonischer und radometrischer Daten könnte man sagen, daß ein Teil der P.Q.S. das Äquivalent der T.S. ist. Die basaltischen Metavulkanite der P.Q.S. sowie die mit ihnen assoziierten Gesteine sollen dagegen dem varistischen Grundgebirge zugerechnet werden. Während des Oberoligozäns wurden die T.S. von ihrem stratigraphisch Hängenden abgelöst und zusammen mit Spänen ihrer varistischen Unterlage und mit der Plattenkalk-Serie in große Tiefe versenkt. Dieser Vorgang hat in einem intrakontinentalen Bereich stattgefunden. In den größten Tiefen waren alle Komplexe dem höchsten Druck ausgesetzt und wurden von einer Abplattung überprägt. Dadurch wurden minimale Drücke von 15 kb erreicht. Nach der thermalen Äquilibrierung der subduzierten Platte in dieser Tiefe setzte sich die Kollision fort. Dadurch wurde ein Schuppenbau entwickelt, wobei tiefer gelegene Gesteinspakete mit inverser Lagerung auf die höher gelegenen überschoben oder diese unterschoben wurden. In diesem Stadium wurden die Hochdruck-Paragenesen durch Barrow-Paragenesen ersetzt, wobei der Peak dieses Metamorphose-Stadiums mit der höchsten Temperatur (T < 550° C) belegt ist. Nach der Verdickung der Erdkruste im Bereich der Kollision der lithosphärischen Platten wurde die Einengungsphase von einer kräftigen Dehnungsphase abgelöst. Dadurch wurden Scherzonen entwickelt. Die Geometrie und die kinematischen Faktoren dieser Scherzonen deuten auf eine Bewegung der am Top liegenden Gesteinspakete nach Osten. Gleichzeitig mit dieser Bewegung sind Gesteinsblöcke durch antithetische Störungen in die Gegenrichtung geglitten. Während der Dehnungsphase wurden die metamorphen Bedingungen, sowohl Druck als auch Temperatur, herabgesetzt. In diesem Stadium wurden die Minerale der Barrow-Metamorphose entsprechend den neuen Bedingungen umgewandelt. Die Änderung der Kinematik innerhalb der Oberkruste ermöglichte den Aufstieg voluminöser hydrothermaler Lösungen aus dem Bereich der mittleren Kruste. Die Bewegung dieser Lösungen fand innerhalb der Ausdehnungszonen statt. Hier treten die meisten physikochemischen Veränderungen und die Ablagerung von Erzen und Mineralen mit seltenen Erden auf. Mit dieser tektonischen Phase ist die Entstehung intramontaner Becken verknüpft. Die Entstehung von jüngeren, ENE-WSW verlaufenden Störungszonen kann auf die Krümmung des Helleniden-Bogens bezogen werden, wodurch sich Graben- und Horst-Systeme entwickelten. Innerhalb und entlang dieser Grabenstrukturen sind gravitativ sowohl tiefere als auch höhere tektonische Einheiten des Peloponnes und Kythira in WSW-Richtung transportiert worden. Die Regelungsmuster der Quarz-c-Achsen lassen sich aus kinematischen Indikatoren in das Schema der tektonometamorphen Entwicklung der P.Q.S. und T.S. auf dem Peloponnes und auf Kythira einbeziehen. Die Anwendung der Illit-Kristallinität als Maß für den Metamorphosegrad erwies sich indessen als nicht gut geeignet, da das Gitter der Hellglimmer durch postmetamorphe Deformation gestört und somit die Illit-Kristallinität herabgesetzt wurde. Dagegen erwies sich die Inkohlung der kohligen Substanzen, ermittelt durch deren Reflexionsvermögen, als gutes Maß für die Bestimmung der maximalen Metamorphose-Temperaturen für den Bereich der sehr schwachgradigen Metamorphose. Diese Methode liefert zusätzliche Beweise für den skizzierten Schuppenbau, besonders der T.S. Außerdem wurde gezeigt, daß die bi-Reflexion von Vitrinit im Bereich der sehr schwachgradigen Metamorphose für die Bestimmung der Art der Metamorphose verwendet werden kann.

Στην αρχή της εργασίας αυτής έγινε γεωλογική χαρτογράφηση σε κλίμακα 1:20.000 της περιοχής Μονεμβασιάς και σε επιφάνεια περίπου 150 km2. Οι πετρολογικές και τεκτονικές έρευνες επεκτάθηκαν όμως στην ευρύτερη περιοχή της Πελοπσννήσου και στο βόρειο τμήμα των Κυθήρων. Στην περιοχή χαρτογράφησης εμφανίζονται από τις υπερκείμενες προ τις υποκείμενες ενότητες τεκτονικά ράκη των κεντρικών και εσωτερικών Ελληνίδων επωθημένα στη ζώνη Τριπόλεως, στην οποία υπόκεινται τα Στρώματα Τυρού και ακόμη βαθύτερα η Φυλλιτική-Χαλαζιτική σειρά. Τα ανώτερα τεκτονικά καλύματα επανακινητοποιήθηκαν κατά την Νεοελληνική ορογένεση και επωθήθηκαν λόγω βαρύτητας πάνω σε βαθύτερες τεκτονικές ενότητες μέσα σε συστήματα τάφρων, τα οποία τέμνουν εγκάρσια το Ελληνικό τόξο. Η ζώνη Τριπόλεως αντιπροσωπεύεται στην περιοχή Χαρτογράφησης με όλα τα στρωματογραφικά της μέλη από το Ραίτιο ως το Ολιγόκαινο. Το μικρό συνολικά πάχος των ανθρακικών πετρωμάτων της ζώνης Τριπόλεως (600-800 m) στη NA-Λακωνία, οδηγεί στο συμπέρασμα, ότι τα πετρώματα αυτά αποτέθηκαν στο ανατολικό περιθώριο της πλαττφόρμας της ζώνης Τριπόλεως. Βάσει των λιθολογικών, παλαιοντολογικών και τεκτονικών στοιχείων θα πρέπει τα Στρώματα Τυρού να αποτελούσαν πριν τη μεταμόρφωση το στρωματογραφικά υποκείμενο των ανθρακικών πετρωμάτων της ζώνης Τριπόλεως.Τα στρώματα Τυρού αποτελούνται από μια ακολουθία πετρωμάτων, η οποία αρχίζει από το Πέρμιο και φθάνει μέχρι το Ραίτιο. Τα ηφαιστειακά μέλη της αντιστοιχούν σε σχηματισμούς νησιωτικού τόξου ή ενεργών ηπειρωτικών περιθωρίων. Η Φυλλιτική-Χαλαζιτική σειρά αποτελεί τη βαθύτερη τεκτονική ενότητα στην περιοχή χαρτογράφησης και αποτελείται από μια ακολουθία ποικίλων πετρωμάτων. Με βάση τα λιθολογικά, τεκτονικά, στρωματογραφικά και ραδιοχρονολογικά στοιχεία μπορεί να πει κανείς , ότι ένα μέρος της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής σειράς είναι ισοδύναμο με τα Στρώματα Τυρού. Αντίθετα οι βασαλτικοί μεταηφαιστίτες της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής σειράς καθώς και τα συνοδά τους πετρώματα θα πρέπει να καταταγούν στο βαρίσκιο υπόβαθρο. Κατά το ανώτερο Ολιγόκαινο αποκολήθηκαν τα πώματα Τυρού από τους στρωματογραφικά υπερκείμενους σχηματισμούς και υποβυθίστηκαν σε μεγάλο βάθος μαζί με τεμάχη του βαρίσκιου υποβάθρου και με τη σειρά Plattenkak. Αυτή η διαδικασία έλαβε χώρα σε ενδοηπειρωτικό περιβάλλον. Σ'αυτά τα μεγάλα βάθη όλο το σύμπλεγμα εκτέθηκε σε υψηλές πιέσεις και υπέστει μια παραμόρφωση επιπέδωσης (flattening). Εξ'αιτίας αυτού του γεγονότος η ελάχιστη πίεση έφτασε μέχρι τα 15 kb. Μετά τη θερμική ισορροπία της υποβυθισμένης λιθοσφαιρικής πλάκας σαυτό το βάθος συνεχίστηκε η συμπίεση. Έτσι δημιουργήθηκε ένα σύστημα λεπών, όπου βαθύτερα υποβυθισμένα τεμάχη πετρωμάτων επωθήθηκαν ανάστροφα σε υπερκείμενα ή υποεποθήθηκαν σε αυτά. Εαυτό το Στάδιο αντικαταστάθηκαν οι παραγενέσεις υψηλών πιέσεων από αυτές του τύπου barrow, όπου το μέγιστο αυτού του σταδίου μεταμόρφωσης συμπίπτει με τη μέγιστη θερμοκρασία μεταμόρφωσης (550° C). Μετά την πάχυνση του ηπειρωτικού φλοιού στο χώρο της σύγκρουσης των λιθοσφαιρικών πλακών, τη φάση συμπίεσης διαδέχεται μια φάση έντονου εφελκυσμού. Μέσω αυτού δημιουργήθηκαν διατμητικές ζώνες. Η γεωμετρία και οι κινιματικοί χαρακτήρες αυτών των ζωνών διάτμησης δίχνουν μια κίνηση των ανωτέρων λιθολογικών μονάδων προς τα ανατολικά. Συγχρόνως με τη κίνηση αυτή μετακινήθηκαν μάζες πετρωμάτων μέσω αντιθετικών ρηγμάτων στην αντίθετη κατεύθυνση. Καατά τη διάρκεια της εφελκυστικής φάσεως μειώθηκαν τα μεγέθη μεταμόρφωσης, τόσο της πίεσης όσο και της θερμοκρασίας. Σ'αυτό το στάδιο τα ορυκτά μεταμόρφωσης τύπου barrow προσαρμόστηκαν στις νέες συνθήκες. Η αλλαγή της κινηματικής στα ανώτερα τμήματα του φλοιού διεκόλυνε την άνοδο πολλών υδροθερμικών διαλυμάτων από το χώρο του ενδιάμεσου φλοιού. Η κινητοποίηση των διαλυμάτων αυτών έγινε μέσα στις τεκτονικές ζώνες εφελκυσμού. Εδώ εμφανίζονται οι περισσότερες φυσικοχημικές μεταβολές και η απόθεση μεταλλικών ορυκτών και ορυκτών με σπάνιες γαίες. Με την τεκτονική αυτή φάση συνδυάζεται και η δημιουργία ενδοηπειρωτικών λεκανών. Η δημιουργία νεότερων ζωνών ρηγμάτωσης, ΑΒΑ-ΔΝΔ διεύθυνσης, αποδίδεται στη κάμψη του Ελληνικού Τόξου, μέσω της οποίας δημιουργήθηκαν συστήματα κεράτων και τάφρων. Μέσα και κατά μήκος των ταφρικών δομών μετακινήθηκαν λόγω βαρύτητας τόσο κατώτερες όσο και ανώτερες τεκτονικές ενότητες της Πελοποννήσου και των Κυθήρων στη ΔΝΔ κατεύθυνση.Οι εικόνες κατανομής των αξόνων c του χαλαζία επιτρέπουν την συσχέτισή τους, με βάση κινηματικούς δείκτες, με το μοντέλο της τεκτονομεταμορφίκής εξέλιξης της Φυλλιτικής-Χαλαζιτικής σειράς και των Στρωμάτων Τυρού στην Πελοπόννησο και τα Κύθηρα. Η εφαρμογή της κρυσταλλικότητας του ιλλίτη σαν μέτρο για τον προσδιορισμό του βαθμού μεταμόρφωσης αποδείχθηκε ακατάλληλη, διότι το πλέγμα του μαρμαρυγία διαταράχθηκε από τη μετα-μεταμορφική παραμόρφωση και έτσι μειώθηκε η κρυσταλλικότητάτου. Αντιθέτως η ενανθράκωση του οργανικού υλικού που μετρήθηκε με τη μέθοδο της ανακλαστικής ικανότητας των φυτοκλαστών, αποδείχθηκε σαν καλός δείκτης για τον προσδιορισμό των μέγιστων θερμοκρασιών μεταμόρφωσης στο πεδίο μεταμόρφωσης του πολύ χαμηλού βαθμού. Η μέθοδος αυτή παρέχει επί πλέον αποδείξεις για την προτεινόμενη δομή λεπίωσης, ιδαίτερα των Στρωμάτων Τυρού. Εκτός αυτού αποδείχθηκε ότι η ανισοτροπία του βιτρινίτη μπορεί να χρησιμεύσει στο καθορισμό του είδους της μεταμόρφωσης στο πεδίο του πολύ χαμηλού βαθμού μεταμόρφωσης.

Dès le début de ce travail, une cartographie géologique a été entreprise à l'échelle du 20000* dans la région de Monemvassia sur une superficie environ de 150 km2. Par la suite, les études pétrographiques et tectoniques ont été menées aussi dans d'autres secteurs du Péloponnèse et dans la partie septentrionale de l'île de Kythira. Dans la région cartographiée se présentent de klippes tectoniques originaires des Hetlénides internes et centrales (nappes dites supérieures) charriées sur la zone de Tripolitza; cette dernière porte un soubassement qui est constitué par des couches de Tyros et plus profondément par la série des Phyllades. Les nappes supérieures ont été remobilisées durant l'orogenèse Néohellénique et charriées gravitativement sur des unités tectoniques profondes dans des structures en graben recoupant ainsi transversalement l'arc hellénique. La zone deTripolitza se consiste dans la région étudiée par tous ses membres stratigraphiques depuis le Rhétien jusqu'à l'OIigocène. L'existence d'une faible épaisseur de l'ordre de 600 à 800 m de roches carbonatées de cette zone (Laconie du Sud-Est) induit que ces formations ont été déposées sur la marge-est de la plate-forme de la zone de Tripolitza. En se basant sur des éléments lithologiques, paléontdogiques et tectoniques on admet que les couches de Tyros se présenteraient stratigraphiquement sous-jacentes par rapport aux séries carbonatées de la zone de Tripolitza. Les couches de Tyros sont constituées par une séquence allant du Permien jusqu'au Rhétien. Ses membres volcaniques correspondent aux formations liées à un are-insulaire ou à des marges continentales actives. La série des Phyllades constitue l'unité tectonique profonde et se compose d’une séquence de roches variées. D'après les données tectoniques, stratigraphiques et âges radiométriques on peut admettre qu'une partie de la série des Phyllades est équivalente aux couches de Tyros. Au contraire, les métavolcanites basaltiques de la série des Plyllades ainsi qui les roches qui en soient associées, appartiendraient au sodé varisque. Durant l'OIigocène supérieur, les couches de Tyros ont été décdées de leurs formations stratigraphiquement sus-jacentes et subductées sous une grande profondeur avec des blocs de sodé varisque et accompagnées par la série de Plattenkalk. Ce processus a eu lieu dans un environnement intra-continental. Dans ces profondeurs, le complèxe tout entier a été soumis aux pressions élevées et a été affecté par une déformation d'aplatissement A cause de ce fait la pression minimale a atteint de 15 kb. Cependant la compression continuait de s'exercer même après l'équilibre thermique de la plaque lithosphérique subductée créant un système d'écailles. Dans ces conditions, les panneaux de roches provenant de parties les plus profondément subductées, ils ont été charriés en série inverse ou sous-chaniés en série normale sur des parties faiblement métamorphisées. Durant ce stade, les paragénèses de haute pression ont été remplacées par celles de type Barrow dont le maximum de ce stade de métamorphisme coïncide avec la température maximale (T<550°C) du métamorphisme lui-même. Après l'épaississement de la croûte continentale dû à la collision des plaques lithosphériques au cours delaquelle la phase compressive est succédée par une phase dstensive intense conduisant à son tour aux zones de cisaillement La géométrie et les caractères dnématiques des zones de cisaillement révélent un mouvement des unités lithologiques supérieures vers l'est Au cours du meme mouvement de masses rocheuses ont été déplacées par l'intermédiaire de failles antithétiques dans la direction opposée. Durant la phase dstensive les grandeurs du métamorphisme ont été dminuées tant au niveau de pression qu'à celui de température. Dans ce stade les minéraux du métamorphisme de type Barrow se sont adaptés aux nouvelles conditions. Le changement de la cinématique dans la partie haute de la croûte a été facilité par la remontée des solutions hydrothermales provenant de sa partie intermédaire. La remobilisation de ces solutions a été effectuées dans des zones tectoniquement dstensives. Dans ce niveau ont eu lieu la plipart des changements physicochimiques et y ont été déposés de minéraux métalliques et de minéraux riches à terres rares. La formation des bassins intra-continentaux est associée à cette phase tectonique. La création des nouvelles zones taillées de drection ENE-WSW s'attribue à la flexion de l'arc hellénique donnant naissance aux structures en horsts et en grabens. Tant les unités tectoniques inférieures que les unités supérieures du Péloponnèse et de lile de Kythira ont été mises en mouvement par glissement gravitaire à l'intérieur et le long des grabens selon la drection WSW. Les dagrammes de dstribution des axes-c du quartz à l'aide dlndces dnématiques permettent leur corrélation avec le modèle tectonométamorphique de l'évolution de la série des Phyllades et des couches de Tyros dans le Péloponnèse et dans lile de Kythira. L'application de la cristallinité d'illite comme une méthode pour la détermination du degré de métamorphisme s'est révélée inadéquate, car le réseau du mica a été désordonné à cause de la déformation post-métamorphique conduisant ainsi à une diminution de sa cristallinité. Au contraire, la carbonification de la matière organique qui est évaluée à l'aide du pouvoir réflecteur des phytoclastes s'est révélée comme un bon indicateur pour la détermination des températures maximales du métamorphisme et plus particulièrement à celui de bas degré. Cette méthode fournit de preuves sur la structure d'écaillage proposée plus particulièrement pour celle des couches de Tyros. D'autant plus que l'anisotropie de la vitrinite puisse servir à la détermination de l'aspect du métamorphisme qu'il l'inscrit dans le champ de métamorphisme de très bas degré.

