Η δομή του τεκτονικού καλύμματος των κυανοσχιστόλιθων στην ευρύτερη περιοχή Χάρτες Άνδρου

Transcript

1

2

3 Η δομή του τεκτονικού καλύμματος των κυανοσχιστόλιθων στην ευρύτερη περιοχή Χάρτες Άνδρου Καπιζιώνης Παναγιώτης 08047

4 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η εκπόνηση της διπλωματικής εργασίας βασίζεται σε υπαίθρια εργασία που πραγματοποιήθηκε το Σεπτέμβριο του 2011 στο ΒΔ τμήμα της νήσου Άνδρος, όπου έγιναν παρατηρήσεις στα υψηλών πιέσεων μεταμορφωμένα πετρώματα που δομούν το κάλυμμα των κυανοσχιστόλιθων της Αττικοκυλαδικής μάζας. Η ιδέα της σύνθεσης ενός νέου γεωλογικού χάρτη αποτέλεσε κύριο άξονα του έργου αυτού, όπως επίσης και η τεκτονική/γεωμετρική ανάλυση των δομικών στοιχείων που εμφανίζονται στην περιοχή. Κατά την πραγματοποίηση της εργασίας συλλέχθηκαν δεδομένα σχετικά με την τεκτονοστρωματογραφική διάρθρωση και εξέλιξη της εν λόγω ενότητας, τα οποία περιλαμβάνουν μετρήσεις προσανατολισμού των φολιώσεων, των γραμμικών στοιχείων και των αξόνων και αξονικών επιπέδων των πτυχών, αποτελέσματα των διαδοχικών παραμορφωτικών επεισοδίων. Η ερμηνεία τους τα συνδέει με τα επάλληλα μεταμορφικά γεγονότα που έλαβαν χώρα, καθώς και με την κινηματική ιστορία της ευρύτερης περιοχής των Κυκλάδων. Κάπου εδώ θα ήθελα να εκφράσω τις ευχαριστίες μου προς τον επιβλέποντα της διπλωματικής μου εργασίας, Επίκουρο Καθηγητή, κ. Παρασκευά Ξυπολιά για τη βοήθειά του κατά τη διάρκεια της υπαίθριας εργασίας και τη συνεχή επιστημονική του συνεισφορά σε διάφορα θέματα που προέκυψαν κατά τη συγγραφή της. Θα ήθελα επίσης να τον ευχαριστήσω για την κάλυψη του μεγαλύτερου μέρους των εξόδων για την πραγματοποίηση της υπαίθριας εργασίας, καθώς και για την άμεση συνεργασία και προσοχή του όταν αυτό ήταν αναγκαίο. Ευχαριστώ τον Διδάκτορα Βασίλη Χατζάρα και τον μεταπτυχιακό φοιτητή Κωνσταντίνο Παπαπαύλου για τη βοήθειά τους στην ύπαιθρο, την καθοδήγησή τους καθ όλη τη διάρκεια της εργασίας στην Άνδρο αλλά και τις συμβουλές τους πάνω σε πρακτικά θέματα.

5 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ 1. ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΚΑΙ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΤΟΠΟΘΕΤΗΣΗ Η Αττικο-κυκλαδική μάζα στην ευρύτερη περιοχή του Αιγαίου Τεκτονο-στρωματογραφική διάρθρωση 7 2. ΜΕΤΑΜΟΡΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΩΝ ΚΥΚΛΑΔΩΝ Μεταμορφικά επεισόδια ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗ ΣΤΗΝ ΑΤΤΙΚΟ-ΚΥΚΛΑΔΙΚΗ ΜΑΖΑ D 1 /D 2 φάσεις: Εύπλαστης παραμόρφωσης D 3 φάση: Στάδιο όρθιων πτυχών D 4 φάση: (ημι) εύπλαστες συνθήκες και επαναπτύχωση D 5 φάση: Εύθραυστες συνθήκες και κανονικά ρήγματα ΛΙΘΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΙΣΗ ΝΗΣΟΥ ΑΝΔΡΟΥ Ανάλυση επιμέρους λιθότυπων ΔΟΜΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΠΑΡΑΜΟΡΦΩΣΗΣ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΑΝΔΡΟΥ Φάση D Φάση D Φάση D Φάση D Η ΔΟΜΗ ΤΟΥ ΚΑΛΥΜΜΑΤΟΣ ΤΩΝ ΚΥΑΝΟΣΧΙΣΤΟΛΙΘΩΝ ΣΤΗΝ ΕΥΡΥΤΕΡΗ ΠΕΡΙΟΧΗ ΜΕΛΕΤΗΣ Ανάλυση διακριθέντων λιθότυπων Φάσεις παραμόρφωσης D 1 : Εύπλαστες συνθήκες D 2 : στάδιο σφιχτών/ισοκλινών πτυχών D 3 : Φάση εύθραυστης παραμόρφωσης ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 55 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ 57

6

7 6 1. Γεωλογική και τεκτονική τοποθέτηση 1.1. Η Αττικο-κυκλαδική μάζα στην ευρύτερη περιοχή του Αιγαίου Οι Ελληνίδες ζώνες είναι τμήμα της Αλπικής ορογενετικής αλυσίδας στην Ανατολική Μεσόγειο και αποτελούνται από τα ηπειρωτικά τμήματα τα οποία συνενώθηκαν κατά τη σύγκρουση των ηπειρωτικών τεμάχων της Γκοντβάνας και της Ευρασίας, κατά τη διάρκεια του Κρητιδικού- Ολιγοκαίνου, ως επακόλουθο του κλεισίματος μιας σειράς από αλληλοσυνδεόμενες Μεσοζωικές ωκεάνιες λεκάνες της Νεο-Τηθύος (Chatzaras et al., 2012, Robertson, 2007). Η Αττικο-κυκλαδική μάζα και η δομικά ανώτερη Πελαγονική ζώνη καταλαμβάνουν τμήμα των εσωτερικών Ελληνίδων και σχηματίζουν μια ΒΔ-ΝΑ ζώνη η οποία οριοθετείται από δύο κύριες οφιολιθικές ζώνες ραφής, τη ζώνη ραφής της Πίνδου στα Δυτικά και τη ζώνη ραφής του Βαρδάρη στα Ανατολικά (Xypolias and Alsop, 2014, Smith and Moores, 1974; Robertson and Dixon, 1984). Η Αττικο-κυκλαδική μάζα εμφανίζεται στη Ν. Εύβοια, την Αττική και στα νησιά των Κυκλάδων και τοποθετείται στο εσωτερικό τμήμα των Ελληνίδων, ως αποτέλεσμα της σύγκρουσης της Απούλιας με την Ευρασιατική πλάκα στην περιοχή της ανατολικής Μεσογείου. Το κυκλαδικό σώμα καταγράφει ένα αλπικό ορογενετικό κύκλο από πάχυνση λόγω σύγκρουσης, κατάρρευση και διαστολή πίσω από το τόξο (Avigad et al., 1997). Αυτός ο κύκλος αναπαρίσταται με τη μεταμορφική εξέλιξη του κύριου τεκτονικού σώματος της μάζας, το κυκλαδικό σώμα των κυανοσχιστόλιθων και από τη θέση του μέσα στο ορογενετικό κάλυμμα. Η περιοχή του Αιγαίου χαρακτηρίζεται από ηπειρωτικής σύστασης φλοιό, ο οποίος έχει υποστεί μια διφασική εφελκυστική πορεία (Tirel et al., 2004). Στην πρώτη φάση, από το Ολιγόκαινο έως το μέσο Μειόκαινο ο φλοιός απολεπτύνθηκε ως τα 26km, μετά το σχηματισμό της Ελληνικής ζώνης στο Ηώκαινο (Vigner, 2002, Tirel et al., 2004b, Karagianni et al., 2005), ενώ η δεύτερη φάση εκτείνεται από το ανώτερο Μειόκαινο έως σήμερα. Η ασυνέχεια Moho εμφανίζεται επίπεδη κάτω από τον Αιγιακό χώρο, με μερικές αυξομειώσεις της τάξης των +2km κοντά στην ηπειρωτική Ελλάδα και -2km στο Κρητικό Πέλαγος, υποδεικνύοντας έναν χαμηλού ιξώδους μανδύα και μια υψηλής θερμοκρασίας Moho κατά τη διάρκεια της διαστολής (Tirel et al., 2004, Jolivet et al., 2010). Η Ελληνική αλπική ζώνη είναι αποτέλεσμα επάλληλης τοποθέτησης, σε εύθραυστες συνθήκες, των ανώτερων τεκτονικών ενοτήτων του φλοιού και σύγχρονης πλαστικής λεπίωσης (Chatzaras, 2010), μέσα σε ένα πρίσμα προσαύξησης, από το Ηώκαινο έως το ανώτερο Μαιόκαινο στην ηπειρωτική Ελλάδα (Brunn et al., 1976; Jacobshagen et al., 1978; Bonneau and Kienast, 1982; Doutsos et al., 1993; Sotiropoulos et al., 2003; Ring et al., 2001, 2007b; Vanderhaeghe and Teyssier, 2001; Vanderhaeghe et al., 2007). Στον Αιγιακό χώρο, η έναρξη της οπισθοχώρησης της καταβυθιζόμενης πλάκας, περίπου 30-35Ma πριν, οδήγησε στην

8 7 μετα-ορογενετική διεύρυνση του φλοιού, ως συνέπεια της διαστολής του οπισθοτόξου και της βαρυτικής κατάρρευσης (Jolivet and Brun, 2010). Η μετα-ορογενετική διαστολή επαναδραστηριοποίησε τη λεπίωση των καλυμμάτων οδηγώντας ύστερα στην αναδιανομή τους στο χώρο του Αιγαίου Τεκτονο-στρωματογραφική διάρθρωση Το Κυκλαδικό σώμα συνίσταται από τρία κύρια καλύμματα τα οποία τοποθετήθηκαν στη σημερινή τους θέση περίπου στο όριο Ηωκαίνου-Ολιγοκαίνου, απόρροια της καταβύθισης των σωμάτων κάτω από την Πελαγονική ζώνη. Δομικά από το χαμηλότερο ως το κατώτερο σώμα αυτά είναι: Η Ενότητα βάσης, η Ενότητα των κυανοσχιστόλιθων και η Ανώτερη ενότητα (Εικ. 1) (Dürr, 1986, Okrusch and Bröcker, 1990) Εικ. 1. Απλοποιημένος γεωλογικός χάρτης της Αττικο-κυκλαδικής μάζας (Philippon et al., 2012)

