ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΏΝ ΠΡΏΤΩΝ ΥΛΏΝ

ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΏΝ ΠΡΏΤΩΝ ΥΛΏΝ Ο ΓΡΑΝΙΤΗΣ ΤΗΣ ΤΗΝΟΥ ΚΑΙ ΟΙ ΣΥΝ ΕΟΜΕΝΟΙ ΜΕ ΑΥΤΟΝ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΙ SKARN ΑΠΟ ΝΙΚΟΛΑΟ Α. ΜΑΣΤΡΑΚΑ Ι ΑΚΤΟΡΙΚΗ ΙΑΤΡΙΒΗ ΠΑΤΡΑ 2006

ΜΕΛΗ ΤΗΣ ΕΠΤΑΜΕΛΟΥΣ ΕΞΕΤΑΣΤΙΚΗΣ ΕΠΙΤΡΟΠΗΣ Κ. Στ. Σέϋµουρ Αναπληρωτής Καθηγητής Τµήµατος Γεωλογίας Πανεπιστηµίου Πατρών Κ. Κυριακόπουλος Αναπληρωτής Καθηγητής Τµήµατος Γεωλογίας Πανεπιστηµίου Αθηνών Π. Μητρόπουλος Καθηγητής Τµήµατος Γεωλογίας Πανεπιστηµίου Αθηνών Γ. Μιγκίρος Καθηγητής Γεωπονικού Πανεπιστηµίου Αθηνών Ν. Σκαρπέλης Αναπληρωτής Καθηγητής Τµήµατος Γεωλογίας Πανεπιστηµίου Αθηνών Α. Φιλιππίδης Καθηγητής Τµήµατος Γεωλογίας Αριστοτελείου Πανεπιστηµίου Θεσσαλονίκης Κ. Χατζηπαναγιώτου Καθηγητής Τµήµατος Γεωλογίας Πανεπιστηµίου Πατρών "Η έγκριση της παρούσης ιδακτορικής ιατριβής από το Γεωλογικό Τµήµα του Πανεπιστηµίου Πατρών δεν σηµαίνει αποδοχή των απόψεων του συγγραφέα" (Νόµος 5343/1932, άρθρο 202)

Π Ε Ρ Ι Ε Χ Ο Μ Ε Ν Α ΠΡΟΛΟΓΟΣ..1 1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ 2 1.1. ΣΚΟΠΟΣ ΤΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ 2 1.2. ΕΡΓΑΣΙΑ ΥΠΑΙΘΡΟΥ...3 1.3. ΑΝΑΛΥΤΙΚΕΣ ΜΕΘΟ ΟΙ 4 1.4. ΠΡΟΓΕΝΕΣΤΕΡΗ ΕΡΕΥΝΑ..5 2. ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΑΤΤΙΚΟΚΥΚΛΑ ΙΚΗΣ ΜΑΖΑΣ..7 2.1. ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΘΕΣΗ ΚΑΙ ΕΞΕΛΙΞΗ.7 2.2.TEKTONOΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΗ ΙΑΡΘΡΩΣΗ 11 2.2.1. ΥΠΟΒΑΘΡΟ...11 2.2.2. ΚΑΤΩΤΕΡΗ ΕΝΟΤΗΤΑ (Ή ΕΝΟΤΗΤΑ ΤΩΝ ΚΥΑΝΟΣΧΙΣΤΟΛΙΘΩΝ).13 2.2.3. ΑΝΩΤΕΡΗ ΕΝΟΤΗΤΑ (Ή ΕΝΟΤΗΤΑ ΤΩΝ ΟΦΙΟΛΙΘΩΝ)..14 2.2.4. ΜΟΛΑΣΣΙΚΕΣ ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ 14 2.2.5. ΜΕΤΑΟΡΟΓΕΝΕΤΙΚΕΣ ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ.15 2.3. ΜΕΤΑΜΟΡΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ THΣ ΚΑΤΩΤΕΡΗΣ ΕΝΟΤΗΤΑΣ. 15 2.4. ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ THΣ ΚΑΤΩΤΕΡΗΣ ΕΝΟΤΗΤΑΣ 17 2.5. ΜΑΓΜΑΤΙΚΗ ΡΑΣΤΗΡΙΟΤΗΤΑ.19

3. ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΤΗΝΟΥ 23 3.1. ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΑ ΚΑΙ ΙΣΤΟΡΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ...23 3.2. ΤΕΚΤΟΝΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΗ ΙΑΡΘΡΩΣΗ..23 3.2.1. ΚΑΤΩΤΕΡΗ ΕΝΟΤΗΤΑ (Ή ΕΝΟΤΗΤΑ ΤΩΝ ΚΥΑΝΟΣΧΙΣΤΟΛΙΘΩΝ).24 3.2.2. ΑΝΩΤΕΡΗ ΕΝΟΤΗΤΑ (Ή ΕΝΟΤΗΤΑ ΤΩΝ ΟΦΙΟΛΙΘΩΝ)...28 3.2.3. ΤΕΤΑΡΤΟΓΕΝΕΙΣ ΑΠΟΘΕΣΕΙΣ..29 3.3. ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ..30 4. Ο ΠΛΟΥΤΩΝΙΤΗΣ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΤΗΝΟΥ...32 4.1. ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΟΥ ΠΛΟΥΤΩΝΙΤΗ ΤΗΣ ΤΗΝΟΥ ΚΑΙ ΗΛΙΚΙΕΣ ΙΕΙΣ ΥΣΗΣ.32 4.2. ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΑ 44 4.2.1. ΠΛΟΥΤΩΝΙΤΗΣ: ΤΑΞΙΝΟΜΗΣΗ ΚΑΙ ΠΕΡΙΓΡΑΦΗ ΤΩΝ ΠΕΤΡΟΓΡΑ- ΦΙΚΩΝ ΤΥΠΩΝ....46 4.2.1.1. (ΚΕΡΟΣΤΙΛΒΙΚΟΣ) ΒΙΟΤΙΤΙΚΟΣ ΓΡΑΝΟ ΙΟΡΙΤΗΣ.....46 4.2.1.2. ΜΕΛΑΝΟΚΡΑΤΙΚΗΣ ΣΥΣΤΑΣΗΣ ΕΓΚΛΕΙΣΜΑΤΑ...56 4.2.1.3. ΓΡΑΝΑΤΙΤΙΚΟΣ ΒΙΟΤΙΤΙΚΟΣ ΛΕΥΚΟΓΡΑΝΙΤΗΣ...59 4.2.1.4. ΑΠΛΙΤΕΣ....65 4.3. ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ.68 4.4. ΟΡΥΚΤΟΧΗΜΕΙΑ 76 4.4.1. ΓΕΝΙΚΑ...76

4.4.2. ΑΣΤΡΙΟΙ...76 4.4.2.1. ΑΛΚΑΛΙΚΟΙ ΑΣΤΡΙΟΙ.76 4.4.2.2. ΠΛΑΓΙΟΚΛΑΣΤΑ.81 4.4.3. ΒΙΟΤΙΤΗΣ (ΚΑΙ ΧΛΩΡΙΤΗΣ)...88 4.4.4. ΑΜΦΙΒΟΛΟΙ..95 4.4.5. ΑΛΛΑΝΙΤΗΣ 103 4.4.6. ΤΙΤΑΝΙΤΗΣ...107 4.4.7. ΜΟΣΧΟΒΙΤΗΣ..111 4.4.8. ΤΟΥΡΜΑΛΙΝΗΣ..115 4.4.9. ΓΡΑΝΑΤΗΣ 121 4.5. ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ..126 4.5.1. ΙΑΓΡΑΜΜΑΤΑ ΙΑΦΟΡΟΠΟΙΗΣΗΣ ΤΩΝ ΛΙΘΟΛΟΓΙΩΝ ΤΟΥ ΠΛΟΥΤΩΝΙΤΗ ΤΗΣ ΤΗΝΟΥ.......126 4.5.2. ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΟ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ ΙΕΙΣ ΥΣΗΣ..137 4.6. ΠΕΤΡΟΓΕΝΕΣΗ...148 4.6.1. ΓΕΩΘΕΡΜΟΜΕΤΡΙΑ ΚΑΙ ΓΕΩΒΑΡΟΜΕΤΡΙΑ 148 4.6.1.1. ΠΡΟΣ ΙΟΡΙΣΜΟΣ ΤΩΝ ΣΥΝΘΗΚΩΝ ΠΙΕΣΗΣ ΚΑΙ ΘΕΡΜΟ- ΚΡΑΣΙΑΣ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΥ ΤΟΥ ΓΡΑΝΟ ΙΟΡΙΤΗ...148 4.6.1.2. ΠΡΟΣ ΙΟΡΙΣΜΟΣ ΤΩΝ ΣΥΝΘΗΚΩΝ ΠΙΕΣΗΣ ΚΑΙ ΘΕΡΜΟ-

ΚΡΑΣΙΑΣ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΥ ΤΟΥ ΛΕΥΚΟΓΡΑΝΙΤΗΤΗ... 150 4.6.2. ΜΟΝΤΕΛΟ ΓΕΝΕΣΗΣ...152 5. ΑΛΩΣ ΜΕΤΑΜΟΡΦΩΣΗΣ ΕΠΑΦΗΣ ΚΑΙ ΜΕΤΑΛΛΟΦΟΡΙΑ ΤΟΥ ΣΕΕΛΙΤΗ.160 5.1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ..160 5.2. ΜΕΤΑΛΛΟΦΟΡΙΑ ΤΟΥ ΣΕΕΛΙΤΗ.....161 5.3. ΟΙ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΙ SKARN.161 5.3.1. ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΑ ΤΟΥ SKARN....162 5.3.2. ΟΡΥΚΤΟΧΗΜΕΙΑ ΚΑΙ ΠΡΟΣ ΙΟΡΙΣΜΟΣ ΤΟΥ ΤΥΠΟΥ ΤΟΥ SKARN 165 5.4. ΠΡΟΣ ΙΟΡΙΣΜΟΣ ΤΩΝ ΣΥΝΘΗΚΩΝ ΠΙΕΣΕΩΣ ΚΑΙ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΥ ΤΗΣ ΑΛΩ ΜΕΤΑΜΟΡΦΩΣΗΣ ΕΠΑΦΗΣ...174 5.4.1. ΠΡΟΣ ΙΟΡΙΣΜΟΣ ΤΩΝ ΙΣΟΒΑΘΜΩΝ (ISOGRADS) ΤΗΣ ΑΛΩ ΜΕΤΑΜΟΡΦΩΣΗΣ ΕΠΑΦΗΣ..174 5.4.2. ΕΦΑΡΜΟΓΗ ΤΟΥ ΓΕΩΘΕΡΜΟΜΕΤΡΟΥ ΠΥΡΟΞΕΝΟΥ- ΓΡΑΝΑΤΗ ΣΤΟΥΣ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΥΣ SKARN..... 176 5.4.3. ΤΟΠΟΘΕΤΗΣΗ ΤΟΥ ΣΤΑ ΙΟΥ ΜΕΤΑΛΛΟΦΟΡΙΑΣ ΤΟΥ ΣΕΕΛΙΤΗ ΜΕΣΑ ΣΤΟ ΧΡΟΝΙΚΟ ΠΛΑΙΣΙΟ ΕΞΕΛΙΞΗΣ ΚΑΙ ΤΩΝ ΣΥΝΘΗΚΩΝ ΠΙΕΣΕΩΣ (P) ΚΑΙ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ (T) ΤΗΣ ΑΛΩ ΕΠΑΦΗΣ..176 5.5. ΠΡΟΣ ΙΟΡΙΣΜΟΣ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ (Τ) ΤΗΣ ΜΕΤΑΛΛΟΦΟΡΙΑΣ ΤΟΥ

ΣΕΕΛΙΤΗ ΜΕ ΤΗΝ ΜΕΘΟ Ο ΤΩΝ ΡΕΥΣΤΩΝ ΕΓΚΛΕΙΣΜΑΤΩΝ...177 5.5.1 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΑ ΤΩΝ ΡΕΥΣΤΩΝ ΕΓΚΛΕΙΣΜΑΤΩΝ 177 5.5.2. ΚΑΤΗΓΟΡΙΕΣ ΡΕΥΣΤΩΝ ΕΓΚΛΕΙΣΜΑΤΩΝ.178 5.5.3. ΜΙΚΡΟΘΕΡΜΟΜΕΤΡΙΑ 178 6. ΣΥΖΗΤΗΣΗ ΚΑΙ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΤΗΣ ΙΑΤΡΙΒΗΣ....181 6.1. ΠΕΤΡΟΓΕΝΕΤΙΚΗ ΙΕΡΓΑΣΙΑ ΓΕΝΕΣΗΣ ΚΑΙ ΠΗΓΗ ΤΩΝ ΓΡΑΝΙΤΙΚΩΝ ΜΑΓΜΑΤΩΝ.183 6.1.1. Η ΓΕΝΕΣΗ ΤΟΥ ΓΡΑΝΟ ΙΟΡΙΤΗ ΤΗΣ ΤΗΝΟΥ..183 6.1.2 Η ΓΕΝΕΣΗ ΤΟΥ ΛΕΥΚΟΓΡΑΝΙΤΗ ΤΗΣ ΤΗΝΟΥ 184 6.2. ΜΑΓΜΑΤΙΚΗ ΙΑΦΟΡΟΠΟΙΗΣΗ..186 6.2.1. ΤΟ ΠΡΟΒΛΗΜΑ ΤΟΥ ΧΩΡΟΥ- ΑΝΟ ΟΣ ΚΑΙ ΤΟΠΟΘΕΤΗΣΗ ΤΩΝ ΓΡΑΝΙΤΙΚΩΝ ΦΑΣΕΩΝ ΤΟΥ ΠΛΟΥΤΩΝΙΤΗ ΤΗΣ ΤΗΝΟΥ..186 6.2.1.1. ΣΥΝΘΗΚΕΣ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΥ ΚΑΙ ΤΟΠΟΘΕΤΗΣΗ ΤΟΥ ΓΡΑΝΟ ΙΟΡΙΤΗ....186 6.2.1.2. ΣΥΝΘΗΚΕΣ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΥ ΚΑΙ ΤΟΠΟΘΕΤΗΣΗ ΤΟΥ ΛΕΥΚΟΓΡΑΝΙΤΗ..190 6.3. ΚΟΙΤΑΣΜΑΤΟΓΕΝΕΤΙΚΑ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 192 7. ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ...195 8.ΠΑΡΑΡΤΗΜΑΤΑ...228

Abstract TINOS PLUTON AND ASSOCIATED SKARN FORMATIONS The Tinos syntectonic pluton is a Miocene intrusion which consists of two lithologies: a bio-hbl-kfspar-plag metaluminous granodiorite emplaced ca. 17 Ma under compression at 770 o C and 5,2 Kbars, and a peripheral, bio-mv-kfspar-plag-gt-tm peraluminous leucogranite which was emplaced ca. 14 Ma under extension at 680 o C and 2 Kbars. The leucogranite experienced retrograde boiling. The granodiorite magma was formed by partial melting of mantle-derived lower crustal material. It s mafic enclaves bear evidence to this. The leucogranite was probably derived from partial melting of the granodiorite and surrounding metasedimentary rock. These rocks belong mainly to the Cycladic Blueschist Unit which was metamorphosed to high P at 45 Ma and then retrograded to greenschist facies. The contacts of the pluton with the country rocks are tectonic-thermal metamorphic. The Tinos pluton imprinted a metamorphic halo on the marbles, schists and metaophiolites of the country rocks of approximately 1 Km in width, which is better defined in the western contact of the pluton. Pyroxene-garnet skarn rocks occur within the pyroxene-hornfels zone in two locations, in the northern and southern part of the contact aureole. Scheelite mineralization occurs in skarns and amphibolite schists of the pyroxenehornfels zone. The Tinos skarn is characterized as oxidized, however, it retains relics of an earlier reduced state, such as hedenbergite-rich pyroxene and grossularrich garnet cores with signs of carbofracturing. Skarn garnets have andradite-rich mantles which are oscillatory-zoned and anisotropic, both characteristics of hydrothermal garnet. Scheelite megacrysts grew in equilibrium with the hydrothermal garnet and have fluid inclusion temperatures approximately 375 o C at pressures 500 o C, in accordance with the rate of erosion operating down to 8 Ma when hydrothermal circulation probably lapsed.

ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η διδακτορική µου διατριβή έχει ως θέµα "Ο Γρανίτης της Τήνου και οι συνδεόµενοι µε αυτόν σχηµατισµοί skarn" και διαπραγµατεύεται τον σχηµατισµό, την τοποθέτηση και τα κοιτασµατογενετικά φαινόµενα που σχετίζονται µε τον πλουτωνίτη της νήσου Τήνου. Το θέµα της έρευνας της διδακτορικής διατριβής ήταν µε επιλογή και αρχικά υπό την επίβλεψη του αείµνηστου καθηγητή Νικολάου Μελιδώνη ο οποίος είχε κάνει και την χαρτογράφηση της νήσου Τήνου σε κλίµακα 1:20.000. Την τριµελή Συµβουλευτική Επιτροπή απετέλεσαν η Dr. Κ. Στ. Σέϋµουρ (επιβλέπων), ο καθηγητής Κ. Χατζηπαναγιώτου και ο καθηγητής Π. Μητρόπουλος, ενώ την επταµελή Εξεταστική Επιτροπή συµπλήρωσαν ο αναπληρωτής καθηγητής Κ. Κυριακόπουλος, ο καθηγητής Γ. Μιγκίρος, ο αναπληρωτής καθηγητής Ν. Σκαρπέλης και ο καθηγητής Α. Φιλιππίδης. Από τη θέση αυτή ευχαριστώ όλους όσους συνέβαλαν στο να πραγµατοποιηθεί και να λάβει την τελική της µορφή η διατριβή αυτή: Την Dr. Κ. Στ. Σέϋµουρ για την καθοδήγηση σε όλα τα στάδια της έρευνας και για την ηθική συµπαράσταση που µου παρείχε στις διάφορες αντιξοότητες που εµφανίστηκαν στην πορεία της. Την καθηγήτρια Κ. Κοτοπούλη που µου παρεχώρησε το λογισµικό Minpet καθώς και για τον συµβουλευτικό της ρόλο και την παροχή βιβλιογραφίας σχετική µε τους γρανίτες. Τον αείµνηστο καθηγητή Θ. ούτσο για την πολύτιµη βοήθειά του κατά την εργασία υπαίθρου. Τον αναπληρωτή καθηγητή Κ. Χρηστάνη για την επιµέλειά του στα αρχικά στάδια της διατριβής. Τον λέκτορα Σ. Κοκκάλα για την βοήθειά του στην ανάλυση των τεκτονικών δεδοµένων. Τον αδελφό µου Κ. Μάστρακα για την ηθική και τεχνική του υποστήριξη. Τους συναδέλφους Dr. Στ. Τόµπρο, Dr. Μ. Κούλη και. Ζούζια για την τεχνική τους υποστήριξη. Την οικογένειά µου που υποστήριξε µε κάθε µέσο τις επιλογές µου. 1

1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1. ΣΚΟΠΟΣ ΤΗΣ ΜΕΛΕΤΗΣ Η διατριβή αυτή είναι µια πετρολογική και κοιτασµατολογική µελέτη που ασχολείται µε τον πλουτωνίτη της Τήνου στις Κυκλάδες και µε την χωρικά συνδεδεµένη µε αυτόν µεταλλοφορία skarn-σεελίτη. Οι Κυκλάδες, ένα σύµπλεγµα νησιών που καταλαµβάνουν το κεντρικό Αιγαίο Πέλαγος, υπήρξαν ανέκαθεν αντικείµενο γεωλογικών ερευνών εξαιτίας τόσο της έντονης παραµόρφωσης που υφίσταται ο στερεός φλοιός της περιοχής αυτής όσο και της µαγµατικής και ηφαιστειακής δραστηριότητας που εκδηλώνεται σε αυτήν. Στην Τήνο η µαγµατική δραστηριότητα εκδηλώθηκε µε την διείσδυση ενός Μειοκαινικής ηλικίας πλουτωνίτη, γρανοδιοριτικής έως λευκογρανιτικής σύστασης, µέσα στα τρία καλύµµατα (nappes) των µαρµάρων Βάσεως, των Κυανοσχιστολίθων και των Οφιολίθων. Η διείσδυση δηµιούργησε µια άλω µεταµόρφωσης επαφής µέσα στην οποία εκδηλώθηκαν κατά θέσεις µετασωµατικά φαινόµενα σχηµατισµών skarn φορέων βολφραµιούχου µεταλλοφορίας, αυτής του σεελίτη. Η παρούσα διδακτορική διατριβή επικεντρώθηκε: (α) στον διαχωρισµό και την λεπτοµερή χαρτογράφηση των επιµέρους φάσεων του πλουτωνίτη, (β) στην πετρογραφική εξέταση των πετρογενετικών ορυκτών και των ιστολογικών τους χαρακτηριστικών όπως και στον καθορισµό της ορυκτοχηµείας αυτών, (γ) στον ακριβή ποσοτικό προσδιορισµό της ορυκτολογικής (modus) και χηµικής σύστασης των πετρολογικών λιθοτύπων του πλουτωνίτη της Τήνου, (δ) στην εξακρίβωση των µηχανισµών γένεσης (πετρογένεση) των επιµέρους µαγµάτων από τα οποία προήλθαν οι λιθολογίες που απαρτίζουν την µαγµατική αυτή διείσδυση (ε) καθώς και τον προσδιορισµό του γεωτεκτονικού περιβάλλοντος εντός του οποίου διείσδυσαν. Επίσης µε την µελέτη αυτή διερευνήθηκαν: (στ) η οριοθέτηση της ζώνης επαφής, (ζ) ο ακριβής εντοπισµός των σχηµατισµών skarn καθώς και (η) η εξακρίβωση του τύπου που ανήκουν µε βάση ορυκτολογικά και ορυκτοχηµικά κριτήρια, (θ) η αναγνώριση των τύπων της εγκλειόµενης µέσα στους σχηµατισµούς skarn µεταλλοφορίας κυρίως στην παρουσία του σεελιτη, (ι) ο προσδιορισµό της θερµοκρασίας σχηµατισµού της µεταλλοφορίας του σεελίτη µε την µέθοδο των ρευστών εγκλεισµάτων και (κ) η διερεύνηση της µεταλλογένεσης 2

του βολφραµίου και ειδικότερα η εξακρίβωση της πιθανής σχέσης που τυχόν υφίσταται µεταξύ του πλουτωνίτη και της βολφραµιούχου µεταλλοφορίας. Τέλος, βάσει των πορισµάτων που προέκυψαν από την µελέτη γίνονται προτάσεις για περαιτέρω έρευνα. 1.2. ΕΡΓΑΣΙΑ ΥΠΑΙΘΡΟΥ Η εργασία υπαίθρου επιτελέστηκε διεξοδικά σε οκτώ περιόδους: Στην πρώτη περίοδο εργασίας υπαίθρου (αρχικά υπό την επίβλεψη του καθηγητού Ν. Μελιδώνη) έγινε συστηµατική χαρτογράφηση σε κλίµακα 1:10.000 και δειγµατοληψία του πλουτωνίτη της Τήνου κυρίως σε έξι (6) τοµές κατευθυνόµενες ανατολικά δυτικά. Συλλέγησαν συνολικά 120 δείγµατα "γρανιτικών" πετρωµάτων µέσα σε χρονικό διάστηµα ενός µηνός. Στην δεύτερη περίοδο εργασίας υπαίθρου έγινε συστηµατική χαρτογράφηση και δειγµατοληψία της ζώνης επαφής του πλουτωνίτη αρχικά υπό την επίβλεψη του καθηγητού Ν. Μελιδώνη. Η δεύτερη περίοδος εργασίας υπαίθρου ολοκληρώθηκε σε ένα µήνα. Στην τρίτη περίοδο εργασίας υπαίθρου που έγινε αρχικά υπό την επίβλεψη του καθηγητού Ν. Μελιδώνη οριοθετήθηκαν και έγινε δειγµατοληψία των σχηµατισµών skarn (γρανατιτών). Ελήφθησαν 20 δείγµατα γρανατιτών µε µεταλλοφορία σεελίτη. Ο χρόνος της τρίτης περιόδου ήταν δύο εβδοµάδες. Η τέταρτη περίοδο εργασίας υπαίθρου διήρκεσε 10 ηµέρες και έγινε υπό την επίβλεψη της ρ. Κ. Στ. Σεϋµουρ, η οποία ανέλαβε την επίβλεψη της διατριβής αποβιώσαντος του πρώτου επιβλέποντος. Στο διάστηµα αυτό έγινε µελέτη και δειγµατοληψία του πλουτωνίτη σε τοµή (τραβέρσα) σχεδόν Β-Ν (από το Ξώµπουργκο/νότος προς την θάλασσα/βορράς), µελετήθηκαν οι αµοιβαίες σχέσεις επαφής του γρανοδιορίτη µε τον λευκογρανίτη, επανεξετάστηκαν οι λιθότυποι µε αποτέλεσµα την εισαγωγή των "ενδιάµεσων λιθολογικών φάσεων" του γρανοδιορίτη (βλέπε ΓΕΩΛΟΓΙΑ, ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΑ ΤΟΥ ΠΛΟΥΤΩΝΙΤΗ στο κείµενο της διατριβής). Επίσης εξετάστηκαν λεπτοµερώς οι επαφές του πλουτωνίτη µε τα περιβάλλοντα πετρώµατα και έγινε αναγνώριση των ψευδοταχυλίθων. Στο τέλος της περιόδου αυτής έγινε µια εισαγωγική µελέτη των θέσεων µεταλλοφορίας στην Τήνο. 3

Η πέµπτη περίοδος έγινε αρχικά υπό την επίβλεψη του αείµνηστου καθηγητού κ. Θ. ούτσου ο οποίος έδωσε οδηγίες για την συλλογή τεκτονικών δεδοµένων. Μέσα σε µία εβδοµάδα έγινε συλλογή τεκτονικών δεδοµένων 36 ρηγµάτων, 18 γραµµώσεων ρηγµάτων, 80 ψευδοταχυλίθων, 16 γραµµώσεων ψευδοταχυλίθων, 23 επιπέδων διακλάσεων από τον γρανοδιορίτη και 20 από τον λευκογρανίτη (κυρίως από το Ξώµπουργκο) και τέλος 24 επιπέδων απλιτικών φλεβών. Η έκτη περίοδος η οποία διήρκεσε µία εβδοµάδα περιέλαβε την επανεξέταση του skarn και της σχέσης επαφής του µε τον γρανοδιορίτη και τον λευκογρανίτη, τις σχέσεις "διήθησης" του λευκογρανίτη µέσα στον γρανοδιορίτη και τέλος εξέταση και δειγµατοληψία των ηφαιστειακών φλεβών. Η έβδοµη περίοδος εργασίας υπαίθρου διήρκεσε µία εβδοµάδα και έγινε λίγο πριν την παράδοση της διατριβής στην εξεταστική επιτροπή από κοινού από τον συγγραφέα και τον επιβλέποντα καθηγητή. 1.3. ΑΝΑΛΥΤΙΚΕΣ ΜΕΘΟ ΟΙ Ένα σύνολο 80 δειγµάτων έχουν αναλυθεί µε φθορισµό ακτίνων Χ για κύρια στοιχεία και ιχνοστοιχεία στο Γεωχηµικό Εργαστήριο του Τµήµατος Γεωλογίας του Πανεπιστηµίου της Οττάβα του Καναδά. Το όριο ανίχνευσης για τα κύρια στοιχεία είναι 0.01 % κ.β., για τα ιχνοστοιχεία Ba, V, Cr, Ni είναι 10 ppm, για τα Nb, Zr, Sr, Rb, Y, Th, Pb, είναι 2 ppm, για τις σπάνιες γαίες La, Ce, Nd, Sm, Yb είναι 0.1 ppm, για το Eu είναι 0.05 ppm, για τα Co, Hf, Ta, W είναι 1 ppm. έκα δείγµατα αναλύθηκαν για σπάνιες γαίες και 40 ιχνοστοιχεία στο ιδιωτικό εργαστήριο ACTLABS στο Ancaster του Ontario στον Καναδά µε µεθόδους ΙΝΑΑ και ICP µε αναλυτική ακρίβεια για τις REE και τα περισσότερα άλλα ιχνοστοιχεία να είναι µεγαλύτερη από 5 %. Τα ορυκτά αναλύθηκαν µε µικροαναλυτή Cameca στο Εργαστήριο Μικροανάλυσης του Πανεπιστηµίου McGill στο Μόντρεαλ του Καναδά. Τα ένυδρα ορυκτά αναλύθηκαν για κύρια στοιχεία, φθόριο και χλώριο µε φασµατοσκοπία ακτίνων Χ σκεδασµού µηκών κύµατος. Συγκέντρωση των ακτίνων Χ έγινε ταυτόχρονα σε τέσσερα φασµατόµετρα µε δυναµικό επιτάχυνσης της ηλεκτρονικής δέσµης 15 ΚV και ανοδικό ρεύµα 7 na. ιορθώσεις ZAF και παρουσίαση αποτελεσµάτων έγιναν 4

αυτόµατα από λογισµικό Cameca. Μικροθερµοµετρικές µετρήσεις έγιναν σε διπλά στιλβωµένες στιλπνές τοµές πάχους 50-100 µm σε µία τροποποιηµένη USGS τράπεζα µικροσκοπίου στο Τµήµα Γεωλογικών και Πλανητικών Επιστηµών του Πανεπιστηµίου McGill. Οι θερµοκρασίες µετρήθηκαν µε ένα Alumel-Chromel θερµοστοιχείο και οι µετρήσεις εβαθµονοµήθηκαν σε συνθετικά ρευστά εγκλείσµατα στους 56.6 o C (τριπλό σηµείο του CO 2 ) και σε 0.0 ο C (σηµείο τήξης του πάγου) και στους +374.1 ο C (οµογενοποίηση του H 2 O στο κριτικό σηµείο). Οι µετρήσεις είναι ακριβείς στους +0.2 ο C για θερµοκρασίες µικρότερες από 31 ο C και στους + 0.1 ο C για θερµοκρασίες µεγαλύτερες από 31 ο C. Θερµοκρασίες κάτω από την θερµοκρασία δωµατίου και έως τους 180 ο C επιτεύχθηκαν µε την διαβίβαση υγρού αζώτου από την τράπεζα του µικροσκοπίου. Τα δείγµατα θερµαίνονταν µε την διαβίβαση αέρα από ένα θερµαντικό στοιχείο και διοχέτευσή του στην τράπεζα. Ο ρυθµός θέρµανσης είναι 5 ο C/min κάτω από την θερµοκρασία δωµατίου, 10 ο C /min για θερµοκρασίες πάνω από τους 10 ο C και 1 ο C/min για θερµοκρασίες κοντά στις αλλαγές φάσεων. Τα µικροθερµοµετρικά δεδοµένα υπολογίστηκαν µε το λογισµικό FLINCOR. 1.4. ΠΡΟΓΕΝΕΣΤΕΡΗ ΕΡΕΥΝΑ Η µελέτη της γεωλογικής δοµής της νήσου Τήνου αποτέλεσε και συνεχίζει να αποτελεί αντικείµενο µελέτης πολλών Ελλήνων και ξένων ερευνητών. Από τα µέσα ήδη του περασµένου αιώνα πραγµατοποιήθηκαν γενικές γεωλογικές, πετρογραφικές και κοιτασµατολογικές αναγνωρίσεις από διάφορους ερευνητές όπως ήταν οι FIEDLER (1840-41), GRIMM (1861), RATH (1882), FOULLON & GOLDSCHIDT (1887), PHILIPPSON (1901), HARALAMBOUS (1959), ΠΑΠΑΓΕΩΡΓΑΚΗΣ (1965, 1966), ΠΑΡΑΣΚΕΥΟΠΟΥΛΟΣ & ΚΑΝΑΚΗ (1972), ΣΑΜΠΩ & ΠΑΠΑΝΙΚΟΛΑΟΥ (1976). Η πρώτη ολοκληρωµένη µελέτη που βοήθησε ικανοποιητικά στην επίλυση διαφόρων γεωλογικών προβληµάτων συνετάχθη από τον ΜΕΛΙ ΩΝΗ, Ν. (1980). Έκτοτε µε την γεωλογία της ασχολήθηκε µέχρι σήµερα ένας µεγάλος αριθµός διαπρεπών γεωεπιστηµόνων πάνω σε διάφορους επιµέρους τοµείς όπως πετρογραφικόςστρωµατογραφικός (ΚATSIKATSOS et al 1986, OKRUSCH & BRÖCKER 1990), 5

πετρολογικός-πετροχηµικός (BRÖCKER 1990, 1991, BRÖCKER, & FRANZ 1994, KATZIR et al 1996, MASTRAKAS & ST. SEYMOUR 2000, ALTHERR & SIEBEL 2002), τεκτονικός (AVIGAD & GARFUNKEL 1989, 1991, FAURE et al 1991, BORONKAY & DOUTSOS 1994, ΜΠΟΡΟΝΚΑΫ 1995, STOLZ et al 1997, AVIGAD et al 1998), γεωχηµικός-κοιτασµατολογικός (ΠΑΝΤΟΥΛΑΣ 1986, ΒΕΡΓΟΥ-ΒΗΧΟΥ 1987, PAPASTAVROU & PARITSIS 1990, ΠΑΠΑΣΤΑΥΡΟΥ & ΠΑΝΤΟΥΛΑΣ 1992, ΒΑΚΟΝ ΙΟΣ 1997,ST. SEYMOUR et al 2005, ΤΟΜΠΡΟΣ 2001, TOMPROS et al 2005), ισοτοπικός-ραδιοχρονολογικός (ALTHERR et al 1982, 1988, HENJES-KUNST et al 1988, GANOR et al 1991, 1994, 1996, BRÖCKER & FRANZ 1998, 2000, BRÖCKER & ENDERS 1999, HEJL et al 2002). 6

2. ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΑΤΤΙΚΟ-ΚΥΚΛΑ ΙΚΗΣ ΖΩΝΗΣ 2.1. ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΘΕΣΗ ΚΑΙ ΕΞΕΛΙΞΗ Το νησιωτικό σύµπλεγµα των Κυκλάδων ή "Αιγαιοπελαγίτικη Πολυνησία" όπως αλλιώς µπορεί να ονοµαστεί, αποτελεί τµήµα ενός πολυµεταµορφωµένου πεδίου που βρίσκεται µέσα στην αλπική ορογενετική ζώνη των ελληνίδων και είναι γνωστό ως Αττικο Κυκλαδικό Κρυσταλλικό Σύµπλεγµα. Το σύµπλεγµα αυτό µαζί µε τα αντίστοιχα της δυτικής Μακεδονίας, της Θεσσαλίας και του Menderes (δυτική Τουρκία) σχηµατίζουν την Ενδιάµεση Αιγαιακή Κρυσταλλική Ζώνη (Median Aegean Crystalline Belt, DURR et al 1978), που τοποθετείται ανάµεσα στις "εσωτερικές" κρυσταλλικές περιοχές της Σερβο Μακεδονίας και της Ροδόπης προς βορρά και τα "εξωτερικά" µεταµορφικά πετρώµατα της Πελοποννήσου προς νοτιοδυτικά και της Κρήτης προς νότο (DURR et al 1978) (Εικ. 1). Η Αττικο Κυκλαδική Κρυσταλλική Ζώνη που αποτελεί τον συνδετικό κρίκο µεταξύ της Πελαγονικής Μάζας της Ελλάδας µε την µάζα Menderes της δυτικής Τουρκίας (SCHUILING 1962, DURR et al 1978, DIXON et al 1987) καταλαµβάνει αν και το µεγαλύτερο µέρος της είναι καλυµµένο από τη θάλασσα την νότια Εύβοια, σηµαντικό τµήµα της Αττικής, όλες τις Κυκλάδες και καταλήγει διαµέσου της Ικαρίας και της Σάµου στην κρυσταλλική µάζα του Menderes. Η θέση των περιλαµβανοµένων νησιών στο χώρο είναι τέτοια ώστε να δίνεται η εντύπωση ότι σχηµατίζουν δύο σχεδόν παράλληλες σειρές που φαίνονται να είναι ως προεκτάσεις η µία της χερσονήσου της Λαυρεωτικής και η άλλη της Εύβοιας (Εικ. 1). Η σηµερινή µορφή του κυκλαδικού χώρου είναι αποτέλεσµα εκτεταµένων τεκτονικών κινήσεων που συνοπτικά έχουν ως εξής (ΜΠΟΡΟΝΚΑΫ 1995): Στα όρια Περµίου Τριαδικού µεταξύ της Απούλιας πλάκας και της Ευρασίας υπήρχε ένα σύστηµα από ωκεάνιες λεκάνες και µικροπλάκες (DEWEY et al 1973). Μία απ αυτές ήταν και η µικροπλάκα της Αττικοκυκλαδικής Ζώνης που κατά τους ROBERTSON & DIXON (1984) αντιστοιχεί στην µικροπλάκα του νοτίου Αιγαίου, επάνω στο Ερκύνειας ηλικίας υπόβαθρο της οποίας αποτέθηκαν κατά τη διάρκεια του Μεσοζωικού διάφορα ιζήµατα. 7

Εικόνα 1: Γεωλογικός χάρτης της Αττικοκυκλαδικής Ζώνης (σκαρίφηµα τροποποιηµένο από MASTRAKAS & ST. SEYMOUR 2000). 1: Αλλούβιον, 2: Μολασσικές Αποθέσεις (Μ), 3: Ανώτερη Ενότητα (U, Οφιόλιθοι), 4: Κατώτερη Ενότητα (Κυανοσχιστόλιθοι), 5: Ενότητα Βάσης (Β), 6: Ενότητα Χώρας (Χ), 7: Γρανιτικές ιεισδύσεις, 8: Νεογενή και Τεταρτογενή Ηφαιστειακά Πετρώµατα. Ένθετο: είχνει την περιοχή των Κυκλάδων σε σχέση µε το Τεταρτογενές Ηφαιστειακό Τόξο. Τα παραλληλόγραµµα είναι περιοχές µελετηθέντων γρανιτικών διεισδύσεων: 1 : Σαµοθράκη, 2 : Ροδόπη, 3 : Σιθωνία, 4 : Φανός, 5 : Ξάνθη, 6 : Ελάτη. 8

Μολασσικές αποθέσεις Α. Κρητιδικό Περµο-Τριαδικό HT/LP:70 Ma 2 1 4 Ανώτερη Ενότητα HP/LT:60-45 Ma 3 Ενότητα Κυανοσχιστολίθων LP/HT:25-20 Ma 2 1 ιείσδυση:300 Ma Ενότητα Χώρας Τριαδικό-Ηώκαινο Ενότητα Βάσης Εικόνα 1α: Σχηµατική τεκτονοστρωµατογραφική στήλη του µεταµορφικού πεδίου της Αττικοκυκλαδικής Ζώνης (τροποποιηµένο από OKRUSCH & BRÖCKER 1990, ΜΠΟΡΟΝΚΑΫ 1995). Η αρίθµηση στη Ενότητα Κυανοσχιστολίθων αντιστοιχεί σε 1: µάρµαρα µε ενδιαστρώσεις σχιστολίθων, 2: σχιστόλιθοι, 3: µάρµαρα µε ενδιαστρώσεις σχιστολίθων και φακούς εκλογιτών και 4: εκλογίτες. Η αρίθµηση στην Ανώτερη Ενότητα αναφέρεται σε 1: οφιολιθικό mélange και 2: οφιόλιθοι. 9

Κατά το διάστηµα µεταξύ 70 25 Ma η διαγώνια σύγκλιση της Πελαγονικής µικροπλάκας και της Απούλιας πλάκας, πιθανώς στο ανώτατο Κρητιδικό (BLAKE et al 1981), ανάγκασε την Αττικοκυκλαδική µικροπλάκα µαζί µε το ιζηµατογενές κάλυµµά της (Κατώτερη Ενότητα) να υποβυθιστεί. Η υποβύθιση έγινε µέσω µιας ζώνης υπώθησης µεγάλης κλίσης σε βάθη µεγαλύτερα των 50 Km όπου η Αττικοκυκλαδική Ζώνη υπέστη µεταµόρφωση εκλογιτικής έως κυανοσχιστολιθικής φάσης (WIJBRANS et al 1993). Συγχρόνως τα ωκεάνια τµήµατα µε το ιζηµατογενές τους πρίσµα (Ανώτερη Ενότητα), που αποτελούσαν την µετάβαση της υπερκείµενης Πελαγονικής προς τον ωκεάνιο φλοιό, υπέστησαν τοπικά µεταµόρφωση πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Περίπου στο ίδιο χρονικό διάστηµα λαµβάνει χώρα και η υποβύθιση της Απούλιας πλάκας κάτω από την Αττικοκυκλαδική µικροπλάκα µέσω µιας παρόµοιας ζώνης οριοθέτησης και τµήµα του ιζηµατογενούς καλύµµατος της Απούλιας πλάκας (Ενότητα Βάσης) µεταµορφώθηκε επίσης στην κυανοσχιστολιθική φάση. Μέσω αυτής της ζώνης υπώθησης και εξαιτίας της συνεχιζόµενης συµπίεσης άρχισε η προς τα επάνω άνοδος της ενότητας των κυανοσχιστολίθων (Κατώτερη Ενότητα) (BLAKE et al 1981). Κατά τη διάρκεια µεταξύ 25 20 Ma λόγω της συνεχιζόµενης συµπίεσης ολοκληρώθηκε η άνοδος και η τοποθέτηση των κυανοσχιστολίθων επάνω στο ερκύνειας ηλικίας υπόβαθρο ή την Ενότητα Βάσης και πραγµατοποιήθηκε και η τοποθέτηση της Ανώτερης Ενότητας επάνω στην Κατώτερη Ενότητα, ενώ άρχισε και η ρήξη του βυθισµένου τµήµατος της Απούλιας πλάκας. Μεταξύ 20 15 Ma ολοκληρώθηκε η κατάτµηση και η αποκόλληση του βυθισµένου τµήµατος της Απούλιας πλάκας, γεγονός που προκάλεσε την ανύψωση της Moho µε συνέπεια την αύξηση της γεωθερµικής βαθµίδας. Αυτό είχε ως αποτέλεσµα την µετάπτωση της ενότητας των κυανοσχιστολίθων στην πρασινοσχιστολιθική φάση, τη δηµιουργία δόµων ανάτηξης (δηλαδή µιγµατιτών) και τη γένεση γρανιτικής σύστασης µαγµάτων S τύπου από την µερική τήξη της φλοιϊκής ρίζας της Απούλιας πλάκας στη ζώνη σύγκρουσης (βλέπε επίσης LEAKE 1990). Στο διάστηµα µεταξύ 15 5 Ma δύο τεκτονικά γεγονότα λαµβάνουν χώρα: το πρώτο µεταξύ 15 6.5 Ma και χαρακτηρίζεται από συστολή µε οριζόντιο σ1 µε συνέπεια τη δηµιουργία οριζόντιων κατακόρυφων ρηγµάτων που ελέγχουν αφενός την συντεκτονική άνοδο και τοποθέτηση των γρανιτών και αφεταίρου την σύγχρονη µε αυτούς ανάπτυξη των µολασσικών λεκανών και το δεύτερο µεταξύ 6.5 5 Ma και 10

χαρακτηρίζεται από διαστολή µε κεκλιµένο σ1 µε αποτέλεσµα τη δηµιουργία πλαγιοκανονικών ρηγµάτων που διευρύνουν τις µολασσικές λεκάνες µέσα στις οποίες συνεχίζεται η ιζηµατογένεση. Το τελευταίο στάδιο της εξέλιξης πραγµατοποιείυαι από τα 5 Ma σήµερα και χαρακτηρίζεται από εκτεταµένη διαστολή η οποία οδηγεί στη δηµιουργία κανονικών ρηγµάτων και στο σχηµατισµό µεταορογενετικών λεκανών και τεκτονικών κεράτων διαµορφώνοντας έτσι το νησιωτικό σύµπλεγµα των Κυκλάδων. Στη διεθνή βιβλιογραφία ο χώρος της Αττικοκυκλαδικής Ζώνης αναφέρεται ως κλασσικό παράδειγµα "µεταµορφικού συµπλέγµατος διαστολής". Η διαστολή αυτή έχει σήµερα διεύθυνση από Β-Ν έως ΒΑ Ν και είναι το αποτέλεσµα της συνδυασµένης κίνησης των τεµαχών του φλοιού αφενός µεν της Τουρκίας προς δυσµάς εξαιτίας της κίνησης τη Αραβίας προς βορρά, αφετέρου δε της κίνησης του νοτίου Αιγαίου προς τα νοτιοδυτικά. 2.2. ΤΕΚΤΟΝΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΗ ΙΑΡΘΡΩΣΗ Η Αττικοκυκλαδική Ζώνη αποτελεί ένα πολύπλοκο δοµικό σύµπλεγµα από επάλληλα τοποθετηµένα καλύµµατα και επωθήσεις µεταµορφωµένων ιζηµάτων. Παρόλο που η στρωµατογραφική διάρθρωση έχει διευκρινιστεί καλά, εντούτοις το τελικό στρωµατογραφικό µοντέλο που θα αντιπροσωπεύσει την στρωµατογραφική σύνθεση όλης της περιοχής δεν έχει ακόµη ξεκαθαριστεί. Ακολουθώντας ως βάση το στρωµατογραφικό µοντέλο που προτείνουν οι OKRUSCH & BRÖCKER (1990) µε κάποιες τροποποιήσεις (Εικ. 1α) διακρίνονται από τη βάση προς την κορυφή της στήλης το υπόβαθρο, η κατώτερη ενότητα ή ενότητα των κυανοσχιστολίθων, η ανώτερη ενότητα ή ενότητα των οφιολίθων, οι µολασσικές αποθέσεις και οι µεταορογενετικές αποθέσεις. 2.2.1. Υπόβαθρο εν αντιπροσωπεύεται σ ολόκληρη την έκτασή του από τους ίδιους πετρολογικούς τύπους, γεγονός που οδήγησε στον διαφορισµό του σε δύο γεωγραφικούς τοµείς: 11

τον βόρειο στον οποίο επικρατεί η " Ενότητα Βάσης" και τον νότιο όπου επικρατεί η "Ενότητα του Προαλπικού Υποβάθρου" που είναι ανάλογη µε την "Ενότητα Χώρας". Ενότητα Βάσης: Θεωρείται ότι είναι ισοδύναµη µε τµήµατα της Απούλιας πλάκας η οποία ευρίσκετο λίγο δυτικότερα ή ότι αντιπροσωπεύει τα υπολείµµατα µιάς µικροπλάκας που ευρίσκετο µεταξύ της Απούλιας πλάκας και της Ευρασιατικής πλάκας (BORONKAY & DOUTSOS 1994). Αποτελείται από δύο υποενότητες που βρίσκονται σε στρωµατογραφική συµφωνία: (i) η κατώτερη αντιπροσωπεύεται από άνω τριαδικής έως άνω κρητιδικής ηλικίας µάρµαρα µε παρεµβολές δολοµιτικών µαρµάρων που προήλθαν από την µεταµόρφωση νηριτικών ανθρακικών ιζηµάτων που είχαν αποτεθεί επάνω σε ηπειρωτικό περιθώριο και εξελίσσονται προς επάνω σε σιπολινοµάρµαρα και (ii) η ανώτερη που αντιπροσωπεύεται από έναν ηωκαινικής ηλικίας µεταφλύσχη που αποτελείται κυρίως από µοσχοβιτικούς, ασβεστιτικούς, χλωριτικούς και χαλαζιακούς σχιστολίθους. Η µετάβαση από την κατώτερη προς την ανώτερη υποενότητα γίνεται βαθµιαία µε εναλλαγές σχιστολίθων µε ορίζοντες µαρµάρων και σιπολινοµαρµάρων. Εµφανίζεται ως τεκτονικό παράθυρο στην Αττική (ανώτερο και κατώτερο µάρµαρο, ΜΑΡΙΝΟΣ & PETRASCHECK 1956), στη νότια Εύβοια (ενότητα Αλµυροποτάµου, KATSIKATSOS 1976, SHAKED et al 2000), στην Τήνο (ενότητα Πανόρµου, ΜΕΛΙ ΩΝΗΣ 1980, AVIGAD & GARFUNKEL 1989), στην Σάµο (ενότητα Κερκετέα-Φούρνων, PAPANIKOLAOU 1979a), RING et al (2001) και στην Αµοργό (MINOUX et al 1980, FYTROLAKIS & PAPANIKOLAOU 1981). Ενότητα του Προαλπικού Υποβάθρου: Αποτελείται από υπολείµµατα µαγµατικών διεισδύσεων γρανιτικής έως τοναλιτικής καθώς επίσης και γαββρικής σύστασης, καληδόνιας ηλικίας (γύρω στα 500 Ma). Αυτές διεισδύουν σε σχιστολίθους και γνευσίους που είναι προϊόντα µιας παλαιότερης αµφιβολιτικής φάσης µεταµόρφωσης άγνωστης ηλικίας και που τοπικά επανακρυσταλλώθηκαν εξαιτίας µιας φάσης µεταµόρφωσης ερκύνειας ηλικίας σε ορθο και παραγνευσίους. Εµφανίζεται στην Ίο, στην Σίκινο, στην Νάξο και στην Πάρο (VAN DER MAAR 1980, VAN DER MAAR et al 1981, HENJES-KUNST & KREUZER 1982, VAN DER MAAR & JANSEN 1983, ANDRIESSEN et al 1987, FRANZ et al 1993, GAUTIER et al 1993). Ενότητα Χώρας: Θεωρείται ανάλογη προς την Ενότητα του Προαλπικού Υποβάθρου και προτάθηκε από τον BONNEAU (1984). Αποτελείται από ορθογνευσίους, πηλιτικούς σχιστολίθους και παραγνευσίους και δείχνει έναν επιτυπωµένο "αλπικό" κυανοσχιστολιθικό µεταµορφισµό. 12

2.2.2. Κατώτερη Ενότητα (ή Ενότητα των Κυανοσχιστολίθων) Εντοπίζεται σ όλη την έκταση της Αττικοκυκλαδικής Ζώνης καταλαµβάνοντας το µεγαλύτερο τµήµα της. Υπέρκειται µε τεκτονική επαφή είτε της Ενότητα Βάσης είτε Ενότητας του Προαλπικού Υποβάθρου. Σύµφωνα µε τους BLAKE et al (1981) η ενότητα αυτή αποτελείται: Στη βάση από µεσοζωϊκής ηλικίας νηριτικά λεπτο έως παχυστρωµατώδη µάρµαρα µε παρεµβολές δολοµιτών. Στην κορυφή τους εντοπίζονται τοπικές ενστρώσεις πλούσιων σε Fe Mn µεταϊζηµάτων στον βόρειο γεωγραφικά τοµέα (νότια Εύβοια, Άνδρος, Τήνος, REINECKE 1983, REINECKE et al 1985, BRÖCKER 1988, 1990a, OKRUSCH & BRÖCKER 1990) και µεταβωξιτών (διασπορίτες-σµύρις, JANSEN 1977, FEENSTRA 1985, OCKENGA 1990). Ακολουθούν ορίζοντες αποτελούµενοι από µεταψαµµιτικά έως µεταπηλιτικά πετρώµατα µε ελασµατοποιηµένες ενδιαστρώσεις µετατόφφων. Οι µετατόφφοι εναλλάσσονται µε ορίζοντες µαρµάρων οι οποίοι προοδευτικά προς τα επάνω εµφανίζονται µε µικρότερη συχνότητα, γίνονται λεπτοστρωµατώδεις και επιπλέον εγκλείουν τεµάχια µεταβασαλτών. Στην συνέχεια υπέρκειται ένα οφιολιθικό ολισθόστρωµα που αποτελείται από τεµάχη µεταβασαλτών, µεταγάββρων και µεταπεριδοτιτών µέσα σε µια συνδετική µάζα µεταπηλιτών και µετασερπεντινιτών. Αρχικά η ενότητα αυτή είχε αποτεθεί σ ένα ηπειρωτικό περιθώριο το οποίο στο κατώτερο Ηώκαινο υπωθήθηκε και µεταµορφώθηκε κάτω από τις συνθήκες της εκλογιτικής έως της κυανοσχιστολιθικής φάσης και για τον λόγο αυτό πρέπει να καταβυθίστηκε σε βάθος 50 Km (WIJBRANS et al 1993). Ακολούθως στα όρια Ολιγοκαίνου-Μειοκαίνου επιτυπώθηκε από µεταµόρφωση τύπου Barrow της πρασινοσχιστολιθικής έως αµφιβολιτικής φάσης εξαλείφοντας άλλοτε ολοκληρωτικά και άλλοτε τοπικά την προηγούµενη φάση µεταµόρφωσης κορυφούµενη µε την δηµιουργία θερµικών δόµων στους οποίους παρατηρούνται φαινόµενα ανάτηξης (γένεση µιγµατιτών) στην Νάξο και την Πάρο (JANSEN & SCHUILING 1976, ANDRIESSEN et al 1979, ALTHERR et al 1979, 1982, WIJBRANS & McDOUGALL 1988, OKRUSCH & BRÖCKER 1990). 13

2.2.3. Ανώτερη Ενότητα (ή Ενότητα των Οφιολίθων) Εµφανίζεται τοπικά στα νησιά Άνδρο, Τήνο, Μύκονο, Πάρο, Νάξο και Ανάφη. Είναι περιορισµένης έκτασης και ανάπτυξης και υπέρκειται µε τεκτονική επαφή της Ενότητας των Κυανοσχιστολίθων. Αποτελείται από τρεις υποενότητες: η κατώτερη αντιπροσωπεύεται από ένα οφιολιθικό mélange που αποτελείται από περµο τριαδικούς ασβεστόλιθους (MARKS & SCHUILING 1965, PAPANIKOLAOU 1979b), πρασινοσχιστόλιθους άγνωστης ηλικίας (DURR & ALTHERR 1979) και φέτες (τεµάχη) από µεταµορφίτες χαµηλής πίεσης-υψηλής θερµοκρασίας µε γρανιτοειδείς διεισδύσεις που χρονολογήθηκαν γύρω στα 70 Ma (άνω Κρητιδικό) (DURR et al 1978, REINECKE et al 1982, PATZAK 1988), η µεσαία υποενότητα αποτελείται από τα υπολείµµατα ενός οφιολιθικού καλύµµατος (KATZIR et al 1996) από Εο- Ελληνικούς οφιόλιθους (JACOBSHAGEN et al 1978) µεταξύ των οποίων επικρατούν οι σερπεντινίτες και η ανώτερη αποτελείται από άνω κρητιδικής ηλικίας ασβεστόλιθους. Η οφιολιθική αυτή ακολουθία δεν υπέστει τους δύο τύπους µεταµορφισµού του Τριτογενούς, όπως έδειξαν οι ηλικίες των µεταγάββρων (250 Ma) και των αµφιβολιτών (70 Ma). 2.2.4. Μολασσικές αποθέσεις Εντοπίστηκαν στα νησιά Σάµος, Πάρος, Νάξος, Μύκονος, Μήλος, Κουφονήσια, Ανάφη και Αναφόπουλο (PAPAGEORGAKIS 1969, MEISSNER 1976, ΦΥΤΙΚΑΣ 1977, ROESLER 1978, DURR & ALTHERR 1979, DERMITZAKIS & PAPANIKOLAOU 1980, ALTHERR et al 1982, REINECKE et al 1982, BOGER 1983, BORONKAY & DOUTSOS 1994, ΜΠΟΡΟΝΚΑΫ 1995, SANCHEZ-GOMEZ et al 2002). Αποτελούνται από δύο υποενότητες (BOGER 1983): η κατώτερη αντιπροσωπεύεται από φλυσχοειδή ιζήµατα που αποτέθηκαν σε θαλάσσιο περιβάλλον από τα όρια Ολιγοκαίνου-Μειοκαίνου έως το κάτω Μειόκαινο εµφανιζόµενη στα νησιά Πάρος, Νάξος και Μήλος και η ανώτερη που αποτελείται από ιζήµατα που έχουν αποτεθεί σε χερσαίο περιβάλλον από το µέσο Μειόκαινο έως το άνω Μειόκαινο και εµφανίζεται στα νησιά Σάµος, Πάρος, Κουφονήσια, Ανάφη και Αναφόπουλο. Η επαφή µε την υποκείµενη ενότητα των οφιολίθων είναι είτε τεκτονική είτε ασυµφωνία. 14

2.2.5. Μεταορογενετικές αποθέσεις Εντοπίζονται στα νησιά Σάµος, Ικαρία, Πάρος, Νάξος, Μήλος, Κουφονήσια και Τήνος (KTENAS 1969, JANSEN 1973, ΦΥΤΙΚΑΣ 1977, ROESLER 1978, PAPANIKOLAOU 1979b, ΜΕΛΙ ΩΝΗΣ 1980, BORONKAY & DOUTSOS 1994, ΜΠΟΡΟΝΚΑΫ 1995). Αντιπροσωπεύονται κυρίως από κροκαλοπαγή και τραβερτινοειδείς ασβεστολίθους που η απόθεσή τους άρχισε στο κάτω Πλειόκαινο και συνεχίζεται µέχρι σήµερα. Η επαφή µε τις υποκείµενες µολασσικές είναι ασυµφωνία. 2.3. ΜΕΤΑΜΟΡΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΚΑΤΩΤΕΡΗΣ ΕΝΟΤΗΤΑΣ Στο χώρο της Αττικοκυκλαδικής Ζώνης εντοπίστηκαν και µελετήθηκαν τέσσερις διαφορετικές και ευδιάκριτες µεταξύ τους φάσεις µεταµόρφωσης Μ1, Μ2, Μ3, Μ4 που όµως δεν είχαν την ίδια ένταση και εξάπλωση σ όλα τα νησιά του συµπλέγµατος. Στην αρχή η µελέτη των συνθηκών P T ξεκίνησε και ολοκληρώθηκε για κάθε νησί ξεχωριστά, όµως οι DIXON et al (1987) και SCHLIESTEDT et al (1987) στις εργασίες που δηµοσίευσαν συνόψισαν τα συµπεράσµατα όλων των επιµέρους ερευνών τα οποία έχουν ως εξής: Φάση µεταµόρφωσης Μ1: Είναι το πρώτο µεταµορφικό γεγονός που αποτυπώθηκε και διασώθηκε µόνο τοπικά στα πετρώµατα της Κατώτερης Ενότητας. Αντιπροσωπεύεται από µια εκλογιτική έως κυανοσχιστολιθική φάση µεταµόρφωσης, δηλαδή πρόκειται για συνθήκες υψηλών P και χαµηλών T (προσαρµοσµένες προς την µετάβαση µεταξύ της εκλογιτικής και της επιδοτο κυανοσχιστολιθικής φάσης, όπως ορίσθηκαν από τον EVANS 1990, OKRUSCH & BRÖCKER 1990). Οι πιέσεις κυµάνθηκαν µεταξύ 8 και 15 Kbar και οι θερµοκρασίες µεταξύ 375 C και 510 C, ενώ κατ' άλλους, οι πιέσεις κυµάνθηκαν µεταξύ 12 και 20 Kbar και οι θερµοκρασίες ήταν γύρω στους 450 C 500 C (π.χ. SCHLIESTEDT & OKRUSCH 1988, BRÖCKER 1988, 1989, 1990a, OKRUSCH & BRÖCKER 1990). Η εκλογιτική φάση υποτίθεται ότι είναι παλαιότερη από την κυανοσχιστολιθική, η δε έναρξή της δεν είναι τελικά χρονολογηµένη. Γεωχρονολογικοί προσδιορισµοί µε τις µεθόδους Rb Sr και K Ar, για το υψηλών πιέσεων γεγονός, σε δείγµατα φεγγίτη παραγωνίτη, όπου ο φεγγίτης 15

δείχνει την υψηλής πιέσεως 3Τ πολυτυπία, έδωσαν αξιόπιστες και σύµφωνες µε τις προηγούµενες µεθόδους ηλικίες. Οι ηλικίες αυτές για τους δύο µαρµαρυγίες είναι της τάξεως των 40 έως 42 ή έως 45 Ma δηλαδή µέσο Ηώκαινο. Ο µεταµορφισµός αυτού του τύπου θεωρήθηκε ότι είναι συνέπεια της ηπειρωτικής σύγκρουσης που ακολούθησε την προς βορρά διευθυνόµενη καταβύθιση της Απουλίας µικροπλάκας κάτω από την Ευρασιατική ήπειρο (BIJU-DUVAL et al 1977, ALTHERR et al 1979, BLAKE et al 1981). Φάση µεταµορφώσεως Μ2: Αποτελεί το δεύτερο, τύπου Barrow, µεταµορφικό γεγονός που αποτυπώθηκε στα πετρώµατα της κατώτερης ενότητας του κυκλαδικού χώρου. Χαρακτηρίζεται από µέτριες Ρ και υψηλές Τ, δηλαδή αντιστοιχεί στις συνθήκες που ανταποκρίνονται στην πρασινοσχιστολιθική προς την κατώτερη αµφιβολιτική φάση. Τοπικά φτάνει µέχρι και την ανώτερη αµφιβολιτική φάση, επιτυπώνοντας κατά θέσεις και µερικές φορές εξαλοίφοντας τελείως το προηγούµενο, υψηλών πιέσεων γεγονός. Οι πιέσεις κυµάνθηκαν µεταξύ 4 5 Kbar και οι θερµοκρασίες ήταν γύρω στους 400 C. Τοπικά, όπως στην Νάξο και στην Πάρο, κατά την κορύφωση των διαδικασιών οι πιέσεις κυµάνθηκαν µεταξύ 5 7 Kbar και οι θερµοκρασίες έφτασαν γύρω στους 700 C και οδήγησαν στον σχηµατισµό θερµικών δόµων µε φαινόµενα τοπικής ανάτηξης και γένεσης µιγµατιτών. Ραδιοχρονολογήσεις µε τις µεθόδους K Ar σε κεροστίλβες και K Ar και Rb Sr σε µαρµαρυγίες έδωσαν ηλικίες που είναι της τάξης των 21 25 Ma, τοποθετώντας το µεταµορφικό αυτό γεγονός στο κάτω Μειόκαινο. Στη συνέχεια διείσδυσαν στον χώρο Ι και S τύπου γρανιτικής σύστασης, µε την ευρεία έννοια του όρου, µάγµατα, µειοκαινικής ηλικίας προκαλώντας τοπικά µεταµόρφωση επαφής. Αυτός ο τύπου Barrow µεταµορφισµός και η µαγµατική δραστηριότητα αποδίδονται στην βορειοανατολικά διευθυνόµενη υποβύθυση της Αφρικανικής πλάκας κάτω από την Απουλία µικροπλάκα κατά το άνω Τριτογενές (ALTHERR et al 1982, 1988). Φάση µεταµόρφωσης Μ3: Πρόκειται για τη µεταµόρφωση επαφής που δηµιουργήθηκε τοπικά γύρω από τα "γρανιτικής" προέλευσης µάγµατα, τα οποία διείσδυσαν στα πετρώµατα της κατώτερης ενότητας. Στην Τήνο η διείσδυση έλαβε χώρα και εντός της ανώτερης ενότητας αµέσως µετά την κορύφωση του µεταµορφικού γεγονότος Μ2 (ΜΕΛΙ ΩΝΗΣ 1980). Το πλάτος της άλω επαφής είναι µικρότερο όσο πιο νεώτερης ηλικίας ήταν οι διεισδύσεις. Παράλληλα µε το σχηµατισµό της άλω επαφής έλαβε χώρα και κοιτασµατογένεση από µετασωµάτωση (skarn), όπως π.χ. στο Λαύριο (BALTAZIS 1981), στη Σέριφο (SALEMINK 1985, 16

SALEMINK & SCHUILING 1987), στην Σαντορίνη (SKARPELIS & LIATI 1990).και στην Τήνο (ΜΕΛΙ ΩΝΗΣ 1980). Φάση µεταµόρφωσης Μ4: Αντιστοιχεί σε ανάδροµη µεταµόρφωση και εντοπίζεται στις τεκτονισµένες περιοχές. Παρατηρείται στην περιοχή των επιπέδων ώθησης κατά µήκος των οποίων τοποθετήθηκε η ανώτερη ενότητα. Η ηλικία της είναι καθορισµένη ως ανωτέρου Μειόκαινου και αναγνωρίζεται εύκολα λόγω του σχηµατισµού χλωρίτη, µοσχοβίτη, ζεολίθων, µαργαρίτη, αλβίτη, ασβεστίτη και χαλαζία κατά µήκος φλεβών (ANDRIESSEN et al 1979, DIXON et al. 1987). 2.4. ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΚΑΤΩΤΕΡΗΣ ΕΝΟΤΗΤΑΣ Οι BLAKE et al (1981) διαχώρισαν το χώρο της Αττικοκυκλαδικής Ζώνης σε δύο πεδία το βόρειο και το νότιο παρόλο που αυτά εµφανίζουν ανάλογα µεταξύ τους πετρογραφικά χαρακτηριστικά. Ο διαχωρισµός στηρίχτηκε στο διαφορετικό προσανατολισµό των τεκτονικών στοιχείων και δοµών που τους αποτελούν. Συγκεκριµένα η κρυσταλλική γράµµωση έκτασης στον µεν βόρειο τοµέα είναι σταθερής βορειοανατολικής κατεύθυνσης 060 έως 070, στον δε νότιο στις περισσότερες περιοχές του σταθερής κατεύθυνσης βορρά νότου 010 ). Μία µεταγενέστερη και λεπτοµερέστερη τεκτονική ανάλυση του συγκεκριµένου χώρου από τους BORONKAY & DOUTSOS (1994) και ΜΠΟΡΟΝΚΑΫ (1995) κατέληξε στη διαπίστωση αφενός µεν ότι η γράµµωση έχει κύρια διεύθυνση στο βορειοδυτικό τµήµα ΒΑ Ν έως Α ενώ στο νότιο ανατολικό τµήµα Β Ν έως ΒΒΑ ΝΝ, αφετέρου δε ότι στη διαµόρφωσή του µετέχουν από τις παλαιότερες προς τις νεώτερες οι παρακάτω δοµές: οµές συµπίεσης πλαστικού χαρακτήρα: Έχουν αναγνωριστεί και στις δύο ενότητες του χώρου αυτού. Στην κατώτερη ενότητα αντιπροσωπεύονται από παλαιότερες πτυχές (F1a) που είναι πολύ πλαστικές και κλειστές έως ισοκλινείς. Aρκετά συχνά παρατηρείται οµοαξονική επαναπτύχωση αυτών από νεώτερες (F1b) που είναι πιο ανοιχτές και επίσης πλαστικές, οι δε άξονές τους παρουσιάζουν δύο κύριες διευθύνσεις, την ΒΑ Ν στον βορειοδυτικό χώρο και την Β Ν στον νοτιοδυτικό τοµέα. Στην ανώτερη ενότητα παρατηρήθηκαν πτυχές (F2) ανάλογες µε τις προηγούµενες, δηλαδή πλαστικές, κλειστές έως ισοκλινείς που εµφανίζουν 17

