Η Προέλευση της Μεταλλοφορίας Βαρύτη του γρανίτη της Μυκόνου

Transcript

1 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ Η Προέλευση της Μεταλλοφορίας Βαρύτη του γρανίτη της Μυκόνου Ισοτοπική Έρευνα ρευστών εγκλεισμάτων Χρήστος Χατζηπαναγιώτου Πάτρα 2013 Επιβλέπουσα Καθηγήτρια: Dr. Karen Seymour

2 2

3 Περιεχόμενα Περίληψη... 5 Παράθεση του προβλήματος... 6 Κεφάλαιο Αττικοκυκλαδική Μάζα Γεωλογική Τοποθέτηση Αιγαίου Τεκτονική εξέλιξη Μειοκαινικών λεκανών του κεντρικού Αιγαίου Γεωλογική τοποθέτηση της Μυκόνου Η Τέκτονο-ιζηματογενής Ενότητα Κεφάλαιο Ο γρανίτης της Μυκόνου Τοποθέτηση του λακκόλιθου της Μυκόνου Συμπλέγματα Μεταμορφικών Πυρήνων Εκταφή του λακκόλιθου της Μυκόνου Περιστροφή του λακκόλιθου της Μυκόνου γύρω από κάθετο άξονα κατά την εκταφή του Πετροτεκτονικό περιβάλλον του γρανίτη Πετρογραφία του γρανίτη Κεφάλαιο Σύστημα φλεβών γρανίτη Πετρογραφία και γεωχημεία μεταλλοφορίας φλεβών Υδροθερμική εξαλλοίωση Εξόρυξη Δείγματα πετρωμάτων που συλλέχθηκαν στην περιοχή του Πάνορμου της Μυκόνου Κεφάλαιο Ρευστά εγκλείσματα Ρευστά εγκλείσματα και εξερεύνηση ορυκτών Ισότοπα θείου και οξυγόνου Μέθοδος σταθερών ισοτόπων Υπολογισμός δ 34 S H2S του υδροθερμικού διαλύματος Υπολογισμός των δ 18 Ο και δs 34 του υδροθερμικού διαλύματος Συμπεράσματα Βιβλιογραφία

4 4

5 Περίληψη Abstract We know as a fact that the central Aegean domain has undergone continental extension during the Oligocene. The extensional stage was accompanied by the intrusion of granitic plutons and associated detachments, such as the Mykonos and Livada detachments. Mykonos Island is dominated by an I-type monzogranite. The age of the monzogranite is about 10Ma and as indicated by the thermochronological data, Mykonos laccolith was exhumed very fast. Mykonos laccolith intruded into the Lower Unit and has a monzogranitic to granodioritic composition and are topped by a low angle normal fault system. Livada detachment, which was active along with the exhumation of the granite, corresponds to a low-angle ductile shear zone that reworked the intrusive contact of the granite within the metabasites of the upper plate and has undergone through intensive mylonitization and brecciation. Where the faults are most highly concentrated, they are mineralized with barite and iron sulphides with local concentrations of argentiferous galena and sphalerite. The barite vein system which is deposited in the area of Panormos Bay is hosted in the monzogranite and consists of a set of ten major NW- to NNW- crustified tension gashes filled with barite and other minerals. Sample material that was collected from Panormos Bay was used for the study of fluid inclusions that were trapped in coarse-grained transparent minerals such as barite and quartz. Looking at fluid inclusions trapped within minerals can provide very useful information about as part of a target selection process and the conditions existing during the formation of barite as well as the origin of the mineralization on Mykonos Island. 5

6 Παράθεση του προβλήματος Η γρανιτική διείσδυση στο Βόρειο-Ανατολικό τμήμα της Μυκόνου ήταν η πηγή θερμότητας για την γύρω μεταμόρφωση αλλά και για την παρουσία υδροθερμικών ρευστών. Η έντονα τεκτονοποιημένη περιοχή αλλά και η πορφυριτική δομή του γρανίτη έδωσε εύκολη δίοδο στα υδροθερμικά ρευστά να κυκλοφορήσουν και κάτω από κατάλληλες συνθήκες να αποθέσουν τα μεταλλικά ορυκτά που κουβαλούν. Κατά την κυκλοφορία του υδροθερμικού ρευστού ανάμεσα από τα περιβάλλοντα πετρώματα έγινε απόπλυση των πετρωμάτων με αποτέλεσμα τον εμπλουτισμό του υδροθερμικού ρευστού σε στοιχεία. Η αυξημένη παρουσία Pb, Zn και Cu οφείλεται στην απόπλυση του γρανίτη. Βλέπουμε ότι οι αποθέσεις ακολουθούν τις διευθύνσεις των κύριων ρηγμάτων. Η μεταλλοφορία του βαρύτη εμφανίζεται υπό τη μορφή φλεβών κατά μήκος των ρηγμάτων και ανάμεσα σε ρωγμές των γύρω πετρωμάτων. Κύριο ερώτημα είναι η προέλευση του τόσο μεγάλου ποσοστού του βαρύτη αλλά και η προέλευση και σύσταση του τότε υδροθερμικού ρευστού. Από δειγματοληψία των γύρω πετρωμάτων βλέπουμε ότι είναι έντονα αποπλυμένα από το υδροθερμικό ρευστό και έχουν μικρό έως μηδενικό ποσοστό βαρύτη, αυτό μας δείχνει ότι ο βαρύτης αποπλύθηκε από τα γύρω πετρώματα και συγκεντρώθηκε στο υδροθερμικό ρευστό. Η προέλευση του υδροθερμικού νερού μπορεί να είναι μίξη μετεωρικού, μεταμορφικού και θαλασσινού νερού όμως δεν γνωρίζουμε αν όντως το θαλασσινό νερό αποτέλεσε κύριο παράγοντα της σύστασης του ή όχι και κατά πόσο έπαιξε ρόλο στην απόθεση του βαρύτη. Με την βοήθεια ρευστών εγκλεισμάτων που βρέθηκαν σε χαλαζιακές φλέβες πετρωμάτων προσπαθούμε να βρούμε πληροφορίες για την σύσταση του υδροθερμικού ρευστού και αν υπήρχε συμμετοχή του θαλασσινού νερού ή όχι. 6

7 Κεφάλαιο Αττικοκυκλαδική Μάζα Η σημερινή εικόνα του Αιγαίου οφείλεται σε δύο κύριες διεργασίες, την τεκτονική μετατόπιση η οποία προκαλείται λόγω της καταβύθισης της Αφρικανικής λιθοσφαιρικής πλάκας κάτω από την Ευρασιατική αλλά και το κλείσιμο της Μεσόγειου θάλασσας. Η κατείσδυση της Αφρικανικής λιθόσφαιρας κάτω από την Ευρασιατική σε ένα ή περισσότερα επίπεδα είχε ως αποτέλεσμα, εκτός από την ηφαιστειότητα, και τον ασβεσταλκαλικό πλουτωνισμό του ελλαδικού χώρου με εμφανίσεις στο χώρο των Κυκλάδων και στο χώρο του βόρειου Αιγαίου. Η ηφαιστειακή δραστηριότητα παρουσιάστηκε σε σχετικά περιορισμένη ζώνη σε σχήμα τόξου, η οποία εκτείνεται από το Σαρωνικό κόλπο στα δυτικά, ως το νησί της Νισύρου στα ανατολικά (ηφαιστειακό τόξο νότιου Αιγαίου). Αυτό το τόξο είναι η επιφανειακή εκδήλωση της μέχρι σήμερα ενεργού καταβύθισης της αφρικανικής λιθοσφαιρικής πλάκας κάτω από την πλάκα του Αιγαίου. Ο χώρος του Αιγαίου από πλευράς ηλικίας ανήκει στην Νέο-Ευρώπη και διακρίνονται πετρώματα τα οποία χωρίζονται σε τρείς κύριες ομάδες με βάση την ηλικία, τα προαλπικά (280 εκ. έτη), τα αλπικά (230 εκ. έτη) και τα μετααλπικά (23 εκ. έτη). Μία ακόμα ταξινόμηση με βάση την ποικιλία των πετρολογικών σχηματισμών χωρίζει τα νησιά των Κυκλάδων σε Νότιες Κυκλάδες (Νάξο, Σαντορίνη, Πάρος, Αντίπαρος, Ίος, Σίκινος) και τις Βόρειες Κυκλάδες (Σύρο, Τήνο, Άνδρο, Κύθνο, Σέριφο). Οι Νότιες από τις Βόρειες Κυκλάδες διαχωρίζονται από βασικές πετρολογικές διαφορές. Οι Νότιες Κυκλάδες χαρακτηρίζονται κυρίως από μάρμαρα, μαρμαρυγιακούς και αμφιβολιτικούς σχιστολίθους. Ενώ οι Βόρειες Κυκλάδες χαρακτηρίζονται από πετρώματα μεγαλύτερου βαθμού μεταμόρφωσης (υψηλής πίεσης και θερμοκρασίας). Τα ηφαιστειακά πετρώματα κυριαρχούν σαν αποτέλεσμα της ενεργής ηφαιστειότητας. Η περιοχή του κεντρικού Αιγαίου ανήκει στην Αττικοκυκλαδική μεταμορφική ζώνη (εικόνα 1.2.1) η οποία μαζί με την Πελαγονική ζώνη ανήκουν στις Εσωτερικές Ελληνίδες. Ένα από τα σημαντικότερα τεκτονικά χαρακτηριστικά της Ανατολικής Μεσογείου είναι το Ελληνικό ηφαιστειακό τόξο. Η Αττικοκυκλαδική μεταμορφική ζώνη ανάλογα με την τεκτονική διακρίνεται σε τέσσερεις ενότητες, την ενότητα βάσεως, την ενότητα χώρας, την ενότητα γλαυκοφανιτικών σχιστόλιθων και τέλος το οφιολιθικό κάλυμμα. 7

