Επιβλέπων Καθηγητής: Παρασκευάς Ξυπολιάς, Επίκουρος Καθηγητής Τμήματος Γεωλογίας, Πανεπιστημίου Πατρών

Transcript

1

2 Επιβλέπων Καθηγητής: Παρασκευάς Ξυπολιάς, Επίκουρος Καθηγητής Τμήματος Γεωλογίας, Πανεπιστημίου Πατρών Τριμελής εξεταστική επιτροπή: Παρασκευάς Ξυπολιάς, Επίκουρος Καθηγητής Τμήματος Γεωλογίας, Πανεπιστημίου Πατρών Ιωάννης Κουκουβέλας, Καθηγητής Τμήματος Γεωλογίας, Πανεπιστημίου Πατρών Ιωάννης Ηλιόπουλος, Επίκουρος Καθηγητής Τμήματος Γεωλογίας, Πανεπιστημίου Πατρών i

3 ii

4 ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Η παρούσα μεταπτυχιακή εργασία δεν θα μπορούσε να διαμορφωθεί χωρίς την πολύτιμη συμβολή κάποιων ανθρώπων. Ειδικότερα ευχαριστώ: Τον επιβλέποντα Επίκουρο Καθηγητή του Τμήματος Γεωλογίας κ. Παρασκευά Ξυπολιά για το προσωπικό ενδιαφέρον, τη βοήθεια και την καθοδήγησή του σε όλα τα στάδια της εργασίας. Τον Καθηγητή του Τμήματος Γεωλογίας κ. Ιωάννη Κουκουβέλα για το ενδιαφέρον του κατά την διάρκεια της εκπόνησης της εργασίας. Τον Επίκουρο Καθηγητή του Τμήματος Γεωλογίας κ. Ιωάννη Ηλιόπουλο για τη βοήθεια του και την επίλυση αποριών ορυκτολογικής και πετρολογικής φύσεως. Επιπλέον ευχαριστώ θερμά τους πολύ καλούς μου φίλους Νίκο Γερογιάννη, Χρύσανθο Μποτζιολή και Χριστίνα Καραβούλια για την ηθική υποστήριξη κατά τη διάρκεια της εκπόνησης της παρούσας μεταπτυχιακής διατριβής. Επιπλέον ευχαριστώ τους Νίκο Γερογιάννη και Κατερίνα Ζιώγκα για την παραχώρηση κάποιων δεδομένων που συνέλεξαν από τη Βόρεια Σίφνο κατά τη διάρκεια της πτυχιακής τους εργασίας. Η παρούσα μεταπτυχιακή διατριβή αφιερώνεται στους γονείς μου ως ελάχιστη ανταπόδοση για την αδιάκοπη ηθική και υλική υποστήριξη κατά τη διάρκεια των σπουδών μου. H εργασία υποστηρίχθηκε οικονομικά (κωδικός υποέργου Ε045) από την Επιτροπή Ερευνών του Πανεπιστημίου Πατρών (Πρόγραμμα Κ. Καραθεοδωρή) iii

5 iv

6 ΠΕΡΙΛΗΨΗ Η ΑΛΠΙΚΗ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΒΟΡΕΙΑΣ ΣΙΦΝΟΥ (Ν. ΑΙΓΑΙΟ) Η Σίφνος αποτελεί μια από τις καλύτερα διατηρημένες εμφανίσεις της ενότητας των Κυανοσχιστολίθων (εκλογιτών και γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων). Η εύρεση τέτοιων διατηρημένων πετρωμάτων είναι σημαντική διότι αυτά τα πετρώματα συγκρατούν στοιχεία παραμόρφωσης από τα βαθύτερα τμήματα του ορογενούς, κατά το στάδιο της καταβύθισής τους. Ο σκοπός της παρούσας μεταπτυχιακής εργασίας είναι η παρουσίαση ενός νέου γεωλογικού-τεκτονικού χάρτη για τη Βόρεια Σίφνο, καθώς και η ανάλυση της παραμόρφωσης, που περιλαμβάνει την πορεία τους μέσα στο κανάλι καταβύθισης. Κατά την υπαίθρια εργασία, η Βόρεια Σίφνος χωρίστηκε σε δύο κύριες ενότητες, τις ενότητες Μαρμάρων και μεταηφαιστειο-ιζηματογενών πετρωμάτων. H ενότητα μαρμάρων περιλαμβάνει τις υπο-ενότητες ανώτερο και κύριο μάρμαρο που διακρίθηκαν από προηγούμενες έρευνες και αποτελείται από ασβεστιτικά και δολομιτικά μάρμαρα, τα οποία σύμφωνα με την υπαίθρια παρατήρηση αποτελούν μία ενιαία ενότητα. Η ενοποίηση βασίστηκε κυρίως σε δύο παράγοντες: (α) δεν υπάρχουν λιθολογικές διαφορές στα δύο μάρμαρα και (β) η ηφαιστειακή ακολουθία που βρίσκεται ανάμεσα στους δύο ορίζοντες ανθρακικών πετρωμάτων, δεν εμφανίζει σημάδια διείσδυσης. Συνεπώς δεν θα μπορούσαν να έχουν πρωτογενή σχέση αλλά είναι πιθανά το αποτέλεσμα τεκτονικού διπλασιασμού. Η μετα-ηφαιστειο-ιζηματογενής ενότητα (ΜΗΙΖ) αποτελείται από συμπλέγματα γλαυκοφανιτών και όξινων ορθογνεύσιων. Όσον αφορά την παραμορφωτική ιστορία της Βόρειας Σίφνου, αναγνωρίστηκαν τέσσερεις κύριες φάσεις παραμόρφωσης (D 1-D 4). Η D 1 φάση παραμόρφωσης χαρακτηρίζεται από την S 1 φολίωση, η οποία διατηρείται ως εγκλείσματα σε γρανάτες, είτε ευθύγραμμα (intertectonic) ή ελαφρώς καμπυλωμένα κυρίως στις άκρες (syntectonic). Επιπλέον, η S 1 φολίωση εντοπίζεται ισοκλινώς πτυχωμένη και είναι διακριτή στις αρθρώσεις των F 2 πτυχών. Η D 2 φάση παραμόρφωσης χαρακτηρίζεται από μια ΒΔ-ικης διεύθυνσης κλίσης S 2 φολίωση η οποία ορίζεται από ορυκτά όπως ο ομφακίτης και ο γλαυκοφανής. Στα επίπεδα της S 2 φολίωσης φιλοξενείται L 2 κρυσταλλική γράμμωση με γενική διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ, η οποία ορίζεται από ορυκτά όπως βελονοειδής ή πρισματικός γλαυκοφανής, επιμηκυσμένους κρυστάλλους χαλαζία, προσανατολισμένα συσσωματώματα λευκού μαρμαρυγία και ζώνες κρυστάλλων γρανατών. Οι F 2 πτυχές είναι κυρίως ισοκλινείς έως κλειστές με γενική διεύθυνση βύθισης των αξόνων τους ΔΒΔ έως ΒΒΔ. Κατά τη διάρκεια της D 2 φάσης παραμόρφωσης φαίνεται πως ένα συνμεταμορφικό πλαστικό ρήγμα επωθητικού χαρακτήρα έφερε σε επαφή την μετα-ηφαιστειοιζηματογενή ακολουθία με την ακολουθία των μαρμάρων. Η διεύθυνση κίνησης της επώθησης είναι προς τα ΝΑ. Όσον αφορά την D 3 φάση παραμόρφωσης, αυτή χαρακτηρίζεται από μια ΒΔ- v

7 ικης διεύθυνσης κλίσης S 3 φολίωση που ορίζεται από ορυκτά όπως ο γλαυκοφανής, ο λευκός μαρμαρυγίας, το επίδοτο και ο χλωρίτης. Σε αυτήν φιλοξενείται μια L 3 κρυσταλλική γράμμωση με γενική διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ, που ορίζεται από ορυκτά όπως ο γλαυκοφανής, προσανατολισμένα συσσωματώματα λευκού μαρμαρυγία και επίδοτο. Οι F 3 πτυχές έχουν γενική διεύθυνση βύθισης των αξόνων τους ΒΑ-ΝΔ και ταξινομούνται ως κυλινδρικές ή σχεδόν κυλινδρικές, ισοκλινείς έως ανοιχτές, κεκλιμένες έως ανεστραμμένες, μη περιοδικές και ασύμμετρες (κυρίως πτυχές τύπου Ζ). Η ετερογένεια που παρατηρείται στην ένταση της φολίωσης οφείλεται κυρίως σε δύο παράγοντες: (α) στις διαφορές στη σκληρότητα των πετρωμάτων και (β) στην ανάπτυξη μιας σειράς από D 3 πλαστικές ζώνες διάτμησης, οι οποίες φαίνεται να κόβουν τα κοντά σκέλη των αντικλίνων και των συγκλίνων. Από τη μικροσκοπική ανάλυση βρέθηκε πως η κίνηση των ζωνών αυτών είναι προς τα ΒΑ. Επιπλέον, πρέπει να αναφερθεί πως σε μερικά σημεία της περιοχής μελέτης εντοπίστηκαν στοιχεία εκτεταμένης ανάδρομης μεταμόρφωσης σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Τέλος, η D 4 φάση παραμόρφωσης χαρακτηρίζεται από την ανάπτυξη κανονικών ρηγμάτων μεσοσκοπικής και μεγασκοπικής κλίμακας με δύο κύριες διευθύνσεις, ΒΑ-ΝΔ και ΒΔ-ΝΑ. Συμπερασματικά, η μέχρι τώρα αντίληψη πως ο εκταφιασμός των πετρωμάτων γίνεται με την ανάπτυξη ρηγμάτων σε καθεστώς διαστολής δεν μπορεί να εξηγήσει τις δομές συστολής που παρατηρήθηκαν στη Β. Σίφνο. Αντιθέτως, το μοντέλο που φαίνεται να ερμηνεύει καλύτερα τον τρόπο με τον οποία τα πετρώματα αυτά έρχονται στην επιφάνεια είναι της πλαστικής διαφυγής είτε προς τα ΝΔ είτε προς τα ΒΑ. Κατά το στάδιο του εκταφιασμού αναφέραμε πως η κίνηση στη Β. Σίφνο γίνεται προς τα ΒΑ, συνεπώς προτείνεται πως ο εκταφιασμός των πετρωμάτων συμβαίνει με τον μηχανισμό πλαστικής διαφυγής προς τα ΒΑ. vi

8 ABSTRACT ALPINE TECTONIC EVOLUTION OF NORTH SIFNOS (SW AΕGEAN) In Sifnos Island are exposed some of the best-preserved rocks of the Cycladic Blueschists Unit such as fresh eclogites and glaucophanites. Analysis of such well-preserved high-pressure rocks are critically important because these retain information of the deepest portions of orogens, during subduction. The purpose of this project is to present a new geological-tectonic map for North Sifnos, as well as to analyze the deformation history of exposed rocks aiming to unravel their tectonic evolution during subduction and subsequent exhumation. In lithological terms, North Sifnos was divided into two main sequences, the marble sequence and the metavolcano-sedimentary sequence. The marble sequence consists of calcite and dolomitic marbles unifying the previously proposed subunits of upper and main marble. It is noted that this unification into a single sequence, mainly based on two criteria: (a) there are no lithological differences between these marble exposures and (b) a package of volcanic rocks (the protolith of meta-volcano-sedimentary sequence) sandwiched between two pure carbonate layers, which show no evidence for intrusions, could not be a primary association but possibly the result of tectonic repetition. The meta-volcano-sedimentary sequence, consists of glaucophanites and felsic orthogneisses. In structural terms, North Sifnos characterized by four main deformation phases (D 1-D 4). D 1 deformation phase is characterized by the S 1 foliation, maintained as inclusions in garnets, either straight (intertectonic) or slightly curved mainly on the edges (syntectonic). In addition, in some cases, the S 1 foliation is isoclinal folded. D 2 deformation phase is characterized by a NW-dipping S 2 foliation which defined by minerals such as omphacite and glaucophane. A NW-SE trending L 2 lineation, associated with S 2 foliations, defined by minerals such as acicular or prismatic glaucophane, elongated quartz crystals, white mica streaks and oriented bands of garnets. The F 2 folds are mainly isoclinal to close with general orientation WNW to NNW. D 2 deformation fabrics are very intensely developed supporting the conclusion that the contact between the meta-volcano-sedimentary sequence and the marble sequence marks a syn-metamorphic D 2 ductile fault. This ductile fault is interpreted as a ductile thrust with SE sense of shear, inasmuch as it juxtaposes meta-igneous rocks over pure marbles, an association that is not likely to be primary. D 3 deformation phase is characterized by an NWdipping S 3 foliation defined by minerals such as glaucophane, white mica streaks, epidote and chlorite. An NE-SW trending L 3 lineation defined by minerals such as glaucophane and epidote. The F 3 folds vary in style from gently inclined to recumbent, and in tightness from open to vii

9 isoclinal although the majority are characterized by close or tight geometry. The heterogeneity in the intensity of foliation due mainly to two factors: (a) differences in hardness and (b) the development of D 3 ductile shear zones, which seem to cut across the short common limbs of antiform synform pairs. From the microscopic analysis found that the movement of these zones is to the northeast. Furthermore, it should be mentioned that some D 3 ductile shear zones are associated with extensive retrograde metamorphism in greenschist phase conditions. Finally, the D 4 deformation phase is characterized by the development of normal faults in map- and mesoscopic-scale with two main orientations, northwest and southwest, respectively. In conclusion, the assumption referred to syn-orogenic exhumation could not explain the ductile structures that are found in N. Sifnos. Instead, the model which could describe better the way these rocks came to the surface is ductile extrusion either top-to-the-sw or -NE. During exhumation stage, the direction of movement is top-to-the-ne, so can be proposed that the HP rocks of N. Sifnos exhumed top-to-the-ne during ductile extrusion. viii

10 ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ..iii ΠΕΡΙΛΗΨΗ..v ABSTRACT....vii ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ...ix 1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ.1 2. ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ Αλπικό ορογενές Οι Ελληνίδες οροσειρές Γεωλογική επισκόπηση Αττικο-κυκλαδικής Μάζας Τεκτονο-στρωματογραφία Μεταμορφική εξέλιξη Τεκτονική επισκόπηση ΜΗΧΑΝΙΣΜΟΙ ΕΚΤΑΦΙΑΣΜΟΥ ΜΕΤΑΜΟΡΦΩΜΕΝΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΥΨΗΛΗΣ ΠΙΕΣΗΣ Σενάρια εκταφιασμού HP-πετρωμάτων Αττικο-κυκλαδικής Μάζας ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ ΣΙΦΝΟΥ Λιθολογίες Μεταμορφική ιστορία Τεκτονική επισκόπηση ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΒΟΡΕΙΑΣ ΣΙΦΝΟΥ Χαρτογραφικά αποτελέσματα- λιθολογικές ενότητες Ενότητα Μαρμάρων Μετα-ηφαιστειο-ιζηματογενής Ενότητα Ανάλυση της παραμορφωτικής ιστορίας της περιοχής μελέτης.41 ix

11 5.2.1 D1 φάση παραμόρφωσης- πλαστικές συνθήκες D2 φάση παραμόρφωσης- πλαστικές συνθήκες D3 φάση παραμόρφωσης- πλαστικές-ημι-εύθραυστες συνθήκες Εντοπισμός παραμόρφωσης (Strain localization) Κινηματική ανάλυση-κινηματικοί δείκτες Μετάβαση από τις συνθήκες εκλογιτικής- γλαυκοφανιτικής φάσης σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης D4 φάση παραμόρφωσης- εύθραυστες συνθήκες ΣΥΝΘΕΣΗ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΩΝ-ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Σύνθεση αποτελεσμάτων Τεκτονική σημασία Στάδιο καταβύθισης Στάδια εκταφιασμού ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ...77 x

12 1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η Σίφνος αποτελεί μια από τις καλύτερα διατηρημένες εμφανίσεις της ενότητας των Κυανοσχιστολίθων (εκλογιτών και γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων). Η εύρεση τέτοιων διατηρημένων πετρωμάτων είναι σημαντική διότι αυτά τα πετρώματα συγκρατούν στοιχεία παραμόρφωσης από τα βαθύτερα τμήματα του ορογενούς, κατά το στάδιο της καταβύθισης τους. Επιπλέον, τα στοιχεία αυτά είναι δύσκολο να βρεθούν, γιατί τις περισσότερες φορές καταστρέφονται από την επίδραση ανάδρομης μεταμόρφωσης καθώς και της συνοδευόμενης παραμόρφωσης, με αποτέλεσμα να εξαλείφεται η παραμορφωτική ιστορία τους. Η περιοχή της Βόρειας Σίφνου προσέλκυσε το ενδιαφέρον πολλών ερευνητών, κυρίως πετρολόγων, λόγω της διατήρησης στοιχείων στα πετρώματα τόσο της εκλογιτικής-γλαυκοφανιτικής φάσης μεταμόρφωσης όσο και της ανάδρομης μεταμόρφωσης σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Όσον αφορά την τεκτονική εξέλιξη, η κύρια αντίληψη που υπάρχει για τον εκταφιασμό των πετρωμάτων, είναι ότι αυτά ήρθαν στην επιφάνεια σε καθεστώς διαστολής, κατά τη διάρκεια του Ηωκαίνου-Ολιγοκαίνου (Trotet et al. 2001). Συνεπώς η Σίφνος, θεωρείται πολύ σημαντική, χωρίς όμως μέχρι σήμερα να έχει γίνει λεπτομερής χαρτογράφησή της καθώς και συστηματική τεκτονική ανάλυση. Ο σκοπός της μεταπτυχιακής εργασίας είναι διττός. Αρχικά, μέσω της υπαίθριας εργασίας, να παρουσιαστεί ένας νέος γεωλογικός-τεκτονικός χάρτης για τη Βόρεια Σίφνο. Εν συνεχεία, μέσω εργαστηριακής ανάλυσης των δεδομένων καθώς και με μικροσκοπική παρατήρηση να παρουσιαστεί εκτενώς η παραμορφωτική ιστορία της περιοχής, από τα στάδια της καταβύθισης έως τον εκταφιασμό των πετρωμάτων της περιοχής μελέτης

13 - 2 -

14 2. ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ 2.1. Αλπικό ορογενές Το Αλπικό ορογενές αποτελεί τμήμα της ευρύτερης ζώνης των Άλπεων. Η γένεση του οφείλεται στη σύγκλιση-σύγκρουση μεταξύ των λιθοσφαιρικών πλακών της Ευρασίας και της Αφρικής και την συνακόλουθη καταβύθιση του ωκεανού της Τηθύος που βρισκόταν μεταξύ τους (Ricou 1994, Smith 1996). Στη περιοχή της σημερινής Μεσογείου η σύγκλιση της Αφρικανικής και της Ευρασιατικής πλάκας ξεκίνησε περίπου στo τέλος του Ιουρασικού με την καταβύθιση του ωκεάνιου φλοιού της δυτικής Τηθύος. Η ηπειρωτική σύγκρουση που ακολούθησε ξεκίνησε στο ανώτερο Μεσοζωικό και είχε σαν αποτέλεσμα τη δημιουργία της Αλπικής ορογενετικής ζώνης (Robertson et al. 1991, Ricou, 1994). Το αλπικό ορογενές δομείται από ένα σύστημα τεκτονικών καλυμμάτων και λεπιών που αποτελούνται από λιθοσφαιρικά τεμάχη ηπειρωτικής και ωκεάνιας σύστασης καθώς και από πετρώματα ιζηματογενούς προέλευσης (Ramsay 1963, 1981). Εικόνα 2.1. Δομή Αλπικού ορογενούς (τροποποιημένη από Dewey et al. 1973, Smith & Woodcock 1982, Cοward & Dietrich 1989)

15 Συγκεκριμένα, το αλπικό ορογενές αποτελείται από (Eικ. 2.1): Α) τις εσωτερικές ορογενετικές ζώνες οι οποίες συνίστανται από σύνθετα τεκτονικά καλύμματα κρυσταλλικών πετρωμάτων που περιλαμβάνουν υπολείμματα ωκεάνιου φλοιού της Τηθύος και έχουν υποστεί τοπικά μεταμόρφωση σε συνθήκες υψηλών πιέσεων και θερμοκρασιών. Β) τις εξωτερικές ορογενετικές ζώνες που δομούνται από ζώνες πτυχών και επωθήσεων και συνίστανται από ήπια μεταμορφωμένα έως αμεταμόρφωτα πετρώματα και από μεσοζωικής-καινοζωικής ηλικίας ιζηματογενή πετρώματα Οι Ελληνίδες οροσειρές Ελληνίδες ονομάζονται οι οροσειρές που διατρέχουν το ελληνικό τμήμα της βαλκανικής χερσονήσου (Eικ. 2.2) και σχηματίζουν ένα οροκλινές που συνδέει τις Διναρίδες στο βορρά με τις Ανατολίδες/Ταυρίδες στα ανατολικά. Οι Ελληνίδες οροσειρές προέκυψαν από τη σύγκρουση μεταξύ της Απούλιας πλάκας και της Ευρασιατικής ηπείρου που έλαβε χώρα κατά το Καινοζωικό. Οι Ελληνίδες οροσειρές χωρίζονται σε γεωτεκτονικές ζώνες που μπορούν να ομαδοποιηθούν σε τρεις δομικές περιοχές με βάση την ηλικία παραμόρφωσης ή/και μεταμόρφωσης των πετρωμάτων τους και τα λιθολογικά τους χαρακτηριστικά. Από τα εξωτερικά προς τα εσωτερικά τμήματα του ορογενούς διακρίνονται οι : i) Εξωτερικές Ελληνίδες (Προαπούλια ζώνη, Ιόνια ζώνη/ ενότητα Πλακωδών ασβεστολίθων, Φυλλιτική Χαλαζιτική ενότητα, ζώνη Τρίπολης, ζώνη Πίνδου, ζώνη Παρνασσού), ii) Εσωτερικές Ελληνίδες (Πελαγονική ζώνη, Αττικο-κυκλαδική Μάζα, ζώνη Βαρδάρη) και iii) Οπισθοχώρα (Σερβομακεδονική ζώνη, ζώνη Ροδόπης). Οι εξωτερικές Ελληνίδες αποτελούνται από Άνω Παλαιοζωικά - Καινοζωικά ιζηματογενή πετρώματα και από μια επαλληλία τεκτονικών καλυμμάτων. Η καλυμματική αυτή τεκτονική έλαβε χώρα στο Ηώκαινο-Κατ. Μειόκαινο μετά το κλείσιμο του ωκεανού της Πίνδου και την προς βορρά καταβύθιση του στο Μέσο-Ανώτερο Ηώκαινο με αποτέλεσμα τη σύγκρουση της Απούλιας με διάφορες μικροπλάκες. Οι εσωτερικές Ελληνίδες χωρίζονται από τις εξωτερικές από μια οφιολιθική ζώνη με ΒΒΔ διεύθυνση η οποία έχει μήκος τουλάχιστον 1000 χιλιόμετρα, που ξεκινά από τη βορειοδυτική Ελλάδα και κάμπτεται δια μέσου της Πελοποννήσου σε μια Α-Δ διεύθυνση καταλήγοντας στο Κρητικό Πέλαγος. Η ζώνη αυτή είναι υπόλειμμα του ωκεάνιου φλοιού της Πίνδου