αξονικό σχισµό και έχουν διεύθυνση ΒΑ Ν και Β Ν στον βορειοδυτικό χώρο και Β Ν στον νοτιοανατολικό χώρο. οµές διαστολής πλαστικού χαρακτήρα: Άλλοτε σχηµατίζονται κατά τη διάρκεια της πτύχωσης και άλλοτε κόβουν και µετατοπίζουν τις παλαιότερες δοµές (στις πτυχές F1a,b και F2) (LISTER et al 1984, FAURE et al 1991, JOLIVET et al 1994). ιακρίνονται σε: (i) δοµές boudinage κατά κανόνα συµµετρικές (εγκάρσια στον άξονα των πτυχών) αλλά και ασύµµετρες (παράλληλα στον άξονα των πτυχών) και (ii) δοµές ecc (πλαστικές θραυσιγενείς κανονικές επιφάνειες διάτµησης) που παρουσιάζουν διεύθυνση εγκάρσια αλλά και παράλληλη προς στη διεύθυνση κίνησης του καλύµµατος, έτσι οι διευθύνσεις των ecc ακολουθούν τις κύριες διευθύνσεις και στους δύο επιµέρους τοµείς του χώρου. οµές συµπίεσης θραυσιγενούς χαρακτήρα: Είναι νεώτερες όλων των δοµών που αναφέρθηκαν και διακρίνονται σε: (i) γαλονοειδείς πτυχές kink και (ii) ανοιχτές πτυχές (F3) µε δύο συζυγή συστήµατα διευθύνσεων ένα κύριο ΒΑ Ν και ένα δευτερεύον Β ΝΑ που λειτούργησαν συγχρόνως και χαρακτηρίζουν και τα δύο επιµέρους τµήµατα του πεδίου και ότι το κύριο είναι εντονότερο και συνδέεται µε µεγάλης µετατόπισης ανάστροφα ρήγµατα ίδιας διεύθυνσης. Αρχικά η περιοχή είχε συσταλεί κατά τη διάρκεια των συγκρούσεων των µικροπλακών που τη δοµούσαν. Το αποτέλεσµα ήταν τα τόξα των πτυχών και των επωθήσεων που διαµορφώθηκαν να δείχνουν µια γενική Β ΝΑ διεύθυνση και τελικά να στρέφονται σε µία Α έως ΑΒΑ Ν διεύθυνση στο κεντρικό Αιγαίο και τη. Τουρκία (JACOBSHAGEN et al. 1978, ROBERTSON & DIXON 1984). Οι κινήσεις της διαστολής στις οποίες οφείλεται η διαµόρφωσή της ξεκίνησαν πριν από 25 Ma και διαρκούν µέχρι σήµερα, µε αποτέλεσµα την άνοδο και εκταφή (exhumation) των βαθύτερων τµηµάτων του φλοιού (άνοδος εκλογιτών και κυανοσχιστολίθων από βάθη >50 Km) µε τη βοήθεια των χαµηλής κλίσης κανονικών ρηγµάτων (DAVIES 1983, LISTER et al. 1984, RIDLEY 1984b, LISTER & DAVIES 1989, AVIGAD & GARFUNKEL 1989, 1991, GAUTIER et al. 1990, AVIGAD1993, JOLIVET et al. 1994). Η σηµερινή παραµόρφωση που επικρατεί στο συγκεκριµένο χώρο είναι αποτέλεσµα διαστολής µε διεύθυνση Β Ν έως ΒΑ Ν. Οι WALCOTT & WHITE (1998) πρότειναν ότι από τα 25 3 Ma (µέσο Μειόκαινο) το βόρειο δυτικό αιγιακό τέµαχος συµπεριλαµβανοµένων και των Β Κυκλάδων εστράφη δεξιόστροφα κατά ~30. Μετά τα 3 Ma το βόρειο αιγιακό τέµαχος εστράφη 18

15 δεξιόστροφα, το νότιο αιγιακό τέµαχος15 αριστερόστροφα και το κεντρικό αιγιακό τέµαχος (µε τις Κυκλάδες) έµεινε σχεδόν ακίνητο (~0 ). Σε σχέση µε τα προαναφερθέντα αξίζει να σηµειωθεί ότι οι AVIGAD et al (1998) στηριζόµενοι σε παλαιοµαγνητικά δεδοµένα από τους πλουτωνίτες της Τήνου και της Μυκόνου αναφέρουν µια δεξιόστροφη κίνηση 20 30, αλλά οι VAN HINSBERGEN et al (2005) βασιζόµενοι επίσης σε παλαιοµαγνητικά δεδοµένα αναφέρουν ότι η διάταση του Αιγαίου που άρχισε µεταξύ 20 και 30 Ma δεν συµπεριελάµβανε στροφή παρά µετά από τα <15 Ma. 2.5. ΜΑΓΜΑΤΙΚΗ ΡΑΣΤΗΡΙΟΤΗΤΑ Μέσα στα πετρώµατα της κατώτερης ενότητας (στην Τήνο εντοπίστηκε και µέσα σ αυτά της ανώτερης), αµέσως µετά την κορύφωση της τύπου Barrow πρασινοσχιστολιθικής φάσης επιτύπωσης, διείσδυσαν και τοποθετήθηκαν γρανιτοειδή (µε την ευρεία έννοια του όρου) µάγµατα (ANDRIESSEN et al. 1979, ΜΕΛΙ ΩΝΗΣ 1980, ALTHERR et al. 1982, 1988). Με βάση τη χηµική και ορυκτολογική τους σύσταση κατατάσσονται σε Ι και S τύπου (ALTHERR 1980, 1981, ALTHERR et al. 1982, 1988) και προκάλεσαν τοπικά µεταµόρφωση επαφής (π.χ. ΜΕΛΙ ΩΝΗΣ 1980, BALTATZIS 1981, SALEMINK 1985, SALEMINK & SCHUILING 1987, SKARPELIS & LIATI 1990). H διεισδυτική διαδικασία διήρκεσε µεταξύ 22 και 14 Ma (κατώτερο έως µέσο Μειόκαινο) και η ολοκλήρωση της ψύξης των µαγµάτων περατώθηκε γύρω στα 8 Ma. Σύµφωνα µε τη δυνητική ορυκτολογική τους σύσταση, οι ALTHERR et al (1982, 1988) διέκριναν ένα διαφορισµό των µαγµατιτών του I τύπου: οι γρανοδιορίτες (Λαύριο, Σέριφος) κατέχουν τον δυτικό τοµέα, οι γρανίτες (Τήνος, Μύκονος / ήλος, Νάξος, Κέρος) τον κεντρικό, ενώ ο λευκογρανίτης (Ικαρία) και ο µονζονίτης (Σάµος) τον ανατολικό (Εικ. 1). Ο διαφορισµός αυτός επιβεβαιώνεται και χηµικά από την αύξηση από τα δυτικά προς τα ανατολικά της περιεκτικότητας σε K 2 O για δεδοµένο ποσοστό SiO 2 (ALTHERR et al 1982, 1988). Οι µαγµατικές διεισδύσεις του S τύπου είναι µικρών διαστάσεων και εντοπίστηκαν στο κεντρικό και ανατολικό τµήµα του συµπλέγµατος και συγκεκριµένα στα νησιά Τήνος, Πάρος, Νάξος, Ικαρία και Σάµος (ALTHERR et al 1982, 1988). Με βάση κυρίως την εργασία 19

των ALTHERR et al (1982) αλλά και των DURR et al (1978) (µόνο ως προς τις ραδιοχρονολογήσεις), δίδεται στη συνέχεια µία σύντοµη πετρογραφική περιγραφή, όπως επίσης και η ηλικία κάθε µιας µαγµατικής διείσδυσης. Λαύριο (Αττική): Πρόκειται για έναν µάλλον πορφυριτικού ιστού βιοτιτικό γρανοδιορίτη που αποτελείται από χαλαζία, αλκαλικούς αστρίους (ορθόκλαστο και ελάχιστο µικροκλινή), πλαγιόκλαστα µε πολυδυµίες ή ζωνώδη (πυρήνας ολιγόκλαστο και περιφέρεια ανδεσίνης έως λαβραδόριο), βιοτίτη, απατίτη, ζιρκόνιο και µαγνητίτη (ΜΑΡΙΝΟΣ & PETRASCHECK 1956) που ανήκει στον Ι τύπο. Οι DURR et al (1978) αναφέρουν ηλικίες µε την µέθοδο K Ar της τάξεως των 8.8±0.5 Ma σε ολικό πέτρωµα και περίπου 10 Ma σε βιοτίτη, ενώ οι ALTHERR et al (1982) µε την ίδια µέθοδο έδωσαν 8.27±0.11 Ma σε βιοτίτη. Σέριφος: Είναι ένας Ι τύπου λεπτό έως µεσόκοκκος γρανοδιορίτης µε υπιδιόµορφο κοκκώδη ιστό και σπάνια ενδογενετικής προέλευσης εγκλείσµατα διοριτικής, χαλαζιακής διοριτικής και χαλαζιακής µονζονιτικής σύστασης. Αποτελείται από χαλαζία, αλκαλικούς αστρίους ασθενώς περθιτικούς, πλαγιόκλαστα ισχυρά ζωνωµένα (An 70-09 ), βιοτίτη σχετικά πλούσιο σε Mg και φτωχό σε Al VI, µαγνήσιοκεροστίλβη, σφήνα, αλλανίτη, απατίτη, ζιρκόνιο και τιτανοµαγνητίτη. Οι DURR et al (1978) αναφέρουν ηλικίες µε την µέθοδο K Ar της τάξεως των 9.2±0.4 Ma σε κεροστίλβη και 8.3±0.2 Ma σε βιοτίτη, ενώ οι ALTHERR et al (1982) µε την ίδια µέθοδο έδωσαν ηλικίες 9.49±0.26 Μa σε κεροστίλβη και 8.57±0.11 Μa σε βιοτίτη και µε τη µέθοδο Rb Sr 8.61±0.15 Μa σε βιοτίτη. Μύκονος - ήλος: Αντιπροσωπεύονται από έναν Ι τύπου µέσο έως αδρόκοκκο γρανίτη που υπέστη µια υστεροκρυσταλλική παραµόρφωση µε αποτέλεσµα την δηµιουργία πρωτοµυλονιτικού ιστού (κατά τους DURR et al 1978 πρόκειται για παραµορφωµένο γρανοδιορίτη) και έχει σπάνια ενδογενετικής προέλευσης εγκλείσµατα διοριτικής σύστασης. Αποτελούνται από χαλαζία, αλκαλικούς αστρίους δύο γενεών (η πρώτη γενιά είναι οι υπιδιόµορφοι ζωνώδεις µε σύσταση στον πυρήνα Or 81 Ab 17 και στην περιφέρεια Or 87 Ab 11 και εγκλείσµατα όλων των άλλων ορυκτών και η δεύτερη γενιά είναι οι ξενόµορφοι της θεµελιώδους µάζας που έχουν σύσταση παρόµοια µε την περιφέρεια των προηγούµενων), πλαγιόκλαστα µετρίως ζωνωµένα (An 43-19, στα εγκλείσµατα An 63-35 }, βιοτίτη πλούσιο σε Fe και φτωχό σε Al VI, µαγνησιοκεροστίλβη και σιδηροκεροστίλβη µε µεταβάσεις προς χαστιγκιτική κεροστίλβη, διοψιδικό κλινοπυρόξενο, αλλανίτη, σφήνα, απατίτη, ζιρκόνιο και τιτανοµαγνητίτη. Για τη Μύκονο οι DURR et al (1978) αναφέρουν ηλικίες µε την 20

µέθοδο K Ar της τάξεως των 10.7±0.4 Ma σε κεροστίλβη και 10.0±0.3 Ma σε βιοτίτη, ενώ οι ALTHERR et al (1982) µε την ίδια µέθοδο έδωσαν ηλικία 11.99 0.28 Ma σε κεροστίλβη και µε τις µεθόδους K Ar και Rb Sr ηλικία γύρω στους 10.2 Ma σε βιοτίτη. Για τη ήλο οι DURR et al (1978) αναφέρουν ηλικία µε την µέθοδο K Ar της τάξεως των 10.8±0.3 Ma σε βιοτίτη, ενώ οι ALTHERR et al (1982) µε τις µεθόδους K Ar και Rb Sr έδωσαν ηλικία µεταξύ 10.6 και 11.0 Μa σε βιοτίτη. Νάξος: Η εµφάνιση του δυτικού τµήµατος του νησιού αντιπροσωπεύεται κατά τους JANSEN (1977) και DURR et al (1978) από έναν γρανοδιορίτη, κατά τους ALTHERR et al (1982, 1988) από έναν Ι τύπου γρανίτη που η πετρογραφική και χηµική του σύσταση είναι παρόµοια µε του γρανίτη της Μυκόνου, µόνο που εδώ τα ενδογενετικής προέλευσης εγκλείσµατα είναι πιο άφθονα και µεταβλητής σύστασης και κατά τους PE-PIPER et al. (1997), από έναν µέσο- έως αδρόκοκκο πορφυριτικό κεροστιλβικό βιοτιτικό γρανίτη. Αποτελείται από χαλαζία, αλκαλικούς αστρίους (περθιτιωµένους), πλαγιόκλαστα ζωνωµένα (An 24-17, JANSEN 1977), βιοτίτη, κεροστίλβη, κλινοπυρόξενο (JANSEN 1977), σφήνα, αλλανίτη, απατίτη και ζιρκόνιο. Όπως αναφέρουν οι PE-PIPER et al. (1997) ο προηγούµενος γρανίτης διεισδύθηκε από έναν µάλλον S τύπου λεπτόκοκκο βιοτιτικό µοσχοβιτικό γρανατιτικό τουρµαλινικό λευκογρανίτη. Πάρος: Πρόκειται για έναν S τύπου λεπτο έως µεσόκοκκο διµαρµαρυγιακό γρανίτη. Αποτελείται από χαλαζία, αλκαλικούς αστρίους (µεταξύ ορθόκλαστου και µικροκλινή), πλαγιόκλαστα ασθενώς ζωνώδη (An 40-18 ), βιοτίτη πρασινοκάστανο πλούσιο σε Fe και Al VI µοσχοβίτη πρωτογενή µε ασθενή πράσινο πλεοχροϊσµό και πλούσιο σε Ti και σε σελαδονιτικό ποσοστό, καθώς και δευτερογενή µε πολύ µικρότερους άχρωµους κρυστάλλους, κίτρινο αλλανίτη, τουρµαλίνη, ζιρκόνιο απατίτη, µαγνητίτη και ιλµενίτη. Οι DURR et al (1978) νοµίζουν ότι είναι Μειοκαινικής ηλικίας, ενώ οι ALTHERR et al (1982) έδωσαν ηλικίες µε την µέθοδο K Ar σε βιοτίτη και µοσχοβίτη 12.43±0.23 Ma και 11.53±0.22 Ma αντίστοιχα. Οι GAUTIER et al. (1993) αναφέρουν ότι οι λευκογρανιτικές αυτές διεισδύσεις υπαινίσσονται την ύπαρξη ενός µεγαλύτερου µιγµατιτικού σώµατος σε µεγαλύτερο βάθος. Ικαρία: Έχουν αναγνωριστεί τόσο Ι όσο και S τύπου πετρώµατα. Ο Ι τύπος καταλαµβάνει το δυτικό τµήµα του νησιού και αντιπροσωπεύεται από έναν κατακλαστικό λευκογρανίτη που δεν περιέχει ενδογενετικής προέλευσης εγκλείσµατα. Αποτελείται από χαλαζία, αλκαλικούς αστρίους, πλαγιόκλαστα 21

ασθενώς ζωνωµένα (An 30-11 ), βιοτίτη πλούσιο σε Fe και φτωχό σε Ti που οι µεγάλοι κρύσταλλοί του παραµορφώνονται σε φακόµορφους ή ατρακτόµορφους κόκκους ενώ οι µικροί µαζί µε τους επιµηκυνσµένους κόκκους του χαλαζία σχηµατίζουν φλεβίδια γύρω από τους αποστρογγυλωµένους πορφυροκλάστες των αστρίων, κόκκινο αλλανίτη, σφήνα, ζιρκόνιο, απατίτη, τουρµαλίνη, πού και πού µικροσκοπικούς κόκκους γρανάτη και τιτανοµαγνητίτη. Οι DURR et al (1978) αναφέρουν ηλικίες µε τη µέθοδο K-Ar της τάξεως των 8.6±0.3 Ma σε βιοτίτη ενώ οι ALTHERR et al (1982) µε τις µεθόδους Rb Sr και K Ar έδωσαν ηλικίες µεταξύ 9 και 8 Ma σε βιοτίτη. Ο S τύπος εµφανίζεται περίπου στο κέντρο και στη νότια ακτή του νησιού και αντιπροσωπεύεται από έναν λεπτό- έως µεσόκοκκο διµαρµαρυγιακό γρανίτη που εν µέρει εµφανίζει ασθενή ρεώδη δοµή και συχνά περιέχει πηγµατιτικές φλέβες και schlieren, τα οποία αποτελούνται από τα ίδια ορυκτά όπως και ο περιβάλλων γρανίτης. Αποτελείται από χαλαζία, αλκαλικούς αστρίους (µεταξύ ορθόκλαστου και µικροκλινή), πλαγιόκλαστα ζωνωµένα (An 30-08 ), κοκκινοκάστανο βιοτίτη που εν µέρει συµφύεται µε πρωτογενή µοσχοβίτη, πρωτογενή τουρµαλίνη µε ασυνεχή ζώνωση (πυρήνας τεφροκύανος έως πράσινος, περιφέρεια ελαιοπράσινη έως πρασινοκάστανη), απατίτη, ζιρκόνιο, µαγνητίτη και κασσιτερίτη. Οι DURR et al (1978) αναφέρουν για αυτόν τον απαραµόρφωτο, όπως τον χαρακτηρίζουν, γρανίτη ηλικίες µε τη µέθοδο K-Ar της τάξεως των 10.5±0.3 Ma σε µοσχοβίτη και 9.2±0.3 Ma σε βιοτίτη ενώ οι ALTHERR et al (1982) έδωσαν ηλικίες µε τις µεθόδους Rb Sr της τάξεως των 14.50±0.18 Μa σε µοσχοβίτη και 10.22±0.12 Μa σε βιοτίτη και K Ar της τάξεως των 10.65±0.18 Μa σε µοσχοβίτη και 9.22±0.26 Μa σε βιοτίτη. Σαντορίνη: Είναι ένας Ι τύπου µεσόκοκκος γρανίτης µε υπιδιόµορφο κοκκώδη ιστό που διείσδυσε στο προηφαιστειακό υπόβαθρο της νήσου και εντοπίστηκε (εξαιτίας της µη επιφανειακής εµφάνισής του) µε τη βοήθεια γεωτρήσεως. Αποτελείται από χαλαζία, αλκαλικούς αστρίους (Or 92-90 Ab 10-8 ), πλαγιόκλαστα πλούσια σε Ab (πυρήνας: 86 και περιφέρεια: 89), βιοτίτη σχετικά πλούσιο σε Fe και φτωχό σε Al IV µε εγκλείσµατα ρουτιλίου, κεροστίλβη, αλλανίτη, ζιρκόνιο και µαγνητίτη, ηλικίας 9.15±0.2 Ma µε την µέθοδο K Ar σε βιοτίτη και 9.55±0.3 Ma την µέθοδο 40 Ar/ 39 Ar σε Κ-ούχο άστριο (SKARPELIS et al 1992). Τήνος: Ο πλουτωνίτης βρίσκεται στο βορειοανατολικό άκρο του νησιού και η µελέτη του µαζί µε την µελέτη των σχηµατισµών skarn και της µεταλλοφορίας σεελίτη που εντοπίστηκαν στην ζώνη επαφής του αποτελούν το αντικείµενο της διδακτορικής διατριβής. 22

3. ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΤΗΝΟΥ 3.1.ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΑ ΚΑΙ ΙΣΤΟΡΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ Η νήσος Τήνος εντοπίζεται στα νοτιοανατολικά της Αττικής, ανήκει στο συγκρότηµα των βορείων Κυκλάδων ευρισκόµενη µεταξύ των νήσων Σύρου, Μυκόνου και Άνδρος από την οποία και χωρίζεται από ένα πορθµό πλάτους ~1.5 µιλίου και απέχει ~86 ναυτ. µίλια από τον Πειραιά. Το όνοµά της σύµφωνα µε µία παράδοση το οφείλει στον πρώτο οικιστή της τον Τήνο αρχηγό οµάδας Ιώνων από την Μικρά Ασία, ενώ κατά µία άλλη το επήρε από την φοινικική λέξη "tannoth" που σηµαίνει φίδι. Στην αρχαιότητα ονοµαζόταν Οφιούσα καθώς και Υδρούσα πιθανώς από την αφθονία των πηγαίων νερών της. Η έκτασή της είναι ~194 Km 2 και το έδαφός της είναι ηµιορεινό µε υψηλότερη κορυφή τον Τσικνιά (729m) στο νοτιοανατολικό άκρο της. Η βλάστησή της αντιπροσωπεύεται από θαµνώδη φυτά και οι ακτές της παρουσιάζουν έντονο διαµελισµό. 3.2. ΤΕΚΤΟΝΟΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΗ ΙΑΡΘΡΩΣΗ Η τεκτονολιθοστρωµατογραφική στήλη της νήσου Τήνου δόθηκε για πρώτη φορά από τον ΜΕΛΙ ΩΝΗ (1980) και στην συνέχεια συµπληρώθηκε από τον BRÖCKER (1988,1990a). Σύµφωνα µε τους προαναφερθέντες ερευνητές τα πετρώµατα από τα οποία δοµείται το νησί ανήκουν σε δύο µεγάλες τεκτονικές ενότητες (κατά τους AVIGAD & GARFUNKEL 1989, σε τρεις): (i) την κατώτερη ενότητα ή ενότητα των κυανοσχιστολίθων και (ii) την ανώτερη ενότητα ή ενότητα των οφιολίθων (που µε την σειρά τους διαφορίζονται σε επιµέρους ορίζοντες) επάνω στις οποίες ακολούθως αποτέθηκαν τα τεταρτογενή ιζήµατα και οι αλλουβιακές αποθέσεις όπως φαίνεται τόσο από τον γεωλογικό χάρτη της εικόνας 2 όσο και από την τεκτονολιθοστρωµατογραφική στήλη της εικόνας 3. 23