8 Η Αττικοκυκλαδική μάζα (εικόνα 1.3.3) αποτελεί τμήμα των κρυσταλλικών καλυμμάτων που συνδέουν την Ελλάδα με τη μάζα του Menderes στην Τουρκία και ανήκει στις Εσωτερικές Ελληνίδες. Από γεωγραφικής απόψεως καταλαμβάνει τον κεντρικό Αιγιακό χώρο, καθώς και τμήματα της Εύβοιας και της Αττικής. Αν και με κάποιες διαφοροποιήσεις, θεωρείται η προς το νότο προέκταση της Πελαγονικής ζώνης. Η Αττικοκυκλαδική μάζα συνίσταται από το προαλπικό υπόβαθρο, την ενότητα των Κυανοσχιστολίθων, το οφιολιθικό κάλυμμα, τις μολασσικές και τις μετά-ορογενετικές αποθέσεις. Εικόνα 1.2.1: Μεταμορφικές ζώνες Ελλάδας. ΑC =Αττικοκυκλαδική ζώνη Η Ενότητα Βάσης, συνίσταται από δύο υποενότητες που βρίσκονται σε στρωματογραφική συμφωνία: (α) η κατώτερη αντιπροσωπεύεται από μάρμαρα ηλικίας Άνω Τριαδικού έως Κάτω Κρητιδικού, με παρεμβολές δολομιτικών μαρμάρων και (β) η ανώτερη ενότητα αντιπροσωπεύεται από έναν μεταφλύσχη του Ηωκαίνου, ο οποίος συνίσταται, κυρίως, από μοσχοβιτικούς, ασβεστιτικούς, χλωριτικούς και χαλαζίτες. Η μετάβαση από την κατώτερη προς την ανώτερη ενότητα γίνεται σταδιακά με εναλλαγές σχιστολίθων και ορίζοντες μαρμάρων. 8

9 Η Ενότητα του Προαλπικού Υποβάθρου συνίσταται από υπολείμματα μαγματικών διεισδύσεων, Καληδόνιας ηλικίας (~500Ma), γρανιτικής έως τοναλιτικής, καθώς και γαββρικής σύστασης. Αυτές οι διεισδύσεις εμφανίζονται εντός σχιστολίθων και γνευσίων που έχουν προέλθει από μεταμόρφωση αμφιβολιτικής φάσης, άγνωστης ηλικίας. Οι σχιστόλιθοι και οι γνεύσιοι ανανακρυσταλλώθηκαν σε ορθο- και παραγνευσίους, λόγω μιας μεταμορφικής φάσης Ερκύνειας ηλικίας. Η Ενότητα Χώρας συνίσταται από ορθογευσίους, γρανιτοειδή, πηλιτικούς σχιστολίθους και παραγνευσίους Ερκύνειας ηλικίας. Τα πετρώματα της ενότητας αυτής είναι πολυμεταμορφωμένα και έχουν επηρεαστεί απο τρία διαφορετικά μεταμορφικά γεγονότα. Το πρώτο γεγονός έλαβε χώρα κατά τη διάρκεια του Άνω Κρητιδικού όπου έχουμε μεταμόρφωση ενδιάμεσων πιέσεων και θερμοκρασιών (MT/MP). Το δεύτερο μεταμορφικό γεγονός πραγματοποιήθηκε στο Ηώκαινο, όπου έχουμε μεταμόρφωση υψηλών πιέσεων και χαμηλών θερμοκρασιών (HP/LT). Τέλος, έχουμε το τρίτο γεγονός το οποίο έδρασε κατά το Ολιγόκαινο, όπου έχουμε ανάδρομη μεταμόρφωση τύπου Barrow (HT/LP). Σε αυτό το τελευταίο γεγονός οφείλεται η δημιουργία μιγματιτών λόγω μερικής ανάτηξης των πετρωμάτων. Η Ενότητα των Κυανοσχιστολίθων καταλαμβάνει το μεγαλύτερο μέρος της Αττικοκυκλαδικής Μάζας. Αποτελεί ένα παθητικό Μεσοζωικό περιθώριο που συνίσταται από νηριτική ακολουθία με μάρμαρα, μεταπηλιτικά και μεταβασικά πετρώματα υψηλών πιέσεων/χαμηλών θερμοκρασιών. (Andriessen et al., 1987; Henjes-Kunst and Kreuzer, 1982; Keay and Lister, 2002; Keay et al., 2001). Υπέρ της νηριτικής ακολουθίας εμφανίζεται ένα είδος mélange οφιολιθικών πετρωμάτων, με θεμελιώδη μάζα που αποτελείται απο σερπεντινικό και μεταπηλιτικό συνδετικό υλικό (Bröcker and Keasling, 2006; Bulle et al., 2010). Στην ενότητα αυτή εντοπίζονται επίσης, δευτερευόντως, χαλαζίτες. Η Ενότητα των Οφιολίθων εμφανίζεται στα νησιά Άνδρο, Τήνο, Μύκονο, Πάρο, Νάξο και Ανάφη. Έχει περιορισμένη έκταση, και επωθείται υπέρ της Κυανοσχιστολιθικής Ενότητας. Αποτελείται από δύο επιμέρους ενότητες: (α) την ανώτερη ενότητα που αποτελείται από οφιόλιθους, και (β) την κατώτερη ενότητα η οποία εμφανίζεται ως μία mélange. Η μεταμόρφωση του οφιολιθικού καλύμματος έλαβε χώρα κατά τη διάρκεια του Ανώτ. Κρητιδικού σε συνθήκες μεταμόρφωσης πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Ακολουθούν οι Μολασσικές αποθέσεις οι οποίες εμφανίζονται στα νησιά Σάμος, Πάρος, Νάξος, Μύκονος, Μήλος, Κουφονήσια και Ανάφη. 9

10 1.2 Γεωλογική Τοποθέτηση Αιγαίου Η περιοχή του κεντρικού Αιγαίου στην οποία ανήκει και η Μύκονος επηρεάστικε απο ηπειρωτική διαστολή από το Κατώτερο Μειόκαινο (Lister et al. 1984; Avigad & Garfunkel 1989; Gautier & Brun 1994; Jolivet & Patriat 1999). Όπως σε όλες τις Μεσογειακές λεκάνες μετά του τόξου, η διαστολή στο κεντρικό Αιγαίο επέδρασε σε φλοιό Αλπικής Ορογένεσης ο οποίος σχηματίστηκε κατά το Τριτογενές (Avigad et al. 1997). Τα πετρώματα τα οποία παρατηρούνται στην περιοχή των Κυκλάδων είναι γενικώς Αλπικά μεταμορφωμένα πετρώματα και Μειοκαινικοί πλουτωνίτες οι οποίοι αποκαλύφθηκαν κατά το Μειόκαινο (Avigad et al. 1997). Αναλύσεις Κ-Ar, 40 Ar/ 39 Ar και Rb-Sr σε φενγκίτες υποδεικνύουν ηλικίες 40 με 50 Ma, που αποδίδονται στα όρια της κυανοσχιστολιθικής ή εκλογιτικής φάσης (e.g. Altherr et al. 1979; Wijbrans & McDougall 1988; Bröcker et al. 1993). Παρόλα αυτά πρόσφατες έρευνες U-Pb έδειξαν ηλικίες των 78Ma σε ζιρκόνιο που απομονώθηκε από πετρώματα εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωσης που υποδεικνύουν ότι η μεταμόρφωση υψηλής πίεσης επηρέασε τη ζώνη των Κυκλάδων νωρίτερα από ότι είχε αρχικά υποτεθεί. Η επακόλουθη αποσυμπίεση των πετρωμάτων υψηλών πιέσεων (ΗP) κορυφώθηκε με καθολική μεταμόρφωση τύπου Barrow, η οποία προκάλεσε την μετάβαση από πρασινοσχιστολιθική σε αμφιβολιτική φάση μεταμόρφωσης η οποία χρονολογείται κατά το Ανώτερο Ολιγόκαινο με Κατώτερο Μειόκαινο (e.g. Altherr et al. 1982; Bröcker et al. 1993). Η μεταμόρφωση σε μέσο-φλοιικό επίπεδο συνοδευόταν από τοπικής κλίμακας διατμητική ολίσθηση και μυλωνιτίωση ως αποτέλεσμα του σχηματισμού της οπισθοτόξιας-λεκάνης του Αιγαίου (Lister et al. 1984; Buick 1991a; Urai et al. 1990; Gautier & Brun 1994) αλλά και της διείσδυσης συν-επεκτεινόμενων S- και Ι- τύπου πλουτωνικών σωμάτων με ηλικίες 17 με 15 Ma στην Τήνο, και 12 Ma για την Μύκονο και την Νάξο (Altherr et al. 1982). Υπολείμματα της Ανώτερης Ενότητας (εικόνα 1.3.1) εμφανίζονται τοπικά πάνω από την ενότητα των Κυανοσχιστολίθων (Avigad & Garfunkel 1991). Οι τεκτονικές επαφές μεταξύ της Ενότητας Κυανοσχιστολίθων και της υπερκείμενης Ανώτερης Ενότητας είναι μικρής κλίσης κανονικά ρήγματα και ζώνες αποκολλήσεων που έδρασαν κατά το Κατώτερο Μειόκαινο ή παράλληλα με την διείσδυση των γρανιτικών σωμάτων κατά το Μέσο Μειόκαινο (Lister et al. 1984; Avigad & Garfunkel 1991; Gautier & Brun 1994). Η Ανώτερη Ενότητα είναι ετερογενής και δομείται είτε από κλαστικά ιζηματογενή υλικά (Τέκτονοιζηματογενής Ενότητα) με τοπικές ενδιαστρώσεις ηφαιστειακών και υπό-ηφαιστειακών 10

