1. Εισαγωγή και σκοπός πτυχιακής εργασίας... 4

Transcript

1 1

2 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η παρούσα πτυχιακή εργασία πραγματεύεται την χαρτογράφηση και την κινηματική ανάλυση του τεκτονικού καλύμματος των κυανοσχιστολίθων της νήσου Σίφνου και συγκεκριμένα της ευρύτερης περιοχής της Χερρονήσου. Το θέμα ανατέθηκε από τον Επίκουρο Καθηγητή του Τμήματος Γεωλογίας Παρασκευά Ξυπολιά, ο οποίος ήταν ο επιβλέπων της εργασίας. Θα ήθελα να ευχαριστήσω τον Επίκουρο Καθηγητή Παρασκευά Ξυπολιά για την πολύτιμη συμβολή του στην κατανόηση γεωλογικών εννοιών, στην επίλυση αποριών κατά την διάρκεια τόσο της υπαίθριας εργασίας, η οποία πραγματοποιήθηκε το Οκτώβριο του 2012, όσο και κατά τη διάρκεια της συγγραφής της εργασίας. Επιπλέον, θα ήθελα να ευχαριστήσω σε αυτό το σημείο και τον Κωνσταντίνο Παπαπαύλου για την πολύτιμη βοήθεια του κατά την διάρκεια της εργασίας στην ύπαιθρο. 2

3 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ 1. Εισαγωγή και σκοπός πτυχιακής εργασίας Γεωλογική και τεκτονική επισκόπηση Γεωλογία Αττικοκυκλαδικής Μάζας Μεταμόρφωση Αττικοκυκλαδικής Μάζας Τεκτονική επισκόπηση Αττικοκυκλαδικής Μάζας Γεωλογία Νήσου Σίφνου Λιθολογία Σίφνου Τεκτονική επισκόπηση Σίφνου Γεωλογία της Βόρειας Σίφνου Λιθολογίες περιοχής μελέτης Τεκτονική ανάλυση της Βόρειας Σίφνου Συμπεράσματα Βιβλιογραφία. 35 3

4 1. Εισαγωγή και σκοπός πτυχιακής εργασίας Η Αλπική ορογενετική διαδικασία είναι αποτέλεσμα του κλεισίματος μιας σειράς ωκεάνιων λεκανών της Τηθύος και την μετέπειτα σύγκρουση των δύο μεγάλων ηπειρωτικών τεμαχών, της Ευρασίας και της Γκοντβάνα. Οι Ελληνίδες οροσειρές είναι μέρος και προέκταση των Αλπικών οροσειρών, χωρίζονται σε γεωτεκτονικές ζώνες, είναι δηλαδή μεγάλες γεωλογικές ενότητες που η κάθε μία από αυτές έχει τους δικούς της λιθολογικούς, παλαιογεωγραφικούς και τεκτονικούς χαρακτήρες. Από τα δυτικά προς τα ανατολικά διακρίνονται οι εξής γεωτεκτονικές ζώνες (Εικ.1): Εικόνα 1. Γεωτεκτονικός χάρτης της Ελλάδας. Με τα διαφορετικά χρώματα απεικονίζονται οι ισοτοπικές ζώνες ( 4

5 1) Η Ζώνη Παξών ή Προαπούλια 2) Η Ιόνια Ζώνη 3) Η Ζώνη Γαβρόβου-Τρίπολης 4) Η Ζώνη Ωλονού-Πίνδου 5) Η Ζώνη Παρνασσού-Γκιώνας 6) Η Ζώνη Βοιωτίας 7 Η Υποπελαγονική Ζώνη 8) ) Η Πελαγονική Ζώνη 9) Η Αττικοκυκλαδική Ζώνη ή Μάζα 10) Η Ζώνη Αξιού 11) Η Περιροδοπική Ζώνη 12) Η Ζώνη Ροδόπης 13) Η Σερβομακεδονική Ζώνη Οι πρώτες πέντε Ζώνες αποτελούν τις Εξωτερικές Ελληνίδες και οι υπόλοιπες τις Εσωτερικές Ελληνίδες. Η Σίφνος ανήκει στο νησιωτικό σύμπλεγμα των Κυκλάδων(Εικ.1). Αποτελεί μέρος των Εσωτερικών Ελληνίδων και συγκεκριμένα της Αττικοκυκλαδικής Ζώνης ή Μάζας, η οποία θεωρείται μία πολυμεταμορφική γεωτεκτονική ζώνη. Σκοπός αυτής της πτυχιακής εργασίας είναι η χαρτογράφηση της βόρειας περιοχής της Σίφνου, η τεκτονική ανάλυση της περιοχής αυτής, όπως επίσης και η μελέτη, ανάλυση και κατανόηση της δομής του καλύμματος κυανοσχιστολίθων στην Σίφνο. 5

6 2. Γεωλογική και τεκτονική επισκόπηση 2.1 Γεωλογία Αττικοκυκλαδικής Μάζας(ACM) H Αττικοκυκλαδική Μάζα είναι μια από τις ζώνες των Εσωτερικών Ελληνίδων και θεωρείται ως η προς νότο προέκταση της Πελαγονικής ζώνης. Αποτελείται από μια ακολουθία καλυμμάτων που τοποθετήθηκαν κατά τη διάρκεια του Άνω Ηωκαίνου και περιλαμβάνει κυρίως μεταμορφωμένα πετρώματα. Δομικά από κάτω προς τα πάνω διακρίνονται οι έξης τεκτονικές ενότητες: α) Η Ενότητα Βάσεως, β) Η Ενότητα γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων ή κυανοσχιστολίθων (CBU) και γ) Η Ανώτερη Ενότητα. (Εικ.2, Εικ.4). Ενότητα Βάσης Η κατώτερη παρα-αυτόχθονη ενότητα Βάσεως αντιπροσωπεύει μια αγχιμεταμορφωμένη έως μεταμορφωμένη ασβεστολιθική πλατφόρμα. Περιλαμβάνει Τριαδικής έως Άνω Κρητιδικής ηλικίας νηριτικούς ασβεστόλιθους που τοπικά εναλλάσσονται με μετακλαστικά πετρώματα στα ανώτερα μέλη της. Πάνω από την ανθρακική ακολουθία αποτίθεται σε στρωματογραφική συμφωνία φλύσχης του Παλαιογενούς. Η επώθηση της Ενότητας των κυανοσχιστολίθων πάνω στην ενότητα Βάσεως κατά το Άνω Ολιγόκαινο προκάλεσε μια ήπια υψηλής πίεσης μεταμόρφωση στην τελευταία. Η πλατφόρμα αυτή θεωρήθηκε από ορισμένους ερευνητές ως ομόλογη της Απούλιας πλατφόρμας (Papanikolaou, 1984, Katsikatsos et al., 1986), ενώ κατά άλλους ως μικροήπειρος ανάλογη με την μικροήπειρο Ολύμπου-Όσσας (Doutsos et al., 1993, Xypolias et al., 2003). Στην πρώτη περίπτωση όμως, επειδή η ακολουθία από το Τριαδικό έως το Παλαιογενές είναι συνεχής η άποψη αυτή δε συμβαδίζει με την ύπαρξη του ωκεανού της Πίνδου. Χαρακτηριστικές εμφανίσεις της ενότητας Βάσης βρίσκονται στα νησιά Εύβοια, Τήνος, Αμοργός και Σάμος. 6