In the beginning of this work, geological mapping of about 150 km2 in the Monemvasia region was carried out at a scale of 1:20 000. The petrological and structural research extended to a larger area of Peloponesus and the northern part of Kythera island. In the mapped area, tectonic klippens of the central and inner Hellenides, crop out, which overlie, the Tripolitza zone. The Tyros-bends underlie the Tripditza zone and are underlain by the phyllite-quartzite series. The upper nappes were reactivated within graben structures during the Neo-hellenic orogenesis and overthrust on lower tectonic units due to gravity tectonics. These graben structures crosscut the Hellenic arc. The Tripolitza zone is represented in the mapped area with all stratigraphic members from Raetien to Oligocène. The total thickness of the carbonate rocks in the Tripolitza zone (600 - 800 m) in SE Lakonia leads Io the conclusion that those rocks were deposited at the eastern margin of the Tripolitza zone plattform. On the basis of lithological, palaeontological and structural data the Tyros-bends seamed to be stratigraphically lower of the Tripolitza zone carbonate rocks. The Tyros-bends consist of a sequence of rocks from Permian to Raetien time. Its volcanic members correspond to formations of island arcs or active continental margins. The phyllite-quartzite series is the lowest tectonic unit in the mapped area and it consists of a sequence of rocks of great variety. Lithologigal, structural, stratigraphical and radiochronoiogical data lead to the conclusion that part of the phyllite-quartzite series is equivalent to the Tyros-bends. On the contrary, the basaltic meta-vulkanites of the quartzite-phyllite series and the associated rocks can be compared to the varisdan basement. During the Upper Oligocène time, the Tyros-bends were detached from the stratigraphically overlying formations and subducted to a considerable depth with fragments of the Varisdan basement and the Plattenkalk series. This process took place in an intracontinental environment At the greatest dephths, the whole complex suffered high pressure and a flattening deformation. Due to this the minimum pressure was 15 kb. After the thermal equilibrium of the subducted plate at this dephth, the compression continued. So an imbricated system developed with deeper subducted fragments being thrust over metamorphic rocks of lower grade, or thrust under these fragments. In this stage, the high pressure parageneses were replaced by barrow type ones the peak of this metamorphism reaching the maximum temperature (T<550° C). After the thickening of the continental crust in the collision area of the plates, the compressions! phase was followed by a phase of intensive extention leading to the formation of shear zone. The geometry and the kinematic features of these shearzones indicate an eastward movement of the uppermost lithological units. Simultaneously, rock masses moved to the opposite direction because of antithetic faults. In the extension phase, the P/T conditions were reduced. In this stage, the minerals of Barrow-type metamorphism were transformed according to new conditions. The change of the kinematics in the upper part of the crust facilitated the raise of hydrothermal solutions from the middle crust The mobilisation of these solutions took place in the extension zones. Most of the physico-chemical changes as well as deposition of ore and rare earth minerals take place in this area.The formation of intracontinental basins is associated with this tectonic phase. The formation of younger ENE-WSW trending fracture zones, is considered a result of the bending of the Hellenic aro, leading to the formation of horsts and grabens. Inside and along these graben structures both upper and lower tectonic units of Peloponesus and Kythira removed towards the WSW. The pattem of quartz c-axis distrubution can be correlated with the help of kinematic indroations to the tectonometamorphic evolution of the quartzite-phyllit series and Tyros-bends in Peloponesus and Kythera. The application of the illite crystallinity as an indicator of metamorphic grade is proved inappropriate because the mica lattice is distorted by the post-metamorphism deformation reducing its crystallinity. On the contrary, coalification of the organic material, counted with the reflection method of the phytodasts, prooved to be a good indicator of the maximum temperature lowgrade metamorphism. This method yields farther indications for the suggested imbricated structures, particularly of the Tyros-bends. Furthermore, the vitrinite anisotropy can be used for the determination of the kind of low grade metamorphism.