9 8 Η ενότητα βάσης είναι μια μεταμορφωμένη Μεσοζωική ακολουθία μαρμάρων με ενδιαστρώσεις σχιστόλιθων με κατά τόπους εμφανίσεις φακών βασικών και υπερβασικών, των οποίων υπέρκειται μια μεταπηλιτική ακολουθία που ερμηνεύεται ως ένας μεταφλύσχης που αποτέθηκε πιθανά το Ηώκαινο (Εικ. 2) (Xypolias et al., 2010). Η ιζηματογενής αυτή σειρά περιλαμβάνει Τριαδικής έως Άνω Κρητιδικής ηλικίας νηριτικούς ασβεστόλιθους που τοπικά εναλλάσσονται με μετακλαστικά πετρώματα στα ανώτερα μέλη της. Εικ. 2. Στρωματογραφική στήλη της Αττικο-κυκλαδικής μάζας (Boronkay, 1995) Υπολείμματα γλαυκοφανούς και πλούσιοι σε Si φενγκίτες στη μεταπηλιτική ακολουθία υποδεικνύουν το πέρασμα της Ενότητας βάσης μέσα από μια HP μεταμορφική διαδικασία (~350 C και 8-10kbar σε βάθος 30-35km [Shaked et al., 2000]) και από μια επακόλουθη πρασινοσχιστολιθικής φάσης (Bröcker et al., 2004). Παρ όλα αυτά υπάρχει σύγχυση σχετικά με την ηλικία των προαναφερθέντων συμβάντων, κυρίως του πρώτου, λόγω δυσκολιών στην απόκτηση αξιόπιστων αποτελεσμάτων ραδιοχρονολόγησης. Οι Ring & Reischmann (2002) πρότειναν την περάτωση της HP μεταμόρφωσης στο κατώτερο Ηώκαινο (23Ma), οι Bröcker et al. (2004) αντίθετα υποστήριξαν μια προ-μειοκαινική HP μεταμόρφωση και τοποθέτησαν την ύστερη πρασινοσχιστολιθικής φάσης διαδικασία στο κατώτερο Μειόκαινο. Ο ισχυρισμός αυτός συμφωνεί με τις χρονοστρωματογραφικές ερμηνείες, οι οποίες συνάδουν με την έναρξη της HP μεταμόρφωσης το ανώτερο Ηώκαινο-Ολιγόκαινο (Avigad et al., 1997). Ραδιοχρονολογήσεις με τις μεθόδους 40 Ar/ 39 Ar και Rb/Sr σε πλούσιο σε Si φενγκίτη από το μεταφλύσχη έδειξαν ηλικίες 21-

10 9 24Ma, οι οποίες είτε αντιστοιχούν στο υψηλής πίεσης μεταμορφικό γεγονός (Ring and Reischmann, 2002), είτε αντικατοπτρίζουν την περίοδο εξισορρόπησης της πρασινοσχιστολιθικής φάσης (Bröcker et al., 2004). Η Ενότητα των Κυανοσχιστόλιθων αντιπροσωπεύεται από ένα σύνολο μεταμορφωμένων πετρωμάτων με πρωτόλιθο ηλικίας Ανώτερου Παλαιοζωικού-Μεσοζωικού και αποτελεί ένα παθητικό περιθώριο από νηριτικούς ασβεστόλιθους, ψαμμιτικά προς πηλιτικά ιζήματα και βασικούς ως όξινους ηφαιστίτες (Εικ. 2). Πιο αναλυτικά, η ενότητα ορίζεται από τέσσερις ορίζοντες: 1) Λεπτο- έως παχυστρωματώδη μάρμαρα με εναλλαγές κυανοσχιστόλιθων, πρασινοσχιστό- λιθων και ενδιαστρώσεις αμφιβολιτών στη βάση τους. 2) Πρασινοσχιστόλιθοι και κυανοσχιστόλιθοι σε εναλλαγές με μάρμαρα και φακούς μεταβασιτών στην οροφή τους. 3) Μάρμαρα με εναλλαγές κυανοσχιστόλιθων, πρασινοσχιστόλιθων, ιαδεϊτικών γνευσίων και εκλογιτών. 4) Εκλογίτες και γλαυκοφανίτες που προέρχονται από μεταμόρφωση βασικών και υπερβασικών πετρωμάτων. Στα πετρώματα αυτά περιλαμβάνονται από τα κατώτερα προς τα ανώτερα: Μια μετα-οφιολιθική mélange, μεταγάββροι, μετα-σερπεντινίτες και μετα-ιζήματα. Η ενότητα των κυανοσχιστόλιθων γενικά διαιρείται σε δύο επάλληλα σώματα, που στην ευρύτερη περιοχή της Εύβοιας είναι γνωστά ως κάλυμμα Στύρας και κάλυμμα Όχεως- Μακροτάνταλου (για την Άνδρο) (Papanikolaou, 1978, 2013). Η επαφή μεταξύ των δύο αυτών καλυμμάτων ονομάζεται ζώνη επώθησης της Όχης και ερμηνεύεται περισσότερο ως μια ΑΒΑ διεύθυνσης ζώνη διάτμησης παρά ως ένα διακριτό επίπεδο ρήγματος (Ring et al. 2007). Η δομικά κατώτερη υποενότητα/κάλυμμα της Στύρας συνίσταται από μια 2000m πάχους μεταϊζηματογενή ακολουθία πλούσιων σε ασβεστίτη μαρμάρων και σχιστόλιθων με ενδιαστρώσεις χαλαζιτών και κάποιων σερπεντινιτικών σωμάτων πλησίον της βάσης της. Το υπερκείμενο κάλυμμα της Όχης- Μακροταντάλου περιλαμβάνει μια άνω των 2000m πάχους σειρά από μετα-ηφαιστειογενή, μετακερατόλιθους, ασβεστιτικούς σχιστόλιθους και ενδιαστρώσεις χαλαζιτών. Το σύνολο αυτό συμπληρώνουν χαλαζο-αστριακοί σχιστόλιθοι και γνεύσιοι ενώ διακρίνονται κάποια απομονωμένα φακοειδή σώματα βασικών και υπερβασικών μετα-πυριγενών πετρωμάτων τα οποία όμως κυρίως παρατάσσονται παράλληλα στην τεκτονική επαφή με το υποκείμενο κάλυμμα της Στύρας. Πετρολογικές μελέτες και ραδιοχρονολογήσεις κατέγραψαν μια γλαυκοφανιτική έως εκλογιτική φάση μεταμόρφωσης (Μ 1 ), με τις μέγιστες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας να ανέρχονται στα 15-20kbar και 500±50 ο C, ακολουθούμενη από ένα φαινόμενο ανάδρομης μεταμόρφωσης (Μ 2 ) στην πρασινοσχιστολιθική φάση (4-7kbar και 400±50 ο C), το οποίο τοπικά μετέπιπτε σε αμφιβολιτική (5-8kbar και 550±100 ο C) στο κατώτερο Μειόκαινο (Εικ. 3) (Maluski et al.,

11 ; Okrusch and Bröcker, 1990; Trotet et al., 2001; Iliopoulos, 2006). Ιστολογικές παρατηρήσεις και συσχετίσεις ορυκτών από τους Shaked et al. (2000) και Katzir et al. (2000), συνεπάγονται ότι οι μέγιστες μεταμορφικές συνθήκες της Μ 1 φάσης αυξάνονται αμυδρά στα ανώτερα δομικά επίπεδα (Ενότητα Όχης) της Ενότητας των κυανοσχιστόλιθων, ενώ η ανάδρομη πρασινοσχιστολιθική φάση (Μ 2 ) κυριαρχεί βαθμιαία στα διαδοχικά χαμηλότερα δομικά επίπεδα (Bröcker et al., 2004). H τελευταία δε, θεωρείται γενικά σύγχρονη με το σχηματισμό μυλωνιτικών πετρωμάτων που σχετίζονται με την πλαστικής φύσης ζώνη επώθησης η οποία ορίζει την επαφή μεταξύ τη Ενότητας των κυανοσχιστόλιθων και της υποκείμενης Ενότητας βάσης (Xypolias et al., 2003, 2010). Εικ.3. Διάγραμμα πίεσης (P)-θερμοκρασίας (T)-χρόνου για την Ενότητα βάσης (Shaked et al., 2000) και την Ενότητα κυανοσχιστόλιθων (Reinecke, 1982, Katzir et al., 2000, Bröcker and Franz, 2006). Η Ανώτερη ενότητα έχει περιορισμένη εμφάνιση και αποτελείται από ιζηματογενή πετρώματα και οφιόλιθους με ηλικία από το Πέρμιο έως το Μεσοζωικό, καθώς και πρασινοσχιστολιθικής έως αμφιβολιτικής φάσης πετρώματα του Ανώτερου Κρητιδικού τα οποία όμως δεν συνοδεύονται από ενδείξεις HP συνθηκών μεταμόρφωσης (Altherr et al., 1994, Papanikolaou, 2009). Το οφιολιθικό κάλυμμα, όπως αποκαλείται αλλιώς η ανώτερη ενότητα, μπορεί να διακριθεί σε δύο επιμέρους υποενότητες: Η ανώτερη ενότητα περιλαμβάνει οφιόλιθους που καλύπτονται από ασβεστόλιθους του Άνω Κρητιδικού, ενώ κατώτερη ενότητα εμφανίζεται ως mélange από Περμο-Τριαδικούς ασβεστόλιθους, πρασινοσχιστόλιθους με διεισδύσεις στη βάση τους. Η τεκτονική τοποθέτηση της Ανώτερης ενότητας παραπλεύρως της υποκείμενης σε αυτήν Ενότητα των κυανοσχιστόλιθων πιθανά ολοκληρώθηκε στο Κατώτερο Μειόκαινο (Bröcker and Franz, 1998). Κατά τη διάρκεια αυτής της περιόδου, σε όλες τις προαναφερθείσες ενότητες διεισδύουν I- και S- τύπου γρανιτοειδή (π.χ. Γρανοδιορίτης της Δυτικής Νάξου). Τα γρανιτοειδή αυτά κρυσταλλώθηκαν στα ανώτερα επίπεδα του φλοιού, σε βάθη που κυμαίνονται μεταξύ 5 και 10km με συνέπεια τη δημιουργία μιας μεταμορφικής άλως (Μ 3 ) στα πετρώματα που συνορεύουν της διείσδυσης. Η μεταμόρφωση στην ενότητα του οφιολιθικού καλύμματος έγινε σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης, η δε ηλικία της είναι Άνω Κρητιδική.

12 11 2. Μεταμορφική εξέλιξη των Κυκλάδων Προηγούμενοι ερευνητές, έχουν διακρίνει τρία μεταμορφικά επεισόδια (Μ 1, Μ 2, Μ 3 ) στα πετρώματα των Κυκλάδων. Ο διαχωρισμός τους οφείλεται στις διαφορετικές συνθήκες πίεσης, γεγονός που οδηγεί στη δημιουργία ξεχωριστών ορυκτολογικών παραγενέσεων οι οποίες υποδεικνύουν τη διάκριση των μεταμορφικών φάσεων. Τα τρία αυτά μεταμορφικά επεισόδια διαχωρίζονται με βάση τον ισχυρισμό πως τα ορυκτά δείκτες που αναπτύχθηκαν σε δεδομένη χρονική περίοδο αντιπροσωπεύουν διαφορετικές κατηγοριοποιήσεις φάσεων. Η κατηγοριοποίηση αυτή όμως, έχει οδηγήσει σε προβλήματα, αιτία των οποίων είναι η έλλειψη διακριτών παραγενέσεων μεταξύ ορυκτών φάσεων που αναπτύχθηκαν σε διαφορετικές χρονικές περιόδους, κατά τη διάρκεια ξεχωριστών επεισοδίων αλλά χαρακτηρίζονται από ίδιες ή παρόμοιες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας. Παραδείγματος χάρη κάποιοι ερευνητές ισχυρίζονται πως η μετάβαση από τη γλαυκοφανιτική στην εκλογιτική φάση μεταμόρφωσης είναι αποτέλεσμα γεωχημικών μεταβολών (Matthews and Schliestedt 1984; Schliestedt 1986; Schliestedt and Matthews 1987), ενώ σε πολλές περιπτώσεις η ορυκτολογική παραγένεση της γλαυκοφανιτικής φάσης επικαλύπτει, με ανάδρομο χαρακτήρα, εκείνη της εκλογιτικής και η προκαλούμενη γεωχημική μεταβολή μεταφράζεται ως το αποτέλεσμα μετασωμάτωσης. Η πλειοψηφία των ερευνητών συμμερίζεται την άποψη που εμπλέκει ένα μεμονωμένο υψηλής πίεσης επεισόδιο στην Ενότητα των κυανοσχιστόλιθων, η συζήτηση όμως παραμένει για το πότε έλαβε χώρα αυτό (Altherr et al. 1979, 1982; Andriessen et al. 1979; Bröcker et al. 1993; Bröcker and Enders 1999; Maluski et al. 1987; Wijbrans and McDougall 1986; Wijbrans et al. 1993; Tomaschek et al. 2003). Σύμφωνα με τους Tomaschek et al. (2003), η τρέχουσα ευρέως αποδεκτή άποψη για τη μεταμορφική εξέλιξη του Αλπικού ορογενούς (Okrusch and Bröcker 1990), περιλαμβάνει μια κατά τόπους υψηλής πίεσης, γλαυκοφανιτικής έως εκλογιτικής φάσης, μεταμόρφωση (Μ 1 ) κατά τη διάρκεια του Ηωκαίνου, ακολουθούμενη από μια, πάλι τοπικού χαρακτήρα, μετρίων πιέσεων επικάλυψη (Μ 2 ) στο όριο Ολιγοκαίνου-Μειοκαίνου, η οποία σε ορισμένες περιοχές μετέβη σε συνθήκες έως και αμφιβολιτικής φάσης (Buick, 1991). Το Μειόκαινο χαρακτηρίστηκε από μια θερμική μεταμόρφωση εξ επαφής (M 3 ), η οποία συνοδεύτηκε από διεισδύσεις γρανιτικών σωμάτων (Altherr et al., 1979, 1982). Πληθώρα στοιχείων από εργασίες υπαίθρου και μικροδομές υποδεικνύουν πως διαδοχικά και διακριτά υψηλής πίεσης μεταμορφικά επεισόδια ορυκτογένεσης συνθέτουν την εικόνα των κυκλαδικών κυανοσχιστόλιθων (Forster 2002; Forster and Lister 1999b; Lister and Forster 1996; Lister and Raouzaios 1996), αλλά και της ευρύτερης περιοχής (Lips et al. 1998; Ring and Layer 2003; Schermer et al. 1990). Η υψηλής πίεσης μεταμόρφωση θεωρείται απόρροια της σύγκρουσης των ηπειρωτικών τεμάχων, έπειτα από μια διαδικασία προς Βορρά καταβύθισης της Απούλιας μικροπλάκας κάτω από

13 12 την Ευρασία (Biju-Duval et al., 1977; Altherr et al., 1979; Blake et al., 1981). Με εξαίρεση τα νησιά της Σύρου και της Σίφνου όπου, σε σχετικά μεγάλη έκταση, οι κυανοσχιστόλιθοι και οι εκλογίτες διέφυγαν της επικάλυψης, το μεγαλύτερο μέρος των υψηλής πίεσης πετρωμάτων μετέβηκαν στις ανάλογες συνθήκες ισορροπίας, αν και υπολείμματα του Μ 1 επεισοδίου φαίνεται να έχουν διατηρηθεί σε κάποιες περιοχές (Εικ. 4). Εικ.4. Διάγραμμα που απεικονίζει τις μέγιστες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας που επετεύχθησαν σε κάθε λιθολογική ενότητα του Κυκλαδικού σώματος των κυανοσχιστόλιθων. Η σκιασμένη περιοχή αφορά τα πετρώματα ωκεάνιας σύστασης. Τα νούμερα αντιστοιχούν στα νησιά της δεξιάς στήλης αλλά και στην αντίστοιχη πηγή:(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; Schmädicke and Will, 2003; (13) Kostopoulos pers. Com Μεταμορφικά επεισόδια Μια ποικιλία Μεταμορφικών επεισοδίων ορυκτογένεσης φαίνεται πως έχουν λάβει χώρα, κάποια μάλιστα κάτω από σχετικά όμοιες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας (Forster 2002; Forster and Lister 1999b; Lister and Raouzaios 1996; Lister and Forster 1996). Τα επεισόδια αυτά

14 13 αποδίδονται ως M 1A, M 1B, M 1C, M 1D, M 2A και M 2B, διατηρώντας το πλαίσιο της αρχικής κατηγοριοποίησης (M 1, M 2, M 3 ). Έχει διατυπωθεί πως η σχετική ηλικία των μεταμορφικών επεισοδίων και οι σχετιζόμενες με αυτά φάσεις δημιουργίας ή/και μεταβολής των μικροδομών συναντώνται σε όλη την έκταση της Ενότητας των κυανοσχιστόλιθων. Πρέπει βέβαια να σημειωθεί, πως δεν υπάρχει κάποιο κριτήριο διαχωρισμού των τεσσάρων υψηλής πίεσης γεγονότων (Μ 1 ) ως τελείως διακριτά από το μετέπειτα πρασινοσχιστολιθικής φάσης (Μ 2 ), παρά μόνο οι έντονα διαφορετικές φάσεις που προκύπτουν από την μεταμορφική ορυκτογενετική ακολουθία. M 1A Το εν λόγω επεισόδιο συνέβη στο αρχικό στάδιο της ακολουθίας και συνδέεται με μια γλαυκοφανιτικής φάσης μεταμόρφωση που χαρακτηρίζεται από την ανάπτυξη των ορυκτών γλαυκοφανή και λωζονίτη. Οι κρύσταλλοι του γλαυκοφανούς τείνουν να τοποθετηθούν παράλληλα σχηματίζοντας μια καλά ανεπτυγμένη γράμμωση, ενώ τα ορυκτά που αντιστοιχούν στο Μ 1Α αναγνωρίζονται μέσα σε πορφυροβλάστες των Μ 1Β και M 1C [Εικ. 5 (a,b)]. M 1B Το στάδιο αυτό αντιστοιχεί σε μια εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωση, με ευρείας κλίμακας ανάπτυξη ομφακίτη και Ιαδεΐτη [Εικ. 5 (c)]. Η έντονα ανεπτυγμένη γράμμωση των ορυκτών φάσεων φαίνεται να ελέγχεται από μια παραγένεση που παραπέμπει σε εκλογιτική φάση, με ζώνες διάτμησης ως επακόλουθο της διαδικασίας αυτής. Οι εκ των υψηλής πίεσης συνθηκών προερχόμενες ζώνες διάτμησης (και όσες σχετίζονται με τις ορυκτολογικές μεταβολές που προέρχονται από τη μετασωμάτωση) αργότερα σχημάτισαν κατακεκλιμένες πτυχές [Εικ. 5 (d-f)], γεγονός που προηγήθηκε της επανέναρξης της (περισσότερο στατικής) ανάπτυξης πορφυροβλαστών κατά τη διάρκεια του M 1C επεισοδίου. Συχνά εμφανίζονται μέτωπα ανακρυστάλλωσης από μετασωμάτωση (συνήθως σχετίζονται με πρώιμες ζώνες διάτμησης) τα οποία μαρτυρούν τη μετάβαση του ομφακίτη σε γλαυκοφανή [Εικ. 5 (g, h)]. Τα μέτωπα αυτά θεωρούνται προγενέστερα της επακόλουθης περιόδου ανάπτυξης πορφυροβλαστών. M 1C Σε αυτή τη φάση εμπλέκεται ένας εκτενής σχηματισμός πορφυροβλαστών διαμέσου της ζώνης των Κυανοσχιστόλιθων, αυτή τη φορά με τις συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας να ευνοούν την εμφάνιση της παραγένεσης γλαυκοφανής + γρανάτης (Evans, 1990; Lister and Raouzaios, 1996). Κατά τη διάρκεια του επεισοδίου αυτού αναπτύχθηκαν μεγάλοι πορφυροβλάστες (1-5cm) γλαυκο-