11 πετρωμάτων και παρεμβολές πετρωμάτων χαμηλού έως μέτριου βαθμού μεταμόρφωσης (e.g. Katzir et al. 1996; Patzak et al. 1994; Bröcker & Franz 1998). Δεδομένα από Rb-Sr αναλύσεις στα μεταμορφωμένα πετρώματα της Ανώτερης Ενότητας υποδεικνύουν ηλικίες ~95 Ma αν και βρέθηκαν και ηλικίες 39 με 21 Ma (Bröcker & Franz 1998). Η κλαστική ιζηματογενής ακολουθία (Τέκτονο-ιζηματογενής ακολουθία) σχηματίζει μικροσκοπικές αλλόχθονες ακολουθίες οι οποίες οριοθετούνται από τα υποκείμενα πετρώματα με μικρής κλίσης κανονικά ρήγματα. Αυτές οι ακολουθίες θεωρήθηκαν ως αποθέσεις σε λεκάνες διαστολής λόγω διάτμησης (Gautier & Brun 1994; Avigad et al. 2001). Εικόνα 1.3.1: Τεκτονικός χάρτης Ελληνίδων δίνοντας έμφαση στα τεκτονικά χαρακτηριστικά που διακρίνονται από τα κύρια ρήγματα. Η τομή Χ-Χ απεικονίζεται στην εικόνα

12 Εικόνα 1.3.2: Σχηματική αναπαράσταση της τομής Χ-Χ (SSW-NNE) της εικόνας η οποία δείχνει την αναπαράσταση σε φλοιικό επίπεδο της εξέλιξης της λεκάνης του κεντρικού Αιγαίου και του υποκείμενου υπόβαθρου από το Κατώτερο Μειόκαινο μέχρι και σήμερα. (Ε) current: δομικές σχέσεις μεταξύ της Τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας και του υπόβαθρου. NMTF: North Mykonos-Tinos Fault Εικόνα 1.3.3: Απλοποιημένος γεωλογικός χάρτης της Αττικοκυκλαδικής μάζας. 12

13 1.3 Τεκτονική εξέλιξη Μειοκαινικών λεκανών του κεντρικού Αιγαίου Η Κατώτερη Ενότητα των Κυκλάδων αποτελείται από μεταμορφωμένα πετρώματα υψηλών πιέσεων και θερμοκρασιών τα οποία διακόπτονται από μία σειρά χαμηλής κλίσης ζωνών αποκόλλησης η κινηματική των οποίων υποδεικνύουν ΒΑ διεύθυνσης εφελκυστική διάτμηση (Urai et al. 1990; Buick 1991; Faure et al. 1991; Lee & Lister 1992; Gautier & Brun 1994; Walcott & White 1998; Patriat & Jolivet 1998). Η τεκτονική απογύμνωση μαζί με την δράση υπό-εναέριας (subaerial erosion) διάβρωσης είχε σαν αποτέλεσμα την λέπτυνση και την τοπική εξάλειψη της οροφής της Ανώτερης Ενότητας, θραύσματα της οποίας κατέληξαν στην λεκάνη της Τέκτονο-ιζηματογενή ενότητας. Τα κροκραλοπαγή που αποτελούν την λεκάνη της Τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας εμφανίζουν μία ανεστραμμένη στρωματογραφία: οι κλάστες της Ανώτερης Ενότητας βρίσκονται στον πάτο της λεκάνης, κλάστες οι οποίοι έχουν υποστεί διάτμηση βρίσκονται στην μέση της λεκάνης της Τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας και τέλος γρανίτες στην κορυφή της ακολουθίας. Η παρουσία ασυμφωνιών, συνιζηματογενών ρηγμάτων, slumps αλλά και αύξηση του κοκκομετρικού μεγέθους όσο προχωράμε προς τα πάνω στην κροκαλοπαγή ακολουθία υποδηλώνουν μια συνεχή ρηγματογένεση και ιζηματογένεση. Η Τέκτονο-ιζηματογενής ενότητα από μόνη της εκτοπισμένη και αποκομμένη λόγω της αποκόλλησης (Lee & Lister 1992). Η ιζηματογένεση στην λεκάνη της Τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας εξελίχθηκε από θαλάσσια σε δελταϊκή και τέλος σε σχετικά βαθειά έως ρηχή ποτάμια. Η ασυμφωνία μεταξύ της θαλάσσιας και των περισσότερο κροκαλοπαγοποιημένων ακολουθιών προφανώς να δηλώνουν ανύψωση. Από την στιγμή που η θαλάσσια ακολουθία είναι ηλικίας Ανώτερου Μειόκαινου και οι πιο κροκαλοπαγοποιημένες ακολουθίες είναι Κατώτερου Μειόκαινου, η ασυμφωνία μεταξύ των δύο ακολουθιών θα ανήκει στο Μέσο Μειόκαινο. Παρόλα αυτά η χρονική περίοδος της ανύψωσης και της επακόλουθης ασυμφωνίας στην επιφάνεια, όπως προέκυψε από την Τέκτονο-ιζηματογενή ενότητα γινόταν ταυτόχρονα με εκτενή διείσδυση γρανιτών ηλικίας Ma του κεντρικού Αιγαίου (εικόνα 1.3.2) αλλά και με ηφαιστειότητα (κατάλοιπα της οποίας έχουν τώρα διατηρηθεί σαν κλάστες στην Πάρο). Καθώς ξεκίνησε ο σχηματισμός της βαθιάς λεκάνης της Τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας κατά το Κατώτερο Μειόκαινο, πριν την διείσδυση του πλουτωνίτη, η ακολουθία των γεγονότων δείχνει ότι προήλθε η διάτμηση η οποία πιθανώς να πυροδότησε την τήξη του κατώτερου φλοιού και του ανώτερου μανδύα. Κατά το κατώτερο Μειόκαινο μία ρηχή θαλάσσια λεκάνη διαστολής επικάλυπτε το τεκτονικό οικοδόμημα του κεντρικού Αιγαίου. Η δομή αυτού του Ορογενετικού 13

14 οικοδομήματος το οποίο περιλαμβάνει και την Κυανοσχιστολιθική ζώνη σε μέσο-φλοιικά επίπεδα αντιπροσωπεύει την πρασινοσχιστολιθική φάση (Avigad et al. 1997). Μία ανύψωση της γενικής επιφάνειας η οποία αναδίπλωνε και έδινε κλίση στα υπερκείμενα στρώματα είχε σαν αποτέλεσμα την δημιουργία της ασυμφωνίας η οποία διαχωρίζει την θαλάσσια από την κροκαλοπαγή ακολουθία μέσα στην Τέκτονο-ιζηματογενή ακολουθία. Η αποκάλυψη των κατώτερων στρωμάτων της Κατώτερης Ενότητας οδήγησε στον σχηματισμό ενός καινούργιου σετ κανονικών ρηγμάτων ταυτόχρονα με την τοποθέτηση των συν-τεκτονικών γρανιτών (Faure et al. 1991). Κατά το Τορτόνιο (~10Ma), πετρώματα που είχαν παραμορφωθεί κατά το Μέσο-Μειόκαινο λόγω της αποκόλλησης ταχέως έφτασαν στην επιφάνεια και αποτέθηκαν κυρίως στην ακολουθία της Πάρου. Αυτό υποδεικνύει ότι μια ολική εκταφή της Κατώτερης Ενότητας ξεκίνησε στον Νότο γύρω στα 8Ma. Η γρήγορη ψύξη και εκταφή η οποία προκάλεσε τον μεταμορφισμό, την συμπαγοποίηση και την ιζηματογένεση είναι σύμφωνη με την γρήγορη ψύξη (μέσα από γεωχρονολογήσεις) των γρανοδιοριτών της Νάξου και της Μυκόνου (Andriessen et al. 1979; Altherr et al. 1982). Λιστρικά ρήγματα δημιουργήθηκαν λόγω της οριζόντιας περιστροφής του πλουτωνίτη που παρατηρήθηκε στην Μύκονο με αποτέλεσμα θραύσματα της Τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας να καταλήξουν πάνω στους Ι-type γρανίτες. 1.4 Γεωλογική τοποθέτηση της Μυκόνου Η Μύκονος ανήκει στην Κυανοσχιστολιθική ζώνη των Κυκλάδων η οποία είναι μία από τις σημαντικότερες εμφανίσεις της αλπικής ορογενετικής ζώνης (Blake et al. 1981), και συνδέεται με Μειοκαινικής ηλικίας διαστολή και σχηματισμό μεταμορφικού πυρήνα (Bröcker & Franz 2005; Petrakakis et al. 2007). Η Κυανοσχιστολιθική ζώνη αντιπροσωπεύει μία διαδοχή από πρωταρχικώς Μεσοζωϊκής ηλικίας ηπειρωτικών περιθωρίων. Αυτή η ενότητα αποτελείται από ένα Προ-Αλπικό υπόβαθρο το οποίο επικαλύπτεται από μετάηφαιστειογενή ιζήματα. Στην Κυκλαδική Κυανοσχιστολιθική ενότητα βλέπουμε την εξέλιξη μίας μεταμορφικής ενότητας με αρχικές συνθήκες υψηλής πίεσης και χαμηλών θερμοκρασιών (Κυανοσχιστολιθική-Εκλογιτική Φάση) στα ~70 εκ. χρόνια κατά την σύγκρουση της Απούλιας μικροπλάκας με την Ευρασιατική και ακολουθήθηκε από μία υψηλών θερμοκρασιών και χαμηλών πιέσεων μεταμόρφωση στα ~25-18 εκ. χρόνια. Τέλος έχουμε παρουσία μιγματιτών, αποτέλεσμα μίας ισοθερμικής αποσυμπίεσης και εκταφής (Altherr et al. 1979, 1982, 1988; Henjes-Kunst & Kreuzer 1982; Wijbrans & McDougall 1986; Avigad & Garfunkel 1989; Brocker et al. 1993; Wijbrans et al. 1993; Bröcker & Enders 1999; Altherr & Siebel 2002; Bröcker & Keasling 2006). Η Κυανοσχιστολιθική 14

15 ενότητα τεκτονικά επικαλύπτεται από μία ανώτερη ενότητα η οποία αποτελείται από οφιόλιθους. Η Ενότητα θεωρείται σαν μία επέκταση της Πελαγονικής ζώνης των Ελληνίδων (Okrush & Bröcker 1990; Katzir et al. 1996; Jolivet et al. 2010). Στη Μύκονο έχουμε την εμφάνιση της Κυανοσχιστολιθικής ενότητας των Κυκλάδων η οποία επεκτείνεται έως και το Νότιο-Δυτικό τμήμα των νήσων Δήλος και Ρινιά ενώ απουσιάζει η ενότητα βάσης (Lee & Lister 1990; Avigad et al. 1994; Lucas 1999). Τα πετρώματα της Κυανοσχιστολιθικής Ενότητας είναι μυλωνιτιωμένα και υπό μορφή λεπτών εμφανίσεων στην βάση της ζώνης αποκόλλησης της περιοχής του Πάνορμου (Schimpf 1988; Jolivet et al. 2010). Αποτελούνται από μάρμαρα, μετά-πηλίτες, ορθο-γνεύσιους και πάραγνεύσιους και αμφιβολίτες (εικόνα 1.5.1) και έχουν επηρεαστεί από μεταμόρφωση επαφής (Paraskevopoulos 1953; Durr & Altherr 1979; Lee & Lister 1990; Avigad et al. 1994). Οι γνεύσιοι είναι μιγματιωμένοι με λευκοσώματα τα οποία αποτελούνται από πλαγιόκλαστοχαλαζία-σφήνα και περιβάλλονται από μελανοσώματα γρανάτη-πλαγιόκλαστο-βιοτίτηιλμενίτη. Εικόνα 1.5.1: Γεωλογικός χάρτης της Μυκόνου. 15

16 Η Μύκονος κυριαρχείται από έναν ασβεσταλκαλικό μονζογρανίτη έως γρανοδιοριτικής σύστασης λακόλιθο με μέσο-κοκκώδες έως χονδροκοκκώδες πορφυριτικό ιστό και θεωρείται ως ένας διοψιδικός-κεροστιλβικός-βιοτιτικός-αλανιτικός-τιτανομαγνιτιτικός-πυριτικόςπυροτιτικός μονζογρανίτης (Altherr et al. 1982, 1989; Pe-Piper et al. 2002; Altherr & Siebel 2002). Ο πλουτωνίτης επηρεάστηκε από μία ισχυρή μυλωνιτική παραμόρφωση, Τ > 600 ο C, με παρουσία συντεκτονικών δομών (Denele et al. 2011). Η ηλικία του πλουτωνίτη εκτιμάται στα 13,5 εκ. χρόνια Η Τέκτονο-ιζηματογενής Ενότητα Η Τέκτονο-ιζηματογενής ενότητα συνίσταται από ρηχά θαλάσσια ιζήματα μέχρι ηπειρωτικά ιζήματα τα οποία εμφανίζονται σαν απομονωμένα τεμάχια, υπερκείμενα μίας χαμηλής κλίσης ζώνης αποκόλλησης πάνω από την Κατώτερη ενότητα. Επιφανειακές εμφανίσεις της Τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας είναι χαώδεις και εμφανίζονται ως συνεχείς ακολουθίες πάχους που δεν ξεπερνούν τα μερικά εκατοντάδες μέτρα και δεν περιέχουν διαγνωστικά απολιθώματα. Η στρωματογραφική συσχέτιση μεταξύ των διαφόρων επιφανειακών εμφανίσεων είναι δύσκολη ακόμα και σε γειτονικές που βρίσκονται στο ίδιο νησί (e.g. Jansen 1977). Παρ όλα αυτά έγινε δυνατή η συσχέτιση μεταξύ δύο σχετικά ολοκληρωμένων ακολουθιών της Τέκτονοιζηματογενούς ενότητας στα νησιά Μύκονο και Πάρο. Τα διαφορετικά τμήματα συσχετίστηκαν μεταξύ τους χρησιμοποιώντας ιζηματογενή προφίλ, με την βοήθεια μίας εσωτερικής ασυμφωνίας αλλά και με την εμφάνιση ή εξαφάνιση κλαστικών τύπων οι οποίοι λειτουργούν σαν δείκτες. Η εικόνα δίνει τις λιθολογικές συσχετίσεις που έγιναν βασιζόμενοι σε δεδομένα που συλλέχθηκαν από την περιοχή του Πάνορμου της Μυκόνου. Οι στρωματογραφικές στήλες αντιστοιχούν στις επιφανειακές εμφανίσεις της Τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας υπέρ της ασυμφωνίας. Μελετώντας τις στήλες βλέπουμε ότι η λιθολογία των ιζημάτων γενικά αποτελείται από μάργες και ψαμμίτες στη βάση της ενότητας και προχωρώντας προς τα επάνω έχουμε χονδρόκοκκο κροκαλοπαγές, που χαρακτηρίζεται από την τάση για αύξηση του μεγέθους των κροκαλών προς την οροφή. Εικόνα : Λιθολογική ακολουθία της Τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας στην περιοχή του Πάνορμου. 16

17 Με βάση αυτή την μελέτη έγινε η ταξινόμηση της Τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας σε δύο επιμέρους ενότητες. Το κατώτερο τμήμα αποτελείται από μία θαλάσσια ακολουθία η οποία συνίσταται από εναλλαγές αργιλικών, τουρβιδιτικών μαργών και ψαμμιτικών στρωμάτων πάχους 5-20 cm με ενδιαστρώσεις κροκαλοπαγών που εμφανίζουν καλή ταξινόμηση και διαβάθμιση (και πάχος έως 40 cm) αλλά και ακανόνιστες μάζες που υποστηρίζονται από συνδετικό υλικό. Η θαλάσσια ακολουθία παρουσιάζει βυθίσματα και συν-ιζηματογενή κανονικά ρήγματα σε μικρο-κλίμακα. Οι κλαστικοί κόκκοι αυτής της ακολουθίας είναι γενικώς μικρότεροι από 5. Οι κυριότερες λατύπες είναι γωνιώδεις έως στρογγυλεμένες και προέρχονται από μητρικά πετρώματα ψαμμίτες, μικροκροκαλοπαγή, χαλαζιακοί γνεύσιοι, χαμηλού βαθμού μεταμορφωμένα πετρώματα, φυλλίτες, πυριτόλιθοι υπάρχουν σε αφθονία σε μερικά στρώματα. Το πάχος της θαλάσσιας ακολουθίας στην Πάρο φτάνει τα 200 m ενώ στην Μύκονο μερικά μέτρα. Μία γωνιώδης ασυμφωνία διαχωρίζει την θαλάσσια ακολουθία από την οροφή της Τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας το οποίο είναι περισσότερο. Η Τέκτονο-ιζηματογενής ενότητα αποτέθηκε κοντά στην επιφάνεια κατά το Μειόκαινο και τα κλαστικά της τμήματα προέρχονται από πετρώματα τα οποία δεν βρίσκονται πλέον πάνω από την Κυκλαδική Κυανοσχιστολιθική ζώνη. Το κλαστικό υλικό της Τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας είναι μία μοναδική πηγή πληροφοριών από την φύση από τα υπερκείμενα πετρώματα τα οποία καλύπτανε τα υψηλών πιέσεων πετρωμάτων κατά το Τεταρτογενές. Τα αποτελέσματα μπορούν να βοηθήσουν στην κατανόηση του σχηματισμού της δομής του Ορογενετικού καλύμματος το οποίο επικρατούσε στην περιοχή πριν αυτή δεχτεί παραμόρφωση από τεκτονική διαστολή. Στην Τέκτονο-ιζηματογενή ενότητα έχουν διαχωριστεί διάφορες ομάδες από κλάστες οι οποίοι δείχνουν να προέρχονται από εδάφη με διαφορετικές Τέκτονο-μεταμορφικές ιστορίες. Η κατανομή των κλαστών από διαφορετικές λιθολογίες σε διαφορετικές περιοχές της Τέκτονο-ιζηματογενούς λεκάνης υποδεικνύει ότι οι επιφανειακές εμφανίσεις του υπόβαθρο είναι ετερογενείς και συμπεριλαμβάνουν ποικίλες ομάδες πετρωμάτων. Μεταπηλιτικοί κλάστες χαμηλού βαθμού μεταμόρφωσης δείχνουν ηλικίες Μειοκαίνου και πιθανώς προέρχονται από την ανώτερη μεταμορφική ενότητα. Οι ηλικίες μέσου Μειοκαίνου οι οποίες υποδεικνύονται από χαμηλού βαθμού μεταμόρφωσης μεταπηλίτες δεν ταιριάζουν με τις μεταμορφικές ηλικίες Κρητιδικού-Παλαιοκαίνου των πετρωμάτων της ανώτερης μεταμορφικής ζώνης. Οι ηλικίες αυτές είναι αρκετά νεότερες από των πετρωμάτων Πρασινοσχιστολιθικής φάσης του Ολιγοκαίνου-Μειοκαίνου της Κυκλαδικής Κυανοσχιστολιθικής ζώνης οι οποίες φαίνεται ότι έχουν ανακρυσταλλωθεί κάτω από δυνατή παραμόρφωση η οποία τους προκάλεσε φυλλιτίωση. Τέτοια πετρώματα δεν απαντούνται συχνά στις Κυκλάδες, αλλά πρόσφατες έρευνες υποδεικνύουν την παρουσία τους στην Τήνο, 17

18 την Πάρο και την Ικαρία. Ασβεστολιθικοί κλάστες εμφανίζονται συχνά στη Τέκτονοιζηματογενή ενότητα της περιοχής του Πάνορμου. Η λιθολογία τους μοιάζει με ένα ασβεστολιθικό σώμα ηλικίας Περμίου το οποίο σχηματίζει ένα εκτεταμένο εφελκυστικό λοβοειδές τέμαχος στη βάση της ενότητας του Πάνορμου. Μεταβασικοί κλάστες (τύπου της Τήνου) επικρατούν στην Τέκτονο-ιζηματογενή ενότητα της Νάξου αλλά σχεδόν απουσιάζουν στον Πάνορμο. Οι σχίστες οι οποίοι περιέχουν υψηλών πιέσεων μαρμαρυγίες και δείχνουν ηλικίες 10 Ma εμφανίζονται σπάνια στα κατώτερα κροκαλοπαγή στρώματα (ανώτερου Μειοκαίνου). Πιθανώς προέρχονται από την βάση της Κατώτερης ενότητας βασιζόμενοι στην σύγκριση μεταξύ του πυριτικού φενγκιτικού περιεχομένου και το ποσοστό του πυριτίου στους φενγκίτες της Ανώτερης και Κατώτερης ενότητας και σους πετρογραφικούς ιστούς. Θα πρέπει να σημειωθεί ότι η Τέκτονο-ιζηματογενή ενότητα στη Μύκονο και στη Πάρο δεν περιέχει λιθολογίες που είναι συχνές κάτω από την Κυκλαδική Κυανοσχιστολιθική ζώνη όπως εκλογίτες, κυανοσχιστόλιθοι ή ακόμη και μάρμαρα. Είναι πολύ πιθανόν ότι τα αντίστοιχα επίπεδα της Κυκλαδικής Κυανοσχιστολιθικής ζώνης δεν εκτέθηκαν μέχρι και το Πλειόκαινο. Μαρμαρυγιακοί χαλαζίτες οι οποίοι χρονολογούνται στα 14 Ma προέρχονται είτε από πετρώματα κατώτερης ενότητας τα οποία επικαλύφθηκαν στο Μειόκαινο, ή από την βάση της Ανώτερης Ενότητας. Όλοι οι μεταμορφικοί κλάστες οι οποίοι δείχνουν τέτοιες ηλικίες που συγκροτούνται στο μέσο μέρος της Κροκαλοπαγούς ακολουθίας του Μόλου υποδεικνύουν ότι έχουν διαβρωθεί την ίδια χρονική στιγμή στο Ανώτερο Μειόκαινο. Η σπάνια παρουσία αυτών των πετρωμάτων στην Τέκτονο-ιζηματογενή ακολουθία του Πάνορμου υποδεικνύει ότι η πηγή των κλαστών ήταν το Νότιο μέρος της λεκάνης. Οι γρανιτικοί κλάστες με μέσες ηλικίες 11 με 13 Ma εμφανίζονται στην κορυφή των ακολουθιών της τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας. Διατετμημένοι και μυλωνιτιωμένοι γρανίτες εμφανίζονται πρώτοι, οι οποίοι ακολουθούνται από απαραμόρφωτους γρανίτες. Η παρουσία αυτής της ακολουθίας υποδεικνύει προοδευτική εκταφή της βάσης από μία εύθραυστη-εύπλαστη αποκόλληση ηλικίας μέσου Μειοκαίνου (εικόνες και ) Οι κλάστες γρανίτη Ι-τύπου (του τύπου που απαρτίζει τις βάσεις της Μυκόνου και Νάξου) δεν βρίσκονται στην Τέκτονο-ιζηματογενή ενότητα. Η λιθολογία των κλαστών ταιριάζει περισσότερο σε S-τύπου γρανίτες από την Πάρο ή από τον πυρήνα του μεταμορφικού δόμου της Νάξου. Επιφανειακές εμφανίσεις της Τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας είναι συγκεντρωμένες στις κεντρικές Κυκλάδες, στα νησιά Μύκονο, Πάρο αλλά και στη Νάξο. Δακιτικά ηφαιστειακά πετρώματα ηλικίας 10Ma (Κ-Ar) εμφανίζονται στην ακολουθία της τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας, 50 m κάτω από τους γρανιτικούς κλάστες 18

19 έως και την κορυφή της ακολουθίας. Αυτό υποδεικνύει ότι τα ηφαιστειακά πετρώματα 10 Ma μεταφέρθηκαν μέσα στην λεκάνη της τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας, ενώ ο γρανίτης βρισκόταν ακόμα σε μεγάλο βάθος. Η πηγή αυτών των ηφαιστειακών πετρωμάτων 10 Ma στη περιοχή παραμένει άγνωστη. Το γεγονός ότι οι κλάστες του Μόλου ξεπερνούν σε μέγεθος τους κλάστες του Πάνορμου υποδηλώνουν ότι έχουν Νότια προέλευση. Παρόλα αυτά η πιο κοντινή ηφαιστειακή ακολουθία βρίσκεται στην Αντίπαρο, όμως τα πετρώματα εκείνης της περιοχής είναι περισσότερο όξινα και η ηλικία τους είναι 5 Ma. Η μοναδική πιθανή προέλευση είναι το πλήθος των υπό-ηφαιστειακών φλεβών της Τήνου. Αυτές οι φλέβες έχουν την σωστή σύσταση και παρόμοια ηλικία (11.5Ma) όμως βρίσκονται σε απόσταση στα Βόρειο Δυτικά. Είναι πιθανόν η ηφαιστειακή πηγή από την οποία προήλθαν οι δακιτικοί κλάστες να κάλυψε μία μεγάλη περιοχή στις Κυκλάδες στα 10 Ma η οποία όμως μέχρι σήμερα να έχει διαβρωθεί εντελώς. Οι μετά-ηφαιστειακοί κλάστες στην περιοχή του Πάνορμου πιθανόν να προήλθαν από τα γειτονικά μετά-ηφαιστειακά πετρώματα αφού αυτά υπέστησαν τεκτονισμό, μεταμορφώθηκαν και πυριτιώθηκαν. Γενικά συμπεραίνουμε ότι το κλαστικό υλικό το οποίο αποθηκεύθηκε μέσα στην τέκτονοιζηματογενή ενότητα προήλθε από πετρώματα παρόμοια με αυτά που βρίσκονται αυτή την στιγμή στην βάση κάτω από την αποκόλληση. Επίσης Πελαγονικού τύπου χαλαζιακούς κλάστες Μα και δακιτικούς κλάστες 10 Ma. Η παρουσία του Πελαγονικού υλικού προσδίδει αξιοπιστία στο συμπέρασμα ότι, προγενέστερα της διαστολής και του κατακερματισμού η Ορογενετική δομή της περιοχής του κεντρικού Αιγαίου στις Κυκλάδες έμοιαζε με εκείνη των Ελληνίδων στην Βόρεια Ελλάδα (Όλυμπος-Όσσα). Η παρουσία δακιτικών κλαστών υποδηλώνει ότι μια ηφαιστειακή πηγή 10 Ma έφτασε στην επιφάνεια των Κυκλάδων ταυτόχρονα με τον γρανιτικό μαγματισμό ο οποίος βρισκόταν ακόμα σε βάθος. 19

20 Εικόνα : Φωτογραφίες της αποκόλλησης της Μυκόνου. Πάνω στην ανατολική μεριά της περιοχής Cape Evros φαίνεται η επιφάνεια της αποκόλλησης, τα λατυποπαγή Βάσης, μερικοί ψαμμίτες οι οποίοι έχουν πάρει κλίση και τα κανονικά ρήγματα στην βάση της αποκόλλησης. Κάτω, φαίνεται η επαφή διείσδυσης μεταξύ του γρανίτη και των σκούρων μεταβασιτών αλλά και την επαφή μεταξύ των μεταβασιτών και τα υπερκείμενα ιζήματα και χονδρόκοκκα λατυποπαγή. Εικόνα : Σχέσεις μεταξύ του γρανίτη της Μυκόνου, της αποκόλλησης και των ιζημάτων ηλικίας ανώτερου Μειοκαίνου. Α =τομή η οποία δείχνει τις δύο επιφάνειες της αποκόλλησης, τους κατακλασίτες και το ύψος των ιζημάτων που βρίσκονται πάνω από την αποκόλληση. Β =η επαφή της διείσδυσης κάτω από το Ανώτερο Κυκλαδικό κάλυμμα. Απλιτικές φλέβες διακόπτονται από μικρής κλίσης ρήγματα και ρηξιγενείς ζώνες ενώ τα ιζήματα αποτίθενται προοδευτικά κατά την διάρκεια της διαστολής μέχρι που τελικά έρχονται σε επαφή με το κατώτερο μέρος του Ανώτερου Κυκλαδικού καλύμματος λόγω της έντονης μετατόπισης κατά μήκος της αποκόλλησης. 20

21 Κεφάλαιο Ο γρανίτης της Μυκόνου Η Μύκονος κυριαρχείται από I τύπο μονζογρανίτη ηλικίας 10 Ma ο οποίος έχει διεισδύσει μέσα σε προϋπάρχοντα μεταμορφωμένα πετρώματα τα οποία είναι κυρίως μάρμαρα, μεταπηλίτες και μεταβασίτες τα οποία αποτελούν την Κατώτερη Ενότητα (Altherr et al. 1982). Η αποκάλυψη του γρανίτη έγινε τόσο από την δράση της διάβρωσης όσο και από την δράση ρηγμάτων τα οποία είναι αποτέλεσμα της ηπειρωτικής διάνοιξης που λαμβάνει χώρα στην περιοχή του Αιγαίου από το νεότερο Μειόκαινο μέχρι σήμερα. Μία έντονη περίοδος διάβρωσης οδήγησε στην απομάκρυνση του καλύμματος των υπερκείμενων πετρωμάτων σε συνδυασμό με ολισθήσεις βαρύτητας των ανωτέρων ενοτήτων. Η ισοστατική προ-τεταρτογενής ανύψωση ήταν αντίστοιχη του πάχους των πετρωμάτων του καλύμματος της τάξης των μερικών χιλιομέτρων. Παρόλη τη μεγάλη δυσκολία εκτίμησης της αποκάλυψης του γρανίτη, είναι δυνατή η εκτίμηση του ρυθμού της αποκάλυψης παρατηρώντας τα τεμάχη αποκόλλησης του γρανίτη. Ένα μικρής κλίσης κανονικό ρήγμα διεύθυνσης 30 μοίρες Βόρειο-Ανατολικά κόβει την κορυφή του μονζογρανίτη στο Βόρειο τμήμα του νησιού (εικόνα 2.1.1), στην περιοχή του Πάνορμου (Avigad & Garfunkel 1991; Faure et al. 1991; Lee & Lister 1992). Η οροφή περιλαμβάνει σπάνια μπλοκ Πέρμο-Τριαδικών ασβεστολίθων και υπολείμματα της Τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας τα οποία κυρίως αποτελούνται από κροκαλοπαγή και ψαμμίτες. Μπλοκ ηφαιστειακών πετρωμάτων μπορούν να βρεθούν σαν κομμάτια κατά μήκος της Βόρειας ακτής του νησιού. Όλες οι ενότητες αλλά και τα κανονικά ρήγματα τα οποία βρίσκονται μεταξύ των ενοτήτων εμφανίζουν ρωγμές (εικόνα 2.1.3) οι οποίες δημιουργήθηκαν από την πίεση κατά την διείσδυση αερίων τα οποία φαίνεται να ακολούθησαν κάθετη πορεία με διεύθυνση ΒΔ Εικόνα 2.1.1: Γεωλογικός χάρτης της Μυκόνου ο οποίος απεικονίζει τις επιφανειακές εμφανίσεις της Τέκτονο-ιζηματογενούς ενότητας. Η τετραγωνισμένη περιοχή φαίνεται στην εικόνα Λευκή περιοχή =γρανίτης, Σκιασμένη περιοχή =σχίστες, μάρμαρα και αμφιβολίτες. και πολλές φορές ξεπερνούν το ένα μέτρο. Οι ρωγμές αυτές πληρώθηκαν μεταγενέστερα από 21

