Παρασκευάς Ξυπολιάς, Επίκουρος Καθηγητής Τμήματος Γεωλογίας, Πανεπιστημίου Πατρών

Transcript

1 0

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 1

3 2

4 ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Η παρούσα διατριβή ειδίκευσης εκπονήθηκε στα πλαίσια του Μεταπτυχιακού Προγράμματος Σπουδών «Γεωεπιστήμες και Περιβάλλον», του τμήματος Γεωλογίας του Πανεπιστημίου Πατρών. Μέσα στις λίγες γραμμές που ακολουθούν θα ήθελα να ευχαριστήσω όλους εκείνους τους ανθρώπους, οι οποίοι συνέβαλαν στην εκπόνηση της επιστημονικής αυτής μελέτης. Οποιεσδήποτε ευχαριστίες θα ήταν ελάχιστες για να περιγράψουν την απέραντη ευγνωμοσύνη μου στον επιβλέποντα της εργασίας Επίκουρο Καθηγητή κ. Παρασκευά Ξυπολιά για την εμπιστοσύνη που μου έδειξε, την πολύτιμη βοήθεια και καθοδήγησή του. Η υπομονή και η αμέριστη στήριξή του, ιδιαίτερα όταν για διάφορους λόγους η διπλωματική αυτή είχε αρχίσει να λιμνάζει, συντέλεσε καθοριστικά στην περάτωσή της. Επιπλέον, θα ήθελα να ευχαριστήσω τα μέλη της συμβουλευτικής επιτροπής, Καθηγητή κ. Ιωάννη Κουκουβέλα και Επίκουρο Καθηγητή κ. Ιωάννη Ηλιόπουλο του Τμήματος Γεωλογίας για τις πολύτιμες συμβουλές τους πάνω σε όλα εκείνα τα επιστημονικά ζητήματα που συντέλεσαν στην βελτίωση της παρούσας διατριβής. Επιπρόσθετα, θα ήθελα να ευχαριστήσω την υποψήφια διδάκτορα Σταυρούλα Παπαδοπούλου καθώς και τον διδάκτορα Δημήτριο Σπανό για την άψογη συνεργασία που είχαμε, τις συμβουλές τους και την σημαντική βοήθειά τους τόσο κατά την υπαίθρια εργασία όσο και κατά την εργαστηριακή έρευνα. Δεν θα μπορούσα παρά να ευχαριστήσω θερμά τους συναδέλφους και καλούς μου φίλους Ειρήνη Αραβαντινού και Νικόλαο Γερογιάννη για την υποστήριξη τους σε όλη τη διάρκεια της συγγραφής. Οι ατελείωτες ώρες στο εργαστήριο γίνονταν πιο ευχάριστες χάρη στην πολύτιμη βοήθεια και παρότρυνσή τους Το μεγαλύτερο ΕΥΧΑΡΙΣΤΩ το οφείλω στους γονείς μου, Θεώνη και Θανάση, καθώς και στη μικρή μου αδερφή, Αγγελική, για την αγάπη τους, την ακούραστη συμπαράσταση και την πίστη που δείχνουν στο πρόσωπό μου όλα αυτά τα χρόνια. Χωρίς αυτούς η περάτωση των σπουδών μου θα ήταν αδύνατη. Η διατριβή αυτή, λοιπόν, είναι αφιερωμένη εξαιρετικά σε εκείνους ως ελάχιστο δείγμα αγάπης, σεβασμού και ευγνωμοσύνης. 3

5 4

6 ΤΕΚΤΟΝΙΚΕΣ ΔΙΕΡΓΑΣΙΕΣ ΚΑΤΑ ΤΗΝ ΑΝΑΔΥΣΗ ΤΩΝ ΚΥΑΝΟΣΧΙΣΤΟΛΙΘΩΝ ΤΗΣ ΚΕΝΤΡΙΚΗΣ ΣΙΚΙΝΟΥ (ΝΔ ΚΥΚΛΑΔΕΣ) ΠΕΡΙΛΗΨΗ Η παρούσα μεταπτυχιακή διατριβή ειδίκευσης εστιάζει στις τεκτονικές διεργασίες οι οποίες έλαβαν χώρα κατά την ανάδυση της ενότητας Κυανοσχιστόλιθων που εμφανίζονται στο κεντρικό τμήμα της Σικίνου, η οποία εντοπίζεται νότια του νησιωτικού συμπλέγματος των Κυκλάδων. Βασικό στόχο της μελέτης αποτέλεσε η δημιουργία ενός νέου γεωλογικού τεκτονικού χάρτη, καθώς επίσης η διερεύνηση και ανάλυση της παραμορφωτικής ιστορίας της υπό μελέτη γεωλογικής ενότητας. Η γεωλογική χαρτογράφηση οδήγησε στη διάκριση δύο κύριων λιθολογικών ακολουθιών στην ενότητα Κυανοσχιστολίθων: (α) μία δομικά βαθύτερη μετα-ηφαιστειο-ιζηματογενή ακολουθία, η οποία απαρτίζεται από εναλλαγές μετα-βασιτών, όξινων ορθογνεύσιων και σχιστόλιθων, και (β) μία δομικά ανώτερη μετα-ιζηματογενή ακολουθία, η οποία αποτελεί μία σειρά δολομιτικών μαρμάρων που προς τα άνω μεταβαίνει σε εναλλαγές ασβεστιτικών μαρμάρων και μεταπηλιτών. Η τεκτονική ανάλυση έδειξε ότι η παραμορφωτική ιστορία της περιοχής μελέτης περιλαμβάνει τρεις κύριες φάσεις (D 1-D 3). Η D 1 φάση παραμόρφωσης, συνδέεται με το στάδιο της καταβύθισης των πετρωμάτων και έχει έναν υπολειμματικό χαρακτήρα λόγω της υπέρθεσης των επόμενων παραμορφωτικών σταδίων. Το επόμενο και κύριο παραμορφωτικό στάδιο, D 2, χαρακτηρίζεται από την ανάπτυξη μιας διαπεραστικής φολίωσης S 2, η οποία εμφανίζεται έως και μυλωνιτική. Τα επίπεδα της S 2 φολίωσης παρουσιάζουν μία γενική διεύθυνση κλίσης προς τα ΒΑ με μέτριες έως ήπιες κλίσεις ενώ παράλληλα πάνω σε αυτά αναπτύσσεται γράμμωση έκτασης L 2. H L 2 παρουσιάζει μία γενική διεύθυνση ΒΒΑ-ΝΝΔ, ορίζεται από μπλε αμφίβολο και ακτινόλιθο υποδηλώνοντας ότι η D 2 συνδέεται με τον εκταφιασμό των πετρωμάτων. Η S 2 αναπτύσσεται παράλληλα στα αξονικά επίπεδα F 2 πτυχών οι οποίες έχουν διεύθυνση αξόνων ΒΒΔ έως ΒΒΑ. Οι F 2 πτυχές χαρακτηρίζονται κυρίως ως ισοκλινείς ή σφικτές και συχνά παρουσιάζουν ασυμμετρία αναπτύσσοντας τόσο S όσο και Z γεωμετρία. Η ένταση της S 2 ποικίλλει, γεγονός το οποίο οφείλεται κυρίως στην ανάπτυξη D 2 πλαστικών ζωνών διάτμησης, οι οποίες διπλασιάζουν την αρχική τεκτονο-στρωματογραφική ακολουθία. Η τελευταία φάση παραμόρφωσης, D 3, σχετίζεται με τη δημιουργία όρθιων έως μέτρια κεκλιμένων ημι-πλαστικών πτυχών F 3, με άξονες ΑΒΑ έως ΑΝΑ διεύθυνσης. Συμπερασματικά, παρά το γεγονός ότι ο εκταφιασμός των πετρωμάτων συνήθως συνδέεται με εφελκυστικά καθεστώτα, η περίπτωση της ΒΑ Σικίνου διαφοροποιείται σημαντικά ως προς αυτό το μοντέλο. Λαμβάνοντας υπόψιν τα ευρήματα της παρούσας μελέτης, προτείνουμε ότι η 5

7 ενότητα Κυανοσχιστόλιθων στη περιοχή μελέτης εκταφιάζεται μέσω ενός μηχανισμού πλαστικής διαφυγής ΝΝΔ διεύθυνσης εντός ενός συμπιεστικού γεωτεκτονικού καθεστώτος. 6

8 TECTONIC PROCESSES DURING THE EXHUMATION OF THE THE CYCLADIC BLUESCHIST UNIT IN THE CENTRAL PART OF SIKINOS ISLAND (SW CYCLADES) ABSTRACT The present Master s thesis project focusses on the tectonic processes occurring during the exhumation of the Cycladic Blueschists Unit (CBU) in the central-north part of Sikinos island, located in the southern Cyclades, Greece. The main aim of this project was the presentation of a new geological-structural map, as well as the analysis of the deformation history of the particular area. Geological mapping of the area led to the distinction of two main lithological sequences within the CBU: (a) a structurally deeper meta-volcano-sedimentary series consisting of metabasites, acidic othogneisses and schists alternations and (b) an upper meta-sedimentary unit, consisting of dolomitic marbles that upwards proceed to calcite marbles and meta-pelites alternations. Structural analysis in the study area designated three main deformation phases (D 1-D 3). D1 deformation phase is associated with the burial processes and appears residually due to superposition of the succeeding deformation events. The second and main deformation phase, D 2, is characterized by the development of a penetrative S 2 foliation, which often appears as mylonitic. Commonly, S 2 planes dip gently to moderately towards the NE. A NNE-SSW trending L 2 lineation, associated with S 2 foliation, is defined by the shape preferred orientation of blue amphibole and actinolite, suggesting that D 2 phase occurred during exhumation processes. S 2 foliation is parallel to the axial planes of F 2 folds, which display NNW to NNE plunging axes. F 2 folds vary in tightness from isoclinal to tight and exhibit asymmetry developing both S and Z geometries. Structural mapping also showed that D 2 deformation is localized in major top-to-the- SSW ductile shear zones. These shear zones are characterized by a thrust component since they duplicate the primary tectono-stratigraphic sequence. Upright to medium-inclined F 3 folds develop during the last deformation phase, D 3, with WNW-ESE trending axes. In conclusion, regardless of the fact that exhumation processes usually are associated with extensional regimes, the case of NE Sikinos, differentiates significantly. Taking into consideration the findings of this research, it is proposed that CBU in the study area, is exhumed through a top-to-the-ssw ductile extrusion wedge, within a contractional geotectonic regime. 7

9 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Ευχαριστίες..3 Περίληψη..5 Abstract Εισαγωγή Γεωλογική επισκόπηση Αττικοκυκλαδική Μάζα Τεκτονο-στρωματογραφική διάρθρωση της Αττικοκυκλαδικής Μάζας Μεταμορφική εξέλιξη της Αττικοκυκλαδικής Μάζας Τεκτονική Επισκόπηση Μοντέλα εκταφιασμού HP πετρωμάτων Σενάρια εκταφιασμού για την Ενότητα των Κυανοσχιστόλιθων Γεωλογία και λιθοστρωματογραφική διαδοχή περιοχής μελέτης Μεταμορφική Εξέλιξη στη Σίκινο Μεταμόρφωση στα πετρώματα υποβάθρου Μεταμόρφωση στα πετρώματα της Ενότητας Κυανοσχιστόλιθων Τεκτονική Επισκόπηση Σικίνου Παραμόρφωση στα πετρώματα υποβάθρου Παραμόρφωση στα πετρώματα της Ενότητας Κυανοσχιστόλιθων Τεκτονική Ανάλυση της Σικίνου Χαρτογραφικά αποτελέσματα Στάδια Παραμορφωτικής Ιστορίας D 1 Φάση Παραμόρφωσης D 2 Φάση Παραμόρφωσης Εντοπισμός Παραμόρφωσης Κινηματική Ανάλυση D 3 Φάση Παραμόρφωσης Σύνθεση Αποτελεσμάτων Συμπεράσματα Σύνθεση Αποτελεσμάτων Τεκτονική Σημασία Βιβλιογραφία 66 8

10 1. Εισαγωγή Η Σίκινος είναι ένα κυκλαδίτικο νησί του Αιγαίου Πελάγους, που βρίσκεται μεταξύ των νήσων Φολέγανδρου και Ίου σε απόσταση 14 και 10 μιλίων αντίστοιχα. Σε αυτήν εντοπίζονται τόσο το Κυκλαδικό Υπόβαθρο όσο και πετρώματα της ενότητας των Κυανοσχιστόλιθων. Παρόλο που η εμφάνιση των πετρωμάτων του υποβάθρου είναι πολύ περιορισμένη, στην πλειοψηφία τους οι ερευνητικές μελέτες έχουν επικεντρωθεί είτε στην τεκτονο-μεταμορφική εξέλιξη αυτών είτε στην φύση της επαφής των δύο ενοτήτων. Για το λόγο αυτό, η παρούσα μελέτη επικεντρώθηκε στην ενότητα των Κυανοσχιστόλιθων στο κεντρικό τμήμα της Σικίνου και θεματικός πυρήνας αυτής ήταν η διερεύνηση του μηχανισμού μέσω του οποίου εκταφιάστηκε η εν λόγω ενότητα. Η έρευνα κινήθηκε σε δύο κατευθύνσεις. Με σκοπό την κατασκευή ενός γεωλογικούτεκτονικού χάρτη επιτελέστηκε λεπτομερής υπαίθρια χαρτογράφηση για το κεντρικό και βόρειο τμήμα της νήσου Σικίνου. Στο νέο αυτόν χάρτη παρουσιάζονται αναλυτικά όλοι οι λιθολογικοί σχηματισμοί, η μεταξύ τους χωρική σχέση καθώς και η φύση των μεταξύ τους επαφών. Επιπλέον, προκειμένου να διερευνηθεί η παραμορφωτική ιστορία των πετρωμάτων της περιοχής μελέτης έγινε καταγραφή όλων εκείνων των ιστολογικών στοιχείων (επίπεδων και γραμμικών) μέσω των οποίων διακρίθηκαν τα παραμορφωτικά στάδια από τα οποία χαρακτηρίζεται. Η τεκτονική ανάλυση οδήγησε στη δημιουργία ενός νέου γεωτεκτονικού μοντέλου σύμφωνα με το οποίο έλαβε χώρα η ανάδυση της ενότητας των Κυανοσχιστόλιθων στη Σίκινο. 9

11 2. Γεωλογική Επισκόπηση Η αλπική ορογενετική ζώνη των Ελληνίδων οροσειρών δημιουργήθηκε ως αποτέλεσμα του κλεισίματος μιας σειράς από αλληλοσυνδεόμενες ωκεάνιες λεκάνες της Νεο-Τυθήος και την επακόλουθη πολυφασική σύγκρουση μεταξύ ηπειρωτικών τεμαχών της υπερ-ηπείρου Γκοντβάνα (πχ. Απούλια και Πελαγονία) και της Ευρασίας, κατά τη διάρκεια του Κρητιδικού- Ολιγοκαίνου (Robertson & Dixon, 1984; Doutsos et al., 1993; Xypolias & Doutsos, 2000; Dilek et al., 2007). Οι Ελληνίδες οροσειρές χωρίζονται σε γεωτεκτονικές ζώνες στις οποίες διακρίνονται τρεις κύριες δομικές περιοχές. Οι δομικές αυτές περιοχές, η κάθε μία εκ των οποίων εμφανίζει διαφορετικά λιθολογικά, στρωματογραφικά, και τεκτονο-μεταμορφικά χαρακτηριστικά, από τα δυτικά προς τα ανατολικά, παρουσιάζονται ως εξής: (α) Εξωτερικές Ελληνίδες Οροσειρές (Προαπούλια ζώνη, Ιόνια ζώνη/ ενότητα Πλακωδών ασβεστολίθων, Φυλλιτική Χαλαζιτική ενότητα, ζώνη Τρίπολης, ζώνη Πίνδου, ζώνη Παρνασσού) (β) Εσωτερικές Ελληνίδες Οροσειρές (Πελαγονική ζώνη, Αττικο-κυκλαδική Μάζα, ζώνη Βαρδάρη) και (γ) Οπισθοχώρα (Σερβομακεδονική ζώνη, ζώνη Ροδόπης) (Εικ. 2.1). Οι εξωτερικές Ελληνίδες αποτελούνται από ιζηματογενή πετρώματα Καινοζωικής-Άνω Παλαιοζωικής ηλικίας, τα οποία αποτέθηκαν στο βόρειο ηπειρωτικό παθητικό περιθώριο της Απούλιας μικροπλάκας. Οι οροσειρές αυτές χαρακτηρίζονται από μία καλυμματική τεκτονική η οποία λαμβάνει χώρα μετά το κλείσιμο του ωκεανού της Πίνδου και τοποθετείται μεταξύ Ηωκαίνου- Κατώτερου Μειόκαινου (Robertson & Dixon 1984). Οι εσωτερικές Ελληνίδες χωρίζονται από τις εξωτερικές μέσω μιας οφιολιθικής ζώνης η οποία είναι υπόλειμμα του ωκεάνιου φλοιού της Πίνδου. Η περιοχή μελέτης ανήκει στο νησιωτικό σύμπλεγμα των Κυκλάδων, το οποίο γεωλογικά εντάσσεται στην Αττικοκυκλαδική Μάζα. Η Αττικοκυκλαδική μάζα αποτελεί μία πολυμεταμορφική γεωτεκτονική ζώνη, καταλαμβάνει μία εσωτερική θέση εντός της Αλπικής ορογενετικής ζώνης των Ελληνίδων οροσειρών και προς τα δυτικά εκτείνεται προς την Ανατολική Αττική και Νότια Εύβοια, ενώ προς τα ανατολικά, συνεχίζει στο βόρειο τμήμα των Δωδεκανήσων και στην Μικρά Ασία (Εικ. 2.1). 2.1 Γεωλογική Επισκόπηση της Αττικοκυκλαδικής Μάζας Η Αττικοκυκλαδική μάζα (AKM) αντιπροσωπεύει το μεγαλύτερο σε έκταση πολυμεταμορφικό σύμπλεγμα πετρωμάτων κατά μήκος του Αλπικού ορογενετικού συστήματος (Okay, 1989; Avigad & Garfunkel, 1991). Σε αυτήν έχουν διακριθεί τέσσερις τεκτονικές ενότητες (Εικ. 2.2), οι οποίες τοποθετήθηκαν η μία πάνω στην άλλη κατά τη διάρκεια Άνω Ηώκαινου-Άνω 10

12 Ολιγόκαινου (Godfriaux, 1962; Dürr et al., 1978; Bonneau, 1984). Από τα κατώτερα προς τα ανώτερα δομικά βάθη, οι ενότητες αυτές διαρθρώνονται ως εξής: (α) η Ενότητα Βάσεως (β) η Ενότητα Χώρας (γ) η Ενότητα Κυανοσχιστόλιθων και (δ) η Ανώτερη ενότητα Οφιολιθικό Κάλυμμα. Παρακάτω περιγράφονται αναλυτικότερα τα πετρογραφικά, γεωχρονολογικά και μεταμορφικά στοιχεία για την κάθε μία από τις προαναφερόμενες τεκτονικές ενότητες. Εικόνα 2.1 Γενικευμένος γεωτεκτονικός χάρτης Ελλάδος (τροποποιημένος από Jolivet et al., 2004, επανατροποποιημένος Mehl et al., 2007) Η παρα-αυτόχθονη Ενότητα Βάσης αντιπροσωπεύει μία ανθρακική πλατφόρμα, η οποία στο σύνολό της απαρτίζεται από νηριτικούς ασβεστόλιθους Τριαδικής- Άνω Κρητιδικής ηλικίας και 11

13 σχιστόλιθους, εντός των οποίων, εντοπίζονται φακοί βασικών και υπερβασικών σωμάτων. Επί της μεταμορφωμένης ανθρακικής ακολουθίας υπέρκειται μεταφλύσχης Παλαιογενούς. Οι ορυκτολογικές παραγενέσεις στην Ενότητα Βάσης υποδεικνύουν ότι αυτή έχει υπεισέλθει σε συνθήκες κυανοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης χωρίς όμως να είναι ξεκάθαρη η ηλικία του HP μεταμορφικού επεισοδίου (Shaked et al., 2000). Κατά μία θεωρία η επώθηση της Ενότητας των Κυανοσχιστόλιθων επάνω στην Ενότητα Βάσης είχε ως αποτέλεσμα αυτή την υψηλής πίεσης μεταμόρφωση (Ring et al., 1999b, 2001). Οι Avigad et al.,(1997) θεωρούν ότι το HP μεταμορφικό επεισόδιο τοποθετείται χρονικά κατά το Ανώτερο Ηώκαινο-Ολιγόκαινο. Ωστόσο, οι Ring & Reischmann (2002) το τοποθετούν στο Κάτω Μειόκαινο, ενώ οι Bröcker et al., (2004) υποστηρίζουν την άποψη ότι αυτό έλαβε χώρα πριν το Μειόκαινο. Η κυανοσχιστολιθική φάση μεταμόρφωσης ακολουθήθηκε από πρασινοσχιστολιθική φάση μεταμόρφωσης κατά τη διάρκεια του Κάτω Μειόκαινου (Bröcker et al., 2004). Χαρακτηριστικές εμφανίσεις της ενότητας Βάσης απαντώνται στην Αττική, την Τήνο, τη Σάμο και την Αμοργό ενώ παράλληλα εμφανίζεται ως τεκτονικό παράθυρο στη νότια Εύβοια, όπου είναι γνωστή ως ενότητα Αλπυροποτάμου (Katsikatsos, 1976). Παλαιογεωγραφικά η ανθρακική πλατφόρμα θεωρήθηκε ομόλογη της Απούλιας μικροπλάκας (Godfriaux, 1962; Papanikolaou, 1984; Katsikatsos et al., 1986), μία υπόθεση, ωστόσο, που δεν συμβαδίζει με την θεωρία της ύπαρξης του ωκεανού της Πίνδου, καθότι η ακολουθία από το Τριαδικό έως το Παλαιογενές είναι συνεχής. Μεταγενέστερες απόψεις υποστηρίζουν ότι πρόκειται για μικροήπειρο ανάλογη της Όσσας Ολύμπου (Doutsos et al., 1993; Xypolias et al., 2003). Η Ενότητα Χώρας κατά τον Bonneau (1984), απαρτίζεται από ορθογνεύσιους, γρανιτοειδή και παραγνεύσιους. Τα πετρώματα είναι προ-αλπικής ηλικίας και οι πρωτόλιθοί τους είναι γρανιτικά πετρώματα των οποίων η ηλικία είναι 300 Ma. Η ενότητα αυτή έχει υποστεί πολυφασική μεταμόρφωση, τα κύρια στάδια της οποίας είναι τρία (Henjes-Kunst, 1982): (α) ένα ενδιάμεσων πιέσεων και θερμοκρασιών, μεταμορφικό συμβάν, το οποίο έλαβε χώρα κατά το Άνω Κρητιδικό, (β) μία μεταγενέστερη υψηλών πιέσεων και χαμηλών θερμοκρασιών φάση μεταμόρφωσης, κατά το Κάτω Ηώκαινο και (γ) ένα υψηλών πιέσεων και χαμηλών θερμοκρασιών μεταμορφικό συμβάν, κατά το Ολιγόκαινο, το οποίο συνοδεύτηκε από τοπική ανάτηξη, με χαρακτηριστικό παράδειγμα τους μιγματιτικούς δόμους της κεντρικής Νάξου (Keay et al., 2003). Η Ενότητα Κυανοσχιστόλιθων, τεκτονικά, τοποθετείται επάνω στην βασική παρααυτόχθονη ακολουθία των μαρμάρων, ενώ πιθανότατα αποτελεί ένα παθητικό περιθώριο Μεσοζωικής ηλικίας (Schliestedt et al., 1994; Mocek, 2001). Η παρουσία μεγάλου πάχους φακών 12

14 βασικής και υπερβασικής σύστασης υποδεικνύει ότι μία ωκεάνια λεκάνη αποτελούσε τμήμα του περιθωρίου αυτού (Katzir et al., 2000; Xypolias et al., 2003). Η ενότητα των Κυανοσχιστόλιθων διακρίνεται σε δύο κύρια καλύμματα ενότητες, το κάλυμμα της Στύρας και το κάλυμμα της Όχης (Katsikatsos et al., 1986). H επαφή των δύο αυτών καλυμμάτων ερμηνεύεται ως μία διατμητική ζώνη ABA διεύθυνσης, παρά ως μία διακριτή ρηξιγενής επιφάνεια (Ring et al., 2007). Το δομικά κατώτερο κάλυμμα της Στύρας συντίθεται από μία μεταϊζηματογενή ακολουθία πάχους 2000m, μαρμάρων και σχιστόλιθων με ενδιαστρώσεις χαλαζιτών καθώς και σώματα σερπεντινιτών κοντά στη βάση της. Το υπερκείμενο κάλυμμα της Όχης έχει ένα ελάχιστο πάχος 2000m και αποτελείται κυρίως από μετα-ηφαιστειακά πετρώματα, ασβεστιτικούς σχιστόλιθους και χαλαζίτες καθώς επίσης και από χαλαζιαστριακούς σχιστόλιθους και γνεύσιους. Απομονωμένα φακόσχημα σώματα μαφικών και υπερμαφικών μεταμαγματικών πετρωμάτων συναντώνται σε όλο το εύρος του καλύμματος της Όχης, αλλά κυρίως κατά μήκος της επαφής του με το υποκείμενο κάλυμμα της Στύρας. Η Ενότητα των Κυανοσχιστόλιθων έχει υποστεί δύο κύρια μεταμορφικά επεισόδια εκτεταμένης κλίμακας: ένα επεισόδιο υψηλών πιέσεων (Μ 1), κατά το Ηώκαινο και ένα δεύτερο συμβάν ανάδρομης μεταμόρφωσης μετρίων πιέσεων (Μ 2), τύπου Barrow, κατά το Μειόκαινο (Avigad et al., 1992; Bröcker et al., 1993). Το τελευταίο επεισόδιο μεταπίπτει σε συνθήκες αμφιβολιτικής φάσης μεταμόρφωσης κατά το Ανώτερο Μειόκαινο (Maluski et al., 1981; Okrusch and Bröcker, 1990; Trotet et al., 2001; Iliopoulos, 2006). Στα περισσότερα νησιά η παρουσία της ανάδρομης φάσης μεταμόρφωσης γίνεται εντονότερη στα διαδοχικά κατώτερα δομικά επίπεδα της ακολουθίας (Bröcker et al., 2004) και φαίνεται να είναι σύγχρονη του σχηματισμού μυλωνιτικών πετρωμάτων. Τα πετρώματα αυτά συνδέονται με μία πλαστική επωθητική ζώνη που καθορίζει την επαφή μεταξύ της ακολουθίας των κυκλαδικών κυανοσχιστόλιθων και της υποκείμενης ακολουθίας βάσης (Xypolias et al., 2003, 2010). Στο Μ 1 μεταμορφικό επεισόδιο εμφανίζονται ισοφασικοί χαρακτήρες πετρωμάτων, όπως όξινοι ιαδεϊτικοί γνεύσιοι, εκλογίτες και γλαυκοφανίτες, η συνύπαρξη των οποίων οφείλεται σε διαφορές στην ολική χημική σύσταση των πρωτολίθων τους. Το Μ 2 μεταμορφικό επεισόδιο, προκάλεσε τη δημιουργία μεταμορφικών δόμων και τη διείσδυση γρανιτοειδών (τύπου I και S ). Η Ανώτερη Ενότητα Οφιολιθικό Κάλυμμα έχει περιορισμένη εμφάνιση, κυρίως στα νησιά της Σύρου και της Τήνου και αποτελείται κατά κύριο λόγο από ιζηματογενή πετρώματα, οφιόλιθους Πέρμιας-Μεσοζωικής ηλικίας και πρασινοσχιστολιθικής έως αμφιβολιτικής φάσης μεταμόρφωσης πετρώματα Κατώτερου Κρητιδικού, τα οποία δεν παραθέτουν καμία απόδειξη για υψηλής πίεσης μεταμορφικό επεισόδιο (Altherr et al., 1994; Papanikolaou, 2009). Το 13

15 Οφιολιθικό κάλυμμα τοποθετείται ως τεκτονικό κάλυμμα επάνω στην ενότητα των Κυανοσχιστόλιθων (Okrusch & Bröcker, 1990) και διακρίνεται περαιτέρω σε δύο υποενότητες: την ανώτερη και την κατώτερη. Η ανώτερη υποενότητα περιλαμβάνει οφιόλιθους, οι οποίοι καλύπτονται από Άνω Κρητιδικούς επικλισιγενείς ασβεστόλιθους, γνεύσιους και αμφιβολίτες ενώ η κατώτερη υποενότητα εμφανίζεται ως mélange Περμο-Τριαδικών ασβεστόλιθων, πρασινοσχιστόλιθων και διεισδύσεων στη βάση τους. Το Οφιολιθικό Κάλυμμα δεν επηρεάστηκε από υψηλής πίεσης μεταμόρφωση κατά το Ηώκαινο και η τεκτονική τοποθέτησή του δίπλα στην ακολουθία των κυκλαδικών κυανοσχιστόλιθων πιθανώς ολοκληρώθηκε στο Ανώτερο Μειόκαινο (Bröcker & Franz, 1998). Εικόνα 2.2 Τεκτονο-στρωματογραφική στήλη Αττικοκυκλαδικής Μάζας, (τροποποιημένη από Chatzaras, 2010) Μεταμορφική εξέλιξη της Αττικοκυκλαδικής Μάζας Για την Αττικοκυκλαδική Μάζα έχουν προταθεί τρία κύρια μεταμορφικά επεισόδια (Μ 1, Μ 2,Μ 3) (Εικ. 2.3). Το πρώτο μεταμορφικό συμβάν Μ 1 έλαβε χώρα υπό συνθήκες υψηλής 14

16 πίεσης/χαμηλής θερμοκρασίας, κατά την εκλογιτική έως την γλαυκοφανιτική φάση μεταμόρφωσης. Το δεύτερο μεταμορφικό επεισόδιο Μ 2 συνέβη υπό συνθήκες αμφιβολιτικής έως πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης και ήταν τύπου Barrow. Τέλος, ακολούθησε ένα επιπλέον μεταμορφικό συμβάν, Μ 3, το οποίο σηματοδοτείται από τη διείσδυση γρανιτοειδών τύπου S και I, και αντιστοιχεί σε μεταμόρφωση επαφής (Okrusch & Bröcker, 1990). Εικόνα 2.3 Μεταμορφικές πορείες πετρωμάτων σε διάφορα τμήματα της Αττικοκυκλαδικής Μάζας (τροποποιημένο από Μπαζιώτης, 2008). Μ1 Μεταμορφικό Επεισόδιο Αναλυτικότερα, οι μεταμορφικές συνθήκες του Μ 1 σταδίου φτάνουν στην επιδοτογλαυκοφανιτική έως εκλογιτική φάση μεταμόρφωσης με ένα εύρος θερμοκρασιών 450 o 550 o C (σε κάποιες περιπτώσεις φτάνει και τους 600 ο C (πχ. Schmadicke & Will, 2003), και πιέσεων 12-15

17 20kbar (Matthews and Schliestedt, 1984; Avigad et al., 1992; Bröcker et al., 1993; Trotet et al., 2001b). Ωστόσο, υπάρχει διχασμός ως προς την ακριβή τοποθέτηση του σταδίου αυτού στον γεωλογικό χρόνο (Altherr et al. 1979, 1982; Andriessen et al. 1979; Wijbrans & McDougall 1986; Maluski et al. 1987; Bröcker et al. 1993; Okrusch & Bröcker, 1990; Wijbrans et al. 1993; Bröcker & Enders 1999; Katzir et al., 2000; Shaked et al., 2000; Perraki & Mposkos, 2001; Trotet et al., 2001; Tomaschek et al., 2003; Spear et al., 2006; Schumacher et al., 2008). Οι πλειοψηφία των απόψεων συγκλίνει στο ότι το Μ 1 πραγματοποιήθηκε κατά τη διάρκεια του Κάτω Ηώκαινου (50-45Ma) (Lister & Raouzaious, 1996; Trotet, 2001) ενώ έχουν αναφερθεί και Άνω-Κρητιδικές ηλικίες για τη Σύρο (75-80 Ma) (Bröcker & Enders 1999,2001; Cheney et al., 2000). Γεωχημικές, μορφολογικές και ιστολογικές διαφορές από δύο γενιές ζιρκονίων που μελετήθηκαν από τους Tomaschek et al. (2003) ενδέχεται να φανερώνουν διαφορετικά γενετικά περιβάλλοντα σχηματισμού των κρυστάλλων. Η πρώτη γενιά πιθανότατα αφορά την μαγματική τοποθέτηση των πρωτόλιθων, που λειτουργούν ως ξενιστές των ζιρκονίων, τα οποία προήλθαν από μαγματική καθίζηση ή υδροθερμική μεταμόρφωση του ωκεάνειου φλοιού (Schumacher et al., 2008). Η δεύτερη γενιά θεωρείται ότι προέρχεται από τη δράση ρευστής φάσης κατά την Ηωκαινική μεταμορφική ανακρυστάλλωση υπό συνθήκες υψηλών πιέσεων. Μ2 Μεταμορφικό Επεισόδιο Το επακόλουθο μεταμορφικό επεισόδιο πρασινοσχιστολιθικής έως και αμφιβολιτικής φάσης Μ 2, σχετίστηκε με την διαστολή της Αιγιακής λιθόσφαιρας στην περιοχή πίσω από το τόξο της Ελληνικής ζώνης υποβύθισης, η οποία έλαβε χώρα περίπου στα 25Ma λόγω της οπισθοχώρησης της Αφρικανικής πλάκας (Le Pichon & Angelier, 1981; Jolivet & Faccenna, 2000; Jolivet et al., 2004a). Η δραστηριότητα αυτή οδήγησε στον εκταφιασμό των Κυκλαδικών Κυανοσχιστόλιθων και του Κυκλαδικού Υποβάθρου (Lister et al., 1984; Avigad & Garfunkel, 1989,1991; Gautier & Brun, 1994a; Avigad et a l., 1997; Jolivet et al., 2004a) Στο κυκλαδικό υπόβαθρο της Νάξου οι συνθήκες θερμοκρασίας και πίεσης προκάλεσαν μερική τήξη των πετρωμάτων (Jansen, 1977). Οι ηλικίες που έχουν προκύψει τόσο για την κρυστάλλωση φλοιικών τηγμάτων (Keay et al., 2001; Martin et al., 2006,2008) όσο και για την μερική ανάτηξη και ψύξη (Rb/Sr, K/Ar and 40 Ar/ 39 Ar μέθοδοι) (Wijbrans & McDougall, 1986; Andriessen, 1991; Bröcker & Franz,1998; Duchene et al., 2006) είναι Ολιγο-Μειοκαινικές (15-25Ma). Στο βόρειο και κεντρικό τμήμα της CBU, μεταμορφωμένα πετρώματα υποδεικνύουν πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωση (T= 450 o 550 o C, P 4-9 kbar (π.χ. Bröcker et al., 1993, Parra et al., 2002). Μ3 Μεταμορφικό Επεισόδιο 16

18 Η τοπική μεταμόρφωση ακολουθήθηκε από μία εκτεταμένης κλίμακας διείσδυση γρανιτοειδών (Μ 3) (Altherr et al., 1982; Okrusch & Bröcker, 1990), ραδιοχρονολόγηση των οποίων, υπέδειξε Μειοκαινική ηλικία (Altherr et al., 1982,1988). Σύμφωνα με τους τελευταίους ερευνητές, ο τύπου Barrow μεταμορφισμός και η σχετική μαγματική δραστηριότητα οφείλεται στη βόρειας διεύθυνσης υποβύθιση της Αφρικανικής πλάκας κάτω από την Απούλια μικροπλάκα κατά το Άνω Τριτογενές Τεκτονική Επισκόπηση Η παραμορφωτική ιστορία της ενότητας των Κυανοσχιστόλιθων έχει μελετηθεί εκτενώς σε όλο το εύρος της, από μία πληθώρα μελετητών, των οποίων τα ευρήματα σχετικά με την πολυφασική της παραμόρφωση, αναλύονται παρακάτω. Οι Xypolias et al. (2003, 2010,2012) μελετώντας την Ενότητα των Γλαυκοφανιτικών σχιστόλιθων στην περιοχή της Νότια Εύβοιας οργανώνουν την παραμορφωτική εξέλιξή της, σε πέντε φάσεις παραμόρφωσης: τις D 1,D 2, D 3, D 4 και D 5 (Εικ. 2.4). Οι φάσεις αυτές αντιπροσωπεύουν την μετάβαση των πρωτολιθικών ενοτήτων της CBU από τα αρχικά στάδια ενταφιασμού τους (D 1 D 2) στα επακόλουθα, την αποσυμπίεση, δηλαδή, και τον εκταφιασμό τους, υπό πλαστικές (D 3, D 4) σε ημιπλαστικές-εύθραυστες συνθήκες παραμόρφωσης (D 5). Υπολειμματική είναι η D 1 φάση παραμόρφωσης καθώς το επόμενο και διαπεραστικό παραμορφωτικό στάδιο D 2 έχει σχεδόν εξαφανίσει τις δομές της φάσης αυτής. Οι D 1 και D 2 πραγματοποιήθηκαν σε πλαστικές συνθήκες παραμόρφωσης και χαρακτηρίζονται από τις φολιώσεις S 1 και S 2 αντίστοιχα. Η S 1 είναι παράλληλη στην S 2 δημιουργώντας σαν αποτέλεσμα την σύνθετη S 1/2 φολίωση. Η σύνθετη αυτή δομή είναι υποπαράλληλη στις επαφές των τεκτονικών καλυμμάτων και εντοπίζεται μόνο στις αρθρώσεις των ισοκλινών F 2 πτυχών, των οποίων τα αξονικά επίπεδα είναι παράλληλα στην S 2 φολίωση. Εντός των επιπέδων της S 2 φολίωσης φιλοξενείται κρυσταλλική γράμμωση έκτασης L 2, ΒΔ-ΝΑ εως και Δ-Α διεύθυνσης, η οποία ορίζεται από προσανατολισμένες μπλε αμφιβόλους, πρισματικής και βελονοειδούς ανάπτυξης, συσσωματώματα χαλαζία αστρίων και φακούς μετα-κερατόλιθων (boundinage). Η τρίτη φάση παραμόρφωσης (D 3), εκδηλώνεται με τη δημιουργία ανοιχτών έως σφιχτών όρθιων πτυχών (F 3), οι οποίες παραμορφώνουν την S 2 φολίωση και οι άξονές τους σε γενικές γραμμές, βυθίζονται ήπια προς τα ΑΝΑ ή ΔΒΔ. Οι προγενέστερες F 2 πτυχές παραμορφώνονται επίσης, από τις όρθιες F 3 πτυχές. Σπάνια, παρατηρείται 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. Το τέταρτο παραμορφωτικό στάδιο (D 4) έλαβε χώρα υπό συνθήκες εύπλαστης παραμόρφωσης και χαρακτηρίζεται από κατακεκλιμένες, κλειστές έως ισοκλινείς 17