15 Εικ. 5. Πολλαπλά επεισόδια υψηλής πίεσης-χαμηλής θερμοκρασίας έλαβαν χώρα: (a,b) Υπολείμματα του M 1A, όπου ο αδρομερέστερος και με εντονότερη φολίωση και γράμμωση γλαυκοφανής επικαλύπτεται στατικώς από πορφυροβλάστες γρανάτη, ζωισίτη και λευκού μαρμαρυγία που αντιστοιχούν στο M 1C. (c) Σχηματισμός μεγάλων κρυστάλλων ομφακίτη κατά τη M 1B εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωση ενώ επικαλύπτει γάββρο ηλικίας 78-80Ma. (d,e,f) Έντονα φολιωμένοι ομφακίτες σε ζώνη διάτμησης η οποία αργότερα πτυχώθηκε επικλινώς και υπερκαλύφθηκε από πορφυροβλάστες γρανάτη του M 1C. (e) Ύστερες κατακεκλιμένης γεωμετρίας πτυχές. (g και h) Μέτωπα ορυκτογένεσης από μετασωμάτωση με το γλαυκοφανή να επικαλύπτει προγενέστερες συναθροίσεις ομφακίτη (Forster and Lister, 2005). 14

16 15 φανή, γρανάτη, ζωισίτη και λευκού μαρμαρυγία κάτω από στατικές συνθήκες, ενώ το σύνολό τους συμπληρώνουν ο φενγκίτης και ο παραγωνίτης [Εικ. 5 (a-f)]. Οι πορφυροβλάστες που συνδέονται με το M 1C γεγονός εύκολα αναγνωρίζονται σε τμήματα του εκλογιτικού κυανοσχιστολιθικού καλύμματος από τοποθεσίες πέραν όλων των Κυκλάδων. Υπάρχουν ορισμένες εμφανίσεις όπου οι παραγενέσεις του M 1C φαίνεται να έχουν επικαλύψει τις M 1A δομές, ενώ επίσης χαρακτηρίζονται από φολιώσεις με ευκρινή γράμμωση που ορίζεται από έντονα ευθυγραμμισμένο γλαυκοφανή [Εικ. 5 (a, b)]. Οι εν λόγω δομές ίσως έχουν διαφύγει της ύστερης εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωσης χωρίς να εξαλειφθούν, πράγμα που υποδεικνύει πως οι νέες μεταμορφικές παραγενέσεις δεν σχηματίστηκαν διάσπαρτα μέσα στη μάζα του πετρώματος στο πέρας του M 1B. Το γλαυκοφανιτικής φάσης M 1C επεισόδιο ορυκτογένεσης κατάφερε επομένως να αναπτυχθεί πάνω στην προηγουμένως σχηματισμένη M 1A επίσης γλαυκοφανιτικής φάσης δομή χωρίς να αφήσει στοιχεία εμπλοκής ενός ενδιάμεσου σταδίου εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωσης. Η εμφάνιση του προαναφερθέντος φαινομένου στους αντίστοιχους λιθότυπους είναι σχετικά συνηθισμένη, ενώ οι εναπομένουσες M 1A παραγενέσεις γλαυκοφανιτικής φάσης εμφανίζουν έντονη πτύχωση και γράμμωση, με τις τελευταίες να είναι γενικά επικαλυμμένες στατικά από ύστερα ορυκτογενετικά επεισόδια γλαυκοφανιτικής φάσης μεταμόρφωσης [Εικ. 5 (a, b)]. M 1D Το επεισόδιο αυτό σηματοδοτεί τη μεταβατική από γλαυκοφανιτική σε πρασινοσχιστολιθική φάση μεταμόρφωση [Εικ. 6 (a, d)], με ταυτόχρονη ανάπτυξη γλαυκοφανή, επιδότου, λευκού μαρμαρυγία και αλβίτη (Ο Evans, 1990, την ονομάζει αλβιτο-επιδοτιτική γλαυκοφανιτική φάση). Η παραγένεση αυτή αναγνωρίζεται σαφώς εκεί που η στατική ανάπτυξη αλβίτη και επιδότου (± γλαυκοφανή) υπερκαλύπτει έντονα σχηματισμένες φολιώσεις και γραμμώσεις που θεωρούνται επακόλουθες του M 1C ή σε φλέβες [Εικ. 6 (c, d)] όπου τα περιθώρια των κρυστάλλων του γλαυκοφανή διατέμνουν προηγουμένως σχηματισμένες δομές. Μετέπειτα κατακεκλιμένες πτυχές επαναπτύχωσαν τις δομές των φλεβών και των ζωνών διάτμησης της περιόδου που αντιπροσωπεύεται από το M 1D επεισόδιο [Εικ. 6 (b)]. M 2 Όλες οι προηγουμένως σχηματισμένες δομές υπερκαλύπτονται στατικώς από συσσωματώματα αλβίτη και χλωρίτη κατά τη διάρκεια του πρώτου σταδίου επικάλυψης της πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Σε κάποια νησιά (Ίος, Νάξος) η μετέπειτα αυτή πρασινοσχιστολιθικής

17 Εικ. 6. Παραμόρφωση που σχετίζεται με ποικίλα υψηλής πίεσης χαμηλής θερμοκρασίας μεταμόρφωση. (a) Ζώνη διάτμησης που αντιστοιχεί στο M 1D με φλέβες ανκερίτη και φλέβες χαλαζία ±γλαυκοφανή. (b) Κατακεκλιμένες πτυχές σε χιλιομετρικής κλίμακας αξονικές ζώνες. (c, d) Φλέβες χαλαζία και γλαυκοφανή σε επιδοτο-αλβιτικά πετρώματα που συνδέονται με το Μ 1D. (e, f) Πορφυροβλάστες γρανάτη του M 1C σε μια κύρια, με χαρακτήρα διαστολής, ζώνη διάτμησης, όπου εμφανίζονται σε αυτούς ασύμμετρες σιγμοειδείς δομές οι οποίες υποδεικνύουν τη φορά της κίνησης. (g) Ανεστραμμένοι πορφυροβλάστες αλβίτη του M 1D σε S-C δομές, σε μια ύστερη του M 1D ζώνη διάτμησης. (h) Μυλωνιτοποιημένες φλέβες χαλαζία σε μια μετά-m 1D ζώνη διάτμησης η οποία αργότερα επικαλύφθηκε τοπικά από κατακεκλιμένες πτυχές (Forster and Lister, 2005). 16

18 17 φάσης μεταμόρφωση φαίνεται να χωρίζεται σε δύο διακριτά επεισόδια, το Μ 2Α και το Μ 2Β (Forster, 2002; Forster and Lister, 1999b). Το ορισμένο ως Μ 2Α διάστημα χρονολογείται στα 25±5 Ma πριν στη Νάξο (Andriessen et al., 1979), όμως πρόσφατες γεωχρονολογήσεις με τη μέθοδο 40 Ar 39 Ar, σε μεμονωμένους κρυστάλλους ορυκτών, μαρτυρούν την ύπαρξη ποικίλων διαδοχικών επεισοδίων πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης τα οποία έλαβαν χώρα κατά την περίοδο από 30-19Ma πριν στις Κυκλάδες (Wijbrans et al., 1990). Πολλοί ερευνητές υπαινίσσονται ένα P-T-t μονοπάτι, για το μεσοδιάστημα Μ 1 -Μ 2Α που εξελίσσεται σε μια ισόθερμη αποσυμπίεση (Jansen & Schuiling, 1976, Van der Maar, 1981, Schliestedt et al., 1987). Το Μ 2 στάδιο περατώθηκε με μέγιστες συνθήκες που φτάνουν την ανώτερη αμφιβολιτική φάση, πράγμα που συνδέεται με συνακόλουθη μερική ανάτηξη (Jansen & Schuiling 1976). Το υψηλής θερμοκρασίας γεγονός που ορίζεται ως Μ 2Β, χαρακτηρίζεται από μέγιστες συνθήκες που ανέρχονται, από τους Buick & Holland (1989 και αδημοσίευτα δεδομένα) και Jansen & Schuiling (1976), σε 6-7 Kbar και 670±50 ο C. Η συνύπαρξη κυανοσχιστόλιθων και πρασινοσχιστόλιθων στις ίδιες μονάδες πετρωμάτων, όταν δεν είναι αποτέλεσμα τεκτονικής συντοποθέτησης, σχετίζεται πολλές φορές με τις διαφορές στη σύσταση αυτών. Πολλοί ερευνητές δε, έχουν αναφέρει πως οι ανάδρομες διαδικασίες σε διάφορες περιοχές, μεταξύ αυτών και στις Κυκλάδες, μπορεί να συνδέονται με εισροή ρευστών κι έχουν αποδώσει τη διατήρηση των πετρωμάτων γλαυκοφανιτικής φάσης σε λιγότερο περατούς λιθότυπους ή/και σε περιορισμένες ποσότητες συμμεταμορφικών ρευστών (Matthews and Schliestedt, 1984; Ghent et al., 1987; Schliestedt and Matthews, 1987). Πρόσφατα οι Maruyama et al. (1986), Holland (1988) και Evans (1990) έδειξαν πως οι συστασιακές διαφορές δύναται να επιφέρουν τη συνύπαρξη κυανοσχιστόλιθων και πρασινοσχιστόλιθων σε μια μεταβατική ζώνη μεταξύ των πεδίων πίεσης-θερμοκρασίας των δύο φάσεων. Στις Κυκλάδες, μελέτες με τη μέθοδο των σταθερών ισοτόπων από τους Matthews and Schliestedt (1984) και Schliestedt and Matthews (1987), έδειξαν πως η πρασινοσχιστολιθικής φάσης επικάλυψη ενισχύθηκε από τη διατρητική εισροή μιας συμμεταμορφικής ρευστής φάσης. 3. Παραμόρφωση στην Αττικο-κυκλαδική μάζα Η παραμόρφωση στο Κυκλαδικό σώμα φαίνεται να εκφράζεται με ποικίλους τρόπους, οι οποίοι ορίζουν διαφορετικές φάσεις ανά περιοχή. Αυτό οφείλεται στην εκτεταμένη επιφάνεια πάνω στην οποία διανέμεται η τάση, επομένως στην εργασία αυτή θα περιγραφούν τα επεισόδια παραμόρφωσης, από το παλαιότερο στο νεότερο, όπως σκιαγραφούνται από προηγούμενους ερευνητές στα νησιά της Εύβοιας, της Αμοργού, της Σάμου και της Σύρου. Η παραμόρφωση στην Αττικο-κυκλαδική μάζα περατώθηκε μέσα από πέντε κύρια διαδοχικά γεγονότα τα οποία αντανακλούν μια μετάβαση από εύπλαστες σε εύθραυστες συνθήκες.