22 Βαρύτη. Ο γρανίτης Βάσης εμφανίζει μία παχιά ζώνη μυλωνιτίωσης με αποτέλεσμα να έχουμε μία κατακλαστική ζώνη οπού έχουμε κροκαλοπαγή. Εικόνα 1.1.2: Λεπτομερής γεωλογικός χάρτης της περιοχής του Πάνορμου στο Βόρειο τμήμα της Μυκόνου Τοποθέτηση του λακκόλιθου της Μυκόνου Quaternary =πετρώματα τεταρτογενούς. TSU =Τέκτονο-ιζηματογενής ενότητα. UU ophiolites =Ανώτερη Ενότητα μη μεταμορφωμένων οφιολιθικών πετρωμάτων. I-granites =τύπος-i γρανίτης. LU marbles =μάρμαρα Κατώτερης Ενότητας. LU gneisses =γνεύσιοι Κατώτερης Ενότητας. Πολλές ενδείξεις δείχνουν ότι η διείσδυση του λακκόλιθου της Μυκόνου επηρέασε τη φολλίωση του δόμου της Ρήνιας όπου έχουν μεταφερθεί μιγματιτικά λευκοσώματα. Αυτό δείχνει ότι η ανάπτυξη του δόμου της Ρήνιας άρχισε πριν από τη διείσδυση του λακκόλιθου της Μυκόνου, όπως ήδη παρατηρείται στο μιγματιτικό δόμο της Νάξου και στον γρανοδιορίτη της. Στα 13,5 εκατομμύρια χρόνια οι γρανίτες και οι γρανοδιορίτες του λακκόλιθου της Μυκόνου διείσδυσαν στην Κυανοσχιστολιθική ενότητα πάνω από τους μιγματίτες. Ο λακκόλιθος δημιουργήθηκε από την είσοδο διαδοχικών ποσοτήτων μάγματος σε μικρά χρονικά διαστήματα όπως υποδεικνύεται από πετρολογικές παρατηρήσεις και από τον όγκο του λακκόλιθου. Ο μαγματικός θάλαμος άδειασε από μάγμα και αυτό είχε σαν αποτέλεσμα να δημιουργηθεί ένας πλουτωνίτης με ανεστραμμένη ζώνωση (Stouraiti et al. 2010). Μετά την τοποθέτησή του ο λακκόλιθος επηρεάστηκε από μία έντονη παραμόρφωση η οποία δεν 22

23 είχε κοινό άξονα και άρχισε στο τέλος της κρυστάλλωσης. Η παραμόρφωση συνδέεται με γρήγορη ψύξη και σε συνθήκες οι οποίες εξελίσσονται από υπό-μαγματικές σε ήμι-εύπλαστες σε σύντομο χρονικό διάστημα. Ο λακκόλιθος της Μυκόνου διείσδυσε στην Κυκλαδική Κυανοσχιστολιθική ενότητα κοντά στο Βόρειο-Κυκλαδικό σύστημα αποκόλλησης (ΒΚΣΑ) το οποίο αντιστοιχεί σε ένα μεγάλο σύστημα αποκόλλησης το οποίο επηρεάζει τον ανώτερο φλοιό και τη ζώνη της εύθραυστης-ελαστικής παραμόρφωσης. Εικόνα 2.1.3: Φωτογραφία που απεικονίζει την αποκόλληση της Μυκόνου. Τα μεγάλης κλίσης κανονικά ρήγματα υποδεικνύονται με τα άσπρα βέλη. Ο λακκόλιθος της Μυκόνου έχει μονζογρανιτική-γρανοδιοριτική σύσταση με μία ανεστραμμένη ζώνωση (πιο μαφική σύσταση προς στο κέντρο του πλουτωνίτη)(lucas 1999). Η οροφή του λακκόλιθου κόβεται από το Βόρειο-Κυκλαδικό σύστημα αποκόλλησης (ΒΚΣΑ) και η βάση του λακκόλιθου αποτελείται από μιγματιτικούς γνεύσιους οι οποίοι ανήκουν στην 23

24 ενότητα βάσης των Κυκλάδων. Η χρονική τοποθέτηση του λακκόλιθου υπολογίζεται στα 13,5 +/- Ma χρησιμοποιώντας ραδιοχρονολόγηση ουρανίου μολύβδου πάνω σε ζιρκόνιο (Brichau et al. 2008). Αρκετές μελέτες (Faure et al. 1991; Lecomte et al. 2010; Lee & Lister 1992; Lucas 1999) δείχνουν ότι ο πλουτωνίτης επηρεάστηκε από έντονη μυλωνιτική παραμόρφωση σε υψηλή θερμοκρασία, η οποία υποστηρίζει τη θεωρία της συν-τεκτονικής τοποθέτησης Συμπλέγματα Μεταμορφικών Πυρήνων Τα συμπλέγματα μεταμορφικών πυρήνων (ΣΜΠ) ή επιμηκυνόμενοι γνευσιακοί δόμοι είναι φλοιικής κλίμακας δομές οι οποίες σχηματίζονται κατά την επιμήκυνση ενός μεγάλου πάχους και θερμικά ώριμου φλοιού (Convey & Harms et al. 1984; Lister & Davis et al. 1989; Malavieille et al. 1993; Whitney et al. 2004). Η συνολική γεωμετρία τους είναι σχετικά απλή, με μία μικρής κλίσης αποκόλληση η οποία διαχωρίζει μία ανώτερη πλάκα, χωρίς σημάδια σημαντικής μεταμόρφωσης, από μία κατώτερη πλάκα, το γνευσιακό δόμο, εμφανίζοντας μία εξέλιξη προς υψηλών θερμοκρασιών μεταμορφικών παραγνεύσιων αμφιβολιτικής φάσης με συχνή εμφάνιση μερικής τήξης. Οι σχέσεις μεταξύ της αποκόλλησης και του γνευσιακού δόμου έχουν προβλεφθεί με διάφορους τρόπους και έχουν αποδοθεί με διάφορα μοντέλα. Μερικά μοντέλα χρησιμοποιούν ένα προϋπάρχον ρήγμα στον ανώτερο εύθραυστο φλοιό για να αναπτύξουν ένα ΣΜΠ (Buck et al. 1993; Koyi & Skelton 2001; Lavier et al. 1999; Rey et al. 2009). Σε αυτά τα μοντέλα ο σχηματισμός ενός δόμου είναι επακόλουθο της μετατόπισης κατά μήκος της αποκόλλησης. Μία εναλλακτική ερμηνεία είναι να θεωρήσουμε ότι η αποκόλληση δεν είναι η κύρια αιτία για το σχηματισμό του ΣΜΠ αλλά το αποτέλεσμα αυτής. Σε αυτή την περίπτωση η αριθμητική και αναλογική μοντελοποίηση τονίζουν την σημασία των προϋπαρχόντων ανωμαλιών ιξώδους - πυκνότητας όπως σε ένα γρανιτικό ή μιγματιτικό σώμα κάτω από τη μετάβαση από εύθραυστή εύπλαστη ζώνη (Brun et al. 1994; Tirel et al. 2004,2008; Vanderhaeghe & Teyssier 2001). Στην περιοχή του βορείου Αιγαίου, ο μεταμορφικός πυρήνας των νήσων Μύκονος, Δήλος, Ρήνια, χαρακτηρίζεται από τη διείσδυση ενός ανώτερου Μειοκαινικού πλουτωνίτη (χιλιομετρικής κλίμακας) από I τύπο γρανιτοειδή μέσα σε ένα μιγματιτικό γνευσιακό δόμο (Faure et al. 1991; Lee & Lister 1992; Lucas 1999). 24

25 2.1.3 Εκταφή του λακκόλιθου της Μυκόνου Τα θερμοχρονολογικά δεδομένα (Brichau et al. 2008) δείχνουν ότι η εκταφή του λακκόλιθου της Μυκόνου ήταν πολύ γρήγορη. Επιπλέον, οι ηλικίες τις οποίες παίρνουμε από χαμηλής θερμοκρασίας θερμοχρονομετρήσεις, μειώνονται από τα δυτικά στα ανατολικά, το οποίο υποστηρίζει την υπόθεση της τοπικής περιστροφής. Ακριβώς μετά την τοποθέτηση, η βάση του λακκόλιθου και οι μιγματιτικοί γνεύσιοι της Ρήνιας ενσωματώθηκαν στον ανώτερο φλοιό και υπέστησαν άκαμπτη περιστροφή σύμφωνα με την φορά των δεικτών του ρολογιού. Μία περίοδος 3 εκατομμυρίων χρόνων ήταν απαραίτητη για να εκταφεί όλος ο λακκόλιθος. Κατά τη διάρκεια αυτής της περιόδου διαφορικές περιστροφές των ανώτερων φλοιϊκών στρωμάτων συνδέονται με τον διαχωρισμό της οροφής και της βάσης του συστήματος αποκόλλησης των Κυκλάδων το οποίο παρέμεινε άκαμπτο σε όλη την περιοχή όπως φαίνεται από τις καμπυλώσεις των πρωτομυλωνιτικών γραμμώσεων. Η εκταφή του τελευταίου τμήματος του λακκόλιθου είναι ταυτόχρονη με μία φάση έντονης παραμόρφωσης ακριβώς κάτω από την αποκόλληση σε ήμι-εύπλαστες συνθήκες όπως φαίνεται από την παρουσία ζωνών από αφανητικούς μυλωνίτες χαμηλής θερμοκρασίας στην κορυφή του λακκόλιθου. Η παραμόρφωση συνεχίζεται σε εύθραυστες συνθήκες η οποία έχει σαν αποτέλεσμα την δημιουργία κατακλαστικών γρανιτών κοντά στην αποκόλληση. Το τέλος της περιόδου της δραστηριοποίησης της αποκόλλησης είναι ταυτόχρονο με τη δημιουργία μεγάλων φλεβών βαρύτη. Τα κανονικά ρήγματα στην περιοχή του Πάνορμου είναι νεότερα από την αποκόλληση και τις φλέβες του βαρύτη και αντιπροσωπεύουν τις τελευταίες δομές στο νησί της Μυκόνου (Danèle et al. 2011) Περιστροφή του λακκόλιθου της Μυκόνου γύρω από κάθετο άξονα κατά την εκταφή του Παλαιομαγνητικές μελέτες οι οποίες έγιναν (Morris & Anderson 1996) στο νησί της Μυκόνου δείχνουν μία δεξιόστροφη περιστροφή του νησιού γύρω από κατακόρυφο άξονα του γρανίτη της Μυκόνου κατά ca22⁰. Αυτή η περιστροφή επηρέασε και την ανώτερη κυκλαδική ενότητα καθώς επίσης και το λακκόλιθο της Μυκόνου κατά τη δραστηριότητα της εύθραυστης αποκόλλησης της Μυκόνου (Lecomte et al. 2010). Εάν όλες οι καμπυλώσεις στις γραμμώσεις του γρανίτη οφείλονται σε αυτή την περιστροφή τότε η περιστροφή ήταν μεγαλύτερη από 22⁰. Τα προοδευτικά σημάδια στην επέκταση του λακκόλιθου οφείλονται σε παραμόρφωση λόγω της διείσδυσης του μάγματος και στην καθολική παραμόρφωση διαστολής όπως στον πλουτωνίτη της Τήνου (de Saint Blanquat et al. 2010). Ο προσανατολισμός της γράμμωσης έκτασης στη βάση επηρεάστηκε έντονα από διεισδύσεις 25

26 του μάγματος οι οποίες προκάλεσαν παραμόρφωση συστολής στη βάση με διεύθυνση Β90⁰Α. Οι καμπυλώσεις στις γραμμώσεις του λακκόλιθου απαντούν σε μία προοδευτική περιστροφή μακριά από το sheeted complex με αποτέλεσμα η παραμόρφωση να γίνει πιο έντονη η οποία ελέγχεται από την καθολική διαστολή με διεύθυνση Β20⁰Α. Κατά τη διάρκεια της εκταφής και της ψύξης του λακκόλιθου, μερικά μέρη του λακκόλιθου ενσωματώθηκαν στον ανώτερο φλοιό όπου και οι γραμμώσεις ψύχθηκαν(brun & Soukoutis 2007; Brun & Van Den Driessche 1994). Τα μέρη του λακκόλιθου που εκταφιάζονταν προοδευτικά κατέγραψαν την προοδευτική διαφορική περιστροφή του μπλοκ. Η τοπική δεξιόστροφη περιστροφή γύρω από τον κατακόρυφο άξονα η οποία καταγράφεται στο λακκόλιθο της Μυκόνου κατά την εκταφή του υπολογίζεται περίπου στις 60⁰ Πετροτεκτονικό περιβάλλον του γρανίτη Τα γρανιτοειδή της Μυκόνου παρουσιάζουν ένα σύστημα χαμηλής γωνίας κανονικών ρηγμάτων (Avigad et al. 1998; Lee & Lister 1992), το οποίο ανήκει στο ΒΚΣΑ και υποδιαιρούνται στην αποκόλληση της Λιβάδας της Τήνου και την αποκόλληση της Μυκόνου (Jolivet et al. 2010; Lecomte et al. 2010). Η αποκόλληση της Λιβάδας αντιστοιχεί σε μία χαμηλής γωνίας εύπλαστης ζώνης διάτμησης η οποία βρίσκεται μέσα στους μεταβασίτες της ανώτερης πλάκας. Η αποκόλληση της Μυκόνου είναι ένα κατακλαστικό εύθραυστο, χαμηλής γωνία κανονικό ρήγμα. Η οροφή του συστήματος αποκόλλησης αποτελείται από ανώτερου Μειοκαίνου ηπειρωτικούς ψαμμίτες και κροκαλοπαγή (Sanchez-Gomez et al. 2002). Η χαμηλής θερμοκρασίας θερμοχρονολόγηση (Brichau et al. 2008) που έγινε στα γρανιτοειδή της Μυκόνου χρονολογούν την δραστηριότητα της αποκόλλησης της Μυκόνου μεταξύ Ma. Η αποκόλληση ολισθαίνει κατά μέσο όρο κατά 6 + 9,2/- 2,4 km/ma και προκάλεσε 30 km μετατόπιση μεταξύ της οροφής και της βάσης (Brichau et al. 2008) και 8 km εκταφής της βάσης (Lecomte et al. 2010). Ο λακκόλιθος της Μυκόνου και το ΒΚΣΑ κόβονται από μία τάφρο διεύθυνσης Β Ν η οποία οριοθετείται από ένα κύριο κανονικό ρήγμα το οποίο βυθίζεται Δυτικά (Β155 ο Α) και από ένα κανονικό ρήγμα το οποίο βυθίζεται προς τα ανατολικά (Β170 ο Α) (Faure et al. 1991) η κάθετη μετατόπιση στο ανατολικό ρήγμα στην περιοχή του Πάνορμου εκτιμάται στα 800m ενώ η κάθετη μετατόπιση παραμένει μικρότερη. 26

27 2.1.6 Πετρογραφία του γρανίτη Η Μύκονος κυριαρχείται από έναν ασβεσταλκαλικό μονζογρανίτη έως γρανοδιοριτικής σύστασης λακόλιθο με μέσο-κοκκώδες έως χονδροκοκκώδες πορφυριτικό ιστό και θεωρείται ως ένας διοψιδικός-κεροστιλβικός-βιοτιτικός-αλανιτικός-τιτανομαγνιτιτικός-πυριτικόςπυροτιτικός μονζογρανίτης (Altherr et al. 1982, 1989; Pe-Piper et al. 2002; Altherr & Siebel 2002). Ο πλουτωνίτης επηρεάστηκε από μία ισχυρή μυλωνιτική παραμόρφωση, Τ > 600 ο C, με παρουσία συντεκτονικών δομών (Danèle et al. 2011). Παρόλο που η οροφή του λακκόλιθου έχει επαναδραστηριοποιηθεί από την αποκόλληση της Λιβάδας (Jolivet et al. 2010; Lecomte et al. 2010), η αρχική επαφή της διείσδυσης μπορεί ακόμα να παρατηρηθεί στην περιοχή του Cape Evros όπου τα γρανιτοειδή διεισδύουν μέσα σε μεταβασικά πετρώματα τα οποία ανήκουν στην Ανώτερη Κυκλαδική Ενότητα. Η κύρια επαφή αντιστοιχεί σε ένα επίπεδο μικρής κλίσης, το οποίο έχει συσχετιστεί με σμήνος φλεβών. Η βάση του λακκόλιθου μπορεί να παρατηρηθεί στην περιοχή Απολλώνιο όπου τα γρανιτοειδή διεισδύουν μέσα σε παραγνεύσιους οι οποίοι ανήκουν στην Κυκλαδική Ενότητα Βάσης. Αυτή η επαφή είναι υπό-οριζόντια και πολλές φορές διασχίζεται από εμφανίσεις μαρμάρων και παραγνεύσιων μέσα στον γρανίτη. Με βάση παρατηρήσεις που έγιναν στο μικροσκόπιο, μέσα στον λακκόλιθο αναγνωρίστηκαν τέσσερεις πετρογραφικοί τύποι. Προχωρώντας από τα πιο διαφοροποιημένα προς τα πιο μαφικά έχουμε (1) έναν σύενογρανίτη ο οποίος αναγνωρίστηκε μόνο κοντά στην περιοχή του Cape Evros σε μία ζώνη διείσδυσης 1Km μέσα σε μεταβασίτες οι οποίοι ανήκουν στην Ανώτερη Κυκλαδική Ζώνη. (2) ένας βιοτιτικός μονζογρανίτης (ή λευκογρανίτης) με διακεκομμένη επιφανειακή εμφάνιση στην επαφή με γειτονικά πετρώματα στην βάση του λακκόλιθου στην περιοχή Απολλώνιο ο οποίος καλύπτει το 10% της επιφάνειας του πλουτωνίτη. (3) ένας βιοτιτικός κεροστιλβικός πορφυριτικός μονζογρανίτης ο οποίος αποτελεί το μεγαλύτερο μέρος του πλουτωνίτη και (4) ένας πυροξενιτικός πορφυριτικός γρανοδιορίτης με μαφικά σώματα ο οποίος αποτελεί το 20% της επιφάνειας του πλουτωνίτη. Μία υπό-οριζόντια στρώση μαγματικής προέλευσης με εναλλαγές βιοτιτικού γρανίτη και πυροξενιτικού γρανοδιορίτη μπορούν να παρατηρηθούν κοντά στην επαφή αυτών των δύο λιθολογιών στο Βόρειο-Δυτικό τμήμα της Μυκόνου. Εμφανίσεις βιοτιτικού γρανίτη μέσα στον κεροστιλβικό μονζογρανίτη και στον πυροξενιτικό γρανοδιορίτη μπορούν να παρατηρηθούν τοπικά. Μέσα στον πυροξενιτικό γρανοδιορίτη μπορούν να παρατηρηθούν ποικίλες εμφανίσεις μαφικών πετρωμάτων όπως γάββροι, διορίτες, μονζοδιορίτες και μονζονίτες που αποτελούνται από Pl+Cpx+Qz+/-Afs+/-Hbl. Επίσης μπορούν να βρεθούν 27