7 Εικόνα 2.. Τεκτονοστρωματογραφική στήλη της Αττικοκυκλαδικής Μάζας. Ενότητα Κυανοσχιστολίθων Η ενότητα των γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων έχει πιθανότατα προκύψει από την μεταμόρφωση ενός πρωτολιθικού σχηματισμού αποτελούμενου από νηριτικούς ασβεστόλιθους, ψαμμιτικά προς πηλιτικά ιζήματα και βασικούς έως όξινους ηφαιστίτες Τα πετρώματα αυτά θεωρείται ότι αποτέθηκαν σ ένα Μεσοζωικό παθητικό περιθώριο. Η ενότητα των γλαυκοφανιτικών σχιστολίθων αποτελείται από δύο διακριτά καλύμματα/ενότητες που είναι γνωστά ως καλύμματα Στύρας και Όχης(Εικ.3). Η επαφή αυτών των δύο καλυμμάτων, η 7

8 επώθηση της Όχης όπως έχει παρατηρηθεί στην Εύβοια, είναι μια ζώνη διάτμησης με ΑΒΑ/κη διεύθυνση κίνησης και όχι μια απλή επιφάνεια ρήγματος (Ring et al., 2007, Xypolias et al., 2010). Το τεκτονικά κατώτερο κάλυμμα της Στύρας αποτελεί μια μετα-ιζηματογενή ακολουθία πετρωμάτων πάχους περίπου 2000μ αποτελούμενη από ασβεστιτικά μάρμαρα και σχιστόλιθους με ενδιαστρώσεις χαλαζιτών καθώς και σερπεντινίτες κοντά στην βάση του (Xypolias et al., 2010). Το τεκτονικά ανώτερο κάλυμμα της Όχης έχει μέγιστο τεκτονικό πάχος 2000μ και αποτελείται από μετα-ηφαιστειογενή πετρώματα, μεταπυριτόλιθους, ασβεστιτικούς σχιστόλιθους και χαλαζίτες καθώς επίσης και χαλαζιακούς σχιστόλιθους και γνεύσιους (Xypolias et al., 2010). Μεμονωμένα σώματα με μορφή φακών από μεταμορφωμένα μαφικά και υπερμαφικά πετρώματα αποτελούν τον κύριο όγκο του καλύμματος της Όχης και εμφανίζονται στην τεκτονική επαφή με το κάλυμμα της Στύρας. Εικόνα 3. Συνθετική τομή που δείχνει την σχέση των δύο καλυμμάτων Στύρας και Όχης (Xypolias et al. 2010). Ανώτερη ενότητα Η ανώτερη ενότητα σπάνια βρίσκεται εκτεθειμένη στην επιφάνεια. Περιλαμβάνει ιζηματογενή πετρώματα Πέρμιας έως Μεσοζωικής ηλικίας, οφιόλιθους και πετρώματα πρασινοσχιστολιθικής έως αμφιβολιτικής φάσης Άνω Κρητιδικού, που δεν δείχνουν 8

9 μεταμόρφωση σε συνθήκες υψηλών πιέσεων (HP) (Altherr et al., 1994; Papanikolaou, 2009). Η τεκτονική επαφή της ανώτερης ενότητας με την υποκείμενη ενότητα των κυανοσχιστολίθων ενδεχομένως δημιουργήθηκε στο Κάτω Μειόκαινο (Bröcker and Franz, 1998). Το οφιολιθικό κάλυμμα αποτελείται από δυο επιμέρους ενότητες. Την ανώτερη ενότητα που περιλαμβάνει οφιολίθους που καλύπτονται από Άνω Κρητιδικούς ασβεστόλιθους και την κατώτερη ενότητα που εμφανίζεται σαν mélange από Περμο-Τριαδικούς ασβεστόλιθους, πρασινοσχιστόλιθους και διεισδύσεις στη βάση τους. Εικόνα 4. a.γενικευμένος χάρτης της Αλπικής αλυσίδας στον οποίο απεικονίζονται οι κύριες ζώνες υψηλής πίεσης πετρωμάτων στην ανατολική και κεντρική Μεσόγειο. b. Απλοποιημένος χάρτης του Αιγαίου πελάγους, όπου φαίνονται οι κύριες τεκτονικές ενότητες και η θέση της Αττικό-κυκλαδικής Μάζας στις Εσωτερικές Ελληνίδες. c. Τεκτονικός χάρτης Αττικό-κυκλαδικής Μάζας και γεωλογική τομή από την περιοχή της Νότιας Εύβοιας. (Xypolias et. al., 2012). 9

10 2.2 Μεταμόρφωση στην Αττικοκυκλαδικής Μάζας (ACM) Η Αττικοκυκλαδική Μάζα έχει υποστεί δυο διαδοχικά μεταμορφικά γεγονότα κατά το Τριτoγενές. Ένα υψηλών πιέσεων (HP) και χαμηλών θερμοκρασιών και ένα δεύτερο μέτριων πιέσεων και υψηλών θερμοκρασιών μεταμορφικό γεγονός, που έδρασαν στην ενότητα κυανοσχιστολίθων (Εικ.5). Εικόνα 5. Πορείες μεταμορφικών γεγονότων Μ1 και Μ2 (Katzir et al., 2000) 10

11 Το πρώτο γεγονός χαρακτηρίζεται από μια εκλογιτική έως επιδοτο-γλαυκοφανιτική φάση μεταμόρφωσης (Evans, 1990). Οι θερμοκρασίες είναι της τάξης των 450 ο C έως 500 ο C και οι πιέσεις κυμαίνονται από 12 έως 20 Kbar (Dixon, 1969, 1976; Okrusch et al., 1978; Kornprobst et al., 1979; Henjes-Kunst,1980; Schliestedt, 1980, 1986; Ridley, 1984a; Evans, 1986; Schliestedt & Okrusch, 1988; Brocker, 1988, 1989, 1990a). Η ηλικία του μεταμορφικού αυτού γεγονότος χρονολογείται στα 45Ma (Ηώκαινο). Αυτές οι συνθήκες πίεσης-θερμοκρασίας επιβεβαιώνονται και από έρευνες ισοτόπων οξυγόνου (Matthews & Schliestedt, 1984). Αυτό το υψηλής πίεσης γεγονός υποστηρίζεται ότι είναι αποτέλεσμα μια διαδικασίας ηπειρωτικής σύγκρουσης που ακολούθησε την προς το βορρά καταβύθιση της Απούλιας μικροπλάκας κάτω από την Ευρασιατική πλάκα (Biju-Duval et al., 1977; Altherr et al., 1979; Blake et al., 1981). Το δεύτερο μεταμορφικό γεγονός χαρακτηρίζεται από μέτριες πιέσεις και θερμοκρασίες στα πεδία σταθερότητας της πρασινοσχιστολιθικής έως ανώτερης αμφιβολιτικής φάσης. Ραδιοχρονολογήσεις δίνουν ηλικίες στο όριο Ολιγοκαίνου-Μειοκαίνου, δηλαδή 20-25Ma γι αυτό το μεταμορφικό γεγονός. Το γεγονός αυτό κορυφώνεται με τη δημιουργία θερμικών θόλων, που οδηγούν σε περιφερειακή ανάτηξη και δημιουργία μιγματιτών, όπως στα νησία της Νάξου και της Πάρου (Jansen & Schuiling, 1976; Andriessen et a/., 1979; Altherr et al, 1979, 1982; Wijbrands & Mac Dougall, 1986). Μετά την κορύφωση της μέσης πίεσης μεταμόρφωσης, I-τύπου και τύπου-s μάγματα γρανιτικής σύστασης διείσδυσαν και προκάλεσαν τοπικά μεταμόρφωση επάφης. Από ραδιομετρικές έρευνες οι διεισδύσεις αυτές έχουν ηλικία Μειόκαινο (e.g. Altherr, 1981, Altherr et al., 1982, 1988). Η Barrowian μεταμόρφωση και η δραστηριότητα που σχετίζεται με πυριγενή αποδίδεται στην καταβύθιση, προς τα βορειοανατολικά, της Αφρικανικής πλάκας κάτω από την Απούλια μικροπλάκα στα τέλη του Τριτογενούς. 11

12 2.3 Τεκτονική επισκόπηση Αττικοκυκλαδικής Μάζας (ACM) Οι φάσεις παραμόρφωσης που αναγνωρίστηκαν στην Αττικό-κυκλαδική Μάζα, κατά τη διάρκεια τεκτονικών και γεωλογικών χαρτογραφήσεων, είναι πέντε. Οι φάσεις παραμόρφωσης αντιστοιχούν στη μετάβαση από τα βαθύτερα στρώματα του φλοιού, φάσεις D1-D2, όπου δείχνουν συνθήκες πλαστικής παραμόρφωσης, στην μετέπειτα αποσυμπίεση και εκταφιασμό των πετρωμάτων σε ημι-εύπλαστες συνθήκες, φάσεις D3-D4 και σε ημιεύθραυστες-εύθραυστες συνθήκες παραμόρφωσης φάση D5 (Xypolias et al., 2012). Φάση παραμόρφωσης D1-2: Η παραμόρφωση αυτή εκφράζεται με την φολίωση S1 η οποία δεν είναι καλά διατηρημένη στα πετρώματα της Αττικοκυκλαδικής μάζας λόγο των επακόλουθων παραμορφωτικών γεγονότων που υπερτίθενται σ αυτή. Αυτό το πρώτο παραμορφωτικό γεγονός συνδέεται γενετικά με ισοκλινείς έως σφιχτές πλαστικές πτυχές F1, που είναι πτυχές φολίωσης (Xypolias et al., 2003, 2012). Επιπλέον, έχουμε την ανάπτυξη μιας δεύτερης γενιάς πτυχών όπου τα αξονικά τους επίπεδα είναι σχεδόν παράλληλα στην νεοσχηματιζόμενη φολίωση S2. Γενικά, η S1 είναι παράλληλη στην S2 δίνοντας έτσι μια σύνθετη φολίωση S1/2. Η σύνθετη αυτή δομή αναγνωρίζεται μόνο στις αρθρώσεις μικρών ισοκλινών F 2 πτυχών, των οποίων τα αξονικά επίπεδα είναι παράλληλα στην S 2 φολίωση και ορίζεται από το σχήμα του κύριου προσανατολισμού της μπλε αμφιβόλου. Θα πρέπει να αναφερθεί ότι εντός του S 2 επιπέδου αναπτύσσεται μία καλώς εκφρασμένη γράμμωση έκτασης (L 2 ), η οποία ορίζεται κυρίως από ευθυγραμμισμένους, πρισματικούς και ινώδεις κρυστάλλους μπλε αμφιβόλου, επιμήκεις κρυστάλλους χαλαζία, αστρίους και φακούς μετακερατόλιθου. Η L 2 παρουσιάσει διακυμάνσεις στον προσανατολισμό της, όμως η κύρια διεύθυνση βύθισής της είναι ΒΔ - ΝΑ. Σε ορισμένες περιοχές η S2 φολίωση τείνει να γίνει μυλωνιτική (S2m) και αναπτύσσεται υποπαράλληλα με την κύρια φολίωση S2. Κατά μήκος των S2m επιφανειών αναπτύσσεται μια γράμμωση έκτασης L2m παράλληλα με την L2 η οποία δημιουργείται μέσω του προσανατολισμού των κρυστάλλων της μπλε και της πράσινης αμφιβόλου. Μυλωνίτες 12

13 υπάρχουν και στην επαφή των καλυμμάτων Στύρας και Όχης αλλά και μεταξύ των ακολουθιών των μετα-ηφαιστειογενών πετρωμάτων και των χαλαζιτών (Xypolias et al., 2012). Όμως οι μυλωνιτικές ζώνες διαταράσσονται από μεταγενέστερες δομές και μόνο σε μερικές περιπτώσεις μπορεί να πραγματοποιηθεί μια ουσιαστική κινηματική ανάλυση. Κινηματικές αναλύσεις που έχουν διεξαχθεί σε περιοχές κυρίως της Νότιας Εύβοιας (Xypolias et al.,2012), δείχνουν πως οι μυλωνίτες δεν επηρεάζονται ή επηρεάζονται ελαφρά από αυτές τις επακόλουθες παραμορφώσεις. Σε κάποιες από αυτές έχουν διακριθεί σαφείς δείκτες διατμητικής παραμόρφωσης, σιγμοειδής τύπος πορφυροβλαστών, ασύμμετρες boudins και C/S ζώνες διάτμησης όπου δείχνουν κίνηση προς τα ΝΑ (Xypolias et al., 2012).. Φάση παραμόρφωσης D3: Η τρίτη φάση παραμόρφωσης D 3, εκδηλώνεται με τη δημιουργία ανοιχτών έως σφικτών όρθιων πτυχών F 3, οι οποίες παραμορφώνουν την S 2 φολίωση (Εικ.6,Εικ.7). Οι άξονες των πτυχών αυτών, γενικά, παρουσιάζουν μία ήπια βύθιση ΑΒΑ ή ΔΝΔ διεύθυνσης, παρόλο που τοπικά παρουσιάζουν σημαντικές διαφοροποιήσεις στον προσανατολισμό τους. Οι διαφοροποιήσεις αυτές φαίνεται να είναι αποτέλεσμα ενός επαναπροσανατολισμού των αρθρώσεών των F 3 πτυχών λόγω επαναπτύχωσης και μερικής μεταφοράς τους, κατά τη διάρκεια εκδήλωσης του μετέπειτα παραμορφωτικού συμβάντος (Xypolias et al., 2012). Οι μεσοσκοπικής κλίμακας αυτές, πτυχές, εντοπίζονται σε όλη την έκταση των τεκτονικών σωμάτων. Στην πλειοψηφία τους, παρουσιάζουν αρθρώσεις υποκυλινδρικής έως περικλινικής γεωμετρίας, ενώ το πάχος των σκελών τους παραμένει γενικά σταθερό. Σπάνια, παρατηρείται αμυδρά ένας σχισμός αξονικού επιπέδου S 3 στις πιο σφιχτές πτυχές. Οι όρθιες πτυχές F 3 επικαλύπτουν όλες τις προγενέστερες δομές, συμπεριλαμβανομένης και της L 2 γράμμωσης, παρόλο που οι αρθρώσεις τους συχνά προσανατολίζονται υποπαράλληλα ή υπό μικρή γωνία στην L 2. Το γεγονός αυτό υποδηλώνει κάποια γενετική συσχέτιση μεταξύ των παραμορφωτικών γεγονότων D 2 και D 3 (Xypolias et al., 2012). 13

14 Αριστερά: Εικόνα 6. Όρθια πτυχή F3 εκτίθεται σε παράθυρα μέσω του καλύμματος της Όχης. Το οπτικό πεδίο έχει πλάτους 40 μ. (Xypolias et. al.,2012) Δεξιά: Εικόνα 7. Σφιχτές πτυχές F3 σε μάρμαρα με πυριτόλιθους στο κάλυμμα της Στύρας. (Xypolias et. al.,2012) Φάση παραμόρφωσης D4: Το τέταρτο παραμορφωτικό στάδιο D 4 χαρακτηρίζεται από συνθήκες εύπλαστης παραμόρφωσης και οι δομές οι οποίες δημιουργούνται κατά τη διάρκειά του, αναγνωρίζονται σε όλες τις τεκτονικές ενότητες. Οι δομές αυτές είναι κατακεκλιμένες, κλειστές έως ισοκλινείς πτυχές. Η πιο εμφανής δομή αυτής της φάσης παραμόρφωσης είναι μία ΝΔ έως ΝΝΑ προσανατολισμένη S 4, η οποία ποικίλει σε ένταση, από σχισμό ρυτίδωσης μέχρι μία διαπεραστική μυλωνιτική φολίωση S 4m. Οι διακυμάνσεις στην ένταση που 14

15 παρουσιάζει αυτή η φολίωση, είναι αποτέλεσμα του μεγάλου βαθμού παραμόρφωσης που υπέστησαν τα πετρώματα στο συγκεκριμένο παραμορφωτικό στάδιο. Μία L 4 γράμμωση έκτασης, ΑΒΑ- ΔΝΔ διεύθυνσης κλίσης, συνδέεται άμεσα με την υψηλής παραμόρφωσης S 4 φολίωση. Αυτή ορίζεται από ευθυγραμμισμένες βελόνες μπλε ή πράσινης αμφιβόλου, συσσωματώματα μαρμαρυγία και χλωρίτη, επιμήκεις κρυστάλλους χαλαζία, και ιστούς παραμόρφωσης γύρω από πυρίτες και πορφυροβλάστες αστρίων. Η S 4 είναι αξονικά επίπεδη σε ανοιχτές έως ισοκλινείς, κατακεκλιμένες ή ήπια κεκλιμένες, ΑΒΑ-ΝΔΝ διεύθυνσης, πτυχές F 4, με μήκη κύματος που κυμαίνονται από μερικά εκατοστά έως και εκατοντάδες μέτρα. (Xypolias et al., 2012). Φάση παραμόρφωσης D5: Είναι η τελευταία φάση παραμόρφωσης, η οποία χαρακτηρίζεται από δύο σετ κανονικών ρηγμάτων (Β)ΒΔ-(Ν)ΝΑ διεύθυνσης. Τα σετ αυτά βυθίζονται απότομα και τέμνουν εγκάρσια τα επίπεδα των φολιώσεων σε γωνία > 45 ο (Xypolias et al., 2012). Τα ρήγματα έχουν αναπτυχθεί άνισα. Σε μεγασκοπική κλίμακα παρουσιάζουν μια εύθραυστη συμπεριφορά ενώ σε μεσοσκοπική κλίμακα παρουσιάζουν χαρακτηριστικά που υποδεικνύουν εξέλιξη από τις ημιπλαστικές στις εύθραυστες συνθήκες παραμόρφωσης (Xypolias et al., 2012). Επιπλέον η τεκτονική της Αττικοκυκλαδικής μάζας χαρακτηρίζεται και από δύο κύριες επωθήσεις, αυτές της Εύβοιας και της Όχης στη περιοχή της Νότιας Εύβοιας. Η επώθηση της Όχης μάλιστα χωρίζει τα καλύμματα της Στύρας και της ομώνυμή της Όχης. Η επώθηση της Εύβοιας είναι μια ζώνη με πάχος μ και βρίσκεται στη βάση του καλύμματος της Στύρας. Τα πετρώματα κοντά στην επώθηση είναι καλά φολιωμένα έως μυλωνιτοποιημένα. Τα πετρώματα κοντά στη βάση της επώθησης αυτής εμφανίζουν μια καλά σχηματισμένη μυλωνιτική φολίωση Sm όπως επίσης και μια γράμμωση Lm ΑΒΑ-ΔΝΔ διεύθυνσης. Η επώθηση της Όχης έχει πάχος μερικών εκατοντάδων μέτρων. Εμφανίζει μυλωνίτες και αφανέις μυλωνίτες αλλά και εδώ παρουσιάζεται μυλωνιτική φολίωση και γράμμωση (Sm και Lm, Ring et al. 2007). 15

16 Εικόνα 8. Αντιπροσωπευτικές φωτογραφίες και δίκτυο κανονικών ρηγμάτων, τα οποία αναπτύχθηκαν κατά την διάρκεια της D5 φάσης παραμόρφωσης. a) Σετ εύθραυστων-πλαστικών ρηγμάτων b) σετ εύθραυστων ρηγμάτων. (Xypolias et. al., 2012). 2.4 Γεωλογία Νήσου Σίφνου Λιθολογία Σίφνου Η Σίφνος σχηματίστηκε από μια μεταμορφωμένη ηφαιστειό-ιζηματογενή ακολουθία από σχιστόλιθους και γνευσίους που εναλλάσσονται με παχυπλακώδεις ασβεστόλιθους. Το συνολικό πάχος της ακολουθίας, που διατέμνεται από μεγάλα ρήγματα, εκτιμάται στα 2000 μέτρα. Τέσσερις κύριες υποενότητες μπορούν να διακριθούν (Davis,1966; Okrusch et al., 1978; Matthews & Schiestedt, 1984; Avigad et al., 1988; Trotet et. al., 2001). Α. Μια κατώτερη ακολουθία σχιστόλιθων και γνευσίων όπου είναι σε μεγάλο βαθμό εκτεθειμένες στο ανατολικό και κεντρικό κομμάτι του νησιού(εικ.9). Η ενότητα αποτελείται από μεταπηλίτες που κυριαρχούν στο κατώτερο μέρος και βασικούς μετα-ηφαιστίτες που κυριαρχούν στο ανώτερο μέρος της ενότητας. Περιέχει ενστρώσεις μαρμάρων, καθώς και πιο σπάνια στρώματα χαλαζιτών. Παρά το γεγονός ότι μπορούν να αναγνωριστούν τα υπολείμματα της υψηλής πίεσης μεταμόρφωσης κατά το Ηώκαινο, η κατώτερη ενότητα έχει υποστεί έντονη ανάδρομη μεταμόρφωση στην πρασινοσχιστολιθική φάση κατά το Μειόκαινο (Okrusch & Broecker, 1990). 16

17 Εικόνα 9. Γεωλογικός χάρτης και τεκτονοστρωματογραφική στήλη της Σίφνου. (1) Σχιστόλιθοι και γνεύσιοι εκλογιτικής φάσης.(2)μάρμαρα.(3)στρώματα σχιστόλιθου μέσα σε μάρμαρα(4)πετρώματα πρασινοσχιστολιθικής φάσης(5)γλαυκοφανιτικής φάσης πετρώματα στην ενότητα των πρασινοσχιστόλιθων(6)σερπεντινίτες(7)αλλουβιακά(8)χαμηλής κλίσης τεκτονικές επαφές.(avigad,1993). Β. Το σύμπλεγμα του κύριου μάρμαρου, που αποτελεί την ψηλότερη κορυφογραμμή της Σίφνου. Το κύριο πέτρωμα είναι το ασβεστιτικό μάρμαρο, αλλά ενστρώσεις δολομιτικού μαρμάρου υπάρχουν στο κάτω μέρος της ενότητας. Το σύμπλεγμα του κύριου μάρμαρου 17

18 περιέχει σημαντικές ενστρώσεις μεταβασιτών, μέχρι 100 μέτρα πάχος, κυρίως πρασινοσχιστόλιθους με υπολείμματα εκλογιτών και γλαυκοφανιτών (Okrusch & Broecker, 1990). Γ. Μια ανώτερη ακολουθία σχιστόλιθων και γνευσίων, η κυανοσχιστολιθική-εκλογιτική ενότητα, είναι καλά εκτεθειμένη, στην περιοχή Βρουλίδια και στην περιοχή Χερσόννησο, στο βορειότερο τμήμα του νησιού(εικ.9). Εμφανίζει τα καλύτερα διατηρημένα πετρώματα υψηλής πίεσης. Τα στρώματα που έχουν διεύθυνση ΝΑ-ΒΔ και κλίση 40 Ο προς τα ΒΑ, φτάνουν σε πάχος τα 800 μέτρα. Αποτελείται από επαναλαμβανόμενες εναλλαγές γλαυκοφανιτών, εκλογιτών, μετα-όξινους ιαδειτικούς γνευσίους, χαλαζίτες, μεταπηλίτες και ασβεστιτικά ή σπάνια δολομιτικά μάρμαρα. Το πάχος των μεμονωμένων στρώσεων κυμαίνεται από μερικά χιλιοστά ή εκατοστά στους χαλαζίτες, μέχρι 30 εκατοστά στους γνευσίους και τους εκλογίτες (Okrusch & Broecker, 1990). Δ. Η ενότητα των κυανοσχιστολίθων-εκλογιτών καλύφθηκε από την ενότητα του ανώτερου μαρμάρου, που αποτελείται από ασβεστιτικά και δολομιτικά μάρμαρα. Στην κορυφή του ανώτερου μάρμαρου υπάρχουν σε υπολειμματική μορφή γλαυκοφανίτες και μεταπηλίτες (Okrusch & Broecker, 1990). Η επαφή της EBU (υποενότητες Β, Γ, Δ) με την GSU (υποενότητα Α), σύμφωνα με τον Avigad (1993), είναι ένα κανονικό ρήγμα χαμηλής κλίσης, με κλίση προς το βορρά. Το ρήγμα αυτό είναι υπεύθυνο για την τεκτονική επαφή της EBU με την GSU, η οποία φέρνει τα πετρώματα υψηλής πίεσης πάνω σε αυτά της πρασινοσχιστολιθικής φάσης( Εικ. 10). Εικόνα 10. Γεωλογική τομή Σίφνου(Β-Ν). (1) Σχιστόλιθοι και γνεύσιοι εκλογιτικής φάσης.(2)μάρμαρα.(3)στρώματα σχιστόλιθου μέσα σε μάρμαρα(4)πετρώματα πρασινοσχιστολιθικής φάσης(5) Σερπεντινίτες(6)Ρήγματα χαμηλής κλίσης. (Avigad,1993). 18

19 2.4.2 Τεκτονική επισκόπηση Σίφνου Σύμφωνα με λιγοστές έρευνες που έχουν γίνει στη Σίφνο, από άποψη τεκτονικής έχουν παρατηρηθεί τέσσερις φάσεις παραμορφώσεις (D1-D4). Φάση παραμόρφωσης D1: Η D1 παραμόρφωση αναφέρεται στην S1 φολίωση. Γι αυτή τη φάση παραμόρφωσης τα στοιχεία είναι ελλιπή. Η ύπαρξη αυτής της φάσης βασίζεται στην παρατήρηση της S1 φολίωσης, όταν αυτή διατηρείται, σε κρυστάλλους (πορφυροβλάστες) και κυρίως σε κρυστάλλους γρανάτη. Η φολίωση καθορίζεται επίσης από κρυστάλλους φυλλόμορφων ορυκτών όπως ο γλαυκοφανής και οι μαρμαρυγίες καθώς και από χαλαζία και επίδοτο και σχηματίστηκε σε συνθήκες κυανοσχιστολιθικής φάσης.(lister & Raouzaios, 1998) Φάση παραμόρφωσης D2: Η φάση παραμόρφωσης D2 αναφέρεται στην φολίωση S2. Στην ενότητα ΕΒU παρατηρήθηκαν κόκκοι ιαδείτη και χαλαζία να είναι προσανατολισμένοι παράλληλα στην φολίωση και συνυπήρχαν σταθερά. Κρύσταλλοι ομφακίτη παρατηρούνται μέσα σε γρανάτες ως εγκλείσματα. Αυτές οι παρατηρήσεις οδηγούν στο συμπέρασμα πως η D2 έλαβε χώρα σε υψηλές συνθήκες πίεσης και χαμηλής θερμοκρασίας της εκλογιτικής φάσης.(lister & Raouzaios, 1998) Φάση παραμόρφωσης D3: Η παραμόρφωση αυτή αναφέρεται σε πλαστικές διατμητικές ζώνες με ΒΑ διεύθυνση κίνησης. Κατά τη διάρκεια της παραμόρφωσης αυτής, τα ήδη υπάρχοντα πετρώματα δέχονται έναν είδους εφελκυσμού και διακόπτονται με αποτέλεσμα να εκταφιάζονται σε συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας όπου ο χαλαζίας και ο ιαδειτης συνυπάρχουν και είναι σταθεροί (Lister & Raouzaios, 1998). Κατά τη διάρκεια της D3 παραμόρφωσης, κυρίως στα πρώτα στάδια, έχουμε την ανάπτυξη ορυκτών. Περαιτέρω παραμόρφωση που προκαλείται από την D3 εμφανίζεται ως αναδιάταξη μεγάλων επιμήκων κρυστάλλων επιδότου και γλαυκοφανή στα επίπεδα της φολίωσης.(lister & Raouzaios, 1998) 19

20 Φάση παραμόρφωσης D4: Η D4 παραμόρφωση αναφέρεται σε πτύχωση που έχει υποστεί η περιοχή.κατά τη διάρκεια αυτού του παραμορφωτικού γεγονότος δημιουργήθηκαν ανεστραμμένες πτυχές, όπως επίσης και μια γράμμωση έκτασης ΒΔ/κης διεύθυνσης. Η φολίωση εδώ παρατηρείται στις αρθρώσεις των F4 πτυχών και στη κυρίως στην ενότητα GSU ενώ στην ΕΒU είναι σπάνια. Φαίνεται πως η παραμόρφωση αυτή συνέβη σε συνθήκες του πεδίου σταθερότητας του γλαυκοφανή.(lister & Raouzaios, 1998) Υπήρξε μια περίοδος ανάπτυξης ορυκτών μετά την D2 και κατά την διάρκεια της D3. Ο γλαυκοφανής δημιούργησε μικροδομές που κυριαρχούνται από επιδράσεις που σχετίζονται με επιφάνειες χαμηλής ενέργειας (Vernon., 1976). O παραγωνίτης και ο φενγκίτης πάντα παρουσιάζονται χιαστί στα πετρώματα. Επιπλέον, κατά τον σχισμό S2 αυξήθηκαν οι κρύσταλλοι ορυκτών όπως του παραγωνίτη, του γλαυκοφανή, του επίδοτου, του γρανάτη και του φενγκίτη. Οι πορφυροβάστες σε γενικές γραμμές έχουν ευθεία διάταξη που ακολουθεί φαινομενικά την φολίωση. Σε κάποιες περιοχές ο σχισμός παρουσιάζεται ως μια πιο εξελιγμένη φολίωση.(lister & Raouzaios, 1998) Σε λεπτή τομή ο προσανατολισμός των πορφυροβλαστών είναι διαφορετικός από αυτόν που έχουν κατά την υπαίθρια παρατήρηση.(lister & Raouzaios, 1998) 20

21 3. Γεωλογία της Βόρειας Σίφνου Η υπαίθρια έρευνα πραγματοποιήθηκε στο βόρειο και ανατολικό τμήμα της Βόρειας Σίφνου. Οι σχηματισμοί που παρατηρήθηκαν και χαρτογραφήθηκαν είναι μάρμαρα, μεταβασίτες και όξινοι γνεύσιοι. Παρακάτω θα αναλυθούν λεπτομερώς οι σχηματισμοί. Εικόνα 11. Γεωλογικός χάρτης της περιοχής μελέτης. 21

22 3.1 Λιθολογίες περιοχής μελέτης Μάρμαρα Τα μάρμαρα που συναντήθηκαν στην περιοχή μελέτης είναι ασβεστιτικής και δολομιτικής σύστασης. Ωστόσο εντονότερη είναι η παρουσία ασβεστιτικών μαρμάρων. Τα ασβεστιτικά μάρμαρα είναι λευκού έως τεφρού χρώματος ενώ τα δολομιτικά μάρμαρα εμφανίζουν συνήθως φαιό χρώμα. Μικρή είναι η παρουσία οριζόντων μαρμάρου στα οποία περιέχονται εγκλείσματα εκλογιτικών σωμάτων. Τα ασβεστιτικά μάρμαρα συνήθως εμφανίζονται, σε αντίθεση με τα δολομιτικά, έντονα φολιωμένα έως και μυλωνιτοποιημένα (Εικ. 12,Εικ.13), εξαιτίας της έντονης παραμόρφωσης. Αριστερά: Εικόνα 12. Μάρμαρα Δεξιά: Εικόνα 13. Μυλωνιτοποιημένα μάρμαρα. 22

23 Ενότητα μεταβασιτών Λιθολογίες όπως μαρμαρυγιακοί-γλαυκοφανιτικοί σχιστόλιθοι, γρανατούχοιγλαυκοφανιτικοί σχιστόλιθοι, γλαυκοφανίτες (εικ.16), εκλογίτες και ομφακιτίτες που εντοπίστηκαν στην περιοχή μελέτης πιθανότατα έχουν προκύψει από την μεταμόρφωση βασικής σύστασης πετρωμάτων. Για το λόγω αυτό οι λιθολογίες αυτές συνιστούν την ενότητα των μεταβασιτών(εικ.14,εικ.15,εικ.16). Οι προαναφερθείσες λιθολογίες δεν παρουσιάζουν χαρτογραφήσιμες εμφανίσεις αλλά εναλλάσσονται στην κλίμακα λίγων μέτρων. Επιπλέον, η ενότητα των μεταβασιτών, σχεδόν στο σύνολο της, εναλλάσσεται με σώματα όξινων γνευσίων. Το ποσοστό των όξινων γνευσίων είναι αρκετά μικρότερο του 50%, γι αυτό το λόγω το σύνολο των σώματων χαρτογραφήθηκε ως ενότητα μεταβασιτών. Οι σχιστόλιθοι της ενότητας αυτής είναι καλά φολιωμένοι,εξαιτίας της έντονης παραμόρφωσης που έχουν υποστεί. Αριστερά: Εικόνα14. Μεταβασίτες σε εναλλαγή με όξινους γνευσίους. Δεξιά: Εικόνα 15. Μεταβασίτες. 23

24 Εικόνα 16. Κυανοσχιστόλιθος. Η μπλε περιοχή στη φωτογραφία πρόκειται για γλαυκοφανίτη. Ενότητα όξινων γνευσίων Στη περιοχή της Βόρειας Σίφνου η κύρια εμφάνιση των γνευσίων παρατηρήθηκε στο κεντρικό τμήμα. Κύρια ορυκτολογική παραγένεση των γνευσίων είναι ο χαλαζίας, οι άστριοι και οι ευμεγέθεις κρύσταλλοι γρανάτη (Εικ.17). Επιπλέον, έχουμε την παρουσία μαρμαρυγιακών και χαλαζιακών γνευσίων, όπως επίσης και την παρουσία χαλαζιτών. Λόγω της ορυκτολογικής τους σύστασης τα πετρώματα αυτά έχουν πιθανότατα προκύψει από την μεταμόρφωση λευκοκρατικών πλουτώνιων σωμάτων. Σε αρκετές περιοχές παρατηρήθηκαν εναλλαγές γνευσίων με σώματα μεταβασιτών. Τα σώματα αυτά είναι περιορισμένης έκτασης σε σχέση με τους γνευσίους, γι αυτό οι περιοχές αυτές χαρτογραφήθηκαν σαν όξινοι γνεύσιοι. 24

25 Εικόνα 17. Όξινοι γνεύσιοι με γρανάτες. 4. Τεκτονική ανάλυση της Βόρειας Σίφνου Στο κεφάλαιο αυτό θα παρουσιαστεί αναλυτικά η εξέλιξη της παραμόρφωσης της περιοχής μελέτης με βάση τα δεδομένα που συλλέχτηκαν τόσο κατά την υπαίθρια εργασία, όσο και από την εργαστηριακή έρευνα.οι φάσεις παραμόρφωσης που αναγνωρίστηκαν είναι τρεις και εκφράζουν συνθήκες πλαστικής και εύθραυστης παραμόρφωσης. Πλαστικές συνθήκες παραμόρφωσης Φάση παραμόρφωσης D1: Τα πρώτα στάδια της παραμόρφωσης αποτυπώνονται στα πετρώματα μέσω της πρώτης φολίωσης S1. Η φολίωση αυτή σπάνια διατηρείται λόγω των καταστροφικών πραμορφωτικών γεγονότων που έχουν δράσει μετά από αυτή. Η φολίωση S1 συχνά εμφανίζεται πτυχωμένη σε σφιχτές έως ισοκλινείς πτυχές F1. Οι πτυχές αυτές εμφανίζονται με απολεπτυσμένα σκέλη και πάχυνση στις αρθρώσεις. 25

26 Οι άξονες των πλαστικών πτυχών που μετρήθηκαν σε μάρμαρα της περιοχής μελέτης παρουσιάζουν ήπιες γωνίες βύθισης με γενική διεύθυνση ΒΑ (εικ. 18). Εικόνα 18. Δίκτυο στο οποίο απεικονίζονται οι άξονες των πλαστικών πτυχών που μετρήθηκαν σε μάρμαρα της περιοχής μελέτης. Φάση παραμόρφωσης D2: Η φάση παραμόρφωσης D2 αποτελεί το κύριο παραμορφωτικό γεγονός και χαρακτηρίζει έντονα την ιστορία της περιοχής. Η φολίωση S2 αναπτύσσεται με τον προσανατολισμό φυλλαριών μαρμαρυγία, γλαυκοφανή και χαλαζία. Τα επίπεδα της φολίωσης S2 έχουν γενική διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ και κλίνουν προς τα ΒΔ (Εικ.21,Εικ.22). Η στατιστική επεξεργασία των πόλων των φολιώσεων δείχνει ότι η μέγιστη συγκέντρωση πλησιάζει το κέντρο γεγονός που μας δείχνει πως οι κλίσεις των επιπέδων της φολίωσης είναι μέτριες προς ήπιες(εικ.23). Στην εικόνα 20 δίνεται ο γεωλογική τομή της περιοχής μελέτης, όπου παρουσιάζονται οι σχέσεις μεταξύ των λιθολογιών. Ξεκινώντας από το σημείο Α, παρατηρούμε ότι στην 26

27 κορυφή της ακολουθίας βρίσκονται τα μάρμαρα τα οποία έχουν διεύθυνση κλίσης ΒΔ. Το κύριο μέρος της γεωλογικής τομής καλύπτεται από τους σχηματισμούς γνευσίων και των μεταβασιτών. Οι σχηματισμοί αυτοί φαίνεται να έχουν υποστεί πτύχωση, λόγω των συμπιεστικών δυνάμεων που έδρασαν στην περιοχή. Τα αξονικά επίπεδα των πτυχών έχουν διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ. Οι πτυχές είναι γενικά σφιχτές,ανεστραμμένες και ασύμμετρες. Τέλος, στη βάση της ακολουθίας συναντάμε μάρμαρα, τα οποία ακολουθούν την γενική διεύθυνση κλίσης της περιοχής, δηλαδή ΒΔ. Παρακάτω παρουσιάζεται και η τεκτονοστρωματογραφική στήλη της περιοχής μελέτης. Προέκυψε από τα δεδομένα υπαίθρου και την εργαστηριακή έρευνα που πραγματοποιήθηκε(εικ.19). Εικόνα 19. Τεκτονοστρωματογραφική στήλη περιοχής μελέτης. 27

28 Εικόνα 20. Γεωλογική τομή Α-Α όπου παρουσιάζονται οι σχέσεις μεταξύ των λιθολογιών. 28

29 Εικόνα 21. Τεκτονικός χάρτης φολιώσεων 29

30 Εικόνα 22. Δίκτυο Schmidt που δείχνει τη συνολική κατανομή των πόλων φολιώσεων. Εικόνα 23. Στατιστικό διάγραμμα πόλων φολιώσεων σε δίκτυο Schmidt. 30

31 Εικόνα 24. Δίκτυο Schmidt που δείχνει τη συνολική κατανομή των κρυσταλλικών γραμμώσεων. Εικόνα 25. Στατιστικό διάγραμμα κρυσταλλικών γραμμώσεων σε δίκτυο Schmidt. 31

32 Εικόνα 26. Τεκτονικός χάρτης κρυσταλλικών γραμμώσεων. Στα επίπεδα της S2 παρατηρήθηκε μια καλά εκφρασμένη γράμμωση έκτασης L2 όπου μπορεί να διακριθεί μέσω των επιμηκυμένων κρυστάλλων του μαρμαρυγία και των 32

33 αμφιβόλων. Η γράμμωση έκτασης L2 έχει γενική διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ και κλίνει κυρίως προς τα ΒΑ (Εικ.24,Εικ.25,Εικ.26). Από τις εικόνες 24 και 25, συμπεραίνουμε ότι πέραν της κύριας διεύθυνσης των γραμμώσεων, η οποία είναι ΒΑ-ΝΔ, κάποιες τιμές αποκλίνουν από αυτή τη διεύθυνση και ίσως αποτελούν υπολειμματικές γραμμώσεις παλιότερου επεισοδίου. Τοπικά στην περιοχή, η φολίωση S2 γίνεται πολύ πυκνή και τείνει να γίνει μυλωνιτική (S2m) (Εικ.27). Η μυλωνιτική φολίωση αναπτύσσεται σχεδόν παράλληλα με την κύρια φολίωση που διαπερνά την περιοχή και έχει κύρια εμφάνιση στον σχηματισμό των μαρμάρων. Εικόνα 27. Μάρμαρα όπου διακρίνεται η S2m μυλωνιτική φολίωση. Εύθραυστες συνθήκες παραμόρφωσης Φάση παραμόρφωσης D3: Το τελικό στάδιο παραμόρφωσης της περιοχής είναι η ανάπτυξη ρηγμάτων που φαίνονται στον χάρτη της εικόνας 10. Η αναγνώριση των ρηξιγενών αυτών δομών γίνεται μέσω της καμπύλωσης των στρωμάτων και κατ επέκταση των φολιώσεων κατά μήκος των ρηγμάτων. Τα ρήγματα έχουν κύρια διεύθυνση περίπου ΒΔ-ΝΑ (Εικ.28) 33

34 Εικόνα 28. Δίκτυο που απεικονίζει την κατανομή των πόλων των ρηγμάτων. 5. Συμπεράσματα Συνοψίζοντας, από την χαρτογράφηση που πραγματοποιήθηκε στην Βόρεια Σίφνο, αναγνωρίστηκαν οι εξής λιθολογικές ενότητες: Μάρμαρα ασβεστιτικής και δολομιτικής σύστασης, μεταβασίτες που περιλαμβάνουν μαρμαρυγιακούς-γλαυκοφανιτικούς σχιστόλιθους, γρανατούχους-γλαυκοφανιτικούς σχιστόλιθους, γλαυκοφανίτες, εκλογίτες και ομφακιτίτες, καθώς και όξινους γνευσίους. Από τα στοιχεία που συλλέχθηκαν στην ύπαιθρο και την εργαστηριακή έρευνα, μπορεί να συμπεράνει κανείς ότι τα πετρώματα έχουν υποστεί πτύχωση. Η περιοχή μελέτης έχει δεχθεί τρία παραμορφωτικά γεγονότα, δυο σε πλαστικές συνθήκες(d1, D2) και ένα σε εύθραυστες συνθήκες παραμόρφωσης (D3). Το πρώτο στάδιο αφορά την S1 φολίωση, η οποία πτυχώνεται σε ισοκλινείς πτυχές F1, και σπάνια διατηρείται λόγω της δράσης των επόμενων παραμορφωτικών γεγονότων. Το δεύτερο στάδιο παραμόρφωσης είναι η διαπεραστική S2 φολίωση που αποτελεί και την κύρια φάση παραμόρφωσης της περιοχής. Η κύρια διεύθυνση της φολίωσης αυτής είναι ΒΑ-ΝΔ. Πάνω στα επίπεδα της S2 φολίωσης αναπτύσσεται κρυσταλλική γράμμωση L2, με διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ, όπως φαίνεται από τους κρυστάλλους των μαρμαρυγιών, του γλαυκοφανή και του επιμηκυμένου χαλαζία. Τέλος, το τρίτο στάδιο, που κλείνει την παραμορφωτική ιστορία της περιοχής είναι η ανάπτυξη ρηγμάτων με κύρια διεύθυνση ΒΔ- ΝΑ. 34

35 6. Βιβλιογραφία Avigad,D Tectonic juxtaposition of blueschists and greenschists in Sifnos island (Aegean Sea)-Implications for the structure of the Cycladic Blueschist Belt. Journal of Structural Geology, Vol. 15, No. 12, pp to 1469, Lister,G.S. Raouzaios, A The tectonic significance of a porphyroblastic blueschist facies overprint during alpine orogenesis: Sifnos, Aegean Sea, Greece. Journal of Structural geology, 18, Matthews A. and Schliestedt M Evolution of the blueschist and greenschist facies rocks of Sifnos, Cyclades, Greece. A stable isotope study of subduction-related metamorphism. Contrib mineral petrol (1984) 88: Mocek B Geochemical evidence for arc-type volcanism in the Aegean Sea: The blueschist unit of Siphnos, Cyclades (Greece). Lithos 57 (2001) Okrusch M. and Michael Brocker M Eclogites associated with high-grade blueschists in the Cyclades archipelago, Greece: A review. Eur. J. Mineral. 1990, 2, Ring U., Glodny J., Will T. M. et al Normal faulting on Sifnos and the south Cycladic detachment system, Aegean Sea, Greece. Journal of the geological society 2011; v. 168; p Schliestedt M. and Matthews A Transformation of blueschist to greenschist facies rocks as a consequence of fluid infiltration, Sifnos (Cyclades), Greece. Contrib mineral petrol (1987) 97: Schmadicke E. and Will T. M Pressure temperature evolution of blueschist facies rocks from Sifnos, Greece, and implications for the exhumation of high-pressure rocks in the central Aegean. J. metamorphic Geol., 2003, 21,

36 Trotet F., Jolivet L., Vidal O Tectono-metamorfic evolution of Syros and Sifnos islands (Cyclades, Greece). Tectonophysics 338 (2001) Rosenbaum G., Avigad D., Sanchez-Gomez M Coaxial flattening at deep levels of orogenic belts: Evidence from blueschists and eclogites on Syros and Sifnos (Cyclades, Greece). Journal of structural geology 24 (2002) Xypolias P., Kokkalas S., Skourlis K Upward extrusion and subsequent transpression as a possible mechanism for the exhumation of HP/LT rocks in Evia island (Aegean Sea, Greece). Journal of geodynamics 35 (2003) Xypolias P., Spanos D., Chatzaras V., Kokkalas S. & Koukouvelas I Vorticity of flow in ductile thrust zones: Examples from the Attico-cycladic massif (internal hellenides, Greece). Xypolias P., Iliopoulos I., Chatzaras V., and Kokkalas S Subduction- and exhumation-related structures in the cycladic blueschists: Insights from south Evia island (Aegean region, Greece). Tectonics, vol. 31, tc2001, doi: /2011tc002946, Κουκουβέλας, Ι., Κοκκάλας, Σ., Ξυπολιάς, Π., Γεωλογία Ελλάδας., Πανεπιστημιακές σημειώσεις. 36