19 D 1 /D 2 φάσεις: Εύπλαστης παραμόρφωσης Τα πρώτα επεισόδια παραμόρφωσης D 1 /D 2, που περιγράφονται από τους Xypolias et al. (2012) στην Εύβοια, συνοδεύονται από εύπλαστης φύσης δομές και αναπαρίστανται από το σχηματισμό των S 1 και S 2 φολιώσεων. Γενικά η S 1 είναι παράλληλη στην S 2 με αποτέλεσμα το σχηματισμό μιας σύνθετης S 1/2 φολίωσης η οποία αναγνωρίζεται μόνο κατά μήκος των αξόνων μερικών ισοκλινών F 2 πτυχών, των οποίων τα αξονικά επίπεδα τοποθετούνται παράλληλα στην S 2. Η S 2 ( ή η σύνθετη S 1/2 ) συνήθως καθορίζεται από την επικρατούσα διεύθυνση της μπλε αμφιβόλου και κλίνει ελαφρά έως απότομα προς Βορά ή προς Νότο, με τον τρέχοντα προσανατολισμό της να ελέγχεται από τις επακόλουθες φάσεις πτύχωσης. Εντός των S 2 επιπέδων εμφανίζεται κρυσταλλική γράμμωση (L 2 ) η οποία ορίζεται κυρίως από ευθυγραμμισμένους πρισματικούς ή βελονοειδείς κρυστάλλους μπλε αμφιβόλου, επιμήκη συσσωματώματα χαλαζία και μαρμαρυγία, καθώς και σχηματισμούς Boudins από φακούς μετα-πυριτικών. Ο προσανατολισμός της L 2 ποικίλει, όμως συνήθως τείνει ΒΔ-ΝΑ έως Α-Δ. Οι Chatzaras et al. (2011), σχετικά με το D 1 στην Αμοργό, αναφέρουν πως έλαβε χώρα και διατηρείται, στην ενότητα των κυανοσχιστόλιθων, υπό τη μορφή μιας S 1 φολίωσης η οποία συνοδεύεται από κρυσταλλική γράμμωση (L 1 ) ΒΔ διεύθυνσης. Οι πλαστικής φύσης ισοκλινείς F 1 πτυχές παραμορφώνουν την S 0 στρώση, σχηματίζοντας το σύνθετο S 0/1 επίπεδο. Η D 2 αποτελεί την κυρίαρχη φάση εύπλαστης παραμόρφωσης στο νησί και αντιπροσωπεύεται από μια ετερογενώς ανεπτυγμένη S 2 δομή, η οποία ποικίλει μεταξύ μιας διατρητικής μυλωνιτικής φολίωσης έως έντονου σχισμού ρυτίδωσης, αξονικά παράλληλου των F 2 πτυχών. Το επίπεδο της S 2 κλίνει μετρίως ΝΑ και φέρει καλά ανεπτυγμένη γράμμωση (L 2 ), με κλίση ΒΔ-ΝΑ, η οποία εμφανίζεται παράλληλη στην L 1. Οι πλαστικού τύπου F 2 πτυχές χαρακτηρίζονται κυρίως σφιχτές έως ισοκλινείς ενώ οι άξονες τους κείτονται σε χαμηλή γωνία ή υποπαράλληλα στην την L 2. Σύμφωνα με τους Ring et al. (1999), τα αρχικά στάδια παραμόρφωσης τάσσονται σε αντιστοιχία με τα μεταμορφικά επεισόδια στις Κυκλάδες. Συγκεκριμένα οι σχέσεις παραμόρφωσης - μεταμόρφωσης υποδεικνύουν πως οι δύο πρώτες γενιές εύπλαστων δομών (D 1 και D 2 ) είναι σύγχρονες και σχετίζονται με την γλαυκοφανιτικής και την επακόλουθη ανάδρομη, πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωση αντίστοιχα. Στη Σάμο φλέβες χαλαζία πτυχώθηκαν κατά τη διάρκεια της D 2 φάσης, σχηματίζοντας άρριζες πτυχές με έντονα απολεπτυσμένα σκέλη και πεπαχυσμένες αρθρώσεις. Οι χαλαζιακές φλέβες και η S 1 πτυχώθηκαν ισοκλινώς με τους άξονες τους να βυθίζονται μέτρια ΑΝΑ, ενώ μέσα στις αρθρώσεις των F 2 πτυχών μια νέα S 2 φολίωση αναπτύχθηκε, υποπαράλληλη στην S 1. Στις ζώνες αυτές, ο προσανατολισμός της S 1 είναι υποπαράλληλος στην ίδια, εκεί όπου η επίδραση της D 2 φάσης παραμόρφωσης είναι αμυδρή ή

20 19 απούσα. Τα παραπάνω γεωμετρικά στοιχεία οδηγούν στη σύνθεση μιας S 1/2 φολίωσης η οποία τοποθετείται συνηθέστερα υποπαράλληλα στις επαφές των καλυμμάτων. Στη Σύρο, διαπεραστικές δομές που σχηματίστηκαν σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης αντιπροσωπεύουν το παλαιότερο στάδιο παραμόρφωσης, το οποίο στην προκειμένη περίπτωση συνάδει με το D 2. Τις δομές αυτές αποτελούν ΑΒΑ-ΔΝΔ έως ΝΑ-ΝΔ κλίσης σφιχτές μέχρι και ισοκλινείς πτυχές F 2, ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης S 2 φολιώσεις και μια L 2 γράμμωση έκτασης υποπαράλληλη στην F 2 (Soukis and Stockli, 2012) D 3 φάση: Στάδιο όρθιων πτυχών Στην Εύβοια, το νεότερο αυτό στάδιο εκδηλώνεται με ανοιχτές έως σφιχτές όρθιες πτυχές (F 3 ), οι οποίες παραμορφώνουν την S 2 φολίωση, με τους άξονες τους γενικά να βυθίζονται ήπια ΑΝΑ ή ΔΒΔ, αν και τοπικά δείχνουν αξιοσημείωτο εύρος στον προσανατολισμό τους. Oι Xypolias et al. (2012) αναφέρουν πως η πλειοψηφία των πτυχών αυτών εμφανίζει υποκυλινδρικές έως περικλινείς αρθρώσεις, ενώ το πάχος των σκελών τους γενικά παραμένει σταθερό, που όμως περιστασιακά αυξάνεται ελαφρώς στις αξονικές περιοχές. Σπάνια παρατηρείται ασθενής σχισμός (S 3 ), ο οποίος τοπικά αναπτύσσεται αξονικά επίπεδος στις περισσότερο σφιχτές πτυχές. Οι F 3 πτυχές υπερκαλύπτουν όλες τις προηγούμενες δομές, συμπεριλαμβανομένης και της L 2 γράμμωσης, μολονότι οι αρθρώσεις τους συνήθως εκτείνονται υποπαράλληλα ή σε χαμηλή γωνία με την L 2, υπονοώντας κάποια εκ γενετής συσχέτιση μεταξύ των σχετιζόμενων με τα D 1 και D 2 γραμμικών στοιχείων. Πρώιμες F 2 πτυχές παραμορφώνονται επίσης από τις όρθιες F 3, γεγονός που παρήγαγε τύπου ΙΙΙ επαναπτυχώσεις (Εικ. 7). Σύμφωνα με τους Chatzaras et al. (2011) στην Αμοργό, η δράση της D 3 φάσης παραμόρφωσης ανακλάται κυρίως μέσα από ΒΔ διεύθυνσης επωθήσεις εντελώς εύθραυστου χαρακτήρα, αλλά σχετίζεται και με το σχηματισμό κυλινδρικών F 3 πτυχών οι οποίες επαναπτυχώνουν τις προγενέστερες F 2. Οι Ring et al. (1999), για το αντίστοιχο παράδειγμα της Σάμου σχετίζουν τις D 3 δομές με παραγενέσεις πρασινοσχιστολιθικής φάσης, ενώ η S 3 μετατόπισε την S 1/2 και κατέστη η κυρίαρχη τοπική φολίωση. Στα καλύμματα των Κυκλαδικών κυανοσχιστόλιθων οι D 3 δομές αναπτύχθηκαν κατά τη διάρκεια και αμέσως μετά το ζενίθ της Μ 3 φάσης μεταμόρφωσης D 4 φάση: (ημι) εύπλαστες συνθήκες και επαναπτύχωση Οι Xypolias et al. (2012) στην Εύβοια, περιγράφουν τις δομές που αποδίδονται στο D 4 ως την εκπροσώπηση της κυρίαρχης φάσης εύπλαστης παραμόρφωσης που αναγνωρίζεται. Το πιο

21 20 εμφανές χαρακτηριστικό της είναι μια ήπιας, ΝΔ έως ΝΝΑ, κλίσης S 4 επίπεδη δομή, η οποία ποικίλει σε ένταση από ευρύ σχισμό ρυτίδωσης μέχρι και διατρητική μυλωνιτική φολίωση (S 4m ). Με την S 4 συσχετίζεται μια κατά προσέγγιση ΑΒΑ-ΔΝΔ διεύθυνσης γράμμωση έκτασης L 4 η οποία ορίζεται από ευθυγραμμισμένα πρίσματα μπλε ή/και πράσινης αμφιβόλου, συσσωματώματα μαρμαρυγία και χλωρίτη, επιμήκεις κορδέλες χαλαζία, και σκιές απόφυσης σε πορφυροκλάστες πυρίτη και αστρίου. Η S 4 εμφανίζεται συνήθως αξονικά επίπεδη σε ανοιχτές έως ισοκλινείς, κατακεκλιμένες έως μέτρια κεκλιμένες, ΑΒΑ-ΔΝΔ διεύθυνσης πτυχές (F 4 ), με μήκος κύματος εύρους από μερικά εκατοστά μέχρι και εκατοντάδες μέτρα. Η γενιά αυτή πτυχών τείνει να επαναπτυχώσει τις προηγούμενες F 3, διαμορφώνοντας Τύπου ΙΙΙ και σπανιότερα τύπου ΙΙ μοτίβα παρεμβολής. Η S 2 επιπρόσθετα, διακόπτεται από τις F 4 και συχνά μετατοπίζεται σε παραλληλία με την S 4 συνθέτοντας την S 2/4 φολίωση στα σκέλη των ισοκλινών πτυχών. Οι F 4 τυπικά φέρουν χαρακτηριστικά κυλινδρικής ή ήπια καμπυλόγραμμης γεωμετρίας, με τον άξονα τους να τοποθετείται παράλληλα ή σε χαμηλή γωνία με την L 4 γράμμωση, αν και τοπικά παρατηρείται κάποια διασπορά στον προσανατολισμό τους. Στην Αμοργό, οι Chatzaras et al. (2011) διακρίνουν το εν λόγω D 4 στάδιο σε δύο επιμέρους, στα οποία θα αναφερόμαστε ως D 4a και D 4b. Οι επωθητικές κινήσεις που χαρακτήρισαν το D 3 στην Αμοργό, έδωσαν τη θέση τους σε D 4a οριζόντιας γεωμετρίας, πλαγιοανάστροφα και πλαγιοκανονικά ρήγματα, τα οποία συνθέτουν ένα σετ συζυγών, δεξιόστροφων ΔΒΔ-ΑΝΑ έως ΝΔ-ΒΑ και αριστερόστροφων ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης μετατόπισης ρηγμάτων. Η υπέρθεση των D 4a Εικ. 7. Όρθια F 3 πτυχή εκτίθεται σε τεκτονικό παράθυρο διαμέσου του καλύματος της Όχης. Το οπτικό πεδίο έχει πλάτος 40m (Τροποποιημένη από Xypolias et al., 2012). ρηγμάτων πάνω σε προϋπάρχουσες δομές αναγνωρίζεται σε όλες τις κλίμακες. Η επόμενη φάση παραμόρφωσης D 4b φαίνεται να έχει μικρότερη ανάπτυξη από τις προηγούμενες και αντιπροσωπεύεται κυρίως από κλίμακας εκατοστών έως μέτρων, πτυχών τύπου kink. Οι

22 21 F 4b πτυχές είναι ανοιχτές με υπο-οριζόντιους ΒΔ-ΝΑ έως Δ-Α διεύθυνσης άξονες και μέτρια έως ισχυρά κεκλιμένη γεωμετρία. Οι εν λόγω πτυχές συχνά εμφανίζονται ως συζυγείς, προκαλώντας σχηματισμούς τύπου κουτιού. Στη Σάμο, οι πιο εμφανείς D 4 δομές είναι πτυχές, στην πλειονότητά τους σφιχτές, που συνήθως κλίνουν προς τη Δύση, οι οποίες επαναπτυχώνουν στην S 3. Στα βαθύτερα τμήματα της Ενότητας των κυανοσχιστόλιθων οι πτυχές αυτές σχετίζονται με έναν γενικά ΒΑ κλίσης σχισμό ρυτίδωσης, ενώ η προγενέστερη S 3 φολίωση τείνει να αποκτήσει kink χαρακτηριστικά. Άλλες επιφανείς δομές της προκειμένης φάσης περιλαμβάνουν διακριτικά ανάστροφα ρήγματα, τα επίπεδα των οποίων κλίνουν κυρίως Ανατολικά αλλά και Δυτικά (Ring et al., 1999). Οι Soukis and stockli, (2012) αναφορικά με τη Σύρο, τοποθετούν το εν λόγω παραμορφωτικό γεγονός ως το τρίτο διαδοχικό στο νησί. Συγκεκριμένα αναφέρουν πως αυτό διατυπώνεται μέσα από ΒΔ-ΝΑ μέχρι και Β-Ν διεύθυνσης όρθιες έως ήπια ΝΔ μέχρι και Ν κλίσης, ανοιχτές, τύπου kink πτυχές (F 4 ). Οι πτυχές αυτές επικαλύπτουν τις D 2, D 3 δομές, ενώ σε μικροσκοπική κλίμακα δεν παρατηρήθηκε κάποια συνοδεία δυναμικής ανακρυστάλλωσης. Οι επικαλυμμένες D 2 ορυκτές φάσεις εμφανίζονται καμπυλωμένες ή θρυμματισμένες από εκείνες της D 4, υποδεικνύοντας ότι το υπό συζήτηση επεισόδιο επέδρασε κάτω από εύθραυστες συνθήκες D 5 φάση: Εύθραυστες συνθήκες και κανονικά ρήγματα Το τελευταίο κύριο παραμορφωτικό στάδιο στην Αττικο-κυκλαδική μάζα αντιστοιχεί σε μια περίοδο κατά την οποία έδρασαν εφελκυστικές τάσεις στο Κυκλαδικό σώμα, με φυσικό επακόλουθο τη δημιουργία κανονικών ρηγμάτων. Σύμφωνα με τους Xypolias et al. (2012), στην Εύβοια, το D 5 στάδιο παρμόρφωσης ανακλάται μέσω του σχηματισμού δύο σετ (Β)ΒΔ-(Ν)ΝΑ κλίσης κανονικά ρήγματα με αντίθετη φορά μετατόπισης. Και τα δύο σετ εμφανίζουν μέτριες έως έντονες κλίσεις και συνηθίζουν να διακόπτουν την S 4 φολίωση σε γωνίες μεγαλύτερες των 45 ο (Εικ. 8). Οι συγγραφείς διακρίνουν τις προαναφερθείσες δομές σε μεγασκοπικής και μεσοσκοπικής κλίμακας ρήγματα. Τα δε πρώτα εκδηλώνουν εύθραυστες συμπεριφορές ενώ τα μεσοσκοπικής κλίμακας και των δύο σετ επιδεικνύουν χαρακτηριστικά όπως σύρση της φολίωσης συνοδευόμενη από φλέβες διαστολής και πετρώματα κατακλαστικών ζωνών, στοιχεία τα οποία μαρτυρούν την διαβίβαση από (ημι- )εύπλαστες σε εύθραυστες συνθήκες. Οι Chatzaras et al. (2011), σχετικά με το D 5 στην Αμοργό, αναγνωρίζουν μια σειρά μεσοσκοπικών ρηγμάτων, τα οποία κλίνουν μέτρια έως απότομα, σε γενικές γραμμές ΒΑ-ΝΔ, τα οποία επικαλύπτουν όλες τις προγενέστερες δομές. Παλαιοτασική ανάλυση αποκαλύπτει πως η σειρά αυτή των κανονικών ρηγμάτων σχετίζεται με μιας ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης διαστολή.

23 22 Το D 5 στη Σάμο είναι ένα ολοκληρωτικά εύθραυστης φύσης επεισόδιο, το οποίο περιλαμβάνει ένα σετ Α-Δ έως ΒΔ διεύθυνσης κλίσης κανονικά ρήγματα, που φαίνεται να διακόπτουν όλες τις πρότερες δομές. Οι πρώιμοι σχηματισμοί της D 5 φάσης παραμόρφωσης παρουσιάζουν καμπύλη γεωμετρία και διακόπτονται από μεγαλύτερης κλίσης επίσης κανονικά ρήγματα. Τα ΒΔ διεύθυνσης κλίσης ρήγματα προβάλλονται ως νεότερα εκ των δύο σετ του D 5, όμως και τα δύο φαίνεται να οφείλονται σε έναν Β/ΒΑ διεύθυνσης εφελκυσμό (Ring et al., 1999). Εικ. 8. Σχέσεις παρμόρφωσης/μεταμόρφωσης και πορεία της παραμόρφωσης των Κυκλαδικών κυανοσχιστόλιθων στην Εύβοια. (a-d) Διάγραμμα τεμαχών, το οποίο δείχνει δομές που σχετίζονται με την καταβύθιση και τον εκταφιασμό στη Νότια Εύβοια. (e) Διάγραμμα Πίεσης (P) Θερμοκρασίας (Τ) όπου φαίνεται το μονοπάτι των γλαυκοφανιτικών πετρωμάτων στην Εύβοια (after Katzir et al., 2000, and references therein). (Τροποποιημένη από Xypolias et al., 2012) Οι Soukis and Stockli, (2012), στη Σύρο, αναφέρουν πως οι σχετικές με το εν λόγω επεισόδιο δομές που κυριαρχούν περιλαμβάνουν κατακλαστικές ζώνες, καθώς και κανονικά ρήγματα ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης κλίσης, τα οποία διακόπτουν όλες τις προηγούμενες γενεές δομών παραμόρφωσης. Οι κατακλαστικές ζώνες εκφράζονται μέσα από μικρής έως έντονης ΒΔ-ΝΑ κλίσης, εύθραυστης φύσης

24 23 ζώνες διάρρηξης που τοπικά αποκτούν πάχος μεγαλύτερο από 10m. Σε κάποιες περιπτώσεις γίνεται έκδηλο το γεγονός πως τα σχετικά με το D 5 επεισόδιο ρήγματα είναι νεότερα σε σχέση με τις κατακλαστικές ζώνες και τις φλέβες διαστολής, υποδεικνύοντας ότι η φάση των κανονικών ρηγμάτων μπορεί να αντιστοιχεί σε ένα μεταγενέστερο στάδιο του D 5. Τέλος, οι κατακλαστικές δομές και τα εύθραυστης φύσης κανονικά ρήγματα συνάδουν με μιας ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης διαστολή στην ευρύτερη περιοχή. 4. Λιθοστρωματογραφική επισκόπιση νήσου Άνδρου Ο Papanikolaou, (1978), στη διδακτορική διατριβή του, πραγματοποίησε μια πλήρη μορφολογική, τεκτονική και στρωματογραφική μελέτη της Άνδρου, ενώ επίσης παρουσίασε τον πρώτο γεωλογικό χάρτη της περιοχής. Η Άνδρος αποτελείται σχεδόν αποκλειστικά από μεταμορφωμένα πετρώματα, με απουσία ιζηματογενών, πέρα από κάποιους συμπαγείς ή χαλαρούς ως επί το πλείστον σχηματισμούς του Τεταρτογενούς. Η μεταμορφωμένη αυτή ακολουθία μπορεί να διακριθεί σε δύο τεκτονικές ενότητες, οι οποίες χωρίζονται από οφιόλιθους, που καθορίζουν μια κατ εκτίμηση ΒΑ διεύθυνσης επώθηση (Papanikolaou, 1978, Reinecke et al., 1985). Η ανώτερη ενότητα ή Ενότητα Μακροταντάλου, εμφανίζεται στο ΒΔ τμήμα του νησιού με την παρουσία απολιθωμάτων να μαρτυρά τη συντέλεση της ιζηματογένεσης κατά το Πέρμιο (Papanikolaou, 1978). Η κατώτερη ενότητα ή ενδιάμεση ενότητα πιθανολογείται να είναι Μεσοζωικής ηλικίας (Reinecke, 1982). Και τα δύο προαναφερθέντα καλύμματα αποτελούνται από εναλλαγές μεταβασιτών, μεταπηλιτών και οριζόντων μαρμάρου, ενώ έχει αναφερθεί η ύπαρξη ορυκτών πλούσια σε Mn (Reinecke, 1982) και σερπεντινικών σωμάτων τα οποία έχουν περιγραφεί και χαρτογραφηθεί στη βόρεια ακτογραμμή του νησιού ως τμήμα της Κατώτερης ενότητας. Το κύριο τμήμα της Άνδρου έχει αναδιαμορφωθεί από πετρώματα πρασινοσχιστολιθικής φάσης (Reinecke, 1982), γεγονός συνεπαγόμενο της αντίδρασης κελσιανός + H 2 Ο = κυμρίτης καθώς και των συνθηκών P-T οι οποίες ανέρχονται σε 5-6kbar και 400 ο C αντίστοιχα. Αναφορικά με την Ενότητα Μακροταντάλου, ο Papanikolaou, (1978) περιέγραψε το ορυκτό γρανάτη στων βαθύτερο ορίζοντα των μεταπηλιτών και ο Reinecke, (1982) διέκρινε υπολείμματα ομφακίτη και χλωρομελανίτη (σκούρα πράσινη έως μαύρη ποικιλία ιαδεΐτη), ενώ σε μεταβασίτες της Κατώτερης ενότητας εμφανίζονται ο γρανάτης και ο γλαυκοφανής (Papanikolaou, 1978). Τα υψηλής πίεσης υπολείμματα διατηρούνται καλύτερα στο νότιο τμήμα του νησιού με τις σχετικές συνθήκες να εκτιμώνται σε τιμές >10kbar για την πίεση και 450 ο C-500 o C για την θερμοκρασία, από την αντίδραση σουρσασσιτικών σε σπεσσαρτινικά πετρώματα στους Μαγγανιούχους ορίζοντες της Κεντρικής Ενότητας (Reinecke, 1986).