28 αρκετά γειτονικά πετρώματα κυρίως στο κάτω μέρος της επαφής στην περιοχή Απολλώνιο αλλά μερικές φορές και στο κέντρο του λακκόλιθου. Κοντά στο Cape Evros οι γρανίτες κόβονται από ένα σύστημα κεκλιμένων κατακόρυφα φλεβών βαρίτη (Ν130 ο Ε) (Danèle et al. 2011). Εικόνα : Φωτογραφίες από διάφορους τύπους πετρωμάτων που έχουν παρατηρηθεί στον λακκόλιθο της Μυκόνου. (a)φωτογραφία της επαφής διείσδυσης του λακκόλιθου της Μυκόνου (b)φωτογραφία που δείχνει τις σχέσεις μεταξύ του βιοτιτικού μονζογρανίτη και του πυροξενιτικού γρανοδιορίτη (c)μικροφωτογραφία μίας κατακλαστικής δομής (d)μικροφωτογραφία ultra-μυλωνίτων χαμηλής θερμοκρασίας (e)μικροφωτογραφία πρωτομυλωνίτες υψηλής έως μέσης θερμοκρασίας (f)μικροφωτογραφία μίας sub-solidus μικροδομής. 28

29 Κεφάλαιο Σύστημα φλεβών γρανίτη Το σύστημα φλεβών βαρίτη στον Πάνορμο της Μυκόνου φιλοξενείται μέσα στον μονζογρανίτη και περιστασιακά σε στρώματα μολάσσας στην υπερκείμενη Ανώτερη Ενότητα (ψαμμίτες, τουρβιδιτικές μάργες, ιλυούχοι πηλίτες και κροκαλοπαγή) (Vorgeadis 1961). Το σύστημα αυτό αποτελείται από ένα σετ δέκα κύριων ρωγμών οι οποίες έχουν γεμίσει με βαρίτη, ανγκλεσίτη, ασβεστίτη, κερρουσίτη, λειμωνίτη, οξειδωμένα υπογενετικά οξείδια του σιδήρου και σπανίως καθαρό χαλαζία. Οι φλέβες έχουν ΒΔ- έως ΒΒΔ- διεύθυνση. Άσπρος βαρύτης εμφανίζεται πολλές φορές με ενδοαναπτύξεις υπογενετικού λειμωνίτη. Επίσης μπορεί να βρεθούν γρανίτης, ψιλομέλας μέσα σε ανοιχτά κενά στον βαρίτη. Σε μερικές περιπτώσεις οι κρύσταλλοι του βαρίτη παρατηρείται ότι είναι προσανατολισμένοι παράλληλα στην επαφή των φλεβών με το περιβάλλον πέτρωμα. Παρόλα αυτά πιο σπάνια ο βαρύτης παρουσιάζει ινώδη ιστό και ορθογωνικές (perpendicular) αναπτύξεις στην επαφή με τις φλέβες. Μια ποικιλία αυτής της εμφάνισης παρατηρείται και σε κρυστάλλους λειμωνίτη οι οποίοι φαίνεται να είναι διατεταγμένοι παράλληλα σε ένα επίπεδο σαν να γέμισαν προϋπάρχουσες σχισμές. Οι φλέβες του βαρίτη έχουν πάχος 3mm και μπορούν να επεκτείνονται για εκατοντάδες μέτρα. Η ηλικία τους εκτιμάται να είναι νεότερη από 10Ma (Skarpelis 2002). Είναι κάθετες και ακολουθούν την διεύθυνση της εύπλαστης διάτμησης του πλουτωνίτη αλλά και τη κατακλαστική-εύθραυστη κανονική αποκόλληση της Μυκόνου γεγονός που μας δείχνει ότι δημιουργήθηκαν ταυτόχρονα με την συνεχή διαστολή ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης που επικρατούσε στην περιοχή (Jolivet et al. 2010; Danè et al. 2011). Οι βαρυτικές φλέβες περιέχουν τοπικές συγκεντρώσεις σουλφιδίων όπως σιδηροπυρίτη, σφαλερίτη και γαληνίτη που περιέχει Ag. Οι φλέβες στο βόρειο τμήμα του νησιού αποτελούνται κυρίως από υπογενετικα οξείδια-υδροξείδια σιδήρου, ενώ οι φλέβες στο ανατολικό και νότιο τμήμα της περιοχής Cape Evros αποτελούνται κυρίως από fissure-βαρίτη (απόδειξη διαχωρισμού φάσεων) και είναι ξενιστές μεταλλοφορίας πλούσια σε άργυρο (Drougas 1990). Μερικές από τις φλέβες βαρίτη συνοδεύονται από λατυποπαγή που δημιουργήθηκαν από υδραυλική δράση, με γωνιώδη έως φτωχής στρογγυλότητας θραύσματα ποικίλων διαστάσεων με διαμέτρους 5cm. Αυτά τα λατυποπαγή είναι φτωχά ταξιθετημένα, εμφανίζουν φτωχή στρωμάτωση κοντά στα περιθώρια των φλεβών, jig-saw ιστό, με γκαιτίτη σαν υλικό πλήρωσης, βαρίτη, μικρό ποσοστό ανγκλεσίτη, κερρουσίτη και πυρολουσίτη. Λεπτές φλέβες καθαρού χαλαζία με ιστό χτένας (comb texture) είναι σπάνιες. Οι λεπτές αυτές 29

30 φλέβες φαίνεται να διεισδύουν μέσα στα μολασσικά ιζήματα όπως και στα μολασσικά λατυποπαγή βάσης τα οποία είναι έντονα πυριτιωμένα και κρυσταλλωμένα. Μια ζωνώδη ανάπτυξη είναι εμφανής σε όλες τις βαρυτικές φλέβες της Μυκόνου. Μετά από μελέτη των βαρυτικών φλεβών αναγνωρίστηκαν πέντε διαφορετικές ζώνες με πάχη μέχρι και 1m όπως φαίνονται στον πίνακα Πίνακας 3.1.1: Επιμέρους ζώνες που αναγνωρίστηκαν στις φλέβες βαρύτη. Ζώνη Α Ζώνη Β λεπτοκρυσταλλικό βαρίτη (>80 vol%) μέχρι και 1m και/ή καθαρός χαλαζίας με άφθονα γρανοδιοριτικά θραύσματα (10 vol%) μεσοκρυσταλλικό βαρίτη, υπογενετικό γκαιτίτη, ψιλομέλας, μικρό ποσοστό χλωρίτη, επίδοτο, σπάνια αλβίτη και σερικίτη (<80 vol%) Ζώνη Γ Ζώνη Δ Ζώνη Ε συνύπαρξη βαρίτη, γκαιτίτη και σουλφιδίων μεσοκρυσταλλικό έως αδροκρυσταλλικό platy βαρίτη, γκαιτίτη, μικρό ποσοστό ασβεστίτη που περιέχει Ba, κερρουσίτη, βιθερίτης (BaCO3), αγγλεσίτη, σπάνια αλβίτη/σερικίτη και σουλφίδια που χαρακτηρίζονται από αυξημένα ποσοστά αργύρου, μεσοκρυσταλλικό γκαιτίτη, ψιλομέλας και πυρολουσίτη (<20 vol%). αδροκρυσταλλικός ψιλομέλας με ιστό χτένας, γκαιτίτη και πυρολουσίτη Η πλούσια σε άργυρο μεταλλοφορία φιλοξενείται επίσης μέσα σε πυριτικά καλύμματα (silica-caps) και πυριτικά λατυποπαγή στην περιοχή του Cape Evros (Angelier 1977; Skarpelis, 2003; Skarpelis and Gilg 2006). Τα πετρώματα ξενιστές ανήκουν στα μολασσικά (detrital) ιζήματα της Ανώτερης Ενότητας (Sanchez-Gomez et al. 2002) και στην υπερκείμενη ηφαιστειακή ακολουθία (βασαλτικές-ανδεσιτικές λάβες με πάχη 22m που ακολουθούνται από πορφυριτικά φελσικά πετρώματα με πάχη 2-7m) (Lahti 1978; Lahti and Govett 1981). Οι βαρυτικές φλέβες της περιοχής Cape Evros φαίνεται να διεισδύουν στα κατώτερα τμήματα των πυριτικών καλυμμάτων. Στην περιοχή Προφήτη Ηλία μια κύρια υδροθερμική πυριτίωση και η επακόλουθη καολινιτίωση έχει επηρεάσει σε ποικίλους βαθμούς τα πυριτικά καλύμματα και τα πυριτικά λατυποπαγή. Αυτά τα λατυποπαγή εμφανίζουν πυριτιωμένα θραύσματα με jig-saw ιστό και ιστούς χτένας οι οποίοι είναι τσιμεντοποιημένοι με άφθονο χαλαζιακό υλικό, βαρύτη, κερρουσίτη, ανγκλεσίτη, αιματίτη που έχει αντικατασταθεί από γκαιτίτη. Επίσης εμφανίσεις διασκορπισμένων συγκεντρώσεων σιδηροπυρίτη, χαλκοπυρίτη, σφαλερίτη, γαληνίτη, αργυρίτης, εσσίτης και πυραργυρίτης. 30