16 Εικόνα 2.2. Γεωτεκτονικές ζώνες Ελλάδας (τροποποιημένος από Jacobshagen et al. 1978) Γεωλογική επισκόπηση Αττικο-κυκλαδικής Μάζας Η Αττικο-κυκλαδική Μάζα ανήκει στις Εσωτερικές Ελληνίδες και αποτελείται από ένα μεταμορφωμένο σύμπλεγμα πετρωμάτων. Εμφανίζεται στην χερσόνησο της Αττικής, στη Νότια Εύβοια, στις Κυκλάδες (Eικ. 2.3) καθώς και στα ανατολικά παράλια της Μικράς Ασίας, έχει δε έκταση της τάξεως των km 2. Δημιουργήθηκε κατά την Αλπική ορογένεση και σε αυτή καταγράφεται φλοιϊκή πάχυνση ακολουθούμενη από κατάρρευση του ορογενούς καθώς και διαστολή της οπισθοχώρας. Το αποτέλεσμα των ορογενετικών κινήσεων ήταν η εκτεταμένη μεταμόρφωση πετρωμάτων σε συνθήκες υψηλών πιέσεων και χαμηλών θερμοκρασιών (HP/LT). Η Αττικο-κυκλαδική Μάζα αποτελεί μία από τις πιο καλά διατηρημένες ζώνες HP μεταμορφωμένων πετρωμάτων στο κόσμο (Avigad & Garfunkel 1991). Τα HP πετρώματα είναι χαρακτηριστικά περιβαλλόντων καταβύθισης με συνθήκες κυανοσχιστολιθικής έως και εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωσης

17 Εικόνα 2.3. Θέση της Αττικο-κυκλαδικής Μάζας καθώς και της περιοχής μελέτης σε κόκκινο πλαίσιο (τροποποιημένος από Jacobshagen et al. 1978). Η Αττικό-Κυκλαδική μάζα (ΑΚΜ) τοποθετείται παλαιογεωγραφικά από πολλούς ερευνητές ανάμεσα στην Πελαγονική και την Απουλία μικροπλάκα (Bonneau 1984), ενώ άλλοι την τοποθετούν πιο εσωτερικά μεταξύ της Πελαγονικής και του ωκεανού του Βαρδάρη και συγκεκριμένα στον παλαιογεωγραφικό χώρο μεταξύ της Πελαγονικής και της μικροπλάκας Ολύμπου/Όσσας-Αλμυροποτάμου (Doutsos et al. 1993, Xypolias et al. 2003) η οποία τοποθετείται στον ωκεανό του Βαρδάρη Τεκτονοστρωματογραφία Η Αττικο-κυκλαδική μάζα έχει διαιρεθεί σε τέσσερεις τεκτονο-στρωματογραφικές ενότητες (Dürr et al. 1978, Bonneau 1984, Okrusch & Bröcker 1990). Οι ενότητες αυτές από τα κατώτερα προς τα ανώτερα τεκτονο-στρωματογραφικά επίπεδα είναι οι εξής: α)η ενότητα Βάσεως β) Η ενότητα Χώρας γ)η ενότητα Γλαυκοφανιτικών Σχιστολίθων (CBU) ή Κυανοσχιστολίθων και δ) Ανώτερη ενότητα (Uppermost Unit) (Eικ. 2.4)

18 Εικόνα 2.4.Τεκτονο-στρωματογραφική στήλη Αττικο-κυκλαδικής Μάζας (τροποποιημένη από Boronkay, 1995) 1. Μεσοζωικοί οφιόλιθοι, 2. Mélange, 3. Εκλογίτες, 4. Μεσοζωικά μάρμαρα και σχιστόλιθοι, 5. Γνεύσιοι, 6. Ηωκαινικός μεταφλύσχης και 7. Μεσοζωικά μάρμαρα. Η ενότητα βάσεως αποτελεί μια μεταμορφωμένη ακολουθία Μεσοζωικών μαρμάρων με ενδιαστρώσεις σχιστολίθων και μεταβασικά πετρώματα στη βάση τους. Η ηλικία των Mεσοζωικών ανθρακικών πετρωμάτων της ενότητας αυτής κυμαίνεται από το Τριαδικό έως το Άνω Κρητιδικό. Μια ακολουθία μεταμορφωμένου φλύσχη Παλαιογενούς ηλικίας υπέρκειται της μεταμορφωμένης ανθρακικής ακολουθίας. Ο μεταφλύσχης έχει υποστεί HP μεταμόρφωση σε θερμοκρασία περίπου 350 ο C και πίεση 8-10 kbar (Shaked et al. 2000) και μια επακόλουθη μεταμόρφωση σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης (Bröcker et al. 2004). Η ενότητα βάσεως δομεί τα τεκτονικά παράθυρα του Αλμυροποτάμου στην κεντρική Εύβοια, του Πανόρμου στην Τήνο, το κάλυμμα του Κερκετέα στην Σάμο, και συσχετίζεται στρωματογραφικά με την παρουσία μαρμάρων στην Αμοργό (Avigad & Garfunkel 1989, Boronkay & Doutsos 1994, Chatzaras et al. 2011). Παλαιογεωγραφικά η πλατφόρμα αυτή θεωρήθηκε από ορισμένους ερευνητές ως ομόλογη της Απούλιας πλατφόρμας (Papanikolaou 1984), ενώ κατά άλλους ως μικροήπειρος ανάλογη με την μικροήπειρο Ολύμπου Όσσας (Doutsos et al. 1993, Xypolias et al. 2003)

19 Η ενότητα Χώρας αποτελείται από ορθογνεύσιους, παραγνεύσιους και γρανιτοειδή Άνω Παλαιοζωικής ηλικίας με εμφανίσεις στα νησιά Ίο, Σίκινο, Νάξο, Πάρο, Αντίπαρο, και Δήλο. Οι ορθογνεύσιοι, σύμφωνα με τους Van Der Maar & Jansen (1982), ερμηνεύονται ως μια μεταμορφωμένη γρανιτική διείσδυση ή ως ένα μιγματιτικό σύμπλεγμα που περιλαμβάνει τμήματα γρανατούχων-μαρμαρυγιακών σχιστολίθων (Van Der Maar 1980). Τα πετρώματα αυτής της ενότητας έχουν υποστεί τρία μεταμορφικά γεγονότα που έχουν συμβάλλει στην δημιουργία τους, (Vanderberg & Lister 1996). Το πρώτο μεταμορφικό γεγονός έχει προ αλπική ηλικία σε συνθήκες αμφιβολιτικής φάσης (υψηλές θερμοκρασίες και μεσαίες πιέσεις), το δεύτερο συνέβη κατά το Ηώκαινο σε συνθήκες HP μεταμόρφωσης (υψηλές πιέσεις χαμηλές θερμοκρασίες), και το τρίτο στο Ολιγόκαινο Μειόκαινο (μεσαίες έως υψηλές θερμοκρασίες χαμηλές πιέσεις). Προϊόν του τελευταίου μεταμορφικού γεγονότος είναι τα ανατηκτικά φαινόμενα στην ενότητα Χώρας που γέννησαν μιγματιτικούς δόμους όπως αυτοί της Νάξου και της Πάρου. Η ενότητα γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων (CBU) αποτελείται από πετρώματα Περμο- Μεσοζωικής ηλικίας, μια ανώτερη μετα-οφιολιθική ακολουθία και μια κατώτερη ακολουθία μαρμάρων-σχιστολίθων. Η ενότητα αυτή αποτελούταν πρωτολιθικά από νηρητικούς ασβεστόλιθους, ψαμμιτικά έως πηλιτικά ιζήματα, βασικούς έως όξινους ηφαιστίτες και σερπεντινίτες, αντιπροσωπεύοντας πιθανά ένα Μεσοζωικό παθητικό περιθώριο (Mocek, 2001). Η παρουσία μεγάλου πάχους φακών βασικής και υπερβασικής σύστασης δείχνει ότι μια ωκεάνια λεκάνη αποτελούσε τμήμα αυτού του περιθωρίου (Katzir et al. 2000, Xypolias et al. 2003). Οι πρωτόλιθοι της ενότητας αυτής υπέστησαν δύο κύρια μεταμορφικά επεισόδια. Το στάδιο των υψηλών πιέσεων (Μ 1) έγινε σε συνθήκες κυανισχιστολιθικής εκλογιτικής φάσης (15 20 kbar και 500 ± 50 C) στο Ηώκαινο και το ακολούθησε ένα μεταμορφικό γεγονός (Μ 2) σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης (4 7 kbar και 400 ± 50 C) ή τοπικά αμφιβολιτικής φάσης (5 8 kbar & 550 ± 100 C) στο Κατ. Μειόκαινο (Maluski et al. 1981, Okrusch & Bröcker 1990, Trotet et al. 2001, Ηλιόπουλος 2006). Για το μεταμορφικό γεγονός υψηλών πιέσεων, επίσης, κάποιοι ερευνητές υποστηρίζουν ότι η ηλικία του είναι Άνω Κρητιδική (~78 Ma) (Bröcker & Enders 1999). Το M 2 μεταμορφικό γεγονός είχε ως αποτέλεσμα την δημιουργία μεταμορφικών δόμων (Νάξος, Πάρος) και την γένεση και διείσδυση γρανιτοειδών τύπου I και S με αποτέλεσμα την τοπική παρουσία ενός M 3 γεγονότος μεταμόρφωσης επαφής. Η ανώτερη ενότητα αποτελείται από Περμο-Μεσοζωικά ιζηματογενή πετρώματα, οφιόλιθους και πετρώματα πρασινοσχιστολιθικής-αμφιβολιτικής φάσης ηλικίας Αν. Κρητιδικού, που δεν εμφανίζουν στοιχεία HP μεταμόρφωσης (Altherr et al. 1994, Papanikolaou 2009). Ένα οφιολιθικό κάλυμμα Ιουρασικής ηλικίας με μια οφιολιθική mélange στην βάση του που - 8 -

20 περιέχει, επίσης, Άνω Κρητιδικά κρυσταλλικά τεμάχη (Κάλυμμα Αστερουσίων, Bonneau 1984) εμφανίζεται στην Κρήτη και στο νησί της Ανάφης. Σύμφωνα με τους Biju-Duval et al. 1977, Altherr et al. 1979, Blake et al. 1981, Bonneau 1984 και Okrusch & Brocker 1990, (Εικ. 2.5) το μεταμορφικό γεγονός υψηλών πιέσεων είναι αποτέλεσμα της ηπειρωτικής σύγκρουσης της Απούλιας με την Ευρασία και την επικείμενη καταβύθιση προς τον Βορρά της Απούλιας. Εικόνα 2.5.Παλαιογραφικό σκαρίφημα του Κεντρικού Αιγαίου κατά το Ανώτατο Κρητιδικό, όπου φαίνεται η ηπειρωτική σύγκρουση της Απούλιας με την Ευρασία (Bonneau 1984) Μεταμορφική εξέλιξη Μεταμορφικό γεγονός M 1: Το μεταμορφικό επεισόδιο των υψηλών πιέσεων συνέβη σε συνθήκες γλαυκοφανιτικής έως εκλογιτικής φάσης μεταμόρφωσης κατά τη διάρκεια του Ηωκαίνου (π.χ. στην Ίο, η ηλικία μεταμόρφωσης των κυανοσχιστολίθων με βάση τη μέθοδο K- Ar σε φενγκίτες και παραγωνίτες είναι 43± 1.3 Ma, Andriessen 1978). Οι συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας του M 1 επεισοδίου είναι P = kbar και T = C (Okrusch & Bröcker 1990). Γενικότερα, ο υψηλότερος βαθμός μεταμόρφωσης παρατηρείται στα νησιά Σίφνος, Σύρος και Τήνος. Στην Σίφνο οι μέγιστες μεταμορφικές συνθήκες έφτασαν τα 20 kbar και τους C (Schmӓdicke & Will. 2003, Spear et al. 2006). Στη Σύρο, οι μέγιστες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας θεωρούνται ότι είναι, σύμφωνα με τους Trotet et al. ( 2001), P ~ kbar - 9 -

21 και T ~ C. Η συνύπαρξη πετρωμάτων όπως όξινοι ιαδεϊτικοί γνεύσιοι, εκλογίτες και γλαυκοφανίτες οφείλεται σε διαφορές στην ολική χημική σύσταση των πρωτολίθων τους (Okrusch & Bröcker 1990). Μεταμορφικό γεγονός M 2: Το M 2 μεταμορφικό γεγονός συνέβη στο Άνω Ολιγόκαινο Κάτω Μειόκαινο (25 19 Ma) σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής έως αμφιβολιτικής φάσης μεταμόρφωσης, T C και P 4 9 kbar. Η παρουσία συστασιακά παρόμοιων λιθολογιών που έχουν υποστεί ετερογενώς την δράση της ανάδρομης μεταμόρφωσης μπορεί να οφείλεται σε ένα από τα ακόλουθα αίτια: (α) στην λειτουργία μιας αδιαπέρατης λιθολογίας (μάρμαρα) που εμπόδισε την ενυδάτωση της ενότητας των κυανοσχιστολίθων κατά τον εκταφιασμό (Schliestedt & Matthews 1987), (β) στην διαφορική ψύξη της κυανοσχιστολιθικής σε σχέση με την πρασινοσχιστολιθική ενότητα λόγω ασύγχρονης μετανάστευσης στο κανάλι καταβύθισης των δύο ενοτήτων, ή (γ) στην ύστερη δράση μιας τεκτονικής δομής που οριοθέτησε τις δύο ενότητες (Avigad 1992). Εικόνα 2.6. Μεταμορφική εξέλιξη της Ενότητας των Κυανοσχιστολίθων, όπως αυτές αναφέρονται από διάφορους ερευνητές ( τροποποιημένη από Baziotis, 2008)

22 Μεταμορφικό γεγονός M 3: I και S τύπου γρανιτοειδή διείσδυσαν κατά το Μέσο και Άνω Μείοκαινο (15 9 Ma) (Okrusch & Bröcker 1990) στην Αττικο-κυκλαδική μεταμορφική επαρχία προκαλώντας φαινόμενα μεταμόρφωσης επαφής στα περιβάλλοντα λιθολογικά σώματα. Στην άλω επαφής της Τήνου (Ανατολικό τμήμα του νησιού) η μεταμόρφωση επαφής χρονολογήθηκε με την μέθοδο Rb Sr στα Ma, ηλικία που σηματοδοτεί την ψύξη του μαγματικού σώματος που προκάλεσε τα φαινόμενα θερμικής μεταμόρφωσης (Bröcker & Franz 1998) Τεκτονική επισκόπηση Η παραμορφωτική ιστορία της ενότητας των Γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων ερμηνεύτηκε από πολλούς ερευνητές διαφορετικά, όσον αφορά τα ιστολογικά τους στοιχεία αλλά και τον αριθμό των παραμορφωτικών φάσεων. Σύμφωνα με τους Xypolias et al. (2012), η παραμορφωτική ιστορία της Νότιας Εύβοιας χαρακτηρίζεται από πέντε φάσεις παραμόρφωσης (D 1 D 5) (Eικ. 2.7): Οι Xypolias et al. (2012) αναφέρουν δύο γενιές φολιώσεων (S 1,S 2), που συνδέονται με τα πρώιμα στάδια παραμόρφωσης. Η S 2 φολίωση αναπτύχθηκε σε συνθήκες υψηλής παραμόρφωσης και κλίνει ήπια έως απότομα προς Βορρά και προς Νότο. Στα επίπεδα της S 2 φολίωσης φιλοξενείται μια κρυσταλλική γράμμωση έκτασης L 2 που δημιουργείται μέσω του προσανατολισμού μπλε αμφιβόλων με πρισματική και βελονοειδή ανάπτυξη, συσσωματωμάτων χαλαζία αστρίων και φακών μετα κερατολίθων και έχει διεύθυνση από ΒΔ ΝΑ έως Α Δ. Σημαντικό χαρακτηριστικό της D 2 φάσης παραμόρφωσης είναι η παρουσία μυλωνιτικών ζωνών. Η αναγνώριση κινηματικών δεικτών για την D 2 φάση παραμόρφωσης δείχνει φορά κίνησης προς τα ΑΝΑ. H D 3 φάση παραμόρφωσης αποτελεί νεότερο επεισόδιο παραμόρφωσης και εκφράζεται με την παρουσία ανοικτών έως σφικτών όρθιων πτυχών (F 3) σε μεσοσκοπική κλίμακα. Οι F 3 πτυχές παραμορφώνουν την S 2 φολίωση και οι άξονες τους βυθίζονται ήπια προς τα ΑΝΑ ή ΔΒΔ. Η D 4 συνιστά την κύρια φάση πλαστικής παραμόρφωσης. Το κύριο χαρακτηριστικό είναι η S 4 φολίωση με κλίση προς τα ΝΔ και προς τα ΝΝΑ, η οποία μεταβάλλεται σε ένταση από ένα αραιό σχισμό ρυτίδωσης σε μια διαπεραστική μυλωνιτική φολίωση S 4m. Στα S 4 επίπεδα φολίωσης υπάρχει μια γράμμωση έκτασης ΑΒΑ ΔΝΔ-ικής διεύθυνσης L 4. Η S 4 φολίωση σχηματίζει σχισμό αξονικού επιπέδου σε ανοιχτές έως ισοκλινείς πτυχές, κατακεκλιμένες έως ελαφρά κεκλιμένες οι οποίες έχουν διεύθυνση ΑΒΑ ΔΝΔ (F 4) και το μήκος τους κυμαίνεται από μερικά εκατοστά έως και εκατοντάδες μέτρα. Το τελευταίο

23 στάδιο παραμόρφωσης στην περιοχή χαρακτηρίζεται από τον σχηματισμό δύο ομάδων κανονικών ρηγμάτων διεύθυνσης ΒΒΔ ΝΝΑ με αντιθετική φορά κίνησης. Οι δύο ομάδες ρηγμάτων έχουν ενδιάμεσες έως απότομες κλίσεις και τέμνουν τα επίπεδα της S 4 φολίωσης σε γωνία μεγαλύτερη των 45. Εικόνα 2.7.Προοδευτική παραμόρφωση της ενότητας των Κυανοσχιστολίθων στην Εύβοια: α-d απεικόνιση των δομών που έχουν σχέση με την καταβύθιση και τον εκταφιασμό των πετρωμάτων (Xypolias et al. 2012). Οι Ring et al. (2007) μελετώντας την παραμορφωτική ιστορία του ΒΔ τμήματος της Αττικο-κυκλαδικής μάζας (Νότια και κεντρική Εύβοια) καταλήγουν ότι η παραμορφωτική εξέλιξη περιλαμβάνει τέσσερα στάδια παραμόρφωσης (D 1 D 4) (Εικ. 2.8): Η υπολειμματική D 1 δομή αναφέρεται σε μια τοπικά διαπεραστική S 1 φολίωση εντός της οποίας αναπτύσσονται