19 πτυχές και μία ΝΔ - ΝΝΑ διεύθυνσης φολίωση, S 4. Μία L 4 γράμμωση έκτασης, ΑΒΑ- ΔΝΔ διεύθυνσης, συνδέεται άμεσα με την υψηλής παραμόρφωσης S 4 φολίωση. Αυτή ορίζεται από προσανατολισμένους βελονοειδείς κρυστάλλους μπλε ή πράσινης αμφιβόλου, συσσωματώματα μαρμαρυγία και χλωρίτη, επιμήκεις κρυστάλλους χαλαζία, και ιστούς παραμόρφωσης γύρω από πυρίτες και πορφυροβλάστες αστρίων. Η S 4 είναι παράλληλη στα αξονικά επίπεδα F 4 πτυχών οι οποίες ποικίλουν από ανοιχτές έως ισοκλινείς, κατακεκλιμένες ή ήπια κεκλιμένες και παρουσιάζουν γενική διεύθυνση ΑΒΑ-ΔΝΔ. Το τελικό παραμορφωτικό στάδιο D 5 χαρακτηρίζεται από την εμφάνιση πλαγιο - κανονικών ρηγμάτων ΒΔ-ΝΑ και ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης. Εικόνα 2.4 Σχηματική απεικόνιση της παραμορφωτικής ιστορίας της Ενότητας των Κυανοσχιστόλιθων στην περιοχή της Εύβοιας (από Xypolias et al. 2012). Οι Ring et al. (2007), μελετώντας το ΒΔ τμήμα της ΑΚΜ στην νότια και κεντρική Εύβοια, οργανώνουν την παραμορφωτική ιστορία της περιοχής σε τρία επεισόδια. Η D 1 παραμορφωτική φάση παρουσιάζεται υπολειμματική και χαρακτηρίζεται από μία τοπικά διαπεραστική φολίωση 18

20 S1, εντός της οποίας δημιουργούνται ισοκλινούς γεωμετρίας πτυχές. Η S 1 συνοδεύεται από μία γράμμωση έκτασης L 1, ΑΒΑ-ΔΝΔ διεύθυνσης και ορίζεται από μπλε αμφίβολο. Η δεύτερη και κύρια φάση παραμόρφωσης, D 2 (Εικ. 2.5α), έλαβε χώρα υπό συνθήκες μεταβατικές προς την πρασινοσχιστολιθική φάση μεταμόρφωσης. Χαρακτηρίζεται από διαπεραστική S 2 φολίωση και γράμμωση έκτασης L 2, η οποία παρουσιάζει διεύθυνση ΑΒΑ-ΔΝΔ και ορίζεται από επιμήκεις κρυστάλλους χαλαζία και πλαγιόκλαστου. Η κινηματική της ενότητας της Στύρας είναι ΔΝΔ διεύθυνσης ενώ της ενότητας της Όχης ΑΒΑ. Ακολουθεί η D 3 φάση παραμόρφωσης (Εικ. 2.5α), κατά την οποία διαμορφώνονται ζώνες διάτμησης υπό μεταμορφικές συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής και υπο-πρασινοσχιστολιθικής, και οι οποίες στην οροφή τους παρουσιάζουν φορά κίνησης ΑΒΑ. Στα τελικά στάδια της παραμορφωτικής εξέλιξης δημιουργούνται πλαγιοκανονικά ρήγματα ΒΔ-ΝΑ και ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης. Εικόνα 2.5 (α) Σχηματική απεικόνιση των χαρακτηριστικών δομών των παραμορφωτικών φάσεων D 2 και D 3 (από Ring et al. 2007) (β) Σχηματική απεικόνιση των τεκτονικών δομών παραμόρφωσης για κάθε παραμορφωτικό στάδιο (τροποποιημένο από Rosenbaum et al. 2002). Οι Mukhin et al. (1996) αναγνωρίζουν στην Άνδρο τέσσερις φάσεις παραμόρφωσης. Αναλυτικά, η πρώτη εξ αυτών, συν-μεταμορφική φάση D 1, αντιπροσωπεύεται από ισοκλινείς πτυχές, ΑΒΑ-ΔΝΔ κλίσης (Εικ. 2.6). Μετέπειτα, κατά τη D 2, δημιουργούνται σφικτές έως ισοκλινούς γεωμετρίας πτυχές, οι οποίες είναι υπεύθυνες για τον σχηματισμό νέων επιπέδων σχιστότητας (S 2) τα οποία και αποτελούν τα αξονικά επίπεδα των πτυχών αυτών. Ταυτόχρονα, σχηματίζεται γράμμωση έκτασης L 2 η οποία παρουσιάζει γενική διεύθυνση Β-Ν. Ακολουθεί, μία σχεδόν ομοαξονική φάση παραμόρφωσης, D 3, στην οποία οφείλεται η δημιουργία του ανοιχτού αντικλίνου της Άνδρου, με τον άξονά του να διαπερνά το κεντρικό τμήμα του νησιού. Τα σκέλη του αντικλίνου αυτού παρουσιάζουν βύθιση ΝΑ-ΒΔ διεύθυνσης με κλίσεις που κυμαίνονται από 10 ο έως και 40 ο. Η τελευταία φάση παραμόρφωσης D 4 ελέγχεται από ρήγμα (Papanikolaou, 1978) το οποίο διαμορφώνει την σύγχρονη τοπογραφία της Άνδρου. 19

21 Εικόνα 2.6 Σχέσεις υπέρθεσης μεταξύ της πρώτης γενιάς ισοκλινών πτυχών (F 1) και της φολίωσης που αναπτύχθηκε σε συνθήκες κυανοσχιστολιθικής φάσης (S 1) με της δεύτερης γενιάς κατακεκλιμένων πτυχών (F 2) παράλληλα στα αξονικά επίπεδα των οποίων αναπτύσσεται η πρασινοσχιστολιθικής φάσης φολίωση (S 2). Με S 0 ορίζεται η ιζηματογενής στρώση (τροποποιημένο από Mukhin et al., 1996). Οι Keiter et al. (2011) αναγνωρίζουν στο μεταμορφικό σύμπλεγμα της Σύρου τρία παραμορφωτικά στάδια. Το D 1 παραμορφωτικό στάδιο σχετίζεται με τον ενταφιασμό των λιθολογικών ενοτήτων και χαρακτηρίζεται από ισοκλινείς πτυχές φολίωσης οι οποίες διατηρούνται υπό τη μορφή υπολειμμάτων αρθρώσεων F 1 πτυχών. Η D 2 φάση παραμόρφωσης αφορά τη δημιουργία F 2 ισοκλινών πτυχών με διαπεραστικό σχισμό αξονικού επιπέδου S 2. Η τελική φάση παραμόρφωσης D 3 διακρίνεται από F 3 πτυχές συστροφής (kink folds) και έλαβε χώρα υπό ημιπλαστικές-ημιεύθραυστες συνθήκες. Χαρακτηριστικός είναι ο πυκνός σχισμός ρυτίδωσης S 3 στη φάση αυτή, η οποία γενετικά συνδέεται με τον εκταφιασμό των πετρωμάτων υπό ανάδρομες μεταμορφικές συνθήκες. Αντίστοιχα, οι Philippon et al. 2011, για την ίδια περιοχή, εντοπίζουν επίσης τρεις φάσεις παραμόρφωσης D 1-D 3. Η πρώτη φάση (D 1) λαμβάνει χώρα κατά τον ενταφιασμό των πετρωμάτων σε συνθήκες υψηλής πίεσης και οι συγκεκριμένοι ερευνητές τη συσχετίζουν με την επώθηση της ενότητας Κάμπου επί της ενότητας Καστρί. H D 2 παραμορφωτική φάση, εξελίσσεται υπό συνθήκες ανάδρομης μεταμόρφωσης και η γενική φορά κίνησης είναι προς τα ΒΑ. Το 20

22 τελευταίο στάδιο D 3, λαμβάνει χώρα υπό συνθήκες ημιεύθραυστης έως εύθραυστης παραμόρφωσης και διακρίνεται από δομές χαρακτηριστικές εφελκυστικού καθεστώτος, οι οποίες παρουσιάζουν φορά κίνησης προς το Νότο. Οι Rosenbaum et al. (2002), στα νησιά Σύρος και Σίφνος, προτείνουν τέσσερεις φάσεις παραμόρφωσης D 1-D 4 (Εικ. 2.5β). Εγκλείσματα εντός πορφυροβλαστών γρανάτη παρουσιάζουν μία S 1 φολίωση για την D 1. Μετέπειτα, κατά την D 2 σχηματίζεται φολίωση S 2 και γράμμωση έκτασης L 2, η οποία ορίζεται από μπλε αμφίβολο και στο βόρειο τμήμα της Σύρου παρουσιάζει διεύθυνση βύθισης ΒΔ. Ακολουθεί η D 3 φάση παραμόρφωσης, η οποία λαμβάνει χώρα κατά τον εκταφιασμό των πετρωμάτων και χαρακτηρίζεται από την παρουσία ζωνών διάτμησης, ΒΔ φοράς κίνησης. Η τελευταία παραμορφωτική φάση D 4 εξελίσσεται υπό μεταμορφικές συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης ενώ η μελέτη κινηματικών δεικτών υποδηλώνει ΒΑ φορά κίνησης. Οι Huet et al., 2009 διακρίνουν δύο κύριες τεκτονικές ενότητες στην Ίο (CBU και Κυκλαδικό υπόβαθρο) (Εικ. 2.7), οι οποίες παρουσιάζουν ίδιας διεύθυνσης φολίωση, με κλίση της τάξης των 0 o 90 o και με μία μέση τιμή στις 30 ο. Η γράμμωση έκτασης ορίζεται, ανάλογα με τη μελετώμενη λιθολογία, από μαρμαρυγία (στα δολομιτικά και ασβεστιτικά μάρμαρα), επιμηκυμένους κρυστάλλους χαλαζία (στους σχιστόλιθους) ή από φυλλοπυριτικά ορυκτά. Στα πετρώματα τα οποία έχουν υποστεί πρασινοσχιστολιθικής και κυανοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωση, η γράμμωση έκτασης παρουσιάζει μία διεύθυνση κλίσης προς τα Ν- ή ΝΝΑ και ήπια κλίση 30 ο. Οι ίδιοι ερευνητές αναγνωρίζουν ταυτόχρονα, δύο γενιές πτυχών. Η πρώτη γενιά αφορά σφικτές έως ισοκλινείς πτυχές, ανεστραμμένες και συμμετρικές με τα αξονικά τους επίπεδα να είναι παράλληλα στη φολίωση και τους άξονες σχεδόν παράλληλους προς την γράμμωση έκτασης. Η δεύτερη γενιά πτυχών παρουσιάζει ασυμμετρία προς το Νότο, τα αξονικά τους επίπεδα κλίνουν προς το Βορρά ενώ οι άξονές τους είναι κάθετοι στη γράμμωση έκτασης. Σε ό,τι αφορά τα πετρώματα υποβάθρου, αυτά έχουν υποστεί με τη σειρά τους τέσσερις παραμορφωτικές φάσεις, οι οποίες διακρίνονται σε Α,Β,Γ και Δ. Η φάση Α αναφέρεται στον απαραμόρφωτο πρωτόλιθο της ενότητας καθώς επίσης και στην αντικατάσταση του χλωρίτη από βιοτίτη. Ακολουθεί η φάση Β κατά την οποία παραμορφώνεται ελαφρώς ο πρωτόλιθος ενώ παράλληλα δημιουργούνται διατμητικές ζώνες. Κατά τη φάση Γ δημιουργείται διαπεραστική φολίωση S 2 ενώ απουσιάζει πλήρως η ορυκτή φάση του βιοτίτη. Κατά την καταληκτική παραμορφωτική φάση Δ, οι γνεύσιοι της ενότητας μυλονιτοποιούνται. 21

23 Εικόνα 2.7 Συνθετικό 3D διάγραμμα παραμόρφωσης που σχετίζεται με την Ενότητα Κυανοσχιστόλιθων και το Κυκλαδικό υπόβαθρο στην Ίο (από Huet et al. 2009). 2.2 Μοντέλα Εκταφιασμού HP πετρωμάτων Ο μηχανισμός κατά τον οποίο τα υψηλής πίεσης μεταμορφωμένα πετρώματα εκταφιάζονται αποτελεί θέμα αιχμής και συνεχούς μελέτης, ιδιαίτερα τις τελευταίες δεκαετίες (πχ. Platt, 1993, Εικ. 2.8). Σε ότι αφορά τα Αλπικού τύπου ορογενή, το θέμα του εκταφιασμού έχει προσεγγιστεί ικανοποιητικά (Ernst, 2005). Τα πετρώματα, τα οποία υφίστανται εκταφιασμό κατά τη διάρκεια του βασικού σταδίου εξέλιξης αυτού του τύπου ορογενούς, προσομοιάζονται με τεκτονικά σώματα τα οποία οριοθετούνται στη βάση τους από επώθηση σχετική της καταβύθισης, και στην οροφή τους από κανονικό ρήγμα αποκόλλησης φλοιικής κλίμακας (Chemenda et al., 1997; Ernst et al., 1997; Vannay & Grasemann, 2001). Το κανονικής γεωμετρίας ρήγμα μπορεί να δράσει με δύο διαφορετικούς τρόπους. Στην πρώτη περίπτωση πρόκειται για ένα «πραγματικό κανονικό ρήγμα», όπου τα πετρώματα υφίστανται εκταφιασμό λόγω συνορογενετικής φλοιικής διαστολής (Ring et al., 1999b; Jolivet et al., 2003). Στη δεύτερη περίπτωση αποτελεί ένα «κανονικό ρήγμα», το οποίο δρα υπό καθεστώς τεκτονικής συστολής, και κατά τη δράση του αυτή, τα πετρώματα εκταφιάζονται είτε μέσω ενός μηχανισμού πλαστικής διαφυγής σε στερεά κατάσταση, είτε λόγω άνωσης ή τέλος με συνδυασμό των παραπάνω (Chemenda et al., 1997; Escher & Beaumont, 1997; Vannay & Grasemann, 2001; Xypolias et al., 2003). 22

24 Εικόνα 2.8 Τα κυριότερα μοντέλα εκταφιασμού HP πετρωμάτων (γκρίζες περιοχές) όπως έχουν αποδοθεί από τον Platt (1993), και χαρακτηριστικά παραδείγματα (Chatzaras, 2010). Πιο συγκεκριμένα, στην περίπτωση όπου το τεκτονικό καθεστώς είναι εφελκυστικό, αντιπροσωπευτικά είναι τα μοντέλα διαστολής διπλής ροπής (Platt, 1993)(Σχ.2.8α) και ασύμμετρης διαστολής (Jolivet et al., 2003) (Σχ. 2.8β). Στην περίπτωση όπου τα πετρώματα αναδύονται στην επιφάνεια υπό καθεστώς συστολής, αντιπροσωπευτικά είναι τα μοντέλα διαγώνιας συμπίεσης (Fossen & Tikoff, 1998) (Σχ. 2.8γ), ροής υπό γωνία (Cowan & Silling, 1978) (Σχ. 2.8δ) και πλαστικής διαφυγής (Escher & Beaumont, 1997)(Σχ. 2.8ε). Το μοντέλο διαγώνιας συμπίεσης έχει χρησιμοποιηθεί από τους Xypolias et al., (2003) προς περιγραφή του εκταφιασμού υψηλής πίεσης πετρωμάτων στην κεντρική Εύβοια. Το μοντέλο της πλαστικής διαφυγής εφαρμόστηκε στην ερμηνεία του εκταφιασμού των Πλακωδών 23

25 Ασβεστόλιθων και της γεωτεκτονικής εξέλιξης της Νότιας Πελοποννήσου (Doutsos et al., 2000), της γεωτεκτονικής εξέλιξης της Κεντρικής Κρήτης (Chatzaras et al., 2006) καθώς επίσης και στην ερμηνεία του εκταφιασμού HP πετρωμάτων στην Αμοργό (Chatzaras et al., 2011) και τη νότια Εύβοια (Xypolias et al., 2012). Τα τελευταία στάδια εξέλιξης των Αλπικού τύπου ορογενών χαρακτηρίζονται από μεταορογενετική διαστολή ή συστολή που προκαλούν κινήσεις προς την προχώρα και/ή προς την οπισθοχώρα (Platt, 1993; Beaumont et al., 1999). Η παλινσπαστική αποκατάσταση αυτών των κινήσεων αποτελεί βασική προϋπόθεση για την μελέτη κινήσεων στο κύριο στάδιο της ορογένεσης (Alsop et al., 2001) Σενάρια εκταφιασμού για την Ενότητα Κυανοσχιστόλιθων Ο μηχανισμός με τον οποίο συντελείται ο εκταφιασμός των υψηλής πίεσης μεταμορφωμένων πετρωμάτων στην Αττικοκυκλαδική Μάζα καθώς και ο πλευρικός συσχετισμός των τεκτονικών καλυμμάτων υψηλής πίεσης αποτελεί ζήτημα διερεύνησης τις τελευταίες δεκαετίες. 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. Μία άποψη υποστηρίζει ότι ο σχηματισμός και η επάλληλη τεκτονική τοποθέτηση των Κυκλαδικών καλυμμάτων προέκυψε από επωθητικές κινήσεις προς τα νοτιοδυτικά κατά το Ηώκαινο Ολιγόκαινο, οι οποίες ξεκίνησαν σε συνθήκες υψηλής πίεσης (Avigad et al., 1997; Huet et al., 2009). Σύμφωνα με την άποψη αυτή, τα καλύμματα εκταφιάστηκαν μέσω της δράσης δύο κύριων τεκτονικών δομών: ένα συν-ορογενετικό ρήγμα αποκόλλησης στο ανώτερο τμήμα τους με κίνηση προς τα βόρια και μια επώθηση στο κατώτερο τμήμα τους με κίνηση προς τα νότια (Εικ. 2.9β). 24

26 Εικόνα 2.9 (α) Σχηματική απεικόνιση μοντέλου εκταφιασμού της CBU (από Xypolias et al., 2010) (β) Προτεινόμενο μοντέλο συν-ορογενετικού εκταφιασμού των Κυκλαδικών Κυανοσχιστόλιθων (από Huet et al., 2009). Οι μεταμορφικές φάσεις αναφέρονται ως εξής: GS (πρασινοσχιστολιθική φάση), BS (κυανοσχιστολιθική φάση) και E (εκλογιτική φάση). Σύμφωνα με τους Xypolias et al. (2003,2010) ο εκταφιασμός των Κυκλαδικών, υψηλής πίεσης, τεκτονικών καλυμμάτων (κάλυμμα Όχης, κάλυμμα Στύρας) στην Εύβοια, επιτεύχθηκε σύμφωνα με το μηχανισμό πλαστικής διαφυγής (Εικ. 2.9α). Τα τεκτονικά καλύμματα οριοθετούνται από επωθητικές ζώνες διάτμησης (επώθηση Όχης, επώθηση Εύβοιας), οι οποίες δείχνουν φορά κίνησης της οροφής τους προς τα ΑΒΑ. Ταυτόχρονα λαμβάνει χώρα μεταφορά υλικού παράλληλα στην διεύθυνση κίνησής τους καθώς επίσης και πλαστική λέπτυνση της τάξεως του 20-50% για τη ζώνη επώθησης της Εύβοιας και % για τη ζώνη επώθησης της Όχης. Οι Chatzaras et al. (2011), υποστηρίζουν ότι τα HP πετρώματα της Αμοργού εκταφιάστηκαν μέσω της ταυτόχρονης δράσης μίας πλαστικής εξώθησης προς το Νότο και μίας ανάδρομης επώθησης (backthrust) προς το Βορρά. Μία δεύτερη πιθανότητα, κατά τους ίδιους 25

27 ερευνητές, για τον εκταφιασμό των HP πετρωμάτων είναι η δράση εξώθησης ΒΔ διεύθυνσης (Εικ. 2.10β). Άλλοι συγγραφείς υποστηρίζουν ότι ο εκταφιασμός επιτεύχθηκε με ολίσθηση σε εφελκυστικά ρήγματα αποκόλλησης με βόρεια διεύθυνση κλίσης και σε ορισμένες περιπτώσεις νότια (Gautier & Brun, 1994, Ring et al., 1999, Forster & Lister, 2009). Συγκεκριμένα, στο μοντέλο των Ring et al. (2007) για την Εύβοια, ο συν-ορογενετικός εκταφιασμός των υψηλής πίεσης τεκτονικών καλυμμάτων της Αττικοκυκλαδικής Μάζας, πραγματοποιείται μέσω ενός μηχανισμού σφηνοειδούς διαφυγής κατά το Ολιγόκαινο (Εικ. 2.10α). Εξαιτίας της σύγχρονης λειτουργίας της επώθησης στη βάση και του κανονικού ρήγματος στην οροφή σε ένα γενικό καθεστώς οριζόντιας συστολής, θεωρείται ότι ο τεκτονικός εκταφιασμός δεν προκάλεσε σημαντική λέπτυνση του φλοιού (Ring et al. 1999b,2007). Εικόνα 2.10 Μοντέλα εκταφιασμού της ACM (α) Ring et al., 2007 (β) Chatzaras et al., Οι Brun & Faccenna (2008) υποστηρίζουν ότι ο εκταφιασμός των υψηλής πίεσης πετρωμάτων στον Αιγιακό χώρο συνδέεται χωρικά και χρονικά με την υποβύθιση μικρών ηπειρωτικών τεμαχών η οποία πυροδοτεί την αύξηση της κλίσης της καταβυθιζόμενης πλάκας 26

28 (Εικ. 2.11). Η δραστηριότητα αυτή δημιουργεί τον απαραίτητο χώρο για τον εκταφιασμό του ηπειρωτικού φλοιού ο οποίος είχε ενταφιαστεί προηγουμένως σε μεγάλα βάθη. Η δύναμη της άνωσης του καταβυθιζόμενου φλοιού αυξάνει έως ότου αυτός αποκολλάται από την καταβυθιζόμενη πλάκα. Μετέπειτα εκταφιάζεται με ρυθμό ο οποίος εξαρτάται άμεσα από την ταχύτητα οπισθοχώρησης της τάφρου. Ο εκταφιαζόμενος φλοιός αποδυναμώνει και υφίσταται διαστολή τύπου core complex, η οποία ευθύνεται για ένα δεύτερο στάδιο εκταφιασμού με μικρότερο ρυθμό ανύψωσης. Η αποδυνάμωση αυτή οφείλεται στην θέρμανση που υφίσταται λόγω ροής ασθενοσφαιρικού υλικό στην ανοικτή μανδυακή σφήνα. Ο κύκλος ενταφιασμού εκταφιασμού σε αυτό το μοντέλο είναι παροδικός και μπορεί να επαναληφθεί κάθε φορά που ένα μικρο-ηπειρωτικό τέμαχος καταβυθίζεται. Εικόνα 2.11 Σενάριο σύμφωνα με το οποί ο εκταφιασμός είναι αποτέλεσμα της οπισθοχώρησης της πλάκας: στάδιο ηπειρωτικής καταβύθισης (a έως c), εκταφιασμός HP πετρωμάτων (d) και εκταφιασμός HT πετρωμάτων στο core complex (e). Η κόκκινη γραμμή υποδεικνύει την οπισθοχώρηση της τάφρου, ενώ τα λευκά βέλη υποδεικνύουν την προώθηση της τάφρου (a έως c) και οπισθοχώρηση αυτής (d έως f). Η κλίση της μικρο-πλάκας αυξάνεται κατά την 27

29 υποβύθιση του ηπειρωτικού μπλοκ (a έως c), και ύστερα μειώνεται κατά τη διάρκεια υποβύθισης της ωκεάνιας πλάκας (d έως f). (Brun & Faccenna, 2008). 3. Γεωλογία και λιθοστρωματογραφική διαδοχή περιοχής μελέτης Η Σίκινος είναι ένα από τα νότια νησιά του Κυκλαδικού Αρχιπελάγους και εντοπίζεται στο κεντρικό τμήμα του Αιγιακού χώρου (Εικ. 3.1). Αποτελεί τμήμα της Αττικοκυκλαδικής Μάζας και η γεωλογία της μελετήθηκε ενδελεχώς από διάφορους μελετητές (Van der Maar et al., 1981; Franz et al., 1993; Gupta, 1995; Photiades & Keay, 2003; Gupta & Bickle, 2004; Augier et al., 2015). Το νησί αυτό αποτελείται από δύο κύριες τεκτονο-μεταμορφικές ενοτήτες: μία βασική ενότητα (Ενότητα Χώρας), η οποία απαρτίζεται από γρανιτικά πάρα- και ορθο-γνευσιακό πετρώματα του προ-αλπικού υπόβαθρου και μία ανώτερη τεκτονική ενότητα (Ενότητα Κυανοσχιστόλιθων), η οποία συντίθεται από μεταμορφωμένους Μεσοζωϊκούς σχηματισμούς. Παρακάτω παρατίθεται ο γεωλογικός χάρτης που κατασκευάστηκε από το ΙΓΜΕ (Εικ. 3.2). Αμφότερες οι τεκτονικές αυτές ενότητες έχουν επηρεαστεί από την Αλπική ορογένεση. 28

30 Εικόνα 3.1 Γεωλογικός χάρτης στον οποίο αποτυπώνεται η θέση της περιοχής μελέτης εντός της Αττικοκυκλαδικής μάζας (τροποποιημένος από Jolivet et al., 2004). Η Ενότητα Χώρας στην Σίκινο δεν είναι ιδιαίτερα εκτενής, όπως συμβαίνει σε άλλα νησιά των Κυκλάδων (πχ. Στην Ίο). Εντοπίζεται στο νοτιο-ανατολικό τμήμα του νησιού μέσω δύο τεκτονικών παραθύρων, τα οποία περιβάλλονται από την ενότητα των Κυανοσχιστόλιθων (van der Maar,1980). Η αρχιτεκτονική του Κυκλαδικού υπόβαθρου στο νησί φαίνεται παρόμοια με την αντίστοιχη της Ίου, με την παρουσία ενός μυλονιτικού επικαλύμματος (carapace) το οποίο τοποθετείται επί ενός, σχετικά απαραμόρφωτου πυρήνα (Huet et al., 2009). Στις λιθολογίες του υποβάθρου συμπεριλαμβάνονται πολύ-παραμορφωμένα μεταϊζήματα και μεταγρανιτοειδή (van der Maar, 1980; van der Maar & Jansen, 1983; Franz et al., 1993). Τα μεταϊζήματα απαρτίζονται κατά κύριο λόγο από γρανατικούς-μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους και παραγνεύσιους, οι οποίοι διατηρούν ίχνη ορυκτολογικών παραγενέσεων αμφιβολιτικής φάσης μεταμόρφωσης (van der Maar, 1980; Franz et al., 1993). Εντός των λιθολογιών αυτών εμφανίζονται σπάνια μεταβασικοί φακοί και απλιτικές φλέβες που διακόπτουν σε διάφορες διευθύνσεις τα πετρώματα. Οι ορυκτολογικές παραγενέσεις και οι ιστοί αντικατάστασης που έχουν παρατηρηθεί εντός των 29

31 πετρωμάτων, προσομοιάζουν τα μετα-διεισδυτικά σώματα του υποβάθρου στην Ίο (Henjes & Kunst, 1980; Van der Maar et al., 1981). Τα παραπάνω στοιχεία συνηγορούν στο ότι τα συγκεκριμένα πετρώματα ανήκουν στο προ-αλπικό υπόβαθρο της Αττικοκυκλαδικής Μάζας. Ραδιοχρονολόγηση με τη μέθοδο Rb-Sr σε δείγμα μετα-διορίτη υπέδειξε μία ασαφή ηλικία της τάξης των 275 ± 87 Ma, ενισχύοντας την παραπάνω υπόθεση, τοποθετώντας, μάλιστα, ηλικιακά το δείγμα πιθανότατα κατά την Ερκύνεια ορογένεση (Andriessen et al., 1987). Επιπλέον, ραδιοχρονολόγηση με τη μέθοδο SHRIMP U-Pb σε ζιρκόνια από μετα-γρανοδιοριτικό βαθόλιθο στη Σίκινο, υπέδειξε ότι το γρανιτοειδές τοποθετείται κατά το Ανώτερο Λιθανθρακοφόρο (μεταξύ Ma) κατά τα τελευταία στάδια της Ερκύνειας Ορογένεσης. Η Ανώτερη Ενότητα (Ενότητα Κυανοσχιστόλιθων) εντοπίζεται σε σχεδόν σε όλη την έκταση της Σικίνου και αποτελείται από εναλλαγές μαρμάρων σχιστόλιθων. Οι σχιστόλιθοι της ακολουθίας διακρίνονται σε γλαυκοφανιτικούς, χλωριτικούς και πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης σχιστόλιθους (Van der Maar et al., 1981). Στους γλαυκοφανιτικούς και πρασινοσχιστολιθικής φάσης σχιστόλιθους, συχνά απαντώνται στρώσεις μεμονωμένων εκλογιτικών σωμάτων, επιδοτιτικοί καθώς επίσης και υπερβασικής σύστασης φακοί. Στο βόρειοανατολικό τμήμα του νησιού εντοπίζονται και μεταβωξίτες μέσα στα μάρμαρα (Van der Maar et al., 1981). Οι Photiades & Keay (2003) επιχειρούν περαιτέρω διάκριση των λιθολογιών στην ανώτερη τεκτονική ενότητα. Άνωθεν του υποβάθρου τοποθετούν σχηματισμό μαρμάρου που φέρει γλαυκοφανή και μία σειρά εναλλαγών οριζόντων μαρμάρου και γλαυκοφανιτικών σχιστόλιθων. Από την βάση των τελευταίων εναλλαγών και προς τα άνω, εντοπίζονται διαδοχικά γλαυκοφανιτικοί σχιστόλιθοι και σιπολινικά μάρμαρα, δολομιτικό μάρμαρο (κατώτερο), γλαυκοφανιτικοί σχιστόλιθοι, ηφαιστειογενούς προέλευσης πρασινοσχιστολιθικός σχηματισμός και τέλος εναλλαγές ασβεστιτικών μαρμάρων-σχιστόλιθων (Εικ. 3.2). Το ασβεστιτικό μάρμαρο στη βάση του φαίνεται να μεταβαίνει σε δολομιτικό, τα μεσαία τμήματα αποτελούνται από μαρμαρυγιακούς σχιστόλιθους ενώ προς τα άνω σταδιακά μεταβαίνει σε ασβεστιτικό και γλαυκοφανιτικό σχιστόλιθο. 30

32 Εικόνα 1.2 Γεωλογικός χάρτης Σικίνου, στρωματογραφική στήλη και γεωλογική τομή Γ'-Γ2 (τροποποιημένος από ΙΓΜΕ) 3.1 Μεταμορφική Εξέλιξη στη Σίκινο Μεταμόρφωση στα πετρώματα υποβάθρου Σε γενικές γραμμές, η ενότητα του κυκλαδικού υποβάθρου έχει υποστεί μία πολύπλοκη αλπική τεκτονο-μεταμορφική εξέλιξη, με έναν αρχικό ενταφιασμό σε HP-LT συνθήκες κατά το Ηώκαινο, το οποίου τα ίχνη έχουν επισκιαστεί από το μετέπειτα Ολιγο-Μειοκαινικό HT τοπικό μεταμορφικό επεισόδιο (van der Maar, 1980; van der Maar & Jansen, 1983; 1996; Gupta & Bickle, 2004). Τα πετρώματα του υποβάθρου στην Σίκινο έχουν υποστεί πολυφασική μεταμόρφωση και παραμόρφωση (Εικ. 3.3). Βάσει ορυκτολογικών και ιστολογικών παρατηρήσεων στα μεταιζήματα του υποβάθρου, μπορούν να διακριθούν τρία μεταμορφικά επεισόδια. 31

33 Μ0 Μεταμορφικό Επεισόδιο Το πρώτο μεταμορφικό επεισόδιο (Μ 0) συνέβη πριν την Αλπική ορογένεση ( 300 Ma) σε αμφιβολιτική φάση μεταμόρφωσης σε μέγιστες συνθήκες θερμοκρασίας και πίεσης 570 ο -650 ο C και 5 kbar αντίστοιχα (Henjes-Kunst & Kreuzer, 1982; Van den Maar & Jansen, 1983; Andriessen et al., 1987; Franz et al., 1993; Vanderberg & Lister, 1996). Μ1 Μεταμορφικό Επεισόδιο Κατά τη διάρκεια του Ηωκαίνου ακολούθησε ένα HP-LT μεταμορφικό επεισόδιο (Μ 1) υπό την κυανοσχιστολιθική φάση με ελάχιστες πιέσεις της τάξης των 10 kbar και ένα εύρος θερμοκρασιών της τάξης των 450 ο 500 ο C (Van der Maar, 1981; Van der Maar & Jansen 1983; Frantz et al., 1993; Vanderberg & Lister, 1996). Το μεταμορφικό, αυτό συμβάν, τοποθετείται στα Ma (Andriessen et al., 1979; Henjes-Kunst & Kreuzer, 1982; Andriessen et al., 1987) και ταυτοποιείται από παραγενέσεις που περιλαμβάνουν γλαυκοφανή, χλωριτοειδές, γρανάτη και ιαδεϊτη, οι οποίες όμως, σπάνια εμφανίζονται εντός γνευσίων και σχιστόλιθων (Henjes & Kunst, 1980; Van der Maar et al., 1981; Vanderberg & Lister, 1996). Οι λόγοι για τους οποίους οι παραπάνω χαρακτηριστικές ορυκτολογικές παραγενέσεις σπανίζουν έχει αποτελέσει αντικείμενο διερεύνησης, με τους Gupta & Bickle (2004) να προτείνουν τις εξής δύο ερμηνείες: 1) οι μεταμορφικές συνθήκες πίεσης και θερμοκρασίας δεν ξεπέρασαν το όριο διάσπασης της καμπύλης αλβίτη προς σχηματισμό ιαδεϊτη και χαλαζία και/ή 2) η κυκλοφορία ρευστής φάσης περιορίστηκε εγγύτατα της επαφής του υποβάθρου με την υπερκείμενη ενότητα σχιστόλιθωνμαρμάρων με αποτέλεσμα ο συνολικός όγκος του υποβάθρου να παραμείνει άνυδρος και άκαμπτος, γεγονός που δεν επέτρεψε στις αντιδράσεις σχηματισμού της νατριούχου αμφιβόλου να επεκταθούν περεταίρω στο χώρο. Μ2 Μεταμορφικό Επεισόδιο Το τελευταίο, τύπου Barrow μεταμορφικό επεισόδιο (Μ 2) έλαβε χώρα κατά το Μειόκαινο (Andriessen et al., 1979; Henjes-Kunst & Kreuzer, 1982; Andriessen et al., 1987) υπό συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης μεταμόρφωσης σε θερμοκρασίες 440 ο 480 ο C και ελάχιστες πιέσεις 5 kbar (Franz et al., 1993). 32

34 Εικόνα 3.3 Διάγραμμα συνθηκών P-T για τα πετρώματα υποβάθρου (από Gupta & Bickle, 2004) Μεταμόρφωση στα πετρώματα της Ενότητας Κυανοσχιστόλιθων Όσον αφορά τα πετρώματα της ενότητας των Κυανοσχιστόλιθων στην Σίκινο, οι ορυκτολογικές παραγενέσεις που εντοπίζονται σε αυτά υποδεικνύουν τουλάχιστον δύο φάσεις μεταμόρφωσης. Μ1 μεταμορφικό επεισόδιο Το παλαιότερο μεταμορφικό επεισόδιο (Μ 1) έλαβε χώρα υπό συνθήκες γλαυκοφανιτικής φάσης μεταμόρφωσης και η επίδραση του εντοπίζεται σε όλους σχεδόν τους λιθότυπους της ανώτερης ενότητας στη Σίκινο. Ιστολογικά στοιχεία, και συγκεκριμένα η ζώνωση που εντοπίστηκε σε διάφορα ορυκτά, όπως είναι οι μπλε αμφίβολοι, υποδεικνύει, σε γενικές γραμμές πολυφασικό μεταμορφισμό και το επεισόδιο θεωρείται Μειοκαινικής ηλικίας (Altherr et al., 1979; Andriessen et al., 1979; Henjes & Kunst, 1980; Van der Maar, 1983; Van der Maar & Jansen, 1983; Andriessen et al., 1987). Οι Augier et al., (2015) εκτιμούν ότι οι μέγιστες μεταμορφικές συνθήκες σε πετρώματα διαφορετικών χημικών (και ορυκτολογικών) συστάσεων φτάνουν στους 530 ο C και στα kbar. Ραδιομετρικές ηλικίες που έλαβαν οι ίδιοι ερευνητές από HP πετρώματα έδειξαν ένα μικρό εύρος ηλικιών για τις μέγιστες συνθήκες ενταφιασμού και συγκεκριμένα Ma. 33