25 24 Στο σημείο αυτό πρέπει να τονιστεί πως οι διακριθέντες λιθότυποι από τον Papanikolaou, (1978) δεν αντιστοιχούν σε διακριτούς λιθοστρωματογραφικούς σχηματισμούς αλλά αποτελούν μια καθαρά εξ όψεως εκτίμηση της επιφανειακής εξάπλωσης των πετρωμάτων των οποίων ο διαχωρισμός που γίνεται παρακάτω στηρίζεται στην περιοχή εξάπλωσης των εν λόγω λιθότυπων (Εικ. 9). Εικ. 9. Απλοποιημένος χάρτης εξάπλωσης των εμφανιζόμενων λιθότυπων. Σημειώνονται τα νούμερα που αντιστοιχούν στην κάθε εμφάνιση. 1. Μάρμαρα Μακροταντάλου, 2. Σχιστόλιθοι Μακροταντάλου, 3. Σχιστόλιθοι Αγίων Σαράντα, 4. Σιπολίνες Αγίου Πέτρου, 5. Σχιστόλιθοι Πετάλου, 6. Μάρμαρα Μεσαριάς, 7. Σχιστόλιθοι Γερακώνας, 8. Μάρμαρα Παλαιοκάστρου, 9. Εναλλαγές μαρμάρων-σχιστόλιθων Ράχης, 10. Σχιστόλιθοι Ράχης, 11. Μάρμαρα Ράχης (Papanikolaou, 1978) Ανάλυση επιμέρους λιθότυπων Στη διδακτορική διατριβή του ο Papanikolaou, (1978) οριοθετεί εντός της Άνδρου τις εξής λιθολογικές εξαπλώσεις:

26 25 Α. Μακροτάνταλο 1) Μάρμαρα μακροταντάλου 2) Σχιστόλιθοι Μακροταντάλου Β. Άγιοι Σαράντα 3) Σχιστόλιθοι Αγίων Σαράντα 4) Σιπολίνες Αγίου Πέτρου Γ. Πέταλο 5) Σχιστόλιθοι Πετάλου Δ. Γερακώνα 6) Μάρμαρα Μεσαριάς 7) Σχιστόλιθοι Γερακώνας 8) Μάρμαρα Παλαιοκάστρου Ε. Ράχη 9) Εναλλαγές μαρμάρων Σχιστόλιθων Ράχης 10) Σχιστόλιθοι Ράχης 11)Μάρμαρα Ράχης Μάρμαρα Μακροταντάλου Με την παραπάνω ονομασία συνάδουν όλα τα μεταμορφωμένα ανθρακικά πετρώματα, τα οποία συναντώνται στη Β. Άνδρο αλλά κυρίως στην περιοχή του Μακροταντάλου, με τις σημαντικότερες εμφανίσεις να δημιουργούν δύο επιμήκεις ζώνες ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης. Η πρώτη και κυριότερη από αυτές ξεκινά από την περιοχή του όρμου Πύργος και καταλήγει στο ακρωτήρι Καμπανός. Εκτείνεται σε απόσταση έως και 2km από την ακτογραμμή, όπου παρατηρούνται 2-4 λεπτές επιμήκεις, συνεχείς και πολυάριθμες μεμονωμένες εμφανίσεις μαρμάρων. Η δεύτερη ζώνη Τοποθετείται στην περιοχή της χερσονήσου Χάρακας, της οποίας διαγράφει την κορυφογραμμή, συνεχιζόμενη και στους δυτικούς πρόποδες των Αγίων Σαράντα, όπου και διακόπτεται απότομα από ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης ρήγματα. Βάσει των απολιθωμάτων που βρέθηκαν διακρίθηκαν δύο ορίζοντες ηλικίας κατώτερου Περμίου και μέσου-ανώτερου Περμίου αντίστοιχα. Οι ορίζοντες αυτοί συνίστανται από υφαλώδη μάρμαρα τεφρού έως μελανού ή και λευκοκίντρινου χρώματος, εν μέρει δολομιτικά, με απουσία στρώσης, τα οποία διασχίζονται από πλήθος ασβεστιτικών φλεβιδίων τα οποία σχηματίζουν πλέγμα. Η μετάβαση των προαναφερθέντων απολιθωματοφόρων οριζόντων Μαρμάρων μακροταντάλου προς τους υποκείμενους και υπερκείμενους Σχιστόλιθους Μακροταντάλου γίνεται

27 26 συμφώνως. Από την πλευρά των μαρμάρων μέσου-ανώτερου Περμίου η μετάβαση χαρακτηρίζεται από μελανό λεπτοταινιώδες μάρμαρο, πάχους μερικών cm μέχρι και 2m, το οποίο μεταβαίνει ταχέως σε ασβεστιτικούς σχιστόλιθους, ενώ από τον ορίζοντα του κατώτερου Περμίου συμβαίνει μέσω μιας ροδόχρουν έως λευκής παρεμβολής λεπτοταινιώδους μαρμάρου πάχους 1-2m. Σχιστόλιθοι Μακροταντάλου Οι Σχιστόλιθοι Μακροταντάλου αποτελούν στο σύνολό τους μια σειρά ορατού πάχους m, η οποία επίκειται τεκτονικά των προς το νότο σχηματισμών της κεντρικής και νότιας Άνδρου και κυρίως των Σχιστόλιθων Αγίων Σαράντα, μέσω μιας ζώνης υπερβασικών πετρωμάτων διεύθυνσης ΒΑ-ΝΔ. Από το σύνολο των σχιστόλιθων, βόρεια της ζώνης των υπερβασικών, της ανώτερης Ενότητας Μακροταντάλου, είναι δυνατόν να διακριθούν δύο μεγάλοι ορίζοντες, διαμέσου των οποίων παρεμβάλλονται τα Μάρμαρα Μακροταντάλου. Ο κατώτερος ορίζοντας αποτελείται κυρίως από μαρμαρυγιακούς χαλαζιακούς σχιστόλιθους με αρκετές ενδιαστρώσεις χαλαζιτών καθώς και περιορισμένες εμφανίσεις χλωριτικών σχιστόλιθων, ενώ από τους σχιστόλιθους που παρεμβάλλονται στα Μάρμαρα Μακροταντάλου επικρατούν οι ασβεστιτικοί μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι. Ο ανώτερος ορίζοντας συντελείται από δύο τύπους πετρωμάτων: Χλωριτικούς επιδοτιτικούς και μοσχοβιτικούς ασβεστιτικούς σχιστόλιθους, οι οποόοι εναλλάσσονται με λεπτά στρωματίδια τεφρού μαρμάρου πάχους μερικών mm έως και 20cm. Ο δεύτερος τύπος ασβεστιτικών σχιστόλιθων παρέχει ενίοτε χαρακτηριστικά σιπολινομαρμάρου. Σχιστόλιθοι Αγίων Σαράντα Αναπτύσσονται κατά μήκος της κορυφογραμμής του ομώνυμου Όρους και σε ολόκληρη τη βόρεια πλευρά αυτού μέχρι τα νότια υψώματα της περιοχής Μακροταντάλου, όπου διέρχεται η τεκτονική ζώνη των υπερβασικών εκρηξιγενών πετρωμάτων. Το όριο του σχηματισμού προς τις υποκείμενες Σιπολίνες Αγίου Πέτρου είναι ασαφές και βαθμιαίο, δεδομένου ότι συνήθως παρατηρείται μια μεταβατική ζώνη με παρεμβολές σιπολίνων. Η μετάβαση μεταξύ των δύο σχηματισμών είναι πλέον σαφής κατά μήκος των βόρειων πρανών της κοιλάδας του Βιτάλι, όπου είναι ορατή συνεχώς επί 5km. Εντός του σχηματισμού υφίστανται ορισμένοι μικροί ορίζοντες ή φακοί μαρμάρων και σιπολίνων μεταξύ των οποίων ο κυριότερος (ενδιάμεσα Μάρμαρα Αγίων Σαράντα) είναι πάχους 3-15m κυανότεφρου έως μελανού χρώματος, με πυριτιολιθικά σωματίδια και σαφώς εκφρασμένη στρώση η οποία ορίζεται από εναλλαγές λεπτών ταινιών διαφόρων αποχρώσεων.

28 27 Από λιθολογικής άποψης επικρατούν κυρίως μοσχοβιτικοί ασβεστιτικοί και χλωριτικοί επιδοτιτικοί σχιστόλιθοι, με την τελευταία ποικιλία να παρατηρείται κυρίως σε έναν συμπαγή και σταθερό ορίζοντα πάχους περίπου 30m, ο οποίος φαίνεται εν μέρει να υπέρκειται της επαφής του σχηματισμού προς τις υποκείμενες σιπολίνες Αγίου Πέτρου. Σιπολίνες Αγίου Πέτρου Χαρακτηριστικό του εν λόγω σχηματισμού είναι η παρουσία σε πολλές θέσεις οριζόντων σιπολινικού μαρμάρου, κυμαινόμενου πάχους, από μερικά cm μέχρι και 2m, με εναλλαγές λεπτών σχιστολιθικών ενδιατρώσεων, οι οποίες δημιουργούν τη χαρακτηριστική εμφάνιση των σχιστοποιημένων μαρμάρων. Το χρώμα τους είναι τεφρό, τα δε ορυκτολογικά συστατικά που απαντούν είναι ο μοσχοβίτης, ο χαλαζίας, ο χλωρίτης και ο αλβίτης. Εντός του σχηματισμού φαίνεται να υπάρχουν περιοχές όπου το σχιστολιθικό υλικό εξαφανίζεται εντελώς και μεταπίπτει σε μάρμαρα, ενώ οι ενδιάμεσοι σχιστόλιθοι περιλαμβάνουν διάφορες ποικιλίες, με επικρατέστερη εκείνη των μοσχοβιτικών αιματιτικών σχιστόλιθων. Σχιστόλιθοι Πετάλου Αποτελούν το μεγαλύτερο σχηματισμό, τόσο από άποψη επιφάνειας εξάπλωσης όσο και πάχους, το οποίο φτάνει τα 600m, ενώ η επαφή του σχηματισμού με τις βορειότερα ευρισκόμενες Σιπολίνες Αγίου Πέτρου είναι ασαφής. Αντίθετα το όριο με τα υποκείμενα Μάρμαρα Μεσαριάς, στο νότιο τμήμα, είναι σαφές και η μετάβαση επιτελείται εντός λίγων μέτρων. Στη θέση νότια του Μπατσίου παρατηρείται μια βαθμιαία μετάβαση των τεφρών σιπολίνων - ασβεστιτικών σχιστόλιθων σε πράσινους επιδοτιτικούς -χλωριτικούς- αμφιβολιτικούς γνευσιοσχιστόλιθους πλούσιους σε ασβεστίτη. Εντός του σχηματισμού διακρίνονται ενδιαστρώσεις και φακοί μαρμάρων που ανήκουν σε δύο στρωματογραφικούς ορίζοντες, τα ενδιάμεσα Μάρμαρα Πετάλου και τα ενδιάμεσα Μάρμαρα Άχλας. Ο μεν πρώτος παρουσιάζει πάχος 1-7m και μοιάζει στα προαναφερθέντα μάρμαρα των ανώτερων σχηματισμών, με τη διαφορά ότι παρατηρούνται πολλά λεπτά στρωματίδια πυριτικού υλικού. Αντίθετα δε, τα Μάρμαρα της Άχλας εμφανίζονται με οπτικά χαρακτηριστικά όμοια με εκείνα των Μαρμάρων Μεσαριάς, Παλαιοκάστρου και Ράχης, πρόκειται δηλαδή για κυανότεφρα έως μελανά πετρώματα, αδροκρυσταλλικά με ταινιώδη υφή και πάχος περίπου 12m.

29 28 Από τους υπόλοιπους σχιστόλιθους διακρίνεται επίσης σε αξιόλογη ανάπτυξη ορίζοντας τεφρού, ασβεστιτικού σχιστόλιθου, παρόμοιου με ορισμένους ορίζοντες σχιστοποιημένων μαρμάρων της του Σχηματισμού Σιπολίνων Αγίου Πέτρου. Μάρμαρα Μεσαριάς Αποτελούν τον κατώτερο σχηματισμό της μεταμορφικής ακολουθίας, η εμφάνιση του οποίου περιορίζεται μέσα σε μια στενή ζώνη ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης κατά μήκος της κοιλάδας Μεσαριάς. Το πάχος του σχηματισμού υπερβαίνει τα 80m και η μετάβαση προς τους υπερκείμενους Σχιστόλιθους του Πετάλου και της Γερακώνας (οι οποίοι είναι ομόλογοι) επιτελείται μέσω της παρεμβολής οριζόντων γκρίζου σχιστόλιθου και εν συνεχεία αμφιβολιτών. Ο σχηματισμός αυτός καθ αυτός αποτελείται από εναλλαγές των Μαρμάρων Μεσαριάς με ασβεστιτικούς σχιστόλιθους. Σχιστόλιθοι Γερακώνας Ο σχηματισμός αυτός είναι μερικώς ομόλογος των Σχιστόλιθων Πετάλου με μια διαφορά η οποία έγκειται σε φασικές πλευρικές μεταβολές. Τα κατώτερα όρια του σχηματισμού, στην επαφή δηλαδή με τα Μάρμαρα Μεσαριάς, είναι σαφή, ενώ τα ανώτερα προσδιορίζονται από τα υπολείμματα των Μαρμάρων Παλαιοκάστρου. Χαρακτηριστικό είναι το γεγονός πως στον υπό συζήτηση σχηματισμό δεν εμφανίζονται τα ενδιάμεσα μάρμαρα Πετάλου, εκτός από έναν μικρό ορίζοντα πάχους 1m, ενώ επίσης παρατηρείται η εμφάνιση ασβεστιτικών σχιστόλιθων με γλαυκοφανή πάχους κατά προσέγγιση 40m. Μάρμαρα Παλαιοκάστρου Η εμφάνιση των Μαρμάρων Παλαιοκάστρου περιορίζεται σε τρείς μεμονωμένους όγκους επί του οροπεδίου της Γερακώνας και πρόκειται για μάρμαρα σε απόλυτη συμφωνία με τους υποκείμενους σχιστόλιθους. Μάλιστα στην ανατολική πλευρά του Παλαιοκάστρου παρατηρήθηκε μια εντυπωσιακή κατακόρυφη βαθμιαία μετάβαση των σχιστόλιθων σε μάρμαρα εντός τριών μέτρων, σε ασβεστιτικούς σχιστόλιθους, εν συνεχεία σε σιπολίνες και τέλος σε μάρμαρα. Εναλλαγές Μαρμάρων Σχιστόλιθων Ράχης Ο εν λόγω σχηματισμός παρουσιάζει στο σύνολό του πάχος έως και 200m στο οποίο κυριαρχούν ορίζοντες μαρμάρου ή σιπολίνων και σχιστόλιθων. Στρωματογραφικά πιστεύεται πως

30 29 υπέρκειται των Μαρμάρων Ράχης, ενώ θεωρείται πως αποτελεί την προς νότο πλευρική φασική εξέλιξη των κατώτερων οριζόντων του σχηματισμού Σχιστόλιθων Γερακώνας. Το υλικό των στρωματιδίων μαρμάρου είναι όμοιο εκείνου των Μαρμάρων Ράχης με έντονη παρουσία χαρακτηριστικού μαρμάρου παρουσία μαύρων στιγμάτων, μεγέθους μερικών mm έως 1cm, εντός του τεφρού ασβεστιτικού υλικού. Το πάχος των οριζόντων μαρμάρου κυμαίνεται από λίγα mm μέχρι και 3m. Οι σχιστολιθικοί ορίζοντες, εντός των οποίων παρεμβάλλονται τα στρωματίδια μαρμάρου, είναι ποικίλης σύστασης ενώ διακρίνονται σε τρείς ορίζοντες: a. Μοσχοβιτικοί γλαυκοφανιτικοί σχιστόλιθοι b. Επιδοτοαμφιβολιτικοί σχιστόλιθοι και c. Επιδοτο χλωριτο μοσχοβιτικοί σχιστόλιθοι. Σχιστόλιθοι Ράχης Συνίστανται κυρίως από αμφιβολίτες, οι οποίοι καταλαμβάνουν και την κορυφή του Προφήτη Ηλία, ενώ στο νότιο μισό της ράχης, επί των αμφιβολιτών, αναπτύσσονται μοσχοβιτικοί γλαυκοφανιτικοί σχιστόλιθοι με ενδιάμεσες τράπεζες μαρμάρου ή σιπολίνων πάχους 1-6m (Ενδιάμεσα Μάρμαρα Ράχης). Το σύνολο του σχηματισμού πρέπει να αντιστοιχεί σε τμήμα των Σχιστόλιθων Γερακώνας και κατ επέκταση και των Σχιστόλιθων Πετάλου, με κοινό χαρακτηριστικό την ανάπτυξη αμφιβολίτη ή αμφιβολιτικού σχιστόλιθου σε ομόλογες στρωματογραφικές θέσεις, καθώς και τη σταθερή παρουσία ασβεστίτη είτε ως διακριτό ορίζοντα είτε εντός των σχιστόλιθων. Σε όλη τη νότια πλευρά της Ράχης εμφανίζονται επί των εναλλαγών και των Σχιστόλιθων Ράχης σιπολίνες και ασβεστιτικοί σχιστόλιθοι με γλαυκοφανή, ενώ ιδιαίτερα στο ΝΔ τμήμα αυτής παρατηρείται ευδιάκριτος ορίζοντας σιπολίνων πάχους m άνωθεν του οποίου ακολουθούν μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι με έναν κύριο ορίζοντα ενδιάμεσων μαρμάρων πάχους 5-10m. Οι παραπάνω σχηματισμοί πρέπει να αντιστοιχούν στις σιπολίνες του Αγίου Πέτρου και στους Σχιστόλιθους Αγίων Σαράντα. Μάρμαρα Ράχης Τα Μάρμαρα Ράχης οπτικά, συνίστανται από λεπτοταινιώδη μάρμαρα κυανότεφρα έως λευκά, αλλά παρατηρούνται και ορίζοντες παχυστρωματώδους μέχρι και άνευ σαφής στρώσης μάρμαρο με κυψελώδη όψη και κιτρινόχρουν χρώμα. Η προς τα πάνω εξέλιξη των μαρμάρων αυτών χαρακτηρίζεται από την παρεμβολή σχιστολιθικών διαστρώσεων οι οποίες μεταβαίνουν προς τον σχηματισμό των Εναλλαγών Μαρμάρων Σχιστόλιθων Ράχης. Ο τελευταίος, στα κατώτερα τμήματα ταυτίζεται με ένα ακάθαρτο