24 ισοκλινείς πτυχές φολίωσης. H S 1 φολίωση φιλοξενεί μια γράμμωση έκτασης L 1 με ΑΒΑ ΔΝΔ διεύθυνση βύθισης, η οποία ορίζεται από κρυστάλλους γλαυκοφανή με την χαρακτηριστική βελονοειδή ανάπτυξη. Η κύρια φάση παραμόρφωσης D 2 σύμφωνα με τους Ring et al. (2007) αναπτύχθηκε κάτω από μεταμορφικές συνθήκες μέγιστης πίεσης μέχρι την μετάβαση σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Το διαγνωστικό στοιχείο της D 2 φάσης παραμόρφωσης είναι η διαπεραστική ανάπτυξη της S 2 φολίωσης με την ύπαρξη μιας ΑΒΑ ΔΝΔ διεύθυνσης γράμμωση έκτασης. Οι κινηματικοί δείκτες στο κάλυμμα της Στύρας δείχνουν φορά κίνησης προς τα ΔΝΔ ενώ στο κάλυμμα της Όχης η φορά κίνησης είναι προς τα ΑΒΑ. Η D 3 φάση παραμόρφωσης γίνεται διακριτή γειτονικά της επώθησης της Εύβοιας μέσω ταινιώσεων διάτμησης πρασινοσχιστολιθικής και υπό πρασινοσχιστολιθικής φάσης με φορά κίνησης της οροφής τους προς τα ΑΒΑ. Η D 3 φάση παραμόρφωσης χαρακτηρίζεται από την δημιουργία μιας νέας φολίωσης S 3 και μιας γράμμωσης έκτασης L 3. Οι νεοτεκτονικές ρηξιγενείς δομές που διαμόρφωσαν το τελικό στάδιο της παραμορφωτικής ιστορίας υποστηρίζεται ότι εκφράζονται μέσω πλαγιοκανονικών ρηγμάτων ΒΔ ΝΑ και ΒΑ ΝΔ διεύθυνσης. Εικόνα 2.8. Σκαρίφημα που αποτυπώνει τις φάσεις παραμόρφωσης D2 και D3 (Ring et al. 2007). Η δομή που παρουσιάζει η Άνδρος οφείλεται σε τέσσερις φάσεις παραμόρφωσης (D 1- D 4) σύμφωνα με τον Mukhin (1996) (Eικ. 2.9): Η παλιότερη συν-μεταμορφική φάση παραμόρφωσης D 1 αναγνωρίζεται μέσω ισοκλινών πτυχών, οι οποίες κλίνουν σε μια διεύθυνση ΑΒΑ-ΔΝΔ. Η δεύτερη συν-μεταμορφική φάση παραμόρφωσης D 2 αντιπροσωπεύεται από σφιχτές έως ισοκλινείς πτυχές που δημιουργούν νέα επίπεδα σχιστότητας τα οποία αποτελούν τα αξονικά τους επίπεδα. Σε αυτή τη φολίωση φιλοξενείται μια γράμμωση έκτασης σε μια διεύθυνση Β-Ν. Η τρίτη παραμορφωτική φάση D 3 είναι σχεδόν ομοαξονική με την προηγούμενη

25 D 2 φάση και δημιουργεί το μεγάλο, ανοιχτό αντίκλινο της Άνδρου όπου ο άξονας περνά από το κεντρικό τμήμα του νησιού. Τα σκέλη του αντικλίνου βυθίζονται προς τα νοτιοανατολικά και τα βορειοδυτικά με κλίσεις που κυμαίνονται από Η τέταρτη και τελευταία φάση παραμόρφωσης D 4 δημιουργεί την παρούσα τοπογραφία του νησιού που ελέγχεται από ρήγμα (Papanikolaou 1978). Το ρήγμα αυτό έχει αφήσει το βορειοανατολικής-νοτιοδυτικής διεύθυνσης πυρήνα του αντικλίνου ως ένα ασύμμετρο κέρατο ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης. Εικόνα 2.9. Σχέσεις της πρώτης γενιάς πτύχωσης F1 και της φολίωσης S1 με την δεύτερη γενιά F2 και την φολίωση S2 (Mukhin 1996). Οι Keiter et al. (2011) αναφέρουν τρεις φάσεις παραμόρφωσης (D 1-D 3) που συνδέονται με τις ενότητες της Σύρου: Η D 1 φάση παραμόρφωσης συνδέεται με το στάδιο του ενταφιασμού

26 και διακρίνεται μέσω ισοκλινών πτυχών φολίωσης οι οποίες διατηρούνται σαν υπολείμματα αρθρώσεων των F 1 πτυχών. Η D 2 φάση παραμόρφωσης δημιούργησε ιστολογικά στοιχεία όπως ισοκλινείς πτυχές φολίωσης F 2 και ένα διαπεραστικό σχισμό αξονικού επιπέδου S 2. Η D 3 φάση παραμόρφωσης εκφράζεται με πτυχές συστροφής F 3 σε ημι πλαστικές έως εύθραυστες συνθήκες και από ένα πυκνό σχισμό ρυτίδωσης S 3. Η D 3 φάση παραμόρφωσης συνέβη κατά τον εκταφιασμό των πετρωμάτων σε ανάδρομες μεταμορφικές συνθήκες και οι δομές σε αυτό το στάδιο της παραμόρφωσης είναι ενδεικτικές συνθηκών βράχυνσης. Οι εύθραυστες μετά Μειοκαινικές δομές που αναπτύσσονται μετά την μεταμορφική εξέλιξη των ενοτήτων της Σύρου είναι ρήγματα με σημαντική οριζόντια συνιστώσα κίνησης, ζώνες πλάγιας συστολής και εύθραυστες όρθιες πτυχές. Οι Huet et al. (2009),αναφερόμενοι στην παραμορφωτική ιστορία της Ίου, διακρίνουν τα παρακάτω ιστολογικά στοιχεία (Eικ. 2.10α). Τα επίπεδα της φολίωσης και των δύο ενοτήτων που εμφανίζονται στην Ίο (ενότητα Κυανοσχιστολίθων και Κυκλαδικό υπόβαθρο), έχουν την ίδια διεύθυνση και η κλίση τους κυμαίνεται από 0 έως 90 με μία μέση τιμή γύρω στις 30. Η κρυσταλλική γράμμωση που εντοπίζεται στο νησί ορίζεται από διαφορετικά ορυκτά, ανάλογα με τις λιθολογίες. Για παράδειγμα στα μάρμαρα και στους δολομίτες η γράμμωση ορίζεται από διευθετημένα συσσωματώματα φυλλαρίων μαρμαρυγών, ενώ τους σχιστόλιθους από επιμηκυμένο χαλαζία και ινώδη ή επιμηκυσμένα φυλλοπυριτικά ορυκτά. Η διεύθυνση κλίσης της γράμμωσης στα πετρώματα πρασινοσχιστολιθικής και κυανοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης είναι περίπου 173 ενώ η κλίση τους είναι ήπια με μια τιμή γύρω στις 30, κατά μέσο όρο. Οι Huet et al. (2009), αναγνωρίζουν δύο γενιές πτυχών. Η πρώτη περιλαμβάνει πτυχές σφιχτές έως ισοκλινείς, ανεστραμμένες και συμμετρικές, με τα αξονικά τους επίπεδα να είναι παράλληλα στην φολίωση και οι άξονες τους σχεδόν παράλληλοι με την γράμμωση. Η δεύτερη περιλαμβάνει πτυχές, όπου η ασυμμετρία τους έχει ροπή προς το νότο, τα αξονικά τους επίπεδα κλίνουν προς το Β ενώ οι άξονές τους είναι περίπου κάθετοι με την γράμμωση. Αναλύοντας τους ορθογνεύσιους του Κυκλαδικού υποβάθρου, καταλήγουν σε τέσσερα παραμορφωτικά στάδια (Eικ. 2.10β). Το πρώτο (Φάση Α) αναφέρεται στον απαραμόρφωτο πρωτόλιθό τους και στην αντικατάσταση του χλωρίτη από βιοτίτη. Το δεύτερο στάδιο (Φάση Β) αναφέρεται στο ελαφρώς παραμορφωμένο πρωτόλιθο, όπου έχουν αρχίσει να δημιουργούνται πλέον ζώνες διάτμησης. Στο τρίτο στάδιο (Φάση Γ), η παραμόρφωση πλέον έχει γίνει διαπεραστική, με αποτέλεσμα τη δημιουργία φολίωσης. Επιπλέον εδώ έχει εξαλειφθεί τελείως ο βιοτίτης. Τέλος, στο τέταρτο στάδιο (Φάση Δ), έχουμε πλέον μυλωνιτικούς γνεύσιους

27 Εικόνα Συγκεντρωτικό σχήμα παραμόρφωσης σύμφωνα με τους Huet et al. (2009). (α) Συνθετικό 3D διάγραμμα παραμόρφωσης που σχετίζεται με την ενότητα των Κυανοσχιστολίθων και το Κυκλαδικό υπόβαθρο στην Ίο και (β) φάσεις παραμόρφωσης στους ορθογνεύσιους του Κυκλαδικού υποβάθρου

28 3. ΜΗΧΑΝΙΣΜΟΙ ΕΚΤΑΦΙΑΣΜΟΥ ΜΕΤΑΜΟΡΦΩΜΕΝΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΥΨΗΛΗΣ ΠΙΕΣΗΣ Σε αυτό το σημείο κρίνεται απαραίτητη η παράθεση κάποιων διεθνώς αποδεκτών ορισμών, οι οποίοι θα φανούν χρήσιμοι στην κατανόηση των διεργασιών που συμβαίνουν σε ζώνες καταβύθισης (England & Molnar 1990, Platt 1993, Godin et al. 2006): Εκταφιασμός (exhumation), είναι η κίνηση των πετρωμάτων προς την επιφάνεια της γης. Αυτό απαιτεί είτε αφαίρεση των υπερκείμενων πετρωμάτων (π.χ. μέσω διάβρωσης ή λειτουργίας κανονικών ρηγμάτων) είτε μεταφορά του υλικού μέσα από τα υπερκείμενα πετρώματα (π.χ. μέσω διαπυρισμού ή ροής του υλικού προς την επιφάνεια μέσα σε ζώνες καταβύθισης λόγω διαφοράς ιξώδους). Διαφυγή (extrusion), συγκεκριμένα διαφυγή προς τα άνω, ορίζεται η διεργασία εκταφιασμού στην οποία ένα πέτρωμα χαμηλότερου ιξώδους υφίσταται οριζόντια συμπίεση μεταξύ δύο σωμάτων μεγαλύτερου ιξώδους. Το αποτέλεσμα είναι το υλικό εκτείνεται κατά την διεύθυνση κίνησης. Ανύψωση (uplift), είναι η αύξηση υψομέτρου της επιφάνειας της γης σε σχέση με κάποιο επίπεδο αναφοράς, ενώ ο όρος ανύψωση πετρωμάτων (uplift of rocks) αναφέρεται η κίνηση προς τα πάνω του πετρώματος σε σχέση με το επίπεδο αναφοράς. Σύμφωνα με τον Platt 1993, δεν υπάρχει μηχανισμός που μπορεί να εξηγήσει τον εκταφιασμό όλων των περιοχών υψηλών πιέσεων. Διαφορετικοί μηχανισμοί εκταφιασμού οδηγούν σε διαφορετικά μοτίβα παραμόρφωσης, διαφορετικές δομικές σχέσεις με τα περιβάλλοντα πετρώματα και διαφορετικές μεταμορφικές ιστορίες (διαφορές πίεσηςθερμοκρασίας). Ο εκταφιασμός αυτών των πετρωμάτων απαιτεί είτε αφαίρεση των υπερκείμενων πετρωμάτων που προκάλεσαν τις υψηλές πιέσεις, είτε μεταφορά προς την επιφάνεια των μεταμορφωμένων πετρωμάτων μέσω των υπερκείμενων τους. Αυτό δεν μπορεί να επιτευχθεί μόνο με την ύπαρξη επώθησης ή ρήγματος οριζόντιας μετατόπισης, ή της διάβρωσης. Πολυάριθμες εργασίες έχουν δημοσιευτεί τις τελευταίες δεκαετίες (π.χ. Platt 1993) με σκοπό την επίλυση του ζητήματος των μηχανισμών εκταφιασμού των HP-πετρωμάτων. Χαρακτηριστικά παραδείγματα αποτελούν τα Αλπικού τύπου ορογενή (π.χ. Ernst 2005) στα οποία συμπεριλαμβάνονται και οι Εσωτερικές Ελληνίδες με την Αττικο-Κυκλαδική μάζα να αποτελεί τη ζώνη των HP-πετρωμάτων. Ο Platt 1993 προτείνει τρεις κύριους μηχανισμούς εκταφιασμού πετρωμάτων υψηλών πιέσεων:

29 Εκταφιασμός λόγω διαστολής: Πολλά ορογενή μπορούν να συμπεριφέρονται ως σφήνα από παραμορφωμένο υλικό. Σε καθεστώς διαστολής δημιουργούνται κανονικά ρήγματα είτε ασύμμετρης είτε διπλής ροπής (Εικ. 3.1α, β) και ο εκταφιασμός της σφήνας αυτής γίνεται στην βάση αυτών των ρηγμάτων. Εικόνα 3.1. Περιληπτική παράθεση των κυριότερων μοντέλων για το μοντέλο εκταφιασμού των HP μεταμορφωμένων πετρωμάτων. Η κατηγοριοποίηση έχει γίνει σύμφωνα με τον Platt, Με μπλε χρώμα έχουν σκιαγραφηθεί το μπλοκ των HP πετρωμάτων (απλοποιημένη από Χατζάρας, 2012). Εκταφιασμός λόγω εξωτερικά ασκούμενων δυνάμεων: Αν το παραμορφωμένο πέτρωμα υποβάλλεται σε οριζόντια συμπίεση μεταξύ δύο άλλων άκαμπτων πετρωμάτων, τότε το πέτρωμα αυτό υφίσταται συστολή οριζόντια και διαστολή κάθετα και σε συνδυασμό με αφαίρεση των υπερκείμενων πετρωμάτων μπορεί να υπάρξει εκταφιασμός (Eικ. 3.1ε). Άλλοι ερευνητές (Karig 1980, Ave Lallament & Guth 1990) υποστηρίζουν πως ο εκταφιασμός μπορεί να συμβεί με την ύπαρξη ενός ρήγματος οριζόντιας μετατόπισης σε συνδυασμό με την συνιστώσα κίνησης η οποία είναι παράλληλη στην παράταξη με αποτέλεσμα να διαστέλλεται η

30 περιοχή (Eικ. 3.1γ). Επιπλέον υπάρχουν και κάποιοι επιστήμονες, όπου περιγράφουν τα HPπετρώματα ως μια ροή με ιξώδες (Cowan & Silling 1978) (Εικ.3.1δ) Εκταφιασμός λόγω ανωστικών δυνάμεων: H άποψη αυτή αναφέρεται σε HPπετρώματα χαμηλής πυκνότητας σε σχέση με τα περιβάλλοντα πετρώματα, τα οποία έρχονται στην επιφάνεια ή ακόμα διεισδύουν στα υπερκείμενα πετρώματα λόγω ανωστικών δυνάμεων (Eικ. 3.1στ, ζ) Σενάρια εκταφιασμού HP πετρωμάτων Αττικο-κυκλαδικής Μάζας Τις τελευταίες δεκαετίες έχουν πραγματοποιηθεί πολλές έρευνες στην περιοχή των Ελληνίδων με σκοπό την επίλυση του ζητήματος του εκταφιασμού των HP-πετρωμάτων. Μερικές από αυτά θα αναφερθούν εκτενέστερα στην συνέχεια. Οι Xypolias et al. (2003, 2010, 2012) (Eικ. 3.2α) αναφέρουν ότι ο εκταφιασμός των υψηλής πίεσης καλυμμάτων (κάλυμμα Όχης, κάλυμμα Στύρας) στην Εύβοια γίνεται μέσω ενός μηχανισμού πλαστικής εξώθησης λόγω της εισόδου στο κανάλι καταβύθισης ανωστικού υλικού. Οι επωθητικές ζώνες διάτμησης που οριοθετούν τα καλύμματα δείχνουν φορά κίνησης της οροφής τους προς τα ΒΑ με ταυτόχρονη πλαστική λέπτυνση και μεταφορά του υλικού παράλληλα στη διεύθυνση κίνησης τους (Xypolias et al. 2012). Κατά το Kατώτερο Μειόκαινο, λειτουργούν δομές πλάγιας συστολής που συνέβαλλαν στον τελικό εκταφιασμό των υψηλής πίεσης ενοτήτων (Xypolias et al. 2003). Από την άλλη, στο μοντέλο των Ring et al (Eικ. 3.2β) για την Εύβοια, τα HP καλύμματα της Αττικο-Κυκλαδικής μάζας εκταφιάζονται μέσω ενός μηχανισμού σφηνοειδούς διαφυγής κατά το Ολιγόκαινο. Η σφήνα εξώθησης δομείται από μια επώθηση βάσεως και μια κανονικού χαρακτήρα ζώνης διάτμησης στην οροφή. Η σφήνα εξώθησης ήταν ενεργή για περίπου 10 Ma. Στο ανατολικό Αιγαίο ξεκίνησε να λειτουργεί κατά τη διάρκεια του Ηωκαίνου. Επιπλέον, στην Εύβοια, οι δομές αυτές θεωρείται ότι συνέβαλλαν στη μεταφορά υλικού πάχους περίπου 8-10 km σύγχρονα με την καταβύθιση. Κατά τους Chatzaras et al. (2011) (Eικ.3.3α,1), ο εκταφιασμός των μεταμορφωμένων πετρωμάτων υψηλών της ενότητας της Αμοργού έγινε με ένα μηχανισμό που περιλαμβάνει πλαστική εξώθηση προς το Ν και λειτουργία μιας ανάδρομης επώθησης προς το Β. Εναλλακτικά, (Eικ.3.3α,2) ο εκταφιασμός γίνεται από επωθήσεις με διεύθυνση προς τα βορειοδυτικά, τα οποία αντανακλούν την καλυμματική κίνηση προς τα εμπρός και την εξώθηση των HP πετρωμάτων μέσα στο κανάλι καταβύθισης, λόγω της καταβύθισης της Αττικοκυκλαδικής κάτω από την Πελαγονική μικροήπειρο

31 Εικόνα 3.2. Μοντέλα εκταφιασμούhpπετρωμάτων της Εύβοιας (α) Xypolias et al. 2012, (β) Ring et al. 2007). Μία άποψη που υποστηρίζεται από πολλούς συγγραφείς (π.χ. Avigad et al. 1997, Huet et al. 2009, Jolivet & Brun 2010, Eικ. 3.3β) αναφέρει ότι ο σχηματισμός και η τεκτονική τοποθέτηση των Κυκλαδικών καλυμμάτων προέκυψε από επωθητικές κινήσεις προς τα νοτιοδυτικά κατά το Ηώκαινο Ολιγόκαινο, οι οποίες ξεκίνησαν σε συνθήκες υψηλής πίεσης. Tα καλύμματα εκταφιάστηκαν στη βάση εφελκυστικών ρηγμάτων αποκόλλησης με διεύθυνση κλίσης προς τα ΒΑ. Η λειτουργία των ρηγμάτων αποκόλλησης οφείλεται στη διαστολή της περιοχής πίσω από το Αιγιακό τόξο

32 Οι Brun & Faccena (2008) (Eικ. 3.3γ), τονίζουν τη σημασία της οπισθοχώρας της τάφρου στον εκταφιασμό των μεταμορφωμένων πετρωμάτων υψηλής πίεσης. Ο εκταφιασμός εδώ συμβαίνει από τις δυνάμεις άνωσης και το χώρο που δημιουργείται από την οπισθοχώρηση της τάφρου, όπου η ασθενόσφαιρα εισχωρεί και προκαλεί μερική τήξη στον φλοιό και παραγωγή γρανιτικών σωμάτων και συμπλεγμάτων μεταμορφικών πυρήνων (π.χ. νησιά Νάξος και Τήνος). Εικόνα 3.3. Μοντέλα εκταφιασμού HP πετρωμάτων (α) της Αμοργού (Chatzaras et al. 2011), (β) της Σύρου, Σίφνου και Ίου (Huet et al. 2009) και (γ) γενικό μοντέλο (Brun & Faccena, 2008)

33 - 22 -

34 4. ΓΕΩΛΟΓΙΚΗ ΕΠΙΣΚΟΠΗΣΗ ΝΗΣΟΥ ΣΙΦΝΟΥ 4.1. Λιθολογίες Η νήσος Σίφνος ανήκει στο σύμπλεγμα των Κυκλάδων και γεωλογικά αποτελεί τμήμα της Αττικο-κυκλαδικής Μάζας. Αποτελεί μια ενότητα με έντονη παραμορφωτική και μεταμορφωτική ιστορία. Το συνολικό πάχος των ακολουθιών, κατά τους Okrusch & Bröcker (1990), είναι 2000 m. Από τα δομικά βαθύτερα επίπεδα προς τα ανώτερα στη Σίφνο διακρίνονται οι ακόλουθες τέσσερις κύριες λιθολογικές ενότητες (Lister & Raouzaios 1996) (Eικ. 4.1): Ενότητα Πρασινοσχιστολίθων: Η ενότητα αυτή καλύπτει το κεντρικό και νοτιοανατολικό τμήμα του νησιού και περιλαμβάνει σχιστόλιθους και γνευσίους που έχουν υποστεί ανάδρομη μεταμόρφωση στην αλβιτο-επιδοτο-κυανοσχιστολιθική και πρασινοσχιστολιθική φάση καθώς και τοπικές ενδιαστρώσεις μαρμάρου πάχους λίγων δεκάδων μέτρων. Αν και υπολείμματα Ηωκαινικής μεταμόρφωσης παρουσιάζονται στην ενότητα αυτή, χαρακτηρίζεται κυρίως από την πρασινοσχιστολιθική φάση μεταμόρφωσης κατά τη διάρκεια του Μειοκαίνου (Okrusch & Bröcker 1990). Κύριο Μάρμαρο: Η ενότητα καλύπτει την κεντρική και νότια Σίφνο. Περιλαμβάνει γκρι και λευκά ασβεστιτικά μάρμαρα με λίγους διακριτούς ορίζοντες από δολομιτικά μάρμαρα. Τοπικά, μεταβαίνουν σε ασβεστιτικούς σχιστόλιθους (σιπολινομάρμαρα) με ορυκτά πρασινοσχιστολιθικής φάσης όπως χλωρίτης, επίδοτο, λευκούς μαρμαρυγίες και ακτινόλιθο. Ενδιαστρώσεις μετα-ηφαιστειακών πετρωμάτων πάχους 100 m εμφανίζονται στο Κύριο Μάρμαρο. Το πάχος του κύριου μαρμάρου κυμαίνεται από m στο υψηλότερο βουνό (Προφήτης Ηλίας). Εμφανίσεις κροκαλοπαγούς μάρμαρου βρίσκονται σε διάφορα σημεία του νησιού. Ενότητα Κυανοσχιστολίθων: Πρόκειται για μια ακολουθία πάχους περίπου 800 m κατά τον Avigad (1992), και συνίσταται από βασικά και όξινα μετα-ηφαιστειακά πετρωμάτα με παρεμβολές μετα-ιζηματογενών πετρωμάτων. Η ενότητα αυτή καλύπτει όλο το βόρειο τμήμα του νησιού με καλές εμφανίσεις στον όρμο Βρουλίδια καθώς και στην Χερρόνησο. Αποτελείται από εκλογίτες, σχιστόλιθους και γνευσίους κυανοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης. Οι μεταβασικοί γνεύσιοι περιλαμβάνουν στρώματα πλούσια σε ομφακίτη με πορφυροβλάστες γρανάτη, γλαυκοφανή, επίδοτο και άφθονα στρώματα πλούσια σε γλαυκοφανή με πορφυροβλάστες γρανάτη. Στη βασική παραγένεσή τους περιλαμβάνεται και ο λευκός μαρμαρυγίας που έχει κρυσταλλωθεί ως πορφυροβλάστης σε κάποια πετρώματα αλλά σε κάποια άλλα απλά ορίζει την κύρια φολίωση

35 Ανώτερο Μάρμαρο: Το ανώτερο μάρμαρο καλύπτει αποκλειστικά το βόρειο τμήμα του νησιού. Αποτελείται από γκρι και λευκά ασβεστιτικά μάρμαρα με ενδιαστρώσεις δολομιτών και ορίζοντες σχιστολίθων. Οι σχιστόλιθοι αυτοί ομοιάζουν με την ενότητα των κυανοσχιστολίθων, αν και δεν είναι καλά διατηρημένοι. Εικόνα 4.1. (α) Γεωλογικός χάρτης της νήσου Σίφνου τροποποιημένος από Avigad 1992 (τροποποιημένος από Δάβη 1966) και (β) γενικευμένη στρωματογραφική στήλη. Με μαύρη στικτή γραμμή σημειώνεται η κύρια διεύθυνση των γεωλογικών τομών κατά τους Avigad 1992, Trotet et al και Ring et al που παρουσιάζονται στην εικόνα

36 4.2. Μεταμορφική ιστορία Στην βόρεια Σίφνο, οι γλαυκοφανίτες εμφανίζουν γεωχημικά χαρακτηριστικά πετρωμάτων τύπου N MORB σε συνδυασμό με αύξηση του λόγου Na/Ca (σπιλιτίωση). Αντίθετα, οι εκλογίτες εμφανίζουν πρωτολιθικά χαρακτηριστικά ασβεσταλκαλικών βασαλτών (σωσονίτες) ενώ οι γλαυκοφανιτικοί ιαδεϊτικοί γνεύσιοι συνδέονται γεωχημικά με πετρώματα ανδεσιτικής έως ρυολιθικής σύστασης (Mocek 2001). Γεωχημικά στοιχεία σε παρακείμενα νησιά δείχνουν ότι γλαυκοφανίτες και εκλογίτες από την Σύρο έχουν προέλευση πρωτολίθων τύπου MORB έως ΙΑΤ, χαρακτηριστικό που παρουσιάζουν και μεταβασικά λιθολογικά σώματα της Τήνου. Υπάρχουν πολλές διαφορετικές απόψεις για την μεταμορφική ιστορία της Σίφνου. Σχεδόν η πλειοψηφία των ερευνητών μελετά ξεχωριστά τις μεταμορφικές πορείες των ενοτήτων των κυανοσχιστολίθων και των πρασινοσχιστολίθων. Πολλαπλές μεταμορφικές πορείες έχουν προταθεί κατά καιρούς για τη μεταμορφική εξέλιξη της ενότητας των Κυανοσχιστολίθων στη Σίφνο, οι οποίες απεικονίζονται σχηματικά στην εικόνα 4.2. Γενικά, οι μέγιστες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας εκτιμάται πως είναι Kbar και C αντίστοιχα (Εικ. 4.2, Groppo et al. 2009). Ωστόσο, υπάρχουν πολυάριθμες έρευνες σχετικά με τις μέγιστες συνθήκες μεταμόρφωσης της ενότητας των κυανοσχιστολίθων. Ενδεικτικά, αναφέρονται οι παρακάτω: Τ= ο C Matthews & Schliestedt 1984), T=460 C, P=15 kbar (Evans 1986, Schliestedt & Matthews 1987), T= C, P=13-21 kbar, (Schliestedt 1986, Schliestedt & Okrusch 1988, Schliestedt 1990), T= C, P=12-15 kbar (Avigad 1992), T=580 o C, P=20 kbar (Trotet et al. 2001), T= C, P=19 kbar, (Spear et al. 2006). Η ορυκτολογική παραγένεση που καταγράφεται στις μέγιστες συνθήκες στην ενότητα των Κυανοσχιστολίθων περιλαμβάνει γρανάτη, ομφακίτη, νατριούχο αμφίβολο και παραγωνίτη (Schӓdicke & Will 2003). Οι παραγενέσεις των ενοτήτων της πρασινοσχιστολιθικής ενότητας, δείχνουν να εξισορροπούνται σε συνθήκες θερμοκρασίας 350 ο -450 ο C και πίεσης 6-9 kbar, αποκαλύπτοντας έτσι ψύξη κατά τη διάρκεια της αποσυμπίεσης (π.χ. Avigad et al. 1992, Schӓdicke & Will 2003). Οι Schӓdicke & Will (2003) τονίζουν πως οι ακολουθίες της ενότητας των Κυανοσχιστολίθων και των Πρασινοσχιστολίθων δεν παρουσιάζουν διαφορές στην ανάδρομη μεταμόρφωση, αποκαλύπτοντας έτσι μια προοδευτική εξισορρόπηση από συνθήκες εκλογιτικήςκυανοσχιστολιθικής σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης, παρά μια επεισοδιακή φάση ανάδρομης μεταμόρφωσης λόγω ενός γεγονότος τύπου Barrow, όπως προτείνεται από τους Wijbrans et al. (1990) και Forster & Lister (1995)

37 Εικόνα 4.2. Συνοπτικό διάγραμμα πίεσης και θερμοκρασίας που δείχνει τις μεταμορφικές πορείες των πετρωμάτων της Σίφνου από διάφορους ερευνητές (τροποποιημένος από Schmadicke & Will 2003). Με κίτρινο χρώμα περιγράφεται η προτεινόμενη πορεία κατά τους Schmadicke & Will 2003 σε σύγκριση με άλλους ερευνητές. Οι ηλικίες των φενγκιτών στα πετρώματα που εμφανίζουν μεταβατικές συνθήκες κυανοσχιστολιθικής και πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης, οι οποίες προσδιορίστηκαν με τις μεθόδους K-Ar, 40 Ar- 39 Ar, Rb-Sr, κυμαίνονται από 41 μέχρι 19 Μα (Altherr et al [Εικ.4.3], Wijbrans et al. 1990, Forster & Lister 1995, Ring et al. 2011, Bröcker et al. 2013). Αυτό το μεγάλο ηλικιακό εύρος υποδηλώνει μια συνεχόμενη επαναρύθμιση του ισοτοπικού συστήματος ή ανακρυστάλλωση των μαρμαρυγιών κατά τη διάρκεια του εκταφιασμού και την προοδευτική μετάβαση σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης

38 (Bröcker et al. 2013). Η ισοτοπική χρονολόγηση φενγκιτών από καλά διατηρημένα πετρώματα κυανοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης με τις μεθόδους K-Ar και 40 Ar- 39 Ar δείχνει ηλικίες περίπου 42 Μα (Altherr et al. 1979, Wijbrans et al. 1990), ενώ με τη μέθοδο Sm/Nd προκύπτουν ηλικίες περίπου στα 46 Μα για τους γρανάτες, οι οποίοι αναπτύσσονται σε συνθήκες 560 C και 22 kbar (Dragovic et al. 2012). Οι τελευταίες ηλικίες πιθανόν να χρονολογούν με την καλύτερη προσέγγιση το HP μεταμορφικό γεγονός. Σε νεότερη έρευνα από τους Dragovic et al. (2015), αποδεικνύεται πως η ανάπτυξη των γρανατών γίνεται σε τρία διακριτά στάδια: το αρχικό στάδιο συνέβη σε ηλικίες περίπου 53,4 ± 2,6 Μα, μια δεύτερη φάση συνέβη στα 47,22 ± 0,36 Μα και το κυριότερο στάδιο συνέβη περίπου στα 44,96 ± 0,53 Μα, στις μέγιστες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας ή έστω λίγο μετά από αυτές. Εικόνα 4.3. Κατανομή δειγμάτων και χρονολογήσεις των πετρωμάτων Σίφνου (Altherr et al., 1979). Οι Matthews & Schliedest (1984) προτείνουν διάφορες παραγενέσεις για τα μεταμορφικά συμπλέγματα της Σίφνου. Ενδεικτικά, οι παραγενέσεις για τους γλαυκοφανίτες (± χαλαζίας, ρουτίλιο) είναι: α) γλαυκοφανής-επίδοτο-γρανάτης-παραγωνίτης-ομφακίτης, β) γλαυκοφανής-επίδοτο-χλωριτοειδές-φενγκίτης, γ) γλαυκοφανής-επίδοτο-γρανάτηςπαραγωνίτης-φενγκίτης ± χλωριτοειδές. Οι παραγενέσεις που αναφέρονται για τους εκλογίτες (± χαλαζίας, τιτανίτης (σφήνα), ρουτίλιο, απατίτης) είναι: α) ομφακίτης-γρανάτης-φενγκίτης

39 επίδοτο ± γλαυκοφανής, β) ομφακίτης-γρανάτης-επίδοτο-γλαυκοφανής. Όσον αφορά τους ομφακιτίτες οι παραγενέσεις είναι (± χαλαζίας, τιτανίτης): ομφακίτης-φενγκίτης-επίδοτογρανάτης-γλαυκοφανής. Οι ακτινολιθικοί μεταβασίτες αποτελούνται (± χαλαζίας, απατίτης, ασβεστίτης) είτε από ακτινόλιθο-επίδοτο-τιτανίτη-ομφακίτη ± γρανάτη, είτε από ακτινόλιθοεπίδοτο-γλαυκοφανή-γρανάτη-φενγκίτη+/-ομφακίτη. Οι ιαδειτικοί γνεύσιοι χαρακτηρίζονται από ( ± φενγκίτης, ρουτίλιο) ιαδείτη-χαλαζία-γλαυκοφανή-παραγωνίτη-γρανάτη ± επίδοτο. Εμφανίζονται τρεις χαρακτηριστικές παραγενέσεις για τα μάρμαρα: α) δολομίτης-ασβεστίτης, β) δολομίτης-φενγκίτης-χαλαζίας, γ) ασβεστίτης-επίδοτο-φενγκίτης-χαλαζίας ± γλαυκοφανήχλωρίτης ± ομφακίτης. Οι χαλαζίτες της περιοχής παρουσιάζουν παραγενέσεις χαλαζίαχλωριτοειδούς, χαλαζία-γλαυκοφανή, χαλαζία-ομφακίτη-επίδοτου, χαλαζία-deerite-μαγνητίτηγρανάτη-αιγιρίνη-αυγίτη-κροσσίτη. Η παραγένεση που χαρακτηρίζει τα μεταπηλιτικά πετρώματα είναι γρανάτης-γλαυκοφανής-χαλαζίας-φενγκίτης-επίδοτο, ενώ αυτή που χαρακτηρίζει τους αλβιτικούς γνεύσιους (± γλαυκοφανή) είναι χαλαζίας-αλβίτης-φενγκίτηςχλωρίτης-ασβεστίτης-επίδοτο ± ακτινόλιθος. Τέλος, αναφορικά για τους πρασινοσχιστόλιθους η βασική παραγένεση είναι επίδοτο-χλωρίτης-αλβίτης-φενγκίτης-ασβεστίτης ± ακτινόλιθος ± χαλαζίας. Οι αλβιτικοί γνεύσιοι και οι πρασινοσχιστόλιθοι αναφέρονται σε πετρώματα μεταμορφωμένα σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης της κεντρικής και νότιας Σίφνου ενώ οι υπόλοιποι λιθολογικοί τύποι αναφέρονται σε αυτά που έχουν μεταμορφωθεί σε συνθήκες κυανοσχιστολιθικής φάσης στην βόρεια Σίφνο Τεκτονική επισκόπηση Πολλοί ερευνητές έχουν ασχοληθεί με την παραμορφωτική ιστορία της Σίφνου (Avigad 1992, Trotet et al. 2001, Rosenbaum et al. 2002, Lister & Raouzaios 1996, Ring et al. 2011). Από κάποιους ερευνητές υποστηρίζεται πως η επαφή της ενότητας των πρασινοσχιστολίθων με τις υπερκείμενες ενότητες είναι ένα χαμηλής κλίσης κανονικό ρήγμα με κίνηση είτε προς τα Ν και ΝΑ είτε προς τα ΝΝΔ (Εικ. 4.5). Επιπλέον, υπάρχουν διαφορετικές απόψεις για τις συνθήκες δημιουργίας του ρήγματος αυτού, με κάποιους να υποστηρίζουν πως έδρασε σε συνθήκες πλαστικής παραμόρφωσης και κάποιους άλλους σε συνθήκες εύθραυστης παραμόρφωσης. O Avigad (1992), (Eικ. 4.4, 4.5α) προτείνει ότι στην ενότητα των κυανοσχιστολίθων, οι πλαστικές δομές, όπως η διαπεραστική φολίωση και οι πτυχές, σχετίζονται με την ανακρυστάλλωση των συμπλεγμάτων υψηλής πίεσης και αντανακλούν τον τρόπο και την κινηματική της καταβύθισης. Ωστόσο, η έλλειψη τέτοιων δομών υποδηλώνει πως τα πετρώματα αυτά εκταφιάστηκαν ως ένα άκαμπτο σώμα. Η ενότητα των πρασινοσχιστολίθων

40 χαρακτηρίζεται από την παρουσία διαπεραστικής φολίωσης, η οποία κλίνει ήπια προς το Β και φιλοξενεί ορυκτά πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Οι ΒΔ/ικής διεύθυνσης πτυχές είναι ανοιχτές έως κεκλιμένες, με μήκος κύματος περίπου 10 μέτρα, και είναι ανεστραμμένες προς τα ΒΑ ενώ τα αξονικά τους επίπεδα κλίνουν προς τα ΝΔ. Τα ορυκτά που φιλοξενούνται στις αρθρώσεις είναι κυρίως λευκός μαρμαρυγίας. Η ροπή αυτών των πτυχών είναι προς τα ΒΒΑ. Στα επίπεδα φολίωσης εμφανίζεται γράμμωση έκτασης με διεύθυνση 020 ο, που ορίζεται από κρυστάλλους γλαυκοφανή (κροσσίτη), όπου στα περιθώριά του υπάρχει αλβίτης. Στη Σίφνο, η κίνηση έχει διεύθυνση Β-Ν κατά μήκος του θεωρούμενου χαμηλής κλίσης κανονικού ρήγματος, που φέρνει σε επαφή την ενότητα των πρασινοσχιστολίθων με τις υπερκείμενες ενότητες. Τέλος, συμπερασματικά υποστηρίζει ότι οι διαφορετικές συνθήκες μεταμόρφωσης των ενοτήτων των κυανοσχιστολίθων και πρασινοσχιστολίθων, καθώς και η εύθραυστη φύση του χαμηλής κλίσης ρήγματος δείχνουν ότι αυτές οι ενότητες ήρθαν σε επαφή μετά τη μεταμόρφωση σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης ( Ma). Εικόνα 4.4. Τεκτονικός χάρτης του κεντρικού τμήματος της Σίφνου δείχνοντας τον προσανατολισμό και την τοποθεσία των δομών της Πρασινοσχιστολιθικής ενότητας που δημιουργήθηκαν κατά τη διάρκεια του εκταφιασμού. 1. Κύριο Μάρμαρο, 2. Ενδιαστρώσεις σχιστολίθων στο Κύριο Μάρμαρο, 3. Πρασινοσχιστολιθική ενότητα, 4. Αλλουβιακά, 5. Άξονες πτυχών, 6. Γράμμωση που ορίζεται από κροσσίτη, 7. Φολίωση, 8. Χαμηλής κλίσης κανονικό ρήγμα και 9. Μεγάλης κλίσης κανονικό ρήγμα (Avigad 1992)

41 Εικόνα 4.5. Γεωλογικές τομές στη Σίφνο με διεύθυνση περίπου Βορρά Νότο. α) τροποποιημένη από Avigad 1993, β) τροποποιημένη από Trotet et al και γ) τροποποιημένη από Ring et al

42 Οι Trotet et al. (2001) προτείνουν για τη Σίφνο τέσσερα κύρια παραμορφωτικά επεισόδια (D 1-D 4) (Eικ. 4.5β, 4.6): Το πρώτο γεγονός πλαστικής παραμόρφωσης D 1, έχει ηλικία my (Αν. Κρητιδικό-Κατ. Παλαιόκαινο) και είναι σύγχρονο με το μέγιστο της HP μεταμόρφωσης. Χαρακτηρίζεται από μια υπολειμματική φολίωση S 1, που διατηρείται κυρίως μέσα σε γρανάτες. Η πρώτη φάση πτύχωσης F 1 που παρουσιάζεται σε εκλογίτες και γλαυκοφανιτικούς σχιστόλιθους κυμαίνεται από μερικά χιλιοστά έως εκατοστά. Μακροσκοπικά, το πρώτο στάδιο παραμόρφωσης χαρακτηρίζεται από ισοκλινείς πτυχές. Το δεύτερο παραμορφωτικό γεγονός D 2 χρονολογείται στα my (Κ. Παλαιόκαινο-Ηώκαινο) και αναφέρεται επίσης σε πλαστικές συνθήκες παραμόρφωσης. Επιπλέον, το στάδιο αυτό είναι η αρχή της ανάδρομης μεταμορφικής πορείας της Σίφνου. Σε αυτή τη φάση, παρατηρείται μια διαπεραστική φολίωση S 2, που φαίνεται να είναι και η κύρια σε όλη την έκταση του νησιού. Σε αυτή τη φολίωση εντοπίζεται μια γράμμωση έκτασης με διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ. Ασύμμετρες πλαστικές ζώνες διάτμησης υποδεικνύουν κίνηση προς τα ΒΑ ή και Α. Όσον αφορά το τρίτο παραμορφωτικό στάδιο D 3, αυτό χρονολογείται γύρω στα my (Ηώκαινο-Μειόκαινο). Οι συνθήκες παραμόρφωσης συνεχίζουν να είναι πλαστικές, και σιγά σιγά μεταβαίνουν σε ημιπλαστικές. Η φάση αυτή παρατηρείται στην ενότητα του Φάρου και στη βάση της ενότητας της Χερρονήσου. Η διασπορά της D 3 είναι ετερογενής. Η παραμόρφωση περιορίζεται τοπικά σε σχέση με την προηγούμενη φάση και οι κινηματικοί δείκτες που εντοπίζονται εδώ δείχνουν μια κίνηση προς τα ΒΑ και Α. Τέλος, το στάδιο D 4, χρονολογείται στα 19-0 my (Μειόκαινο-σήμερα) και γίνεται σε εύθραυστες συνθήκες παραμόρφωσης. Η D 4 γενικά απουσιάζει στα ανώτερα τμήματα της Σίφνου. Παρατηρείται μια φολίωση S 4 κυρίως στους πρασινοσχιστόλιθους στη βάση της ενότητας του Φάρου. Η παραμόρφωση αυτής της φάσης περιορίζεται σε πλαστικές ζώνες διάτμησης. Η κίνηση έχει διεύθυνση προς τα ΒΑ και Α. Κάθε λιθολογική επαφή χαρακτηρίζεται από κυκλοφορία ρευστών, boudinage και σερπεντινιτών. Στα τελευταία στάδια της φάσης αυτής εμφανίζονται χαμηλής κλίσης κανονικά ρήγματα. Οι Rosenbaum et al. (2002), (Eικ. 4.7) αναγνωρίζουν τέσσερεις φάσεις παραμόρφωσης (D 1 D 4) στη Σίφνο: H D 1 φάση παραμόρφωσης αντανακλάται στην παρουσία εγκλεισμάτων σε πορφυροβλάστες γρανάτη, τα οποία δημιουργούν μια S 1 εσωτερική φολίωση. Η D 2 φάση παραμόρφωσης χαρακτηρίζεται από μια ενδιάμεσης κλίσης φολίωση S 2 με κρυσταλλικές γραμμώσεις γλαυκοφανή L 2, οι οποίες έχουν ΒΔ διεύθυνση βύθισης. Η D 2 φάση παραμόρφωσης θεωρείται ότι έχει συμμετρικό χαρακτήρα λόγω της έντονης ανάπτυξης δομών boudinage που δείχνουν οριζόντια διαστολή και κατακόρυφη λέπτυνση, απόρροια του ομοαξονικού χαρακτήρα του παραμορφωτικού επεισοδίου D 2. H D 3 φάση παραμόρφωσης

43 συνδέεται με ταινιώσεις διάτμησης που εκφράζουν ασυμμετρία προς τα ΒΔ και στις οποίες κατά μήκος των C επιπέδων έχει βλαστήσει γλαυκοφανής. Γενικότερα η D 3 φάση παραμόρφωσης θεωρείται ότι ξεκίνησε κατά την αποσυμπίεση και ψύξη των υψηλής πίεσης λιθοτεκτονικών ενοτήτων. Η D 4 φάση παραμόρφωσης υποστηρίζεται ότι φιλοξένησε την παραμόρφωση σε ρηχότερα φλοιϊκά επίπεδα σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Η πλειονότητα των κινηματικών δεικτών σε αυτή τη φάση χαρακτηρίζεται από ασυμμετρία προς τα ΒΑ. Εικόνα 4.6. Τεκτονικός χάρτης Σίφνου στον οποίο εμφανίζονται τα επίπεδα της φολίωσης και των γραμμώσεων καθώς και οι αξονες των πτυχών (α-β) και οι διευθύνσεις των κινήσεων σε πλαστικές συνθήκες (γ) σύμφωνα με Trotet et al. (2001)

44 Εικόνα 4.7. Σχηματικό P-t-d διάγραμμα και σκαριφήματα δομών που αναπτύσσονται κατά τη διάρκεια της ταφής και του εκταφιασμού των HP πετρωμάτων. Στα σκιαγραφημένα σημεία της εικόνας εκτιμώνται οι συνθήκες μεταμόρφωσης κατά της διάρκεια των φάσεων παραμόρφωσης D1-D4 (Rosenbaum et al. 2002). Οι Lister & Raouzaios (1996), αναφέρουν τέσσερεις φάσης παραμόρφωσης (D 1-D 4). H ύπαρξη του πρώτου σταδίου παραμόρφωσης της Σίφνου βασίζεται σε παρατηρήσεις της πρώτης φολίωσης S 1 ως εγκλείσματα σε προφυροβλάστες γρανατών και στο γεγονός πως μια επόμενη φολίωση S 2 έχει διαφοροποιηθεί. Η S 1 καθορίζεται από ορυκτά όπως ο γλαυκοφανής, το επίδοτο, ο χαλαζίας και οι μαρμαρυγίες. Η φάση αυτή φαίνεται να έδρασε κάτω από συνθήκες κυανοσχιστολιθικής φάσης. Στη δεύτερη φάση παραμόρφωσης D 2 χαρακτηρίζεται από μια διαπεραστική φολίωση S 2. Στην ενότητα των Κυανοσχιστολίθων κρύσταλλοι ιαδείτη και χαλαζία προσανατολίζονται στην κύρια φολίωση. Βελόνες ομφακίτη παρουσιάζονται ως εγκλείσματα σε γρανάτες και αυτό έχει ως συμπέρασμα πως η φάση παραμόρφωσης αυτή έλαβε χώρα κάτω από υψηλές πιέσεις κατά την εκλογιτική φάση μεταμόρφωσης. Η τρίτη φάση παραμόρφωσης D 3, κατά τους Lister & Raouzaios 1996, περιλαμβάνει μεγάλες πλαστικές ζώνες διάτμησης με μια κρυσταλλική γράμμωση ΒΑ-ικης διεύθυνσης. Κατά τη διάρκεια αυτού του σταδίου συνέβη ο εκταφιασμός των HP-πετρωμάτων. Το τέταρτο παραμορφωτικό στάδιο D 4, περιλαμβάνει κεκλιμένες πτυχές, καθώς και γράμμωση έκτασης με διεύθυνση προς τα ΒΔ

45 Οι Ring et al. (2011) (Eικ. 4.5γ) αναφέρουν ότι η ενότητα των πρασινοσχιστολίθων χαρακτηρίζεται από μια διαπεραστική φολίωση η οποία κλίνει ήπια προς τα ΒΑ. Σε αυτή φιλοξενείται μια καλά αναπτυγμένη γράμμωση έκτασης και οι μικροσκοπικοί κινηματικοί δείκτες αποδεικνύουν κίνηση προς τα ΒΑ. Στα ανώτερα τμήματα της ενότητας αυτής κοντά στην περιοχή Παναγιά Πουλάτη, βόρεια της περιοχής Κάστρο, παρατηρείται μια γράμμωση έκτασης με ΒΑ διεύθυνση η οποία καθορίζεται από επιμηκυμένο γλαυκοφανή και χαλαζία, φενγκίτη, επίδοτο. Συγκεκριμένα, τα ορυκτά γλαυκοφανής, επίδοτο, φενγκίτης και χαλαζίας αναπτύσσονται σε ζώνες διάτμησης ΒΑ-ικης διεύθυνσης. Η παραμόρφωση της φολίωσης της ενότητας των κυανοσχιστολίθων οφείλεται σε ασύμμετρες πτυχές με υποοριζόντιους άξονες. Οι πτυχές με Ζ γεωμετρία έχουν ροπή προς τα ΒΔ, ενώ αυτές με S γεωμετρία προς τα ΝΑ. Όσον αφορά το χαμηλής κλίσης κανονικό ρήγμα της Σίφνου (Sifnos Detachment), αυτό χαρακτηρίζεται από ένα λεπτό, περίπου 20m στρώμα από σχιστόλιθους και μάρμαρα. Η καλύτερη εμφάνιση αυτού βρίσκεται στην νότια περιοχή του νησιού κοντά στην Απολλωνία και στο δρόμο προς Καμάρες. Οι σχιστόλιθοι και τα μάρμαρα στο ρήγμα διαχωρίζονται και διακόπτουν έτσι την διαπεραστική φολίωση των υποκείμενων πρασινοσχιστολίθων. Μέσα στο ρήγμα παρατηρούνται ασύμμετρες πτυχές Ζ και S γεωμετρίας, όμως οι άξονες τους είναι σχεδόν παράλληλοι με την γράμμωση. Τρεις κύριες γενιές ρηγμάτων αναγνωρίζονται στο νησί. Η πρώτη γενιά αποτελείται από κανονικά ρήγματα μεγάλης κλίσης με διεύθυνση Α-Δ. Τέτοια ρήγματα μπορεί να κλίνουν προς το Β στο βόρειο τμήμα του νησιού και προς το Ν στο νότιο. Η ανάλυση των ρηγμάτων δείχνει μια διαστολή σε διεύθυνση Β-Ν. Η δεύτερη γενιά ρηγμάτων αποτελείται από κανονικά ρήγματα μεγάλης κλίσης τα οποία έχουν διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ. Τα ρήγματα αυτά είναι αποτέλεσμα μιας ΒΑ-ικής διαστολής. Η τρίτη γενιά ρηγμάτων αναφέρεται σε αυτά που δημιουργήθηκαν κατά την αλλαγή της διεύθυνσης της διαστολής από ΒΑ σε ΒΔ, και θεωρούνται σύγχρονα με τα ΒΔ διεύθυνσης ρήγματα

46 5. ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΒΟΡΕΙΑΣ ΣΙΦΝΟΥ Η περιοχή μελέτης περιορίζεται στη Βόρεια Σίφνο (Eικ. 5.1), όπου είναι και ο θεματικός πυρήνας αυτής της εργασίας. Η ευρύτερη περιοχή μελέτης χαρτογραφήθηκε γεωλογικά και τεκτονικά σε κλίμακα 1: Η χαρτογράφηση σε συνδυασμό με την στατιστική επεξεργασία των επίπεδων και γραμμικών ιστολογικών στοιχείων που συλλέχτηκαν κατά τη διάρκεια της υπαίθριας εργασίας, την κατασκευή γεωλογικής τομής και τη διερεύνηση των σχέσεων υπέρθεσης τεκτονικών δομών αποσκοπούν στην κατανόηση της δομής του καλύμματος των κυανοσχιστολίθων και της παραμορφωτικής ιστορίας στην περιοχή μελέτης Χαρτογραφικά αποτελέσματα λιθολογικές ενότητες Στο βόρειο τμήμα του νησιού διακρίνονται δύο κύριες ενότητες: η «ενότητα μαρμάρων», που ενοποιεί τις υποενότητες «ανώτερο» και «κύριο μάρμαρο» που αναφέρθηκαν σε προηγούμενο κεφάλαιο και η «μετα-ηφαιστειο-ιζηματογενής ενότητα» (ΜΗΙΖ) που είναι ισοδύναμη με αυτή της ενότητας γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων. Εδώ πρέπει να σημειωθεί ότι οι υποενότητες ανώτερο και κύριο μάρμαρο ενοποιήθηκαν σε μία, βασιζόμενοι κυρίως σε δύο κριτήρια. Πρώτον, δεν παρατηρήθηκαν λιθολογικές διαφορές σε αυτά τα μάρμαρα, όπως διαφορές στο χρώμα, το μέγεθος των κρυστάλλων καθώς και στη παρουσία και τη συχνότητα των ενδιαστρώσεων χαλαζιτών και δολομιτικών μαρμάρων. Δεύτερον, μια ακολουθία ηφαιστειακών πετρωμάτων η οποία αντιστοιχεί στον πρωτόλιθο της μετα-ηφαιστειο-ιζηματογενούς ενότητας, βρίσκεται ανάμεσα στους δύο ορίζοντες μαρμάρων. Η ακολουθία αυτή δεν εμφανίζει σημάδια διείσδυσης και δεν θα μπορούσε να έχει πρωτογενή συσχέτιση με τα μάρμαρα, διότι υπέρκειται στον ένα από τους δύο ορίζοντες (ασβεστιτικά μάρμαρα). Συνεπώς, η θέση που φαίνεται να έχει η ηφαιστειακή ακολουθία φαίνεται να είναι το αποτέλεσμα τεκτονικής επανάληψης (τεκτονικός διπλασιασμός), κατά τη διάρκεια της οποίας τα μάρμαρα έκλεισαν ανάμεσά τους τα ηφαιστειακά πετρώματα. Οι σχηματισμοί που παρατηρήθηκαν και χαρτογραφήθηκαν κατά την υπαίθρια έρευνα είναι οι εξής: ασβεστιτικά και δολομιτικά μάρμαρα που αποτελούν την προαναφερθείσα ενότητα μαρμάρων, καθώς και τα συμπλέγματα γλαυκοφανιτών και όξινων ορθογνεύσιων, αντίστοιχα που αποτελούν την μετα-ηφαιστειο-ιζηματογενή ακολουθία (Eικ. 5.2). Στο γεωλογικό χάρτη της Βόρειας Σίφνου, ο οποίος παρουσιάζεται παρακάτω (Eικ. 5.2) τα ασβεστιτικά μάρμαρα φαίνονται με ανοιχτό καφέ χρώμα, τα δολομιτικά μάρμαρα με καφέ

47 χρώμα, το σύμπλεγμα γλαυκοφανιτών με γαλάζιο χρώμα και οι όξινοι ορθογνεύσιοι με μπεζ χρώμα. Εικόνα 5.1. Απλοποιημένος γεωλογικός χάρτης της Σίφνου (τροποποιημένος από Δάβη 1966).Η περιοχή μελέτης περιορίζεται στη Βόρεια Σίφνο, όπως φαίνεται στο κόκκινο πλαίσιο Eνότητα Μαρμάρων: Τα ασβεστιτικά μάρμαρα είναι ο επικρατέστερος τύπος πετρώματος στην ενότητα μαρμάρων (Eικ. 5.2). Τα ασβεστιτικά μάρμαρα έχουν χρώμα τεφρό έως λευκό, με ενδιαστρώσεις δολομιτικών και χαλαζιτικών οριζόντων που κυμαίνονται σε πάχος από μερικά εκατοστά έως μερικά μέτρα (Eικ. 5.3α, β, δ). Τα ασβεστιτικά μάρμαρα εμφανίζονται έντονα φολιωμένα έως και μυλονιτοποιημένα (Eικ. 5.3α, β), ειδικά κοντά σε επαφές

48 Εικόνα 5.2. Γεωλογικός χάρτης της Βόρειας Σίφνου. Τα δολομιτικά μάρμαρα έχουν περιορισμένη έκταση, σε σχέση με τα ασβεστιτικά (Eικ. 5.2) και εμφανίζονται ως ζαχαρόχρωα, κυρίως συμπαγή, με μια ασθενώς ανεπτυγμένη φολίωση κοντά στις επαφές (Eικ. 5.3γ). Η παρουσία ασβεστιτικών μαρμάρων σε μορφή ενδιαστρώσεων είναι συχνή αλλά τα πάχη τους δεν ξεπερνούν τα μερικά εκατοστά έως κάποια μέτρα (Eικ. 5.3, δ). Στις περιοχές που εμφανίζεται η επαφή των δολομιτικών μαρμάρων με ασβεστιτικά, τα δολομιτικά μεταβαίνουν σε μια ήπια φολίωση (Eικ 5.3γ). Γενικά, οι δολομίτες αυξάνονται προς τα κατώτερα τεκτονο-στρωματογραφικά επίπεδα της ακολουθίας των μαρμάρων

49 Εικόνα 5.3. (α) Ασβεστιτικά μάρμαρα περιοχής μελέτης όπου εμφανίζονται έντονα φολιωμένα έως (β) μυλονιτοποιημένα, (γ) δολομιτικά μάρμαρα ελαφρώς φολιωμένα κοντά σε επαφή με ασβεστιτικά μάρμαρα και (δ) δολομιτικά μάρμαρα (λευκο χρώμα) ως ενδιαστρώσεις σε ασβεστιτικά μάρμαρα Μετα-ηφαιστειο-ιζηματογενής ακολουθία, (ΜΗΙΖ) Το σύμπλεγμα των γλαυκοφανιτών αποτελείται από γρανατικούς γλαυκοφανίτες, γρανατούχους-γλαυκοφανιτικούς σχιστολίθους με σποραδικές εμφανίσεις από εκλογίτες (συνεχείς ή σε σχήμα φακών) καθώς και τοπικές ενδιαστρώσεις από μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους και όξινους ορθογνεύσιους (Eικ. 5.2, 5.4α, β, γ). Οι εναλλαγές αυτές κυμαίνονται από μερικά εκατοστά έως μερικά μέτρα, χωρίς όμως να είναι χαρτογραφήσιμες (Eικ. 5.4γ). Τα πετρώματα της ενότητας των γλαυκοφανιτών είναι καλά φολιωμένα έως μυλωνιτοποιημένα (Eικ. 5.3α, β, γ) κυρίως κοντά στις επαφές. Επιπλέον, φακοειδείς χαλαζίτες είναι εμφανείς και σε αυτή την ενότητα. Οι γρανάτες που εντοπίζονται στην ενότητα αυτή ποικίλουν σε μέγεθος και κυμαίνονται από μερικά χιλιοστά έως περίπου 3 εκατοστά. Η σκληρότητα των πετρωμάτων αυτών ποικίλει και έχει άμεση σχέση με το βαθμό μυλωνιτοποίησης των πετρωμάτων. Βέβαια, πιο σκληρά πετρώματα είναι αυτά που έχουν μεταβεί σε μια μυλωνιτοποιημένη δομή. Το χρώμα των πετρωμάτων του συμπλέγματος των γλαυκοφανιτών ποικίλει

50 Εικόνα 5.4. (α,β,γ): γλαυκοφανίτες και γλαυκοφανιτικοί σχιστόλιθοι, (δ,ε,στ) όξινοι ορθογενύσιοι

51 και κυμαίνεται από βαθύ μπλε έως και πρασινωπό. Το χρώμα κατά κύριο λόγο οφείλεται στις ορυκτές φάσεις που συμμετέχουν στα πετρώματα αυτά, με κύριες αυτές της μπλε αμφιβόλου (βαθύ μπλε χρώμα) και του ομφακίτη (πρασινωπό χρώμα). Η υποενότητα των όξινων ορθογνευσίων είναι γενικά λιθολογικά ομοιογενής και κυριαρχείται από γρανατούχους-χαλαζιακούς-αλβιτικούς γνευσίους με μικρής έκτασης ενδιαστρώσεις γλαυκοφανιτών κυρίως κοντά στην επαφή με το σύμπλεγμα γλαυκοφανιτών. Οι ορθογνεύσιοι παρουσιάζονται γενικά καλά φολιωμένοι (Eικ. 5.4) και κοντά στις επαφές εμφανίζονται συχνά μυλονιτοποιημένοι. Εμφανίσεις από φακούς χαλαζιτών παρατηρούνται και σε αυτή την ενότητα. Το χρώμα των ορθογνευσίων είναι κυρίως λευκό λόγω των ορυκτών που συμμετέχουν σε αυτούς όπως χαλαζίας και άστριοι. Η σκληρότητά τους ποικίλει και εξαρτάται από το βαθμό μυλωνιτοποίησής τους, με τους μυλωνιτοποιημένους ορθογνεύσιους να είναι γενικά πιο σκληροί. Στις εικόνα 5.4ε και 5.4στ, φαίνονται μυλωνιτοποιημένοι όξινοι ορθογνεύσιοι. Τα πετρώματα αυτά φιλοξενούν γρανάτες που έχουν σχετικά μεγάλο μέγεθος της τάξης των 2-3 εκατοστών(eικ. 5.4δ). Τυπικά, η επαφή μεταξύ των δύο συμπλεγμάτων της μετα-ηφαιστειο-ιζηματογενούς ακολουθίας (γλαυκοφανίτες και ορθογνεύσιοι) είναι συχνά ασαφής. Αυτό το χαρακτηριστικό πιθανά είναι αποτέλεσμα της αρχικής σχέσης που είχαν οι πρωτόλιθοι παρά κάποια τεκτονική επιρροή. Όσον αφορά την κατανομή των λιθολογικών σχηματισμών που αναφέρθηκαν προηγουμένως, παρατηρείται ότι η εμφάνιση των δολομιτών περιορίζεται στο βόρειο τμήμα της περιοχής μελέτης και συγκεκριμένα στις περιοχές της Χερρονήσου, Άσπρης Βίγλας, Αγίου Φιλίππου καθώς και στο ακρωτήριο Τραγουδιστής. Αντιθέτως, τα ασβεστιτικά μάρμαρα εμφανίζονται σχεδόν σε όλη την έκταση της περιοχής μελέτης, με κύρια εμφάνιση στη Χερρόνησο και στο νότιο τμήμα της περιοχής. Επιπλέον, υπάρχουν θέσεις στις οποίες τα ασβεστιτικά μάρμαρα εμφανίζονται ως λεπτές ζώνες, πάχους μερικών μέτρων (Eικ. 5.2) πάνω στη μετα-ηφαιστειο-ιζηματογενή ακολουθία. Οι υποενότητες της μετα-ηφαιστειοιζηματογενούς ακολουθίας φαίνεται να παρουσιάζονται κατά κόρον σε εναλλαγές, τόσο σε μεσοσκοπική όσο και σε μεγασκοπική κλίμακα. Οι εναλλαγές αυτές κυμαίνονται σε μήκος από εκατοστά έως και δεκάδες μέτρα και πιθανόν αυτό να οφείλεται στη πτύχωση. Επίσης, το σύμπλεγμα των γλαυκοφανιτών εμφανίζεται και ανάμεσα στους δύο τύπους μαρμάρων. Παρατηρώντας το χάρτη (Eικ. 5.2) οι όξινοι ορθογνεύσιοι φαίνεται να συγκεντρώνονται στη μέση της περιοχής μελέτης σε σχέση με τους γλαυκοφανίτες που εμφανίζονται στα περιθώρια. Υπάρχουν θέσεις όπου οι ορθογνεύσιοι φαίνεται να βρίσκονται μέσα στους γλαυκοφανίτες

52 (περιοχή Αρτιμόνι) και κάποιες άλλες στις οποίες φαίνονται οι γλαυκοφανίτες να είναι μέσα στους ορθογνεύσιους (περιοχή βορειοανατολικά από το Αρτιμόνι) Ανάλυση της παραμορφωτικής ιστορίας της περιοχής μελέτης Η τεκτονική χαρτογράφηση και η μικροσκοπική ανάλυση στη Βόρεια Σίφνο αποκαλύπτει την πολυφασική τεκτονική ιστορία της περιοχής που χαρακτηρίζεται από τέσσερις κύριες φάσεις παραμόρφωσης (D 1-D 4). Οι διαφορετικών γενιών δομές που πιστοποιήθηκαν και τα ιστολογικά στοιχεία που θα αναλυθούν διακρίνονται τόσο σε μικροσκοπική και μεσοσκοπική κλίμακα, αλλά και σε κλίμακα χάρτη. Οι φάσεις παραμόρφωσης που αναγνωρίστηκαν περιγράφονται παρακάτω με χρονολογική σειρά, από την παλιότερη στην νεότερη, ενώ οι σχετικές παραμορφωτικές δομές και στοιχεία παρουσιάζονται τόσο στον γεωλογικό χάρτη (Eικ. 5.2) αλλά και στους τεκτονικούς χάρτες φολιώσεων και γραμμώσεων που δίνονται παρακάτω (Eικ. 5.5 και 5.6). Η γεωλογική τομή που απεικονίζει την εσωτερική τεκτονική δομή παρουσιάζεται στην εικόνα 5.7. Επιπλέον παρακάτω δίνονται και τα αντίστοιχα δίκτυα προβολών (διαγράμματα Schmidt) που απεικονίζουν τους προσανατολισμούς των ιστολογικών στοιχείων και δομών που μετρήθηκαν κατά τη διάρκεια της υπαίθριας εργασίας. Τέλος, συλλέχθηκαν προσανατολισμένα δείγματα από την μετα-ηφαιστειο-ιζηματογενή ακολουθία, από τα οποία παρασκευάστηκαν λεπτές τομές παράλληλα στην διεύθυνση της κρυσταλλικής γράμμωσης και κάθετα στα επίπεδα της φολίωσης οι οποίες στη συνέχεια με τη βοήθεια του πολωτικού μικροσκοπίου αναλύθηκαν πετρογραφικά και μικροτεκτονικά D1 φάση παραμόρφωσης- πλαστικές συνθήκες Η φάση παραμόρφωσης D 1, που είναι η παλαιότερη αναγνωρίσιμη φάση, έλαβε χώρα σε πλαστικές συνθήκες και αποτυπώνεται στα πετρώματα μέσω μιας φολίωσης S 1. Η διατήρηση της φολίωσης S 1 είναι πολύ ασθενής στην περιοχή μελέτης λόγω της υπέρθεσής της από επόμενες κύριες παραμορφωτικές δομές (D 2 και D 3). Στοιχεία για την D 1 φάση παραμόρφωσης παρατηρούνται τόσο μικροσκοπικά όσο και μακροσκοπικά. Μια υπολειμματική φολίωση S 1 διακρίνεται διατηρημένη σε εγκλείσματα σε κρυστάλλους γρανατών και βρίσκεται υπό γωνία σε σχέση με την κύρια φολίωση του περιβάλλοντος πετρώματος (Εικ. 5.8α, β). Τα εγκλείσματα στους γρανάτες που υποδηλώνουν την υπολειμματική φολίωση S 1, μπορεί να εμφανίζονται είτε ευθύγραμμα (Εικ. 5.8α) είτε σε ορισμένες περιπτώσεις ελαφρώς καμπυλωμένα (Εικ. 5.8β)

53 Εικόνα 5.5. Τεκτονικός χάρτης γραμμώσεων έκτασης της Βορείου Σίφνου

54 Εικόνα 5.6. Τεκτονικός χάρτης φολιώσεων της Βορείου Σίφνου

55 Εικόνα 5.7. Γεωλογική τομή της Βόρειας Σίφνου. Η θέση της φαίνεται στο γεωλογικό χάρτη της εικόνας

56 Τα ευθύγραμμα διατεταγμένα εγκλείσματα στους γρανάτες υποδηλώνουν πως οι γρανάτες κρυσταλλώθηκαν επί μιας προυπάρχουσας φολίωσης S 1 και εν συνεχεία περιστράφηκαν λόγω μεταγενέστερης πλαστικής παραμόρφωσης. Τα μικροτεκτονικά χαρακτηριστικά (σύμφωνα με τους Passchier & Trouw 2005), υποδεικνύουν ότι η ανάπτυξη των γρανατών έγινε μετά την D 1 και πιθανά στη μετάβαση στην επόμενη φάση παραμόρφωσης (intertectonic growth). Ωστόσο, το γεγονός πως σε κάποιους γρανάτες εμφανίζεται μια ελαφριά καμπύλωση στα εγκλείσματα, κυρίως στα άκρα, υποδηλώνει πως η τελευταία ανάπτυξη των γρανατών πιθανόν να είναι συντεκτονική με την επόμενη φάση παραμόρφωσης. Εικόνα 5.8. S1 εσωτερική φολίωση ως εγκλείσματα μέσα σε κρυστάλλους γρανατών, όπως φαίνεται σε πολωτικό μικροσκόπιο, σε διασταυρούμενα Nicols. Στη φωτογραφία (α) φαίνεται η S1 να έχει ευθύγραμμη διάταξη σε σχέση με τη φωτογραφία (β), όπου καμπυλώνει ελαφρώς προς τα άκρα

57 Από την υπαίθρια εργασία προέκυψε ότι η S 1 φολίωση είναι καλά διατηρημένη και εύκολα διακριτή μόνο σε περιορισμένες εμφανίσεις. Χαρακτηριστική θέση όπου αυτή είναι ευδιάκριτη είναι η περιοχή Αρτιμόνι στο ΝΔ τμήμα της περιοχής μελέτης, στην οποία εμφανίζεται η S 1 φολίωση ισοκλινώς πτυχωμένη (F 2) (Εικ. 5.9) και φαίνεται να παραλληλίζεται με την επόμενη γενιά φολίωσης S 2 δημιουργώντας έτσι μια σύνθετη φολίωση S 1/2. Γι αυτό το λόγο, η S 1 φολίωση είναι αναγνωρίσιμη κυρίως στις αρθρώσεις των F 2 πτυχών. Εικόνα 5.9. Περιοχή Αρτιμόνι: (α) με μαύρη στικτή γραμμή σκιαγραφείται η S1/2 σύνθετη φολίωση, η οποία πτυχώνεται ισοκλινώς σε F2 πτυχή. (β) Ισοκλινής πτυχή που φαίνεται στην άρθρωση της F2, στην οποία διακρίνεται η παρουσία της πτυχωμένης φολίωσης S

58 D2 φάση παραμόρφωσης- πλαστικές συνθήκες Η D 2 φάση παραμόρφωσης έλαβε χώρα σε πλαστικές συνθήκες και χαρακτηρίζεται συνήθως από μια διαπεραστική φολίωση S 2 (Εικ. 5.10). Ωστόσο η ένταση της S 2 φολίωσης διαφέρει από περιοχή σε περιοχή, και εμφανίζεται από καλά φολιωμένη έως μυλονιτοποιημένη, ιδιαίτερα κοντά σε επαφές διαφορετικών λιθολογικών ενοτήτων. Η S 2 φολίωση ορίζεται από τον προσανατολισμό ορυκτών, ενδεικτικών συνθηκών εκλογιτικήςκυανοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης, όπως ο ομφακίτης και ο γλαυκοφανής (εικ. 5.11). Η φολίωση S 2 εντοπίζεται να είναι παράλληλη με τα μεταμορφικά επίπεδα εναλλαγών εκλογιτών γλαυκοφανιτών. Επιπλέον πρέπει να σημειωθεί πως εμφανίζονται εναλλαγές οριζόντων πλουσίων σε γρανάτες με ορίζοντες φτωχούς ή χωρίς γρανάτες σε γλαυκοφανίτες και ορθογνεύσιους, που αναπτύσσονται παράλληλα στην S 2 φολίωση. Εικόνα S2 φολίωση σε γλαυκοφανίτη σε εναλλαγές με εκλογίτη (με πράσινο χρώμα εμφανίζεται το ορυκτό ομφακίτης). Στο δίκτυο προβολών που παρουσιάζεται στην εικόνα 5.12, παρατηρείται σχετικά μικρή διασπορά στις τιμές των επιπέδων των S 2 φολιώσεων που μετρήθηκαν στην ύπαιθρο (Εικ. 5.6). Συγκεκριμένα από την στατιστική επεξεργασία προκύπτει ότι τα επίπεδα της S 2 φολίωσης κλίνουν συνήθως προς τα ΒΔ. Οι κλίσεις ποικίλουν και κυμαίνονται από 10 ο -90 ο, με επικρατέστερες τις μέτριες τιμές. Επίσης ορισμένοι πόλοι της S 2 φολίωσης προβάλλονται στα ΝΔ και ΒΔ τεταρτημόρια του δικτύου

59 Εικόνα Ορυκτά που ορίζουν την S2 φολίωση όπως φαίνονται σε πολωτικό μικροσκόπιο (παράλληλα Nicols), gln: γλαυκοφανής, omph: ομφακίτης, ep: επίδοτο, mica: μαρμαρυγίας, calc: ασβεστίτης

60 Εικόνα Στερεοδιαγράμμα (προβολή κατώτερου ημισφαιρίου-ίσων επιφανειών) που απεικονίζουν την στατιστική ανάλυση της χωρικής κατανομής των πόλων των S2 φολιώσεων από την περιοχή μελέτης. Ισοπληθείς ανά 0.5, 1, 1,5, 2, 2,5%. Πλήθος μετρήσεων: 81. Στα επίπεδα της φολίωσης S 2 φιλοξενείται μια κρυσταλλική γράμμωση έκτασης L 2 η οποία είναι καλά διατηρημένη σε λίγα σημεία στη Βόρεια Σίφνο, όπως στη Χερρόνησο, στον όρμο Βρουλίδια, στο ακρωτήρι Τραγουδιστής και στο ακρωτήρι Πέντζουλας όπου βρίσκονται σε επαφή τα ασβεστιτικά μάρμαρα και οι γλαυκοφανίτες (Εικ. 5.5). Πρέπει να τονιστεί πως ο προσανατολισμός της κρυσταλλικής γράμμωσης L 2 μετρήθηκε επιλεκτικά σε σημεία όπου δεν είναι καθόλου ή είναι ελάχιστα επηρεασμένα από την επακόλουθη φάση πτύχωσης. Τα ορυκτά που ορίζουν τη γράμμωση L 2 είναι βελονοειδής ή πρισματικός μπλε αμφίβολος (γλαυκοφανής), επιμηκυσμένοι κρύσταλλοι χαλαζία, προσανατολισμένα συσσωματώματα λευκών μαρμαρυγιών, καθώς και διευθετημένες ζώνες κρυστάλλων γρανατών, τόσο στο σύμπλεγμα των γλαυκοφανιτών όσο και σε ορθογνευσίους. Στο δίκτυο προβολών της εικόνας 5.13, παρουσιάζεται η κατανομή καθώς και η στατιστική επεξεργασία των L 2 κρυσταλλικών γραμμώσεων που μετρήθηκαν κατά την υπαίθρια εργασία (Εικ. 5.5). Οι διευθύνσεις βύθισης των L 2 κρυσταλλικών γραμμώσεων δεν

61 παρουσιάζουν διασπορά στις τιμές. Συγκεκριμένα από την στατιστική επεξεργασία προκύπτει ότι οι κρυσταλλικές γραμμώσεις L 2 έχουν γενική διεύθυνση βύθισης ΒΔ-ΝΑ με μέση γωνία βύθισης τις 15. Επιπλέον, ορισμένες γραμμώσεις φαίνεται να προβάλλονται στο ΝΔ τεταρτημόριο του δικτύου. Η ΒΔ-ΝΑ/ικης διεύθυνσης έκταση δημιουργεί δομές boudinage στα επίπεδα της φολίωσης S 2, δεκατομετρικής κλίμακας. Εικόνα Στερεοδιάγραμμα (προβολή κατώτερου ημισφαιρίου-ίσων επιφανειών) της στατιστικής επεξεργασίας της χωρικής κατανομής των πόλων των L2 κρυσταλλικών γραμμώσεων της περιοχής μελέτης. Ισοπληθείς ανά 0,5, 1, 1,5, 2, 2,5%. Πλήθος μετρήσεων: 91. Σε ορισμένες θέσεις οι κρύσταλλοι μπλε αμφιβόλου παρουσιάζουν ένα εύρος μεγεθών και υπάρχουν παραδείγματα που εμφανίζονται να έχουν μέτριο έως ασθενές προτιμητέο προσανατολισμό, ενώ άλλοι φαίνονται να είναι σπασμένοι και παραλληλισμένοι στη διεύθυνση της L 2 γράμμωσης (Εικ. 5.14). Αυτό ίσως αποκαλύπτει ότι κάποιοι από αυτούς τους κρυστάλλους έχουν αναπτυχθεί πριν την φάση παραμόρφωσης D 2, ίσως κατά τη διάρκεια της D 1, και η φάση

62 D 2 προκάλεσε τη μηχανική περιστροφή των κρυστάλλων και τον παραλληλισμό τους στη διεύθυνση της γράμμωσης L 2. Εικόνα Κρύσταλλοι γλαυκοφανή που ορίζουν την κρυσταλλική γράμμωση έκτασης. Μέσα στο πλαίσιο μαρκάρεται κρύσταλλος γλαυκοφανή που έχει σπάσει και έχει παραλληλιστεί με τη διεύθυνση της κρυσταλλικής γράμμωσης έκτασης. Όπως αναφέρθηκε και παραπάνω η φάση παραμόρφωσης D 2 χαρακτηρίζεται και από μια γενιά πτυχών F 2, κατά την οποία η φολίωση S 1 πτυχώνεται ισοκλινώς με αποτέλεσμα τα αξονικά επίπεδα των πτυχών να είναι παράλληλα στην S 2 φολίωση (Εικ. 5.9). Οι πτυχές αυτές εντοπίζονται κυρίως ως ισοκλινείς και ίσως σε κάποιες θέσεις κλειστές. Στην εικόνα 5.15, παρουσιάζεται το δίκτυο προβολών των αξόνων των F 2 πτυχών που μετρήθηκαν κατά την υπαίθρια εργασία. Από τη στατιστική επεξεργασία των αξόνων των πτυχών φαίνεται μια μικρή διασπορά και η γενική διεύθυνση βύθισής τους είναι ΔΒΔ έως ΒΒΔ. Οι γωνίες βύθισης των αξόνων των F 2 πτυχών ποικίλουν, από μέτριες έως ήπιες, όμως σε γενικές γραμμές θεωρούνται ήπιες (μέση γωνία βύθισης περίπου 35 ). Επιπλέον, ελάχιστοι είναι οι άξονες που φαίνεται να έχουν διεύθυνση βύθισης προς τα ΝΑ και προς τα Ν με μέτριες κλίσεις. Η ΒΔ-διεύθυνση

63 βύθισης δείχνει πως οι F 2 άξονες φαίνεται να είναι υποπαράλληλοι ή σε μικρή γωνία σε σχέση με τη διεύθυνση που εμφανίζουν οι κρυσταλλικές γραμμώσεις L 2. Εικόνα Στερεοδιάγραμμα (προβολή κατώτερου ημισφαιρίου-ίσων επιφανειών) της στατιστικής επεξεργασίας των αξόνων των F2 πτυχών της περιοχή μελέτης. Ισοπληθείς ανά 0,5, 1, 1,5, 2, 2,5%. Πλήθος μετρήσεων: 19. Στοιχεία για τη D 2 φάση παραμόρφωσης βρέθηκαν κυρίως στα κατώτερα τεκτονικά επίπεδα της μετα-ηφαιστειο-ιζηματογενούς ακολουθίας κοντά στην επαφή με το υποκείμενο μάρμαρο στη Χερρόνησο και στο Αρτιμόνι (Εικ. 5.2). Σε αυτές τις περιοχές τα ιστολογικά στοιχεία που συνδέονται με τη D 2 φάση παραμόρφωσης, δηλαδή η φολίωση S 2 και η κρυσταλλική γράμμωση L 2, είναι έντονα αναπτυγμένα και πολλές φορές παρουσιάζουν χαρακτηριστικά μυλωνιτοποίησης. Αυτή η παρατήρηση δείχνει ότι η επαφή της μεταηφαιστειο-ιζηματογενούς ακολουθίας και του υποκείμενου μαρμάρου είναι ένα συνμεταμορφικό πλαστικό ρήγμα που δημιουργήθηκε κατά τη διάρκεια της D 2. Το ρήγμα ερμηνεύεται ως μια πλαστική επώθηση αφού φέρνει σε επαφή μετα-πυριγενή πετρώματα με

64 μάρμαρα, και αυτή η επαφή δεν θα μπορούσε να είναι πρωτογενής. Συνεπώς, οι μυλωνίτες είναι αποτέλεσμα αυτής της πλαστικής επώθησης. Για την εύρεση της διεύθυνσης της κίνησης κατά τη D 2 φάση συλλέχτηκαν δείγματα μυλωνιτών και στη συνέχεια αναλύθηκαν λεπτές τομές που κατασκευάστηκαν παράλληλα στη διεύθυνση της κρυσταλλικής γράμμωσης L 2 και κάθετα στα επίπεδα της φολίωσης S 2 (Εικ. 5.16). Έτσι, στην εικόνα 5.16,α φαίνεται ένας πορφυροκλάστης γρανάτη που δημιουργεί κινηματικό δείκτη τύπου δ. Ο κινηματικός δείκτης χαρακτηρίζεται από την καμπύλωση των μαρμαρυγιών γύρω από το κρύσταλλο κατά την περιστροφή του, με αποτέλεσμα τη δημιουργία του προαναφερθέντα δείκτη. Αντίθετα, στην εικόνα 5.18,β φαίνεται πορφυροκλάστης γρανάτη που δημιουργεί κινηματικό δείκτη τύπου σ. Συγκεκριμένα, δημιουργούνται σκιές παραμόρφωσης (strain shadows) γύρω από τον κρυστάλλο γρανάτη οι οποίες έχουν σ- γεωμετρία. Οι κινηματικοί δείκτες αυτοί δείχνουν διεύθυνση κίνησης προς τα ΝΑ. Η κίνηση, λόγω των παραγενέσεων, αυτή φαίνεται πως έγινε σε συνθήκες HP μεταμόρφωσης. Εικόνα Κινηματικοί δείκτες τύπου δ και σ σε λεπτές τομές πετρωμάτων από τις περιοχές α. Πέντζουλας και β. Χόρτο, που δείχνουν την ΝΑ διεύθυνσης κίνηση

65 D3 φάση παραμόρφωσης- πλαστικές έως ημι-εύθραυστες συνθήκες παραμόρφωσης Οι δομές που δημιουργούνται κατά τη D 3 φάση παραμόρφωσης αποτελούν την κύρια πλαστική φάση παραμόρφωσης στην περιοχή μελέτης. Κύριο χαρακτηριστικό της είναι η διαπεραστική φολίωση S 3. Η S 3 φολίωση ποικίλει σε ένταση και εμφανίζεται από έναν αραιό σχισμό ρυτίδωσης (Εικ. 5.17α) έως, κατά τόπους, μια μυλωνιτική φολίωση (Εικ. 5.17β). Η φολίωση S 3 ορίζεται από ορυκτά όπως ο νατριούχος αμφίβολος (γλαυκοφανής) και ο λευκός μαρμαρυγίας αλλά υπάρχουν και θέσεις, όπως για παράδειγμα στις περιοχές Χόρτο, Θόλος και της Παρασκευής το Πετάλι όπου φαίνεται να επικρατούν συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης με κυρίαρχα ορυκτά το επίδοτο και το χλωρίτη. Εικόνα (α) S2 φολίωση, ως σχισμός ρυτίδωσης, η οποία πτυχώνεται εκ νέου και δημιουργεί την S3 φολίωση σε ορθογνεύσιους στην περιοχή Βουλίδια. Παρατηρείται φλέβα χαλαζίτη, επίσης πτυχωμένη, (β) S3m φολίωση σε γλαυκοφανίτες. Στο δίκτυο προβολών της εικόνας 5.18, παρατηρείται η κατανομή και η στατιστική επεξεργασία των επιπέδων S 3 φολιώσεων (Εικ. 5.6). Τα επίπεδα της φολίωσης παρουσιάζουν σχετικά μικρή διασπορά. Συγκεκριμένα, προκύπτει ότι τα επίπεδα της S 3 φολίωσης κλίνουν συνήθως προς τα ΒΔ. Οι κλίσεις ποικίλουν και κυμαίνονται από 20-60, με επικρατέστερες τις μέτριες τιμές. Επιπλέον ορισμένοι πόλοι της S 3 φολίωσης προβάλλονται στα ΒΑ και ΝΔ τεταρτημόρια του δικτύου. Η γράμμωση έκτασης L 3, που φιλοξενείται στα επίπεδα της φολίωσης S 3 ορίζεται από ορυκτά όπως βελονοειδείς κρύσταλλοι γλαυκοφανή και προσανατολισμένα συσσωματώματα λευκού μαρμαρυγία (Εικ. 5.19). Υπάρχουν θέσεις στις οποίες η γράμμωση έκτασης L 3 μπορεί να οριστεί και από το ορυκτό επίδοτο. Αυτό δείχνει πως οι θέσεις αυτές έχουν επηρεαστεί από την

66 πρασινοσχιστολιθική φάση μεταμόρφωσης (Εικ. 5.20). Επιπλέον, η γράμμωση έκτασης L 3 εμφανίζεται καλά ανεπτυγμένη σε όλη την έκταση της περιοχής μελέτης (Εικ. 5.2, 5.5) σε αντίθεση με την προηγούμενη κρυσταλλική γράμμωση. Στην εικόνα 5.20, εμφανίζεται το δίκτυο προβολών των L 3 κρυσταλλικών γραμμώσεων που μετρήθηκαν κατά την υπαίθρια εργασία (Εικ. 5.5). Από τη στατιστική τους επεξεργασία προκύπτει ότι οι L 3 κρυσταλλικές γραμμώσεις έχουν γενική διεύθυνση βύθισης ΒΑ-ΝΔ. Οι γωνίες βύθισης των κρυσταλλικών γραμμώσεων L 3, ποικίλουν και κυμαίνονται από 5-45, με μέση γωνία βύθισης περίπου 25. Επιπλέον κάποιοι πόλοι των L 3 κρυσταλλικών γραμμώσεων παρεκκλίνουν αυτής της διεύθυνσης με αποτέλεσμα να προβάλλονται στο ΝΑ τεταρτημόριο του δικτύου. Εικόνα Στερεοδιαγράμμα (προβολή κατώτερου ημισφαιρίου-ίσων επιφανειών) που απεικονίζουν την στατιστική ανάλυση της χωρικής κατανομής των πόλων των S3 φολιώσεων από την περιοχή μελέτης. Ισοπληθείς ανά 0,5, 1, 1,5, 2, 2,5%. Πλήθος μετρήσεων:

67 Εικόνα (α, β) Γλαυκοφανιτικοί σχιστόλιθοι που εμφανίζουν κρυσταλλική γράμμωση που ορίζεται από κρυστάλλους γλαυκοφανή. Εικόνα Στερεοδιαγράμμα (προβολή κατώτερου ημισφαιρίου-ίσων επιφανειών) που απεικονίζουν την στατιστική ανάλυση της χωρικής κατανομής των πόλων των L3 κρυσταλλικών γραμμώσεων από την περιοχή μελέτης. Ισοπληθείς ανά 0,5, 1, 1,5, 2, 2,5%. Πλήθος μετρήσεων:

68 Τα επίπεδα της φολίωσης S 3 αναπτύσσονται παράλληλα στο αξονικό επίπεδο των πτυχών F 3 που σχηματίζονται σε αυτό το στάδιο παραμόρφωσης. Στην εικόνα 5.22 α, το αξονικό επίπεδο της πτυχής φαίνεται να παραλληλίζεται με το μακρύ σκέλος της πτυχής και να τέμνει το κοντό, και ως εκ τούτου το αξονικό επίπεδο δεν διχοτομεί τη γωνία των σκελών. Αυτό συμβαίνει λόγω του διαφορετικού πάχους που εμφανίζουν τα σκέλη. Οι F 3 πτυχές, οι οποίες εμφανίζονται στην περιοχή μελέτης, μπορούν να θεωρηθούν κυλινδρικές ή σχεδόν κυλινδρικές, διότι οι άξονές τους είναι ευθύγραμμοι ή σε κάποιες περιπτώσεις ελαφρώς καμπυλόγραμμοι. Η F 3 πτύχωση είναι ορατή τόσο σε μεσοσκοπική κλίμακα όσο και σε κλίμακα χάρτη (Εικ. 5.2 και 5.7). Από το γεωλογικό χάρτη, τη γεωλογική τομή, καθώς και από μεσοσκοπικές παρατηρήσεις φαίνεται πως οι γωνίες των σκελών των F 3 πτυχών κυμαίνονται από 0 ο έως 90, δηλαδή οι F 3 πτυχές είναι ισοκλινείς έως ανοικτές. Ωστόσο η πλειοψηφία τους χαρακτηρίζεται από γωνίες σκελών 0 ο -25 ο που αντιστοιχούν σε σφιχτές πτυχές. Επιπλέον οι κλίσεις των αξονικών επιπέδων ποικίλουν και φανερώνουν μέγιστες κλίσεις έως και 60 ο. Το γεγονός αυτό τις καθιστά μέτρια έως έντονα κεκλιμένες και σε κάποιες περιπτώσεις ανεστραμμένες. Οι πτυχές F 3 δεν παρουσιάζουν περιοδικότητα γεγονός που δικαιολογείται λόγω των διαφορών των διαστάσεών τους. Παρατηρώντας προς τα ΒΑ, οι πτυχές αυτές παρουσιάζουν ασύμμετρη γεωμετρία, αναπτύσσοντας και τους δύο τύπους ασύμμετρων πτυχών: τον τύπο Ζ ή δεξιόστροφης ροπής (Εικ. 5.22, α, γ), οι οποίες έχουν ροπή προς τα ΝΑ και τον τύπο S ή αριστερόστροφης ροπής (Εικ. 5.22, β, δ), οι οποίες έχουν ροπή προς τα ΒΔ. Οι ασύμμετρες πτυχές τύπου Ζ εμφανίζουν κοντά σκέλη τα οποία φαίνεται να περιστρέφονται με τη διεύθυνση περιστροφής των δεικτών του ρολογιού, σε σχέση με τα μακριά τους σκέλη. Αντιθέτως, οι ασύμμετρες πτυχές τύπου S, φαίνεται να περιστρέφονται αντίθετα από την φορά περιστροφής των δεικτών του ρολογιού. Επιπλέον οι ασύμμετρες πτυχές (Ζ, S) εμφανίζονται ως παρασιτικές σε μεγασκοπικά αντίκλινα και σύγκλινα. Όπως φαίνεται στο γεωλογικό χάρτη (Εικ. 5.2) και τη γεωλογική τομή (Εικ. 5.7), η οποία έχει γίνει σχεδόν εγκάρσια στις λιθολογικές επαφές, μπορεί κανείς να πει πως η Βόρεια Σίφνος δομείται από διαδοχικά ανεστραμμένα αντίκλινα και σύγκλινα όπου τα αξονικά τους επίπεδα είναι παράλληλα στο επίπεδο της φολίωσης S 3 και οι άξονες τους διευθύνονται σχεδόν παράλληλα με την κρυσταλλική γράμμωση έκτασης L 3. Από τη γεωλογική τομή της εικόνας 5.7 φαίνεται ότι οι μεγασκοπικές F 3 πτυχές παρουσιάζουν συστηματικά ασυμμετρία τύπου Ζ. Αντίθετα ασύμμετρες πτυχές τύπου S αναπτύσσονται στο μεσοσκοπικό πεδίο ως παρασιτικές πτυχές στα αντεστραμμένα κοντά σκέλη αντικλίνων και συγκλίνων (Εικ. 5.7)

69 Εικόνα Στερεοδιάγραμμα (προβολή κατώτερου ημισφαιρίου-ίσων επιφανειών) της στατιστικής επεξεργασίας των αξόνων των F3 πτυχών της περιοχή μελέτης. Ισοπληθείς ανά 0,5, 1, 1,5, 2, 2,5%. Πλήθος μετρήσεων: 107. Στο δίκτυο προβολών της εικόνας 5.21, παρατηρείται η κατανομή των αξόνων F 3 πτυχών που μετρήθηκαν κατά την υπαίθρια εργασία. Από τη στατιστική επεξεργασία των αξόνων προκύπτει ότι η γενική διεύθυνση βύθισης είναι ΒΑ-ΝΔ. Οι γωνίες βύθισης ποικίλουν και κυμαίνονται από 10-40, με μέση γωνία βύθισης περίπου τις 25. Οι άξονες των F 3 πτυχών φαίνεται να είναι παράλληλοι ή σε μικρή γωνία με τις κρυσταλλικές γραμμώσεις L

70 Εικόνα Ασύμμετρες πτυχές F3. (α), τύπου Ζ σε γλαυκοφανίτες, (β) τύπου S σε ενδιάστρωση γλαυκοφανιτών μέσα σε όξινους ορθογνεύσιους, (γ) τύπου Ζ σε ασβεστιτικά μάρμαρα και (δ) τύπου S σε ασβεστιτικά μάρμαρα Εντοπισμός παραμόρφωσης (Strain localization) Η ένταση της φολίωσης S 3 παρουσιάζει ετερογένεια. Το γεγονός αυτό οφείλεται πιθανά σε δύο παράγοντες τη σκληρότητα των πετρωμάτων και τον εντοπισμό της παραμόρφωσης. Όσον αφορά τον πρώτο παράγοντα εξετάστηκε κατά την υπαίθρια εργασία η σχέση σκληρότητας και πυκνότητας φολίωσης όπου εντοπίστηκαν και χαρτογραφήθηκαν λιθολογίες οι οποίες παρουσιάζουν διαφορές στη σκληρότητα. Οι διαφορές οφείλονται κυρίως στα ορυκτά που συμμετέχουν στα πετρώματα αυτά. Για παράδειγμα, οι όξινοι ορθογνεύσιοι αποτελούνται κυρίως από χαλαζία και αστρίους σε αντίθεση με τους σχιστόλιθους (γλαυκοφανιτικούς και μαρμαρυγιακούς), οι οποίοι αποτελούνται από μπλε αμφίβολο και λευκό μαρμαρυγία. Συνεπώς, οι σχιστόλιθοι παρουσιάζουν μικρότερη σκληρότητα σε σχέση με τους όξινους ορθογνέυσιους καθώς και τα μάρμαρα, με αποτέλεσμα η ένταση της φολίωσης να μεγαλώνει σε αυτές τις λιθολογίες

71 Η υπαίθρια εργασία έδειξε επίσης ότι η πυκνότητα των επίπεδων ιστολογικών στοιχείων είναι σε ορισμένες περιπτώσεις υψηλότερη στα σκληρότερα πετρώματα και συνεπώς είναι αποτέλεσμα του εντοπισμού της παραμόρφωσης μέσα σε ζώνες. Κατά την υπαίθρια εργασία παρατηρήθηκαν και χαρτογραφήθηκαν μια σειρά από D 3 πλαστικές ζώνες διάτμησης (ductile shear zones), που εμφανίζονται στο γεωλογικό χάρτη της εικόνας 5.2. Συγκεκριμένα τέτοιες πλαστικές ζώνες διάτμησης εντοπίστηκαν στα ακρωτήρια Ψαρομπίτημα, Πέντζουλας και Τραγουδιστής (Εικ. 5.23), στο κεντρικό τμήμα της περιοχής μελέτης στη περιοχή Άσπρη Βίγλα και Βρουλίδια, στη Χερρόνησο και στη περιοχή της Παρασκευής το Πετάλι. Σε αυτές παρατηρήθηκαν ότι τα πετρώματα είναι μυλωνιτοποιημένα και παρουσιάζουν εντονότερη παραμόρφωση σε σχέση με τα περιβάλλοντα πετρώματα. Στη γεωλογική τομή, επίσης, φαίνεται και η διαφορά στην ένταση της φολίωσης, με πύκνωσή της σε S 3 μυλωνιτική (S 3m) σε πλαστικές ζώνες διάτμησης. Ωστόσο, στις D 3 πλαστικές ζώνες διάτμησης, τα όρια της ζώνης είναι πολλές φορές συγκεχυμένα και η μετάβαση από τους S 3 μυλωνίτες προς τα ηπιότερα φολιωμένα πετρώματα γίνεται ακανόνιστα. Ο εντοπισμός της παραμόρφωσης περιγράφεται επίσης από τις μεταβολές στη γεωμετρία των μεσοσκοπικών F 3 πτυχών οι οποίες προοδευτικά γίνονται ισοκλινείς προσεγγίζοντας τις πλαστικές ζώνες διάτμησης. Επιπλέον, οι πλαστικές ζώνες διάτμησης έχουν ως επί το πλείστον ΒΑ-ική διεύθυνση. Όσον αφορά τη γενετική σχέση των F 3 πτυχών και των D 3 πλαστικών ζωνών διάτμησης, όπως φαίνεται στην τομή (Εικ. 5.7), αυτές διέρχονται σχεδόν παράλληλα με τα αξονικά επίπεδα των F 3 πτυχών με αποτέλεσμα να κόβουν τα κοινά σκέλη των αντικλίνων και των συγκλίνων. Η F 3 πτύχωση, εκτός από τα επίπεδα της φολίωσης S 2, επηρεάζει και την D 2 επωθητική επαφή (Εικ. 5.7). Η πτύχωση της D 2 επωθητικής επαφής έχει ως αποτέλεσμα την αντιστροφή της ακολουθίας και την τοποθέτηση της ενότητας των μαρμάρων πάνω στη μετα-ηφαιστειοιζηματογενή ενότητα (Εικ. 5.2, 5.7, 5.23). Αυτό παρατηρήθηκε στο κεντρικό τμήμα της περιοχής μελέτης, στα ακρωτήρια Ψαρομπίτημα και Πέντζουλας και στης Παρασκευής το Πετάλι. Στις πλαστικές ζώνες διάτμησης που εμφανίζονται στις περιοχές Χερρόνησος, Άσπρη Βίγλα και βόρεια του όρμου Βρουλίδια (Άγιος Φίλιππος), παρατηρείται ότι τα δολομιτικά μάρμαρα επωθούνται πάνω σε μια λεπτή ζώνη γλαυκοφανιτών, οι οποίοι υπέρκεινται των ασβεστιτικών μαρμάρων (Εικ. 5.2, 5.7). Τέλος, στο ακρωτήριο Τραγουδιστής φαίνεται ότι τα δολομιτικά μάρμαρα επωθούνται στα ασβεστιτικά μάρμαρα (Εικ. 5.24). Σε αυτή τη ζώνη εμφανίζονται τόσο μυλωνίτες (από μερικά έως δεκάδες μέτρα) όσο και κατακλασίτες. Μέσα στην κατακλαστική ζώνη, στην επαφή των δύο μαρμάρων, εντοπίστηκε μια μικρή λωρίδα όξινων ορθογνευσίων της τάξης των λίγων εκατοστών, γεγονός που δεν τους καθιστά χαρτογραφίσιμους. Η ύπαρξη κατακλασιτών στη ζώνη του Τραγουδιστή, οδηγεί στο συμπέρασμα πως αυτή η ζώνη ξεκίνησε

72 σε πλαστικές συνθήκες παραμόρφωσης (λόγω των μυλωνιτών) και συνέχισε να λειτουργεί σε συνθήκες εύθραυστης παραμόρφωσης. Εικόνα Αριστερά: Μυλωνιτοποιημένα ασβεστιτικά μάρμαρα του ακρωτηρίου Πέντζουλας. Δεξιά: Μυλωνιτοποιημένοι γλαυκοφανιτικοί σχιστόλιθοι στην ίδια περιοχή. Οι δύο αυτές μυλωνιτοποιημένες λιθολογίες βρίσκονται σε επαφή (κόκκινη στικτή γραμμή). Από την περιοχή αυτή διέρχεται μια D3 πλαστική ζώνη διάτμησης. Εικόνα Γραμμές ολίσθησης (με κόκκινη γραμμή) σε δολομιτικά μάρμαρα που δείχνουν κίνηση προς τα ΒΑ, με τοποθέτηση των δολομιτικών μαρμάρων πάνω στα ασβεστιτικά. Στην επαφή τους βρέθηκαν μυλωνίτες και κατακλασίτες, καθώς και μικρή εμφάνιση γνευσίων

73 Κινηματική ανάλυση Η φορά κίνησης που σχετίζεται με τη D 3 φάση παραμόρφωσης προσδιορίστηκε τόσο μεσοσκοπικά όσο και μικροσκοπικά. Η μικροσκοπική παρατήρηση έγινε με τη μελέτη λεπτών τομών, οι οποίες κατασκευάστηκαν παράλληλα στην κρυσταλλική γράμμωση L 3 και κάθετα στα επίπεδα της S 3 φολίωσης (επίπεδο ΧΖ του ελλειψοειδούς της παραμόρφωσης). Οι κινηματικοί δείκτες που αναγνωρίστηκαν και θα περιγραφούν στη συνέχεια είναι δ- τύπου πορφυροκλάστες, σ-τύπου πορφυροκλάστες, ιχθυόσχημοι μαρμαρυγίες (mica fish), και ταινιωτές δομές (S/C structures). δ- τύπου πορφυροκλάστης: Ένας τύπος κινηματικού δείκτη που εντοπίστηκε κατά τη διάρκεια της κινηματικής ανάλυσης είναι ο δ- τύπου πορφυροκλάστης. Συγκεκριμένα στην εικόνα 5.25 α, φαίνεται ένας δ-τύπου πορφυροκλάστης σε μυλωνιτοποιημένα ασβεστιτικά μάρμαρα στο ακρωτήριο Τραγουδιστής. Το δολομιτικό υλικό που συνθέτει τον κινηματικό δείκτη, λογικά προϋπήρχε στα ασβεστιτικά μάρμαρα πιθανώς ως φακός. Το δολομιτικό υλικό, κατά την περιστροφή λόγω της D 3 φάσης παραμόρφωσης, δημιούργησε αποφύσεις οι οποίες δημιούργησαν εγκολπώσεις, με αποτέλεσμα το τελικό τους δ- σχήμα. Από τη μεσοσκοπική ανάλυση, η διεύθυνση κίνησης που προκύπτει είναι προς τα ανατολικά βορειοανατολικά. σ-τύπου πορφυροκλάστης: Στην εικόνα 5.25β και 5.25στ, παρουσιάζονται σ- τύπου πορφυροκλάστες τόσο μεσοσκοπικά (β) όσο και μικροσκοπικά (στ). Στην εικόνα 5.25β από το ακρωτήρι Πέντζουλας, ο πορφυροβλάστης συνθέτεται από γρανάτη σε όξινους ορθογνεύσιους, ενώ στην εικόνα 5.25στ από την περιοχή της Παρασκευής το Πετάλι, σε γλαυκοφανίτες. Και στις δύο περιπτώσεις, η αναγνώριση έγινε μέσω των σκιών της παραμόρφωσης (stain shadows) που δημιουργήθηκαν κατά την κίνηση και έχουν σ-γεωμετρία. Οι πλειοψηφία των τύπου-σ πορφυροκλαστών υποδηλώνουν κίνηση προς τα βορειοανατολικά. Ιχθυόσχημοι μαρμαρυγίες: Στα δείγματα που εξετάστηκαν στο μικροσκόπιο βρέθηκαν ιχθυόσχημοι μαρμαρυγίες. Ωστόσο, η συχνότητά τους είναι περιορισμένη σε σχέση με τους άλλους κινηματικούς δείκτες. Στην εικόνα 5.25 γ, ο ιχθυόσχημος μαρμαρυγίας φαίνεται πως έχει κλιμακωτή γεωμετρία, χαρακτηριστικό σχεδόν της πλειοψηφίας των ιχθυόσχημων μαρμαρυγιών που εντοπίστηκαν στις λεπτές τομές. Η ερμηνεία του συγκεκριμένου κινηματικού δείκτη δείχνει κίνηση προς τα βορειοανατολικά. Ταινιωτές δομές (S/C): Στις διατμητικές ζώνες η παραμόρφωση και η μετατόπιση είναι ετερογενείς και αυτή η ετερογένεια εντείνεται όταν προϋπάρχει σχιστότητα στο πέτρωμα. Οι κινήσεις στα πετρώματα αυτά γίνονται πάνω στα επίπεδα της σχιστότητας προκαλώντας την στροφή της με αποτέλεσμα τη δημιουργία νέων, δεύτερης τάξης επιφανειών (C), οι οποίες είναι παράλληλες στη διατμητική ζώνη. Στην εικόνα 5.25δ,ε παρουσιάζονται τέτοιες ταινιωτές δομές

74 S/Cόπως φαίνονται στο πολωτικό μικροσκόπιο. Οι δομές έχουν σχηματιστεί σε φολιωμένα πετρώματα. Από την κινηματική ανάλυση των δομών αυτών η κίνηση είναι προς τα βορειοανατολικά. Εικόνα α) Πορφυροβλάστης δολομίτη τύπου δ σε ασβεστιτικά μάρμαρα στο ακρωτήρι Τραγουδιστής, β) πορφυροβλάστης γρανάτη τύπου σ από το ακρωτήρι Πέντζουλας, γ) ιχθυόσχημος μαρμαρυγίας όπως φαίνεται στα διασταυρούμενα Nicols, δ και ε ) S/C δομές σε διασταυρούμενα Nicols και στ) πορφυροβλάστης γρανάτη τύπου σ, όπως φαίνεται στο πολωτικό μικροσκόπιο στα διασταυρούμενα Nicols. Η κινηματική ανάλυσης της D 3 φάση παραμόρφωσης επικεντρώθηκε στη μεταηφαιστειο-ιζηματογενή ενότητα, τόσο σε γλαυκοφανίτες όσο και σε όξινους ορθογνευσίους. Σε

75 μεσοσκοπική κλίμακα η ανάλυση έγινε σε περίπου 40 θέσεις. Η πλειοψηφία των κινηματικών δεικτών που παρουσιάζουν ασυμμετρία έδειξαν κίνηση προς τα ΒΑ. Ωστόσο, υπήρχαν και θέσεις στις οποίες η ασυμμετρία υποδηλώνει κίνηση προς τα ΝΔ, αλλά και θέσεις όπου δεν υπήρχε ασυμμετρία στους κινηματικούς δείκτες που εντοπίστηκαν κατά την υπαίθρια εργασία. Όσον αφορά τη μικροσκοπική παρατήρηση, συλλέχθηκαν 15 δείγματα, που χαρακτηρίζονται από την L 3 κρυσταλλική γράμμωση. Από την ανάλυσή τους, με βοήθεια του πολωτικού μικροσκοπίου, προέκυψε ότι περίπου το 60% των ασύμμετρων κινηματικών δεικτών (σ- και δ- τύπου προφυροκλάστες, ιχθυόσχημοι μαρμαρυγίες και S/C δομές), υποδεικνύουν ότι η κίνηση έγινε προς τα ΒΑ, ενώ κάποιοι δείχνουν κίνηση προς τα ΝΔ. Τέλος, υπήρχαν θέσεις στις οποίες η κινηματική είτε δεν ήταν ξεκάθαρη (φαίνεται να γίνεται και προς τα ΒΑ και ΝΔ) είτε δεν μπορούσε να αναλυθεί λόγω της συμμετρίας των κινηματικών δεικτών. Συνολικά, όμως, η κίνηση που συνδέεται με την D 3 φάση παραμόρφωσης είναι η ΒΑ διεύθυνση Μετάβαση από τις συνθήκες εκλογιτικής-γλαυκοφανιτικής φάσης σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης Πρέπει να αναφερθεί πως σε μερικά σημεία στη Βόρεια Σίφνο παρουσιάζονται στοιχεία εκτεταμένης ανάδρομης μεταμόρφωσης σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης ή συνύπαρξη ορυκτών φάσεων που δηλώνουν μετάβαση από την κυανοσχιστολιθική στην πρασινοσχιστολιθική φάση. Χαρακτηριστική περιοχή εμφάνισης πετρωμάτων με τέτοια ορυκτά είναι της Παρασκευής το Πετάλι, όπου η επιρροή της ανάδρομης αυτής μεταμόρφωσης επικεντρώνεται κυρίως σε μια ζώνη. Από τη μικροσκοπική ανάλυση (με τη χρήση πολωτικού μικροσκοπίου) παρατηρήθηκε πως ο γλαυκοφανής φαίνεται να σπάει και είτε να μεταβαίνει σε ένα πιο μπλε χρώμα στα περιθώριά του, χαρακτηριστικό του μαγνησιοριβεκίτη (Εικ. 5.27, α), είτε να αντικαθίσταται προοδευτικά από το ορυκτό ακτινόλιθο (χαρακτηριστικό ορυκτό της πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης, Εικ β), ενώ και το επίδοτο, ο αλβίτης και ο χλωρίτης (Εικ γ) κάνουν την εμφάνισή τους στην βασική παραγένεση αυτών των πετρωμάτων. Επιπλέον, το χρώμα των πετρωμάτων φαίνεται να αλλάζει και ειδικά στη μεταηφαιστειο-ιζηματογενή (ΜΗΙΖ) ενότητα περνάει σταδιακά από το μπλε της γλαυκοφανιτικής φάσης σε πράσινο, όσο μεταβαίνει σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης

76 Εικόνα Ορυκτά που ορίζουν την φολίωση S3. (α) Σπασμένος κρύσταλλος γλαυκοφανής, ο οποίος στα περιθώρια του φαίνεται να έχει ένα σκούρο μπλε χρώμα (μαγνησιοριβεκίτης), (β) Κρύσταλλοι γλαυκοφανή που στα περιθώριά τους αντικαθίστανται από το ορυκτό ακτινόλιθος και (γ) chl: χλωρίτης που φαίνεται να ορίζει την φολίωση S

77 5.2.4 D4 φάση παραμόρφωσης- εύθραυστες συνθήκες Το τελευταίο κύριο παραμορφωτικό γεγονός που χαρακτηρίζει τη Βόρεια Σίφνο είναι η ανάπτυξη ρηξιγενών δομών, τόσο μεγασκοπικής κλίμακας όσο και μεσοσκοπικής κλίμακας. Η αναγνώριση των ρηξιγενών αυτών δομών γίνεται μέσω της μετατόπισης των οριζόντων καθώς και μέσω της ύπαρξη κατακλασιτών μέσα στις ρηξιγενείς ζώνες. Στην εικόνα 5.28, φαίνεται η κατανομή των κανονικών ρηγμάτων. Από τη στατιστική επεξεργασία των επιπέδων των ρηγμάτων προκύπτει ότι έχουν δύο κύριες διευθύνσεις κλίσεως ΒΑ-ΝΔ και ΒΔ-ΝΑ με την ΒΔ-ΝΑ διεύθυνση να είναι η επικρατέστερη διεύθυνση στη περιοχή μελέτης. Οι κλίσεις των ρηγμάτων ποικίλουν και κυμαίνονται από με μέση τιμή κλίσης περίπου τις 25. Τα ρήγματα δείχνουν χαρακτηριστικά εύθραυστων συνθηκών. Στη εικόνα 5.29, φαίνεται ότι μέσα στη ζώνη του ρήγματος παρατηρείται και εμφάνιση χαλαζίτη. Εικόνα Στερεοδιάγραμμα (προβολή κατώτερου ημισφαιρίου-ίσων επιφανειών), στο οποίο περιγράφεται η χωρική κατανομή των πόλων των ρηγμάτων που μετρήθηκαν στην περιοχή μελέτης. Ισοπληθείς ανά 0,5, 1, 1,5, 2, 2,5%. Πλήθος μετρήσεων:

78 Εικόνα Επίπεδο κανονικού ρήγματος καθώς και φλέβα χαλαζίτη σε αυτό

79 - 68 -

80 6. ΣΥΝΘΕΣΗ ΑΠΟΤΕΛΕΣΜΑΤΩΝ-ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 6.1 Σύνθεση αποτελεσμάτων Η D 2 φάση παραμόρφωσης χαρακτηρίζεται από μια ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης κρυσταλλικής γράμμωσης L 2, η οποία συνδέεται με κίνηση προς τα ΝΑ. Όμως, η διεύθυνση της γράμμωσης αυτή θα μπορούσε να είναι αποτέλεσμα του επαναπροσανατολισμού των στοιχείων της D 2 φάσης παραμόρφωσης λόγω επακόλουθων παραμορφωτικών φάσεων. Παρόλα αυτά, οι ακόλουθοι λόγοι δείχνουν η γράμμωση L 2 υποδηλώνει την πραγματική διεύθυνση κίνησης κατά την D 2 φάση παραμόρφωσης. (α) Η L 2 γράμμωση μετρήθηκε επιλεκτικά σε σημεία με περιορισμένη επίδραση από την D 3 φάση παραμόρφωσης. Επιπλέον, η κινηματική ανάλυση της φάσης αυτής έγινε σε περιοχές που δεν εμφανίζουν επιρροές από μετέπειτα φάσεις παραμόρφωσης, χρησιμοποιώντας ποικίλους αξιόπιστους κινηματικούς δείκτες που υποδηλώνουν πως η κίνηση έγινε προς τα ΝΑ. (β) Από τη στατιστική ανάλυση των L 2 γραμμώσεων παρατηρείται ένα ισχυρό μέγιστο στη διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ, το οποίο δεν θα έπρεπε να εμφανίζεται αν υπήρχε επαναπροσανατολισμός της γράμμωσης. (γ) Οι F 3 πτυχές έχουν άξονες κάθετους στην L 2 γράμμωση και ως εκ τούτου ακόμα και μια περιστροφή των κοντών σκελών της τάξης των 180 δεν φαίνεται να επηρεάζει τη διεύθυνση της L 2 γράμμωσης. (δ) Στα μακρά σκέλη των πτυχών παρατηρείται πως η φολίωση μεταβαίνει σε μια σύνθετη φολίωση S 2/3 γεγονός που δείχνει πως δεν υπάρχει σημαντική περιστροφή της γράμμωση L 2. (ε) Παρόμοια διεύθυνση κίνησης αναφέρεται για πρώιμες φάσης παραμόρφωσης και σε άλλα νησιά των Κυκλάδων (Ridley 1982) και στην Εύβοια (Xypolias et al. 2012). Συνεπώς, η επώθηση της υποκείμενης μετα-ηφαιστειο-ιζηματογενούς ενότητας (ΜΗΙΖ) πάνω στα υπερκείμενα μάρμαρα κατά τη διάρκεια της D 2 φαίνεται να έγινε με μια ΝΑ-ικής διεύθυνσης κίνηση. Αυτή η D 2 επωθητική επαφή (Εικ. 7.1, β) αποτελεί το σημαντικότερο γεγονός που συνέβη κατά τη διάρκεια της D 2 φάσης παραμόρφωσης. Η επαφή αυτή αναφέρεται ως επώθηση διότι ο πολλαπλασιασμός των ενοτήτων δεν θα μπορούσε να είναι αποτέλεσμα ενός γεγονότος διαστολής. Παρόλο που δεν έγινε συστηματική πετρολογική ανάλυση, υπάρχουν κάποιες μικροτεκτονικές παρατηρήσεις για τις συνθήκες που συνέβη η D 2 φάση παραμόρφωσης, χωρίς όμως να μπορεί να προσδιοριστούν με ακρίβεια. Από τα αποτελέσματα της μικροσκοπικής ανάλυσης της παρούσας εργασίας, βρέθηκε πως οι γρανάτες δημιουργήθηκαν μεταξύ της D

81 και D 2 φάσης παραμόρφωσης (intertectonic growth). Λαμβάνοντας υπόψη τους Dragovic et al. (2015), η κύρια ανάπτυξη των γρανατών συνέβη στις μέγιστες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας της εκλογιτικής- κυανοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης. Επομένως, συμπεραίνεται η επαφή μεταξύ της μετα-ηφαιστειο-ιζηματογενούς ενότητας και των μαρμάρων δημιουργήθηκε κατά τις μέγιστες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας, ή έστω λίγο μετά από αυτές. Το γεγονός πως η φολίωση S 2 ορίζεται από τα ορυκτά ομφακίτης και γλαυκοφανής, τα οποία περιέχονται στην κύρια παραγένεση του μέγιστου της μεταμόρφωσης, καθώς και η πλήρης ανάπτυξη των γρανατών συνυγορούν στο συμπέρασμα πως η D 2 φάση παραμόρφωσης συνδέεται με το μέγιστο βάθος της καταβύθισης, χωρίς όμως να προσδιοριστούν με ακρίβεια οι συνθήκες μεταμόρφωσης. Εικόνα 7.1. Κύρια στάδια της παραμορφωτικής ιστορίας της Βόρειας Σίφνου. (α) Αρχική σχέση των μαρμάρων και της μετα-ηφαιστειο-ιζηματογενούς ενότητας, (β) D2 φάση παραμόρφωσης: δημιουργία της D2 επωθητικής επαφής, (γ) D3 φάση παραμόρφωσης: δημιουργία F3 πτυχών και (δ) δημιουργία των D3 πλαστικών ζωνών διάτμησης. Η D 3 φάση παραμόρφωσης αποτελεί το κύριο γεγονός πλαστικής παραμόρφωσης στη Βόρεια Σίφνο και θεωρείται υπαίτια για τον εκταφιασμό των HP-πετρωμάτων στη περιοχή της

82 Βόρειας Σίφνου. Η δράση της D 3 φαίνεται να ξεκίνησε στο πεδίο σταθερότητας του γλαυκοφανή και συνέχισε έως την πρασινοσχιστολιθική φάση. Η S 3 φολίωση είναι η πιο κοινή δομή που συναντάται σε αυτή τη φάση και ορίζεται κυρίως από ορυκτά όπως γλαυκοφανής και λευκός μαρμαρυγίας ενώ τοπικά ορίζεται από ορυκτά χαρακτηριστικά πρασινοσχιστολιθικής φάσης όπως χλωρίτη και επίδοτο. Το γεγονός αυτό δείχνει τη μετάβαση από το πεδίο σταθερότητας του γλαυκοφανή σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης, με συνεχώς μειούμενες πιέσεις και θερμοκρασίες. Σε κάποιες θέσεις παρατηρείται πως τα επίπεδα της S 3 φολίωσης φαίνονται να παραλληλίζονται με το μακρύ σκέλος της, δημιουργώντας έτσι μια σύνθετη φολίωση S 2/3 (Εικ. 7.1, γ). Βέβαια, υπάρχουν θέσεις στις οποίες ο λόγος αυτού του παραλληλισμού είναι η ισοκλινής πτύχωση. Η D 3 φάση παραμόρφωσης χαρακτηρίζεται από μια ΒΑ-ΝΔ-ικης διεύθυνσης L 3 γράμμωσης. Η κινηματική ανάλυση έδειξε πως η γράμμωση αυτή συνδέεται με κίνηση προς τα ΒΑ. Σημαντικό γεγονός της φάσης αυτής είναι η πτύχωση των επαφών με αποτέλεσμα τη δημιουργία μεγάλης κλίμακας αντικλίνων σε όλη την έκταση της περιοχής μελέτης. Από τη στατιστική επεξεργασία των F 3 αξόνων των πτυχών παρατηρείται πως οι άξονες των αντικλίνων φαίνεται να είναι υπο-παράλληλοι ή σε μικρή γωνία σε σχέση με τη διεύθυνση της γράμμωσης L 3. Επιπλέον, σημαντική είναι και η δημιουργία μιας σειράς από πλαστικές ζώνες διάτμησης επωθητικού χαρακτήρα οι οποίες κόβουν τα κοινά σκέλη αντικλίνων και συγκλίνων και συνδέονται με την κίνηση προς τα ΒΑ, με αποτέλεσμα τον πολλαπλασιασμό των ενοτήτων (Εικ. 7.1, δ). Όσον αφορά τον παραλληλισμό των L 3 γραμμώσεων και των F 3 αξόνων πτυχών, αυτός μπορεί να εξηγηθεί με διάφορους μηχανισμούς. (α) Ο μηχανισμός που αναφέρεται σε συνθήκες γενικής σύσφιξης υποστηρίζει πως για να είναι οι άξονες των πτυχών παράλληλοι στην γράμμωση θα πρέπει να υπάρχει διαστολή στη διεύθυνση της κίνησης και συστολή κάθετα σε αυτή. Σε αυτή τη περίπτωση απαιτείται η ύπαρξη L-τεκτονιτών (Passchier et al. 1997, Kobberger & Zulauf 1995, Zulauf & Zulauf 2005). (β) Ένας άλλος μηχανισμός αναφέρεται σε ορίζοντες όπου η παράταξή τους είναι παράλληλη στην διεύθυνση της κίνησης, με αποτέλεσμα όταν παραμορφωθούν, οι άξονες των πτυχών να παραλληλίζονται με την γράμμωση (Froitzheim 1992, Grujic & Moncktelow 1995, Fossen 2010, Xypolias et al. 2013). (γ) Η προοδευτική περιστροφή των αξόνων των πτυχών προς τη διεύθυνση της κίνησης λόγω διάτμησης είναι ένας ακόμη μηχανισμός. Σε αυτή την περίπτωση οι άξονες εμφανίζονται καμπυλόγραμμοι, ενώ απαιτείται μεγάλο ποσό παραμόρφωσης για να επιτευχθεί αυτό (Sanderson 1973, Escher & Watterson 1974, Bell 1978, Williams 1978, Alsop 1992). (δ) Τέλος, ο παραλληλισμός των αξόνων των πτυχών στη διεύθυνση της γράμμωσης μπορεί να οφείλεται σε πτυχές που δημιουργούνται λόγω μεταβολών στο πεδίο των ταχυτήτων (Coward & Potts 1983, Xypolias & Alsop 2014). Στη

83 διεύθυνση της κίνησης στο κεντρικό σημείο αναπτύσσονται οι μέγιστες ταχύτητες με αποτέλεσμα να δημιουργούνται ράμπες πάνω στις οποίες συσσωρεύεται υλικό. Οι πτυχές που δημιουργούνται στις ράμπες είναι υπο-παράλληλες στην κίνηση αλλά έχουν διαφορετική ροπή εκατέρωθεν αυτών. Ο μηχανισμός γένεσης πτυχών σε συνθήκες γενικής σύσφιξης δεν φαίνεται να ταιριάζει στις πτυχές που αναγνωρίστηκαν στην περιοχή διότι δεν αναγνωρίστηκαν L-τεκτονίτες στη Βόρεια Σίφνο. Επιπλέον, κατά τους Fletcher & Bartley (1994), οι ανοιχτές πτυχές είναι όρθιες και στη συνέχεια, όταν παραμορφώνονται γίνονται σφιχτές. Παρόλα αυτά στην περιοχή μελέτης εντοπίστηκαν ανοιχτές πτυχές όπου οι άξονές τους είναι παράλληλοι στη διεύθυνση της γράμμωσης L 3. Ο μηχανισμός που αναφέρεται στην προοδευτική περιστροφή των αξόνων των πτυχών προς τη διεύθυνση της κίνησης απαιτεί πολύ μεγάλη παραμόρφωση (γ 15), ενώ στην ενότητα των Κυανοσχιστολίθων για τις Κυκλάδες η μέγιστη παραμόρφωση είναι <3-4 (Ziv et al. 2010). Οι άξονες των F 3 πτυχών είναι ευθύγραμμοι ή ελαφρώς καμπυλωμένοι κάτι το οποίο δεν συνάδει με το αποτέλεσμα που θα έπρεπε να υπήρχε από την προοδευτική περιστροφή των πτυχών παράλληλα στην κίνηση. Τα γεωμετρικά χαρακτηριστικά των F 3 πτυχών που αναγνωρίστηκαν και περιγράφηκαν σε προηγούμενο κεφάλαιο, πιθανώς υποδηλώνουν πως οι πτυχές αυτές οφείλονται σε αλλαγές στο πεδίο των ταχυτήτων. 6.2 Τεκτονική σημασία Στάδιο καταβύθισης Μια ακολουθία παρόμοιων παραμορφωτικών φάσεων με αυτές που αναγνωρίσθηκαν στην παρούσα εργασία περιγράφηκαν σε προηγούμενες έρευνες για τη Σίφνο και τη Σύρο (Trotet et al. 2001, Rosenbaum et al. 2002) καθώς και για την Εύβοια (Xypolias et al. 2012). Όσον αφορά τις συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας τα αποτέλεσμα της εργασίας έρχονται σε συμφωνία με τους Trotet et al. (2001) και Rosenbaum et al. (2002), οι οποίοι προτείνουν ότι η D 2 φάση παραμόρφωσης στη Σύρο και τη Σίφνο συνέβη στις μέγιστες συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας ή έστω λίγο μετά από αυτές. Πρέπει να αναφερθεί πως η γράμμωση με διεύθυνση προς τα ΑΝΑ αναγνωρίστηκε από τους Neubauer & Gensen (2004) σε μαζώδεις εκλογίτες της Σίφνου. Όσον αφορά τη διεύθυνση της κίνησης που χαρακτηρίζει τη D 2 φάσης παραμόρφωσης, κατά τη διάρκεια του Ηωκαινικού HP-μεταμορφισμού, οι Trotet et al. (2001) υποστηρίζουν πως έγινε πως τα ΒΑ. Όμως στην περιοχή μελέτης οι γραμμώσεις με ΒΑ διεύθυνση που εντοπίστηκαν φαίνεται να δημιουργήθηκαν σε επόμενη φάση παραμόρφωσης

84 (D 3). Η διεύθυνση κίνησης προς τα ΝΑ είναι σε συμφωνία με την άποψη του Ridley (1982,1986) για την Σύρο και των Xypolias et al. (2012) για την Εύβοια όπου προτείνουν επωθητικά γεγονότα με κίνηση προς τα ΝΑ. Γενικά, η ανατολικά διευθυνόμενη κίνηση καλυμμάτων κατά τη διάρκεια του Ηωκαίνου περιγράφεται από τους Ring et al. (1999b) για τη Σάμο και από τους Rimmele et al. (2003) για τα καλύμματα της Λυκίας (Εικ. 7.2). Αν υποθέσουμε λοιπόν, πως η διεύθυνση κίνησης προς τα ΝΑ, η οποία εντοπίζεται στη Βόρεια Σίφνο αλλά και σε άλλα νησιά, αντιπροσωπεύει γενικό χαρακτηριστικό της Αττικοκυκλαδικής Μάζας τότε συμπερασματικά αυτή είναι παράλληλη και όxι κάθετη στη γενική τεκτονική δομή των Ελληνίδων, όπως επίσης σημειώθηκε και από τον Ridley (1982). Για παράδειγμα, αν διορθωθεί η διεύθυνση της νεογενούς περιστροφής των (Kissel & Laj 1988, van Hinsbergen et al. 2005) η οποία επηρέασε τον ελλαδικό χώρο και τις δυτικές Κυκλάδες, η αναφερόμενη ΝΑ διεύθυνση κίνησης κατά το Ηώκαινο φαίνεται να είναι σε μεγάλη γωνία ή ακόμα και αντίθετη με τις ΝΝΔ διευθυνόμενες επωθήσεις της ζώνης της Πίνδου στις Εξωτερικές Ελληνίδες (π.χ Doutsos et al. 2006, Εικ. 7.2). Αυτή η διαφοροποίηση στην κινηματική έρχεται σε αντίθεση με την κοινή αλλά μη αποδεδειγμένη υπόθεση πως η ενότητα των Κυανοσχιστολίθων αποτελεί το μεταμορφικό ισοδύναμο της ζώνης Πίνδου (π.χ Papanikolaou 2009, Ring et al. 2010) και συνεπάγεται πλάγια σύγκλιση σε κάποια τμήματα του ορογενούς (Κυκλάδες) κατά το Παλαιόκαινο. Αυτό μπορεί να συμβεί είτε κατά μήκος μιας ζώνης καταβύθισης προς το Βορρά (Jolivet & Brun 2010) ή εναλλακτικά κατά μήκος μιας ζώνης καταβύθισης προς τα ΝΔ (Doutsos et al. 1993, Chatzaras et al. 2011) Στάδιο εκταφιασμού Η D 3 φάση παραμόρφωσης, που σχετίζεται με τον εκταφιασμό των πετρωμάτων κατά το Ολιγόκαινο-κάτω Μειόκαινο στη Σίφνο, έχει ως αποτέλεσμα το σχηματισμό μιας ΒΑ-ικης διεύθυνσης γράμμωσης, η οποία εντοπίζεται και σε άλλα νησιά των Κυκλάδων (Τrotet et al. 2001, Rosenbaum et al. 2002) καθώς και στην Εύβοια (Xypolias et al. 2012). Οι Ziv et al (2010) προτείνουν για την Άνδρο μια πτύχωση ΑΒΑ ικης διεύθυνσης, η οποία δημιουργείται στο πεδίο σταθερότητας του γλαυκοφανή και συγχρόνως με το πρώιμο στάδιο της ανάδρομης σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Η ΒΑ διεύθυνση που συνδέεται με την D 3 φάση παραμόρφωσης φαίνεται να είναι κάθετη με την NA διεύθυνση κίνησης της προηγούμενης φάσης παραμόρφωσης. Αυτό βέβαια μπορεί να οφείλεται, κοιτώντας σε μεγαλύτερη κλίμακα, σε αλλαγές στη σύγκλιση των λιθοσφαιρικών πλακών και στη σχετική κίνηση της Αφρικής με την Ευρώπη στην ανατολική Μεσόγειο κατά το Ηώκαινο-κάτω Ολιγόκαινο (π.χ. Dewey et al

85 1989). H BA διευθυνόμενη κίνηση των D 3 πλαστικών ζωνών διάτμησης επηρεάζει την D 2 επωθητική επαφή καθώς κόβει τα αντίκλινα στα κοινά σκέλη προκαλώντας πολλαπλασιασμό της ακολουθίας. Εικόνα 7.2. Απλοποιημένος γεωλογικός χάρτης του Νότιου Αιγαίου διορθωμένος από τη Νεογενή περιστροφή (τροποποιημένος από Garfunkel 2004) που δείχνει τη διεύθυνση κίνησης της ενότητας των Κυκλαδικών Κυανοσχιστολίθων, των καλυμμάτων της Λυκίας και της Ζώνης απωθήσεων της Πίνδου κατά τη διάρκεια του κάτω-μέσου Ηωκαίνου. Τα κινηματικά δεδομένα τοποθετήθηκαν στο χάρτη από τους Ridley (1982, 1986), Ring et al.(1999b), Rimmelé et al. (2003), Neubauer and Genser (2004), Doutsos et al.(2006) και Xypolias et al. (2012) (τροποποιημένος από Xypolias et al. 2012). Τα χαρακτηριστικά αυτά τα οποία είναι αναμεμενόμενα σε καθεστώς συστολής (Butler & Freeman 1996), υποστηρίζουν την άποψη ότι οι D 3 πλαστικές ζώνες διάτμησης λειτουργούν ως επωθητικές ζώνες. Συνεπώς, η μετάβαση από τη D 3 φάση παραμόρφωσης στη D 4 (η οποία συμβαίνει σε εύθραυστες συνθήκες) αντιστοιχεί στη μετάβαση από ένα καθεστώς συστολής σε διαστολή. Γι αυτό το λόγο η αποσυμπίεση κατά τη διάρκεια του Ολιγοκαίνου-Κάτω Μειοκαίνου της ενότητα των Κυανοσχιστολίθων κατά τη D 3 φαίνεται να συμβαίνει σε γεωτεκτονικό περιβάλλον συμπίεσης (Xypolias et al. 2013, Ring et al. 2007, Chatzaras et al. 2011, Keiter et al. 2011) παρά διαστολής σε συνθήκες εκταφιασμού. Αυτή η άποψη ενισχύεται και από την απουσία στοιχείων για σχηματισμό ολιγοκαινικών ιζηματογενών λεκανών διαστολής (Platt 1993). Επιπλέον, η διαστολή πίσω από το τόξο, η οποία είναι υπεύθυνη για το τελευταίο στάδιο του εκταφιασμού των HP πετρωμάτων στο κεντρικό Αιγαίο, ίσως συνέβη όχι πριν το μέσο