ΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ ΗΦΑΙΣΤΕΙΟΛΟΓΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΣΤΗ ΝΗΣΟ ΜΗΛΟ

Transcript

1 ΕΘΝΙΚΟ ΚΑΙ ΚΑΠΟΔΙΣΤΡΙΑΚΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΑΘΗΝΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΚΑΙ ΓΕΩΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΟΣ ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑΣ - ΠΕΤΡΟΛΟΓΙΑΣ ΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ ΗΦΑΙΣΤΕΙΟΛΟΓΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΣΤΗ ΝΗΣΟ ΜΗΛΟ Από τον Κωνσταντίνο Δ. Χαντζή (Α.Μ.: ) Επιβλέπων ΔΡ.Κων/νος Κυριακόπουλος, Καθηγητής ΑΘΗΝΑ 2018

2 ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Πριν την έναρξη συγγραφής της διπλωματικής μου εργασίας θεωρώ απαραίτητο να αναφερθώ στους ανθρώπους που συνέβαλαν στην επιλογή του θέματος της πτυχιακής μου εργασίας και στην ολοκλήρωση αυτής. Αρχικά, θα ήθελα να ευχαριστήσω θερμά τον επιβλέποντα της παρούσας εργασίας, Δρ.Κωνσταντίνο Κυριακόπουλο, τόσο για την στήριξη και την επιστημονική βοήθεια που μου παρείχε καθ όλη τη διάρκεια εκπόνησης της πτυχιακής μου εργασίας όσο και κατά τη διάρκεια των προπτυχιακών μου σπουδών. Ιδιαίτερα σημαντικό είναι το υλικό και τα επιστημονικά μέσα απαραίτητα για την υλοποίηση της δειγματοληψίας που μου διέθεσε, αναγκαία για τη ολοκλήρωση αυτής. Η επιλογή και ανάθεση του θέματος της Διπλωματικής μου εργασίας και η δυνατότητα να επισκεφθώ και να μελετήσω ένα πλούσιο υπαίθριο γεωλογικό εργαστήριο, όπως αυτό της Μήλου ήταν ότι καλύτερο για την γεωλογικό και ηφαιστειολογικό προσανατολισμό μου. Θερμές ευχαριστίες εκφράζω στον κ. Walter D Alessandro, κ. Sergio Calabrese και κα. Κυριακή Δασκαλοπούλου για τη βοήθειά τους τόσο στο ύπαιθρο όσο και στις αναλύσεις και επεξεργασία των αποτελεσμάτων. Επιπρόσθετα, θα ήθελα να ευχαριστήσω τους γονείς μου, Αφροδίτη και Δημήτρη, όσο και τον αδερφό μου, Στέφανο, για την στήριξή τους τόσο κατά τη διάρκεια εκπόνησης της διπλωματικής μου εργασίας όσο και για το κουράγιο που έδιναν κατά τη διάρκεια της φοίτησής μου στο πανεπιστήμιο, χωρίς τους οποίους θεωρώ πως η αποφοίτησή μου θα ήταν ανεπιτυχής.

3 ΠΕΡΙΛΗΨΗ Στο πλαίσιο της διπλωματικής μου εργσίας με θέμα Ηφαιστειολογικά Χαρακτηριστικά στη νήσο Μήλο, μελετώνται τα ηφαιστειολογικά και γεωλογικά χαρακτηριστικά της νήσου τα οποία έλαβαν χώρα στο παρελθόν. Η μελέτη τέτοιου είδους ηφαιστειολογικών θεμάτων σε έναν χώρο κλειδί όπως αυτός του κεντρικού-νοτίου Αιγαίου πιστεύω ότι θα συμβάλλει τα μέγιστα για την κατανόηση και επίλυση των πολυσύνθετων προβλημάτων που εντοπίζονται στην περιοχή της ανατολικής Μεσογείου. Η Μήλος αποτελεί μέρος του σημερινού ενεργού ηφαιστειακού τόξου του νοτίου Αιγαίου το οποίο αποτελείται από τα ηφαιστειακά κέντρα του Σουσακίου, των Μεθάνων, του Πόρου, της Αίγινας, της Μήλου, της Σαντορίνης, της Νισύρου και της Κω. Η περιοχή μελέτης περιλαμβάνει ολόκληρο το νησί της Μήλου. Μελετώνται τα ηφαιστειακά αέρια που εντοπίζονται σε διάφορα σημεία της νήσου όπως η περιοχή του Καλάμου (φουμαρόλες), στο Παλαιοχώρι, τα Θειοχώματα και στον Αδάμαντα. Η δειγματοληψία πραγματοποιήθηκε τόσο σε εναέριο όσο και θαλάσσιο περιβάλλον. Επίσης, ιδιαίτερη μελέτη έγινε για τις αέριες φάσεις που διαφεύγουν από το έδαφος γύρω από τις φουμαρόλες και περιοχές με έντονη γεωθερμική ανωμαλία. Λέξεις κλειδιά: ηφαιστειότητα, Μήλος, ενεργό ηφαιστειακό τόξο νοτίου Αιγαίου, προϊόντα ηφαιστειακής δραστηριότητας, ηφαιστειακά αέρια.

4 ΠΙΝΑΚΑΣ ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΩΝ ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1:ΕΙΣΑΓΩΓΗ...3 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2:ΗΦΑΙΣΤΕΙΟΤΗΤΑ ΚΑΙ ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΟ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ...5 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3:ΠΡΟΪΟΝΤΑ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΗΣ ΔΡΑΣΤΗΡΙΟΤΗΤΑΣ ΡΟΕΣ ΛΑΒΑΣ ΒΑΣΑΛΤΙΚΕΣ ΡΟΕΣ ΛΑΒΑΣ ΑΝΔΕΣΙΤΙΚΕΣ-ΔΑΚΙΤΙΚΕΣ-ΡΥΟΛΙΘΙΚΕΣ ΡΟΕΣ ΛΑΒΑΣ ΑΣΥΝΗΘΙΣΤΟΥ ΤΥΠΟΥ ΡΟΕΣ ΛΑΒΑΣ ΠΥΡΟΚΛΑΣΤΙΚΑ ΥΛΙΚΑ ΠΥΡΟΚΛΑΣΤΙΚΕΣ ΡΟΕΣ LAHAR ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΑ ΑΕΡΙΑ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ...36 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4:ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΟΥ ΑΙΓΑΙΟΥ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΩΝ ΕΛΛΗΝΙΔΩΝ ΤΕΚΤΟΝΙΚΟ ΚΑΘΕΣΤΩΣ ΣΤΟ ΑΙΓΑΙΟ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΑ ΚΕΝΤΡΑ ΚΑΙ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΣΥΝΘΕΣΗ ΚΑΤΑ ΜΗΚΟΣ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΤΟΥ ΑΙΓΑΙΟΥ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΗ ΔΡΑΣΗ ΣΤΗΝ ΕΛΛΑΔΑ...48 (1)

5 4.3.2 ΤΟ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΟ ΤΟΞΟ ΤΟΥ ΝΟΤΙΟΥ ΑΙΓΑΙΟΥ...49 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5:ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΜΗΛΟΥ ΓΕΝΙΚΕΣ ΠΛΗΡΟΦΟΡΙΕΣ ΠΕΡΙΦΕΡΕΙΑΚΗ ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΘΕΣΗ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΗ ΔΡΑΣΤΗΡΙΟΤΗΤΑ ΓΕΩΛΟΓΙΚΕΣ ΑΚΟΛΟΥΘΙΕΣ ΗΦΑΙΣΤΕΙΟΤΗΤΑ ΚΑΙ ΜΑΓΜΑΤΙΚΟΙ ΘΑΛΑΜΟΙ ΔΕΙΓΜΑΤΟΛΗΨΙΑ ΑΝΑΛΥΣΗ ΔΕΙΓΜΑΤΩΝ ΠΡΟΕΛΕΥΣΗ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΩΝ ΑΕΡΙΩΝ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ...83 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΚΕΣ ΑΝΑΦΟΡΕΣ...86 (2)

6 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Στο πλαίσιο της παρούσας διπλωματικής εργασίας μελετάται κυρίως η ηφαιστειακή δραστηριότητα που έλαβε χώρα στο νησί της Μήλου πριν από περίπου 2-3 εκατομμύρια χρόνια και ολοκληρώθηκε πριν από χρόνια. Η δραστηριότητα αυτή επηρεάστηκε σαφώς από το γενικότηρο γεωδυναμικό καθεστώς στο χώρο του ενεργού ηφαιστειακού τόξου του νοτίου Αιγαίου. Ως αποτέλεσμα της ηφαιστειότητας στη Μήλο είναι ο σχηματισμός διαφόρων ηφαιστειακών σχηματισμών που βρίσκονται κατανεμημένα σε όλη την έκταση της νήσου. Ιδιαίτερο ενδιαφέρον παρουσιάζουν οι διάφοροι πετρολογικοί τύποι λάβας, καθώς και διάφορες μορφές πυροκλαστικών προϊόντων που στην πλειονότητά τους χαρακτηρίζονται ως λαχάρ. Επίσης η έντονη, σε ορισμένες περιοχές έκλυση ηφαιστειακών αερίων, κυρίως φουμαρόλες και σολφατάρες, που βρίσκονται στις περιοχές Κάλαμος, Αδάμας και Παλαιοχώρι. Τέλος, εντοπίζονται διάφορα αξιοποιήσιμα βιομηχανικά ορυκτά και κοιτάσματα, καθώς και ιδιαίτερα σημαντική γεωθερμική ενέργεια υψηλής ενθαλπίας. Σκοπός της εργασίας, μέσω παρατηρήσεων υπαίθρου αλλά και της γενικότερης βιβλιογραφίας που αναφέρεται στη Μήλο, είναι: (3)

7 Η μελέτη της ηφαιστειακής δραστηριότητας που πραγματοποιήθηκε στον ευρύτερο χώρο του ενεργού ηφαιστειακόυ τόξου το νοτίου Αιγαίου και η μελέτη αυτής, ειδικότερα στο χώρο της νήσου Μήλου Ο σχηματισμός των προϊόντων που οφείλονται στην προαναφερθείσα ηφαιστειότητα Το είδος των ηφαιστειακών πετρωμάτων που εμφανίζονται στην περιοχή της Μήλου. (4)

8 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ΗΦΑΙΣΤΕΙΟΤΗΤΑ ΚΑΙ ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΟ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ Με τον όρο ηφαιστειότητα εννοούμε το σύνολο των διαδικασιών που σχετίζονται με τη μεταφορά του μάγματος και των πτητικών συστατικών από το εσωτερικό της Γης μέχρι την επιφάνειά της.η σύγχρονη ηφαιστειότητα περιορίζεται σε περιοχές της Γης όπου οι λιθοσφαιρικές πλάκες συγκλίνουν,αποκλίνουν ή διαπερνούν από πιθανές μανδυακές θερμές πηγές.μολονότι η ηφαιστειότητα στο εσωτερικό των πλακών δεν είναι τόσο συχνή, σ αυτές περιοχές μπορούμε να συναντήσουμε μεγάλες εκτάσεις με ηφαιστειακά προϊόντα. α)η ηφαιστειότητα στις μεσοωκεάνιες ράχες, δηλαδή σε περιοχές όπου οι πλάκες απομακρύνονται μεταξύ τους, προκαλείται καθώς οι πλάκες αποκλίνουν, και η θερμή ασθενόσφαιρα ανεβαίνει προς τα πάνω για να γεμίσει τα κενά που σχηματίζονται από την απομάκρυνση αυτή. Καθώς η θερμή ασθενόσφαιρα ανεβαίνει σε ρηχότερα επίπεδα αποσυμπιέζεται και τήκεται δημιουργώντας βασαλτικά μάγματα. Τα μάγματα αυτά παραμένουν σε μαγματικούς θαλάμους στο φλοιό απ όπου απελευθερώνονται περιοδικά δια μέσου κατακόρυφων ρωγμών που παρέχουν διόδους στην γρήγορη άνοδο του μάγματος στην επιφάνεια (Εικόνα 2.1). Αυτές οι εκρήξεις είναι τυπικές σχισμογενείς εκρήξεις. Η εξερχόμενη λάβα δημιουργεί εκτεταμένα υποθαλάσσια πεδία από βασάλτη. Η λάβα αυτή ψύχεται γρήγορα από το θαλάσσιο νερό σχηματίζονταςι μαξιλαροειδείς μορφές λάβας γνωστές ως pillow λάβες. (5)

9 Εικόνα 2.1: Σχηματική αναπαράσταση της ηφαιστειακής δραστηριότητας στις μεσοωκεάνιες ράχες. β)η ηφαιστειότητα σε μια ζώνη κατάδυσης λαμβάνει χώρα εκεί που η μία πλάκα συγκλίνει προς την άλλη. Η μία πλάκα που αποτελεί ωκεάνια λιθόσφαιρα καταβυθίζεται κάτω από μια γειτονική πλάκα και έτσι η ωκεάνια λιθόσφαιρα καταναλίσκεται καθώς εισέρχεται στο μανδύα. Καθώς η καταδυόμενη βυθίζεται υπό γωνία ως προς την επιφάνεια σχηματίζει ένα μεγάλο γραμμικό βύθισμα, γνωστό ως ωκεάνια τάφρος. Κατά τη διάρκεια της καθόδου της πλάκας σε ολοένα και μεγαλύτερα βάθη αυτή συναντά σταδιακά υψηλότερες θερμοκρασίες και πιέσεις αναγκάζοντας έτσι την πλάκα να απελευθερώσει νερό στην υπερκέιμενη σφήνα του μανδύα. Αυτό το νερό έχει ως αποτέλεσμα να χαμηλώσει το σημείο τήξης του περιδοτίτη που αποτελεί το υλικό του μανδύα προκαλώντας έτσι τη μερική τήξη του. Η σύσταση του μάγματος που δημιουργείται κατ αυτό τον τρόπο είναι (6)

10 από βασαλτική μέχρι ανδεσιτική. Η άνοδος του μάγματος στην επιφάνεια της Γης οδηγεί στη δημιουργία μιας γραμμικής ζώνης ηφαιστείων παράλληλη στην ωκεάνια τάφρο. Εάν η ωκεάνια πλάκα καταβυθίζεται κάτω από μία ωκεάνια, τότε σχηματίζεται μια ζώνη ηφαιστειακών νησιών που ονομάζεται νησιωτικό τόξο (Εικόνα 2.2). Εικόνα 2.2: Σχηματική αναπαράσταση της ηφαιστειακής δραστηριότητας σε ζώνη υποβύθισης και δημιουργία νησιωτικού τόξου. Αν η ωκεάνια πλάκα καταβυθίζεται κάτω από μία άλλη πλάκα που αποτελείται από ηπειρωτική λιθόσφαιρα, τότε μια παρόμοια ζώνη ηφαιστείων δημιουργείται στον ηπειρωτικό φλοιό. Η ζώνη αυτή ονομάζεται ηφαιστειακό τόξο (Εικόνα 2.3). (7)

11 Εικόνα 2.3: Σχηματική αναπαράσταση της ηφαιστειότητας σε ζώνη σύγκλισης και δημιουργία ηφαιστειακού τόξου. Τα ηφαίστεια που δημιουργούνται σε περιβάλλον ζώνης κατάδυσης είναι κυρίως στρωματοηφαίστεια. Στα νησιωτικά τόξα τα μάγματα είναι πιο βασαλτικά, ενώ στα ηφαιστειακά τόξα είναι πιο ανδεσιτικά. Αν και τα περισσότερα ηφαιστειακά πετρώματα δημιουργούνται στα περιθώρια των πλακών, υπάρχουν κάποια σημαντικά ενεργά ηφαιστειακά κέντρα στο εσωτερικό των πλακών. Αυτές οι ενδοπλακικές περιοχές με την εκτεταμένη ηφαιστειακή δράση ονομάζονται θερμές κηλίδες. Οι περισσότερες θερμές κηλίδες θεωρούνται ότι βρίσκονται πάνω από μεγάλα διάπειρα από ασυνήθιστα θερμό μανδυακό υλικό. Αυτά τα μανδυακά διάπειρα δημιουργούνται πιθανόν στον κατώτερο μανδύα και ανέρχονται αργά με ρεύματα μεταφοράς. Καθώς κατά την άνοδο του μανδυακού υλικού η πίεση μειώνεται αυτό υφίσταται μερική τήξη με αποτέλεσμα τη δημιουργία τεράστιων όγκων βασαλτικού μάγματος. Πιστεύεται ότι τα τεράστια βασατλικά καλύμματα σε κάποιες περιοχές της Γης βρίσκονται πάνω από τέτοιες θερμές κηλίδες. (8)

12 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 3 ΠΡΟΪΟΝΤΑ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΗΣ ΔΡΑΣΤΗΡΙΟΤΗΤΑΣ Κατά την πραγματοποίηση μιας ηφαιστειακής έκρηξης όπως επίσης και από την ηφαιστειακή δράση γενικότερα, δημιουργούνται πολλά και ποικίλλα προϊόντα τα οποία διακρίνονται σε: ροές λάβας και πυροκλαστικές ροές, πυροκλαστικά υλικά, lahars, ηφαιστειακά αέρια και ηφαιστειακά πετρώματα. 3.1 ΡΟΕΣ ΛΑΒΑΣ Καθώς ένα ηφαίστειο εκρήγνυται, η λάβα που εξέρχεται από τον κεντρικό αγωγό του, ρέει στις πλαγιές του ηφαιστείου με αποτέλεσμα να δημιουργούνται, πολλές φορές πολύ μεγάλου μήκους ροές, οι διακρίνονται σε : βασαλτικές ροές, ανδεσιτικές-δακιτικές-ρυολιθικές ροές καθώς και ασυνήθιστου τύπου ροές ΒΑΣΑΛΤΙΚΕΣ ΡΟΕΣ ΛΑΒΑΣ Οι βασαλτικές ροές λάβας προέρχονται κυρίως από ασπιδωτά ηφαίστεια, σχισμογενή συστήματα, κώνους σκωρίας και κώνους στους οποίους η λάβα προέρχεται από μια κεντρική φλέβα. Οι βασαλτικές ροές λάβας διακρίνονται σε δύο τύπους : α) στη λάβα pahoehoe (Εικόνα ) και β)στη λάβα A a (Εικόνα ). (9)

13 Εικόνα : Λάβα pahoehoe (Χαβάη). Εικόνα : Λάβα A a (Χαβάη). Η λάβα pahoehoe είναι ένας τύπος βασαλτικής λάβας με ομαλή, κυματοειδή ή σχινοειδή επιφάνεια. Η λάβα pahoehoe καθώς εκχύνεται ρέει υπό τη μορφή μικρών λοβών ή δακτύλων. Οι κυριότερες μορφές που μπορεί να λάβει η επιφάνεια της λάβας pahoehoe είναι η σχινοειδής και η κελυφοειδής. Όσον αφορά την σχινοειδή pahoehoe (Εικόνα ), καθώς (10)

14 Η λάβα ψύχεται, η επιφάνειά της γίνεται σκουρόχρωμη και παχύρρευστη, ενώ αποκτά μια περισσότερο πλαστική παρά υγρή συμπεριφορά. Κατά τη συνέχιση της πορείας του, ο σχινοειδής τύπος της λάβας pahoehoe παρασύρει τον υποκείμενο φλοιό και τον ρυτιδώνει οδηγώντας στον σχηματισμό μορφών που μοιάζουν με τυλιγμένο σχοινί, εξ ου και το όνομα αυτού του τύπου της λάβας. Εικόνα : Σχινοειδής pahoehoe (Χαβάη). Η κελυφοειδής pahoehoe (Εικόνα ), έχει κυματοειδή επιφάνεια ενώ περιλαμβάνει και πολλές φυσαλίδες αερίων. Το πάχος των λαβών αυτών δεν είναι πολύ μεγάλο (5-30 cm), ενώ υπάρχουν κοιλότητες και κανάλια λάβας με τη μορφή κελύφους, από τα οποία πήραν το όνομά τους. Καθώς περπατάει κανείς πάνω σε τέτοιου είδους λάβες πρέπει να είναι ιδιαίτερα προσεκτικός διότι υποχωρούν εύκολα. (11)

15 Εικόνα : Κελυφοειδής pahoehoe (Χαβάη). Άλλες μορφές της λάβας pahoehoe είναι η πλακώδης pahoehoe, που πρόκειται για κατακερματισμένες, κεκλιμένες και γενικά ασύμμετρα κατανεμημένες μορφές λάβας (Εικόνα ), τα δάκτυλα pahoehoe που σχηματίζονται όταν η λάβα ρέει με μικρή ταχύτητα πάνω σε επίπεδο έδαφος ή τμήμα επιφανείας με μικρή κλίση (Εικόνα ), καθώς και οι λάβες μορφής entrail όπου πρόκειται για λάβες που σχηματίζονται όταν τα δάκτυλα pahoehoe προχωρούν πιο γρήγορα, π.χ. σε έδαφος με μεγαλύτερη κλίση και παίρνουν ένα πιο επίμηκες σχήμα (Εικόνα ). Εικόνα : Πλακώδης pahoehoe (Χαβάη). (12)

16 Εικόνα : Δάκτυλα pahoehoe (Χαβάη). Εικόνα : Entrail pahoehoe (Χαβάη) Η λάβα A a είναι μια βασαλτική μορφή λάβας με ανώμαλη, θρυμματισμένη και τραχιά επιφάνεια. Επιφανειακά αποτελείται από ακανθώδη κομμάτια στερεοποιημένης λάβας ενώ το πάχος του συγκεκριμένου τύπου λαβών κυμαίνεται από 1-2 m μέχρι 20 m. Το ρεύμα της λάβας μετακινείται όπως κινούνται οι ερπύστριες των τανκς, δηλαδή καθώς το ρεύμα προχωράει, τα στερεοποιημένα κομμάτια μεταφέρονται στην επιφάνεια της λάβας σαν κορήματα, εντούτοις όμως, η κίνηση παρεμποδίζεται, και τα κομμάτια αυτά καλύπτονται από το στρώμα της λιωμένης λάβας (Εικόνα ). (13)

17 Εικόνα : Λάβα A a (Χαβάη) ΑΝΔΕΣΙΤΙΚΕΣ-ΔΑΚΙΤΙΚΕΣ-ΡΥΟΛΙΘΙΚΕΣ ΡΟΕΣ ΛΑΒΑΣ Οι ανδεσιτικές ροές λάβας (Εικόνα ) εμφανίζονται με τη μορφή τεμαχών. Η επιφάνειά τους είναι ομαλή ενώ περιλαμβάνουν και γωνιώδη τεμάχια λόγω του υψηλού ιξώδους των ανδεσιτικών σχηματισμών και της απότομης ψύξης των λαβών αυτών. (14)

18 Εικόνα : Ανδεσιτική ροή λάβας (Lascar, Χιλή). Μερικές φορές μάλιστα, είναι τόσο πολύ παχύρρευστες ώστε να σχηματίζουν θόλους λάβας. Τέλος, οι ανδεσιτικές ροές λάβες εκχύνονται από στρωματοηφαίστεια ενώ μετακινούνται σε μικρές αποστάσεις στις πλαγιές του ηφαιστείου. Οι δακιτικές (Εικόνα ) και ρυολιθικές ροές λάβας είναι όξινες λάβες, δηλαδή περιέχουν πολύ υψηλό ποσοστό SiO 2 και εκχύνονται από στρωματοηφαίστεια. Οι εκρήξεις από τις οποίες προέρχονται οι συγκεκριμένου τύπου λάβες, είναι ιδιαίτερα βίαιες και συνοδεύονται από την παραγωγή τέφραςκαι πυροκλαστικών ροών. Ο όγκος των λαβών αυτών είναι αρκετά μικρότερος από των όγκο των παραγόμενων πυροκλαστικών ροών ενώ σχηματίζονται μετά το πέρας των (15)

19 εκρήξεων. Επιπρόσθετα, αυτές οι λάβες περιέχουν και υψηλό ποσοστό αερίων ενώ υπάρχουν και φορές που οι παχιές ρυολιθικές λάβες καθώς ψύχονται παίρνουν τη μορφή ροών οψιδιανού που είναι ιδιαίτερα υελώδεις. Εικόνα : Ρυολιθική ροή λάβας(νέα Καμένη, Σαντορίνη) ΑΣΥΝΗΘΙΣΤΟΥ ΤΥΠΟΥ ΡΟΕΣ ΛΑΒΑΣ Οι πιο ασυνήθιστοι τύποι ροών λάβας είναι : α)οι αλκαλικές λάβες, β)λάβες που έχουν τη σύσταση των καρμπονατιτών και γ)οι κοματιϊκές λάβες. Οι αλκαλικές λάβες (Εικόνα ), εμφανίζονται στο εσωτερικό ηπειρωτικών ή ωκεάνιων λιθοσφαιρικών πλακών, σε ζώνες ηπειρωτικής ταφρογένεσης και σε οπισθοτόξα ζωνών υποβύθισης. Οι συγκεκριμένες λάβες έχουν είτε τη σύσταση των σχηματισμών της μέσης αλκαλικής σειράς (που περιλαμβάνει τους αλκαλικούς βασάλτες, τους τραχιβασάλτες, τους τραχιανδεσίτες και τους τραχίτες) είτε τη σύσταση των πετρωμάτων της σειράς με υψηλή αλκαλικότητα (που περιλαμβάνει τους τεφρίτες, τους τεφριφωνολιθίτες και τους φωνόλιθους). (17)

20 Εικόνα : Αλκαλική ρόη λάβας (Harrat Kishb, Σαουδική Αραβία). Οι λάβες καρμπονατιτικής σύστασης (Εικόνα ) περιέχουν περισσότερο από 50% αναθρακικά ορυκτά ενώ έχουν πολύ χαμηλό ποσοστό SiO 2 (~10%). Σχηματίζονται σε ηφαιστειακούς λαιμούς, κοιλότητες και σε ηφαιστειακούς κώνους. Η θερμοκρασία τους κυμαίνεται μεταξύ 500 και 600 ο C. Εικόνα : Ροή καρμπονατιτικής λάβας (Τανζανία). (18)

21 Οι λάβες κοματιϊτικής σύστασης (Εικόνα ), είναι κυρίως υπερβασικής σύστασης, περιέχουν 40-45% SiO 2 και υψηλό ποσοστό σε Mg (MgO>18%). Πρόκειται για λάβες πολύ μεγάλης ηλικίας και όταν σχηματίστηκαν είχαν θερμοκρασίες της τάξης των 1600 o C. Εικόνα : Κοματιϊτική λάβα (Karelia, Ρωσία). (19)

22 3.2 ΠΥΡΟΚΛΑΣΤΙΚΑ ΥΛΙΚΑ Η εκρηκτική δράση των ηφαιστείων πλούσιων σε αέριες φάσεις έχει ως αποτέλεσμα τον κατακερματισμό του μάγματος και των πετρωμάτων. Όσο πιο εκρηκτική η ηφαιστειακή δράση τόσο πιο έντονος ο κατακερματισμός. Τα πυροκλαστικά προϊόντα διακρίνονται σε: α)πυροκλαστικά υλικά, τα οποία είναι μεμονωμένα ηφαιστειακά θραύσματα. β)τέφρα, σχηματισμός που αποτελεί το σύνολο των πυροκλαστικών θραυσμάτων που εκτοξεύονται από τον πόρο κατά τη διάρκεια των εκρηκτικών ηφαιστειακών δράσεων. Η τέφρα αποτελείται από χαλαρά υλικά (Εικόνα 3.2.1). Εικόνα 3.2.1: Αποθέσεις τέφρας (Μινωική έκρηξη, Σαντορίνη). γ)πυροκλαστικά πετρώματα, όπου πρόκειται για τα συμπαγή πετρώματα που σχηματίζονται από τη στερεοποίηση των πυροκλαστικών υλικών. Ανάλογα με το μέγεθος τους τα πυροκλαστικά υλικά ταξινομούνται ως: 1)τέφρα η οποία έχει μέγεθος <2 mm (Εικόνα 3.2.2). (20)

23 Αποτελείται κυρίως από πολύ λεπτόκοκκα υελώδη θρύψαλα αλλά και από θρυμματισμένους κρυστάλλους. Εικόνα 3.2.2: Ηφαιστειακή τέφρα. 2)λιθάρια που έχουν μέγεθος 2-64 mm. Αποτελούνται από πυροκλαστικά υλικά μεγέθους μπιζελιού έως κάστανου. Συχνά μοιάζουν με κάρβουνα. Σε εκρήξεις με συμμετοχή νερού η υγρή στάχτη μπορεί να σχηματίσει σφαιρόμορφα λιθάρια που ονομάζονται λιθάρια επαύξησης (Εικόνα 3.2.3). (21)

24 Εικόνα 3.2.3: Λιθάρια (Σαντορίνη). 3)τεμάχη και βολίδες (Εικόνα 3.2.4), που έχουν μέγεθος >64 mm. Οι ηφαιστειακές βολίδες εκτινάσσονται ως πυρακτωμένη λάβα, και στερεοποιούνται κατά την τροχιά τους στον αέρα παίρνοντας αεροδυναμικά σχήματα. Τα τεμάχη εκτινάσσονται ως στερεά θραύσματα με γωνιώδη σχήματα. Εικόνα 3.2.4: Ηφαιστειακή βολίδα(έτνα, Ιταλία). (22)

25 Εκτός από την παραπάνω ταξινόμηση με βάση το μέγεθος, μπορούμε να βρούμε και άλλες μορφές πυροκλαστικών με βάση τα φυσικά χαρακτηριστικά τους: 1)Δάκρυα Pele: Είναι λιθάρια βασαλτικής λάβας, τα οποία ψύχθηκαν πολύ γρήγορα κατά την εναέρια τροχιά τους και πήραν σταγονοειδή μορφή (Εικόνα 3.2.5). Εικόνα 3.2.5: Δάκρυα Pele (Χαβάη). 2)Μαλλιά Pele: Εάν επικρατούν ισχυροί άνεμοι τα τηγμένα θραύσματα παράγουν τριχοειδή σώματα (Εικόνα 3.2.6). Εικόνα 3.2.6: Μαλλιά Pele (Kilauea, Χαβάη). (23)

26 3)Κίσσηρις - Ρετικουλίτης (Εικόνες και αντίστοιχα): Είναι πυροκλαστικά υλικά μεγέθους λιθαριών ή βολίδων που έχουν έντονα πορώδη εμφάνιση λόγω της απότομης διαφυγής αερίων και της δημιουργίας κοιλοτήτων. Στην περίπτωση που η λάβα είναι όξινη προκύπτει η κίσσηρη ενώ στην περίπτωση που η λάβα είναι βασική προκύπτει ο ρετικουλίτης. Η κίσσηρις έχει πολύ μικρή πυκνότητα, λόγω των κοιλοτήτων, και επιπλέει στο νερό. Ο ρετικουλίτης έχει ακόμη μικρότερη πυκνότητα, διότι οι κοιλότητες καταλαμβάνουν το 98% του όγκου του. Εντούτοις, αντίθετα με την κίσσηρη, αυτός δεν επιπλέει στο νερό, διότι τα τοιχώματα των κοιλοτήτων είναι σπασμένα. Εικόνα 3.2.7: Κίσσηρις (Σαντορίνη). Εικόνα 3.2.8: Ρετικουλίτης (Kilauea, Χαβάη). (24)

27 ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΗ ΔΡΑΣΤΗΡΙΟΤΗΤΑ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΜΗΛΟΥ, ΕΚΠΑ )Σκωρία: Η σκωρία έχει και αυτή πορώδη μορφή μόνο που οι κοιλότητες είναι μικρότερες και τα τοιχώματά τους παχύτερα. Προκύπτει συνήθως από την ψύξη βασικών λαβών (Εικόνα 3.2.9). Εικόνα 3.2.9: Σκωρία. Ενίοτε τα χαλαρά πυροκλαστικά υλικά συγκολλούνται ή συμπαγοποιούνται και σχηματίζουν συμπαγή πυροκλαστικά πετρώματα. Αυτά διακρίνονται με βάση το ποσοστό των πυροκλαστικών υλικών από τα οποία αποτελούνται: Τόφφος, όπου πρόκειται για πέτρωμα που αποτελείται κυρίως από στάχτη (Εικόνα ). Τόφφος λιθαριών, όπου πρόκειται για πέτρωμα που αποτελείται κυρίως από λιθάρια (Εικόνα ). Τοφφικό λατυποπαγές, όπου πρόκειται για πέτρωμα που αποτελείται από 25-75% τεμάχη ή/και βολίδες (Εικόνα ). Πυροκλαστικό λατυποπαγές, όπου πρόκειται για πέτρωμα που αποτελείται τουλάχιστον από 75% τεμάχη και βολίδες (Εικόνα ). Σύναγμα, όπου πρόκειται για πέτρωμα που αποτελείται τουλάχιστον από 75% βολίδες (Εικόνα ). (25)

28 Σύμφυρμα όπου πρόκειται για πέτρωμα που αποτελείται από συγκολλημένα βασαλτικά θραύσματα (Εικόνα ). Εικόνα : Τόφφος (Έβρος). Εικόνα : Τόφφος λιθαρίων. Εικόνα : Τοφφικό λατυποπαγές. (26)

29 Εικόνα : Πυροκλαστικό λατυποπαγές. Εικόνα : Σύναγμα. Εικόνα : Σύμφυρμα (ΗΠΑ). (27)

30 3.3 ΠΥΡΟΚΛΑΣΤΙΚΕΣ ΡΟΕΣ Η πυροκλαστική ροή γνωστή και ως πυροκλαστικό ρεύμα πυκνότητας είναι ένα ρευστοποιημένο μίγμα από στερεά και σχεδόν στερεά θραύσματα και από υπέρθερμα διαστελλόμενα αέρια που κατέρχεται έρποντας την πλαγιά ενός ηφαιστειακού οικοδομήματος. Αυτά τα τρομακτικά νέφη είναι φοβερά καυτά, με θερμοκρασίες που μπορούν να υπερβούν τους 500 ο C. Είναι βαρύτερα από τον αέρα, περιέχουν τοξικά αέρια και κινούνται ως ροοστιβάδες με ταχύτητες που συχνά ξεπερνούν τα 100 km/hr. Είναι τα πιο καταστροφικά από όλα τα ηφαιστειακά φαινόμενα. Οι πυροκλαστικές ροές δημιουργούνται από εκρήξεις στρωματοηφαιστείων και τα προϊόντα τους είναι όξινης έως ενδιάμεσης σύστασης. Η ταξινόμηση των πυροκλαστικών ροών και των πυροκλαστικών αποθέσεων είναι περίπλοκη. Σε γενικές γραμμές υπάρχουν δύο ακραίοι τύποι πυροκλαστικών ροών: α) Πυρακτωμένα νέφη, ταοποία περιέχουν συμπαγή κομμάτια λάβας που προέρχονται από την κατάρρευση είτε ενός αναπτυσσόμενου θόλου λάβας, είτε ενός ρεύματος ιξώδους λάβας που σχηματίστηκε κατά την ανάπτυξη του θόλου (Εικόνα 3.3.1). Εικόνα 3.3.1: Πυροκλαστική ροή (Φιλιππίνες). (28)

31 Οι εκρήξεις που δημιουργούν πυρακτωμένα νέφη καλούνται συχνά εκρήξεις τύπου Πελέ. Εντούτοις αυτή η σύνδεση δεν μπορεί να καθοριστεί αυστηρά, διότι πυρακτωμένα νέφη παράγονται και από Πλινιακή ή Βουλκάνια ηφαιστειακή δράση. Ο όρος πυρακτωμένο νέφος έχει επικρατήσει σήμερα να εφαρμόζεται σε όλες τις περιπτώσεις πυροκλαστικών ροών που δημιουργούνται από κατάρρευση θόλων. Οι αποθέσεις των πυρακτωμένων νεφών αποτελούνται από συμπαγή θραύσματα που προήλθαν από την κατάρρευση του θόλου λάβας. Επομένως, διαφέρουν κατά πολύ από τους έντονα φυσαλιδοποιημένους ιγκνιμβρίτες που προέρχονται από την κατάρρευση της εκρηκτικής στήλης. Οι αποθέσεις των πυρακτωμένων νεφών περιέχουν τεμάχη και στάχτη. Γι αυτό ονομάζονται αποθέσεις τεμαχών και στάχτης. Έχουν μεγαλύτερη πυκνότητα από τους ιγκνιμβρίτες και εκτείνονται σε μικρότερες εκτάσεις. β) Ρεύματα κίσσηρης, τα οποία περιέχουν κομμάτια ελαφριάς κίσσηρης που προέρχονται από την κατάρρευση μιας εκρηκτικής στήλης. Τα ρεύματα κίσσηρης είναι πυροκλαστικές ροές πλούσιες σε φυσαλιδοποιημένη κίσσηρη που δημιουργούνται από την κατάρρευση μιας εκρηκτικής στήλης. Το κατώτερο τμήμα της εκρηκτικής στήλης ονομάζεται περιοχή αέριας ώσης. Εδώ η πυκνότητα της στήλης είναι μεγαλύτερη από αυτήν του περιβάλλοντος ατμοσφαιρικού αέρα. Εντούτοις, η στήλη συνεχίζει να ανεβαίνει λόγω της ώσης που παρέχεται από την απελευθέρωση και την απότομη διαστολή των αερίων. Ενίοτε, αυτή η περιοχή της στήλης υπερπληρούται από ηφαιστειακά αναβλύσματα σε βαθμό που λόγω της πυκνότητάς της να μην είναι δυνατόν να προωθηθεί από τα (29)

32 αέρια. Τότε η στήλη καταρρέει εξαιτίας της βαρύτητας ως μία μάζα κίσσηρης που κινείται ταχύτατα στις πλαγιές του ηφαιστείου. Τόσο τα πυρακτωμένα νέφη όσο και τα ρεύματα κίσσηρης είναι ρευστοποιημένα. Όμως ένα ρεύμα κίσσηρης έχει μεγαλύτερη ενέργεια και κινητικότητα. Αυτό οφείλεται εν μέρει στη χαμηλότερη πυκνότητά του, κυρίως όμως στη μεγαλύτερη κινητική ενέργεια, η οποία προκύπτει, λόγω της κατάρρευσης, από τη μετατροπή της δυναμικής ενέργειας, την οποία έχει αποκτήσει λόγω της ανόδου της στήλης σε ύψος πολλών χιλιομέτρων, σε κινητική ενέργεια. Όσο πιο μεγάλο το ύψος ανόδου της εκρηκτικής στήλης, τόσο πιο μεγάλη η ταχύτητα και η οριζόντια απόσταση που θα διανύσει το ρεύμα κίσσηρης. Ένα ρεύμα κίσσηρης αποτελείται από τρία μέρη: Το κύριο σώμα έρπει στο έδαφος και αποτελείται από θραύσματα κίσσηρης σε μία μάζα από στάχτη. Αυτή η πυροκλαστική ροοστιβάδα καλύπτεται από ένα σύννεφο στάχτης που διαχωρίστηκε, όπως και στην περίπτωση των πυρακτωμένων νεφών. Ένα τρίτο σώμα είναι οι μεγακυματισμοί εδάφους. Αυτοί είναι κυματισμοί από πυρακτωμένη στάχτη που δημιουργούνται στο μέτωπο της ροής και προωθούνται ως στροβιλώδη ρεύματα λόγω της εισόδου αέρα στο μέτωπο της ροής. Η είσοδος αέρα προκαλεί έντονη ρευστοποίηση του υλικού στο μέτωπο της ροής και η εκρηκτική θέρμανση και διαστολή του αέρα παρέχει την προωθητική ενέργεια σε αυτούς τους στροβιλώδεις χαμηλής πυκνότητας κυματισμούς. Μία και μόνη πλινιακή έκρηξη μπορεί να παράγει εκατοντάδες ρεύματα κίσσηρης, τα οποία κινούνται κατά μήκος κοιλάδων που εκτείνονται ακτινωτά από το ηφαίστειο. Τα ρεύματα διανύουν αποστάσεις μερικών μέχρι δεκάδων χιλιομέτρων. (30)

33 Εκεί όμως που σχηματίζονται τεράστια ρεύματα κίσσηρης είναι στην περίπτωση του σχηματισμού καλδέρας. Αυτά τα ρεύματα όχι μόνο γεμίζουν κοιλάδες, αλλά ανέρχονται και καλύπτουν υψώματα και λόφους δημιουργώντας πυροκλαστικές αποθέσεις που σκεπάζουν τεράστιες περιοχές μέσα σε μερικά λεπτά. Τα προϊόντα αυτών των εκρήξεων έχουν όγκο χιλιάδων κυβικών χιλιομέτρων. Τέτοιου είδους έκρηξη είναι και η Μινωική έκρηξη της Σαντορίνης. Οι αποθέσεις που προκύπτουν από τα ρεύματα κίσσηρης ονομάζονται ιγκνιμβρίτες ή πυρομβρίτες (Εικόνα 3.3.2). Εικόνα 3.3.2: Κόκκινος πυρομβρίτης του Ρίβα (Σαντορίνη). 3.4 LAHAR Πρόκειται για ένα μίγμα νερού και πυροκλαστικών υλικών που ρέει στις πλαγιές ενός ηφαιστείου ή σε κοιλάδες. Τα λαχάρ αναφέρονται επίσης και ως λασπορεύματα ή ροές κορημάτων. Είναι εξαιρετικά επικίνδυνα διότι έχουν συμπεριφορά υγρού τσιμέντου και μεταφέρουν υλικά μεγέθους από στάχτη και λιθάρια μέχρι ογκόλιθους διαμέτρου >10 m. (31)

34 Τα λαχάρ (Εικόνα 3.4.1) ποικίλουν σε διαστάσεις και ταχύτητα. Μικρά λαχάρ με πλάτος μερικών μέτρων και βάθος μερικών εκατοστών ρέουν με ταχύτητα μερικών μέτρων το δευτερόλεπτο. Μεγάλα λαχάρ με πλάτος εκατοντάδων μέτρων και βάθος δεκάδων μέτρων ρέουν με ταχύτητα δεκάδων μέτρων το δευτερόλεπτο, δηλαδή πολύ πιο γρήγορα για να μπορέσει να ξεφύγει κάποιος. Εικόνα 3.4.1: Λαχάρ (Αγία Ελένη, ΗΠΑ). Καθώς το λαχάρ κατέρχεται από την πλαγιά του ηφαιστείου, αλλάζει διαρκώς το μέγεθος, η ταχύτητα και η ποσότητα υλικών και νερού που μεταφέρει. Στα πρώτα στάδια διαβρώνει τις πλαγιές του ηφαιστείου και τις κοιλάδες στις οποίες εισέρχεται. Η αρχική ροή μπορεί να περιέχει νερό από την τήξη χιονιού ή πάγου (εάν υπάρχουν) ή νερό από τα ρέματα τα οποία συναντά. Μεταφέροντας, λοιπόν, όλο και περισσότερα υλικά διάβρωσης και νερό μπορεί να μεγαλώσει σε μέγεθος έως και δέκα φορές. Καθώς όμως απομακρύνεται από το ηφαίστειο, η ενέργειά του μειώνεται και αποθέτει σταδιακά τα υλικά που μεταφέρει. (32)

35 Τα λαχάρ μπορεί να είναι θερμά ή ψυχρά ανάλογα με τον τρόπο γένεσής τους. Η μέγιστη θερμοκρασία ενός λαχάρ είναι 100 ο C δηλαδή η θερμοκρασία βρασμού του νερού. Οι μηχανισμοί γένεσης ενός λαχάρ είναι διάφοροι: 1)Τήξη χιονιού και πάγου από πυροκλαστικές ροές 2)Τήξη πάγου από ροές λάβας 3)Έντονες βροχοπτώσεις 4)Διάρρηξη λιμνών 5)Κατολισθήσεις 3.5 ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΑ ΑΕΡΙΑ Τόσο τα σβησμένα ή ανενεργά ηφαίστεια όσο και εκείνα που είναι ακομή ενεργά αλλα βρίσκονται σε περίοδο ηρεμίας χαρακτηρίζονται από μετα-ηφαιστειακή δραστηριότητα, η οποία αντιπροσωπεύται από τις λεγόμενες ατμίδες και στις οποίες περιλαμβάνονται: α)οι φουμαρόλες, β)οι σολφατάρες ή θειωνιές και γ)οι μοφέττες ή ανθρακωνιές. Οι φουμαρόλες, (Εικόνα 3.5.1), είναι αέριες φάσεις που εκδηλώνονται κατά το ατμιδικό στάδιο και χαρακτηρίζονται από θερμοκρασία που κυμαίνεται από 900 μέχρι 1000 oc. Αποτελούνται κυρίως από άνυδρα χλωριούχα άλατα όπως χλωριούχο Na,K,Fe,Mn,Cu καθώς και από ελάχιστα ποσοστά φθοριούχων αλάτων. Οι φουμαρόλες ανάλογα με τη θερμοκρασία που τις χαρακτηρίζει και τα αντίστοιχα προϊόντα που σχηματίζονται ταξινομούνται όπως παρακάτω: i)για θερμοκρασίες από 900 έως 800 ο C τα εκλυόμενα ατμιδικά προϊόντα είναι αλογονούχες ενώσεις αλκαλίων, ii)για θερμοκρασίες ο C εκλύονται αμμωνιούχες και (33)

36 αμμωνιακές ενώσεις, iii)σε θερμοκρασίες ο C εκλύονται θειούχες ενώσεις και iv)για θερμοκρασίες μέχρι 100 ο C παράγονται βορικές ενώσεις και χλωριούχο αμμώνιο. Εικόνα 3.5.1: Φουμαρόλες (Ισλανδία). Από τις αμμωνιακές ενώσεις σχηματίζονται λευκά επανθήματα και από τις θειούχες ενώσεις δημιουργούνται συσσωματώματα θειικών αλάτων και αυτοφυές θείο. Όσον αφορά τις σολφατάρες ή θειωνιές (Εικόνα 3.5.2), η θερμοκρασία τους κυμαίνεται από 300 έως 90 περίπου ο C. Από τα αέρια που εκλύονται επικρατούν κυρίως (34)

37 υδρατμοί (H 2 O), H 2 S και σε μικρότερο ποσοστό CO 2. Εικόνα 3.3.2: Σολφατάρες (Νεάπολη, Ιταλίας). Στον ελλαδικό χώρο ατμιδικά φαινόμενα τύπου σολφατάρα παρουσιάζονται σε διάφορες περιοχές, όπως στην περιοχή της Νισύρου όπου η θερμοκρασία τους είναι περίπου 92 o C, ενώ το μεγαλύτερο ποσοστό αερίων που εκλύονται είναι H 2 S. Επιπρόσθετα, ηφαιστειακά αέρια τύπου σολφατάρα παρουσιάζονται και στη νήσο Μήλο με θερμοκρασία περίπου 100 o C τα οποία έχουν προκαλέσει έντονη υδροθερμική εξαλλοίωση στα περιβάλλοντα πετρώματα. Τέλος, στην περιοχή Αγίας Παρασκευής που βρίσκεται στο νότιο τμήμα της (35)

38 χερσονήσου της Κασσάνδρας και στην Κω,Σαντορίνη,Λέσβο και Μέθανα παρατηρούνται ατμιδικά φαινόμενα τέτοιου τύπου. Στην περίπτωση των μοφεττών ή ανθρακωνιών, αυτές δημιουργούνται όταν κατά το ατμιδικό στάδιο απελευθερώνεται μεγάλο ποσοστό CO 2. Συνήθως εκτός του CO 2 εξέρχονται υδρατμοί και πολύ μικρό ποσοστό H 2 S. Η θερμοκρασία τους κυμαίνεται μεταξύ 20 και 30 o C. Χαρακτηριστική είναι η μοφέττα στην περιοχή του Σουσακίου, απ όπου εξέρχονται ατμίδες από δύο σπηλιές με θερμοκρασία 42 o C περίπου, που αποτελούνται από CO 2, H 2 S, SO 2 και He. Συχνά γύρω από το στόμιο ανεξόδου των ατμίδων τα περιβάλλοντα πετρώματα υφίστανται εξαλλοίωση κυρίως από την δράση του H 2 S με αποτέλεσμα να σχηματίζονται δευτερογενή ένυδρα θειϊκά ορυκτά. 3.6 ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΑ ΠΕΤΡΩΜΑΤΑ Ηφαιστειακά ή έκχυτα πετρώματα καλούνται τα πυριγενή πετρώματα με αφανιτική δομή που περιέχουν συχνά ύελο και τα οποία συνδέονται με ηφαιστειακή δραστηριότητα. Τα ηφαιστειακά πετρώματα έχουν εκχυθεί στην επιφάνεια της γης ως ρεύματα λάβας ή έχουν διεισδύσει σε υψηλές στάθμες στον φλοιό ως φλέβες, κοίτες, σωλήνες και άλλα μαγματικά σώματα. Οι κυριότεροι τύποι ηφαιστειακών πετρωμάτων είναι: 1)ο ρυόλιθος, 2)ο δακίτης, 3)ο ανδεσίτης και 4)ο βασάλτης. Ο ρυόλιθος αποτελείται κυρίως από χαλαζία που εμφανίζεται με τη μορφή φαινοκρυστάλλων, αλλά αποτελεί και συστατικό της θεμελιώδους μάζας. Επίσης, περιέχει K-ούχο άστριο, συνήθως σανίδινο, το οποίο είναι δυνατό να εμφανίζεται (36)

39 μόνο με τη μορφή φαινοκρυστάλλων, να περιορίζεται αποκλειστικά στη θεμελιώδη μάζα ή να εμφανίζεται τόσο με τη μορφή φαινοκρυστάλλων όσο και ως συστατικό της θεμελιώδους μάζας. Άλλα ορυκτολογικά συστατικά του ρυολίθου είναι το πολαγιόκλαστο, που εμφανίζεται συνήθως με τη μορφή φαινοκρυστάλλων, ο αμφίβολος που συνήθως είναι κεροστίλβη και εμφανίζεται ως φαινοκρύσταλλοι, ο βιοτίτης, ο πυρόξενος που συνήθως αντιπροσωπεύεται από διοψίδιο ή αυγίτη και ύελός είναι άφθονη σε μερικούς μόνο τύπους. Η δομή του ρυολίθου είναι κυρίως μεροκρυσταλλική έως ολοκρυσταλλική, ενώ άλλες συνήθεις δομές είναι η υελώδης, η σφαιρολιθική και η περλιτική. Οι ρυόλιθοι είναι πετρώματα που προέρχονται από απόψυξη ρυολιθικού μάγματος. Οι δακίτες είναι ηφαιστειακά πετρώματα που αποτελούνται από πλαγιόκλαστο, το οποίο έχει μέση σύσταση ολιγοκλάστου ή ανδεσίνη, και εμφανίζεται είτε με τη μορφή φαινοκρυστάλλων είτε ως συστατικό της θεμελιώδους μάζας. Αλκαλικός άστριος, συνήθως σανίδινο ή ανορθόκλαστο περιορίζεται στη θεμελιώδη μάζα και σπάνια εμφανίζεται με τη μορφή φαινοκρυστάλλων. Χαλαζίας εμφανίζεται αμφότερα τόσο ως φαινοκρύσταλλοι όσο και ως μέρος της θεμελιώδους μάζας. Άλλα ορυκτολογικά συστατικά των δακιτών είναι ο βιοτίτης, που εμφανίζεται σχεδόν με τη μορφή φαινοκρυστάλλων, η κεροστίλβη που σχηματίζει φαινοκρυστάλλους ή αποτελεί συστατικό της κύριας μάζας και ο πυρόξενος που αντιπροσωπεύεται από διοψίδιο κυρίως. Η δομή ενός δακίτη είναι κυρίως ολοκρυτσαλλική, μεροκρυσταλλική και σπάνια υελώδης. Τέλος, οι δακίτες (37)

40 είναι προϊόντα απόψυξης δακιτικού μάγματος. Όσον αφορά τους ανδεσίτες, πρόκειται για ηφαιστειακά πετρώματα που έχουν ως κύριο ορυκτολογικό συστατικό το πλαγιόκλαστο που αντιπροσωπεύεται από ανδεσίνη, ενώ υπάρχει και κεροστίλβη. Ακόμη, οι ανδεσίτες περιέχουν συνήθως σε μικρά ποσοστά μεταλλοφόρα ορυκτά και απατίτη, βιοτίτη, πυροξένους και ύελο. Σπάνια εμφανίζεται λίγος χαλαζίας, σανίδινιο και ζιρκόνιο. Η δομή των ανδεσιτών είναι συνήθως ολοκρυσταλλική ή μεροκρυσταλλική, ενώ η υελώδης δομή σπανίζει. Όσον αφορά την προέλευση των ανδεσιτικών πετρωμάτων, αυτή αποτελεί αντικέιμενο συζήτησης, ενώ υπάρχει μια ομόφωνη απόφαση από το μεγαλύτερο μέρος της επιστημονικής κοινότητας, ότι προέρχονται από ανδεσιτικά μάγματα. Οι βασάλτες είναι τα πλέον κοινά ηφαιστειακά πετρώματα, ενώ όσον αφορά την ορυκτολογική τους σύσταση, κύριο συτσατικό των βασαλτών είναι το πλαγιόκλαστο που ανιπροσωπεύεται από λαβραδόριο, ενώ υπάρχει και πυρόξενος σε αρκετά μεγάλο ποσοστό. Υπάρχουν ποικιλίες βασαλτικών πετρωμάτων που περιέχουν σε πολύ υψηλό ποσοστό ολιβίνη. Άλλα μαφικά ορυκτά είναι κυρίως η κεροστίλβη ενώ ο βιοτίτης σπανίζει. Η δομή των βασαλτών παρουσιάζει μεγάλη ποικιλία, ενώ οι κυριότερες δομές τους είναι η υελώδης, η μεροκρυσταλλική και η ολοκρυσταλλική. Τα βασαλτικά πετρώματα είναι προϊόντα απόψυξης βασαλτικών μαγμάτων. (38)

41 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 4 ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΟΥ ΑΙΓΑΙΟΥ 4.1 ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΩΝ ΕΛΛΗΝΙΔΩΝ Η Ελλάδα ανήκει στις Ελληνίδες, μια περίπου ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης ορογενετική ζώνη, η οποία συνδέεται με τις ορογενετικές αλυσίδες των Δειναρίδων/Αλβανίδων στα ΒΔ (Αλβανία και πρώην Γιουγκοσλαβία) και των Ταυρίδων στα Ανατολικά (Τουρκία) (Εικόνα 4.1.1). Εικόνα 4.4.1: Η θέση των Ελληνίδων (Τροποποιημένη από U.S.G.S). (39)

42 Οι Ελληνίδες υποδιαιρούνται σε έναν αριθμό από ιζηματογενείς φασικές ζώνες ή ισοτοπικές ζώνες, από τα εσωτερικά τμήματα των Ελληνίδων (ανατολικά) προς τα πιο εξωτερικά (δυτικά) (Εικόνα 4.1.2). Αυτές οι ζώνες διαχωρίζονται από εντυπωσιακές επωθήσεις στην ελληνική ηπειρωτική χώρα και στα Ιόνια νησιά. Η γεωλογική εξέλιξη των Ελληνίδων μπορεί να περιγραφεί από διαδοχικά εξελισσόμενα στάδια αποκλίσεων και συγκλίσεων των πλακών της Αφρικής και της Ευρασίας και από διαδικασίες σχετιζόμενες με εκτατικά καθεστώτα στις περιοχές οπισθοτόξου. Η σύγκλιση άρχισε κατά τη διάρκεια του ανωτέρου Ιουρασικού/κατωτέρου Κρητιδικού με το κλείσιμο της Παλαιο- Τηθύος, μεταξύ των προαναφερόμενων πλακών, όπως αποδεικνύεται από τις ηλικίες κατά τις οποίες τοποθετήθηκαν πολλά οφιολιθικά συμπλέγματα στη βόρεια Ελλάδα. Η περιοχή του Αιγαίου διαχωρίστηκε μέσα από μια διαδικασία υποβύθισης, όπου η μικροπλάκα του Αιγαίου υπέρκειται του ωκεάνιου φλοιού της αφρικανικής πλάκας, διαδικάσια η οποία άρχισε πριν από 13 Ma περίπου (Angelier et. al., 1979). (40)

43 Εικόνα 4.1.2: Οι ισοτοπικές ζώνες των Ελληνίδων (Jacobshagen et al., 1978). 4.2 ΤΕΚΤΟΝΙΚΟ ΚΑΘΕΣΤΩΣ ΣΤΟ ΑΙΓΑΙΟ Η περιοχή του Αιγαίου είναι μια πολύπλοκη περιοχή που οριοθετείται στα βόρεια από τον ορεινό όγκο της Ροδόπης, τις Ελληνίδες στα δυτικά, τις ορογενετικές ζώνες της Ανατολίας στα ανατολικά και την ελληνική τάφρο στα νότια (Εικόνα 4.2.1). Γεωτεκτονικά η περιοχή χαρακτηρίζεται από ενεργή υποβύθιση, οπισθοτόξιο εφελκυσμό και μια αριστερόστροφη περιστροφή κατά μήκος του ρήγματος της Βόρειας Ανατολίας (41)

44 (McKenzie 1970, Jackson and White 1989, Papazachos and Kiratzi 1996), που συνοδεύεται από επαναφορά της πλάκας στα νότια. Η κινηματική της παραμόρφωσης κυριαρχείται από δύο κύριες διαδικασίες, τη δυτική μετακίνηση της Τουρκιάς σχετικά με την Ευρώπη και την ηπειρωτική σύγκρουση μεταξύ ΒΔ Ελλάδας-Αλβανίας με την πλατφόρμα Απούλιας-Αδριατικής στα δυτικά. Αυτό είχε ως αποτέλεσμα μια Α-Δ διεύθυνσης σμίκρυνση του βορείου Αιγαίου, η οποία ισοσταθμίστηκε από περιστροφή τεμάχους ρήγματος και εφελκυσμό διεύθυνσης Β- Ν στην περιοχή του οπισθοτόξου. Αυτή η περιοχή του εφελκυσμού ήταν ο χώρος του νοτίου Αιγαίου. Η μέση κρυσταλλική ζώνη του Αιγαίου, δομημένη από Παλαιοζωϊκό υπόβαθρο που υπόκειται από Μεσοζωϊκή ανθρακική ακολουθία (Durr et al., 1978), υποβλήθηκε σε δύο μεταμορφικές φάσεις. Η παλάιότερη από αυτές, κατωηωκαινικής ηλικίας, έλαβε χώρα κατά τη διάρκεια της υποβύθισης, στην περιοχή του Αιγαίου, όπου τα ιζήματα της βαθιάς λεκάνης σε εκείνη την περιοχή. μεταμορφώθηκαν σε υψηλές P χαμηλές T σχηματίζοντας τη γνωστή παραγένεση των κυανοσχιστολίθων (παραγένεση γλαυκοφανή),(ανώτερος Καινοζωϊκός / 64.2 Ma) (Fytikas et al., 1976a). (42)

45 Εικόνα 4.2.1: Σχετική κίνηση της ελληνικής μικροπλάκας. Τα βελη υποδεικνύουν τις κινήσεις κατά μήκος των γραμμών του ρήγματος. CTF= Ζώνη του ρήγματος της Κεφαλονιάς (Papazachos et al., 1998). Μεταγενέστερα αυτού του επεισοδίου, η περιοχή του νησιού της Μήλου, παρέμεινε βυθισμένη μέχρι το ανώτερο Ολιγόκαινο, όταν άρχισε η ανύψωση των μεταμορφωμένων (43)

46 σχηματισμών έως ότου φθάσουν στην επιφάνεια. Κατά τη διάρκεια αυτής της περιόδου όπως επίσης και κατά τη διάρκεια του κατωτέρου και μέσου Μειοκαίνου, οι συνθήκες P- T θα αλλάξουν και ως επακόλουθο αυτού οι φάσεις των κυανοσχιστολίθων προοδευτικά μετατράπηκαν σε αυτές των πρασινοσχιστολίθων (± χαμηλές P και υψηλές T) σχεδόν στα 33.2 Ma (Fytikas et al., 1976 a). Θεωρείται επίσης ότι αυτή η ηλικία χρονολογεί και το τελευταίο μεταμορφικό γεγονός που επηρέασε το αττικο-κυκλαδικό υπόβαθρο, συνδεόμενο με την ηωκαινική-ολιγοκαινική ηπειρωτική σύγκρουση Αφρικής Ευρώπης (Fytikas et al., 1976a). Έτσι, μπορεί να ειπωθεί ότι αυτά τα δύο μεταμορφικά επεισόδια έδειξαν την αρχή και το τέλος του συμπιεστικού τεκτονισμού κατά τη διάρκεια της Αλπικής ορογένεσης. Κατά τη διάρκεια αυτών των κινήσεων, που σχετίζονται με το λιθοσφαιρικό εφελκυσμό, η υποβύθιση βρίσκεται σε εξέλιξη, ασκώντας με αυτό τον τρόπο συμπιεστικές δυνάμεις στο εξωτερικό τμήμα της ευρύτερης περιοχής του Αιγαίου. Ξεκινώντας από το Μέσο Ανώτερο Μειόκαινο (κατώτερο Σερραβάλλιο-Λάγγιο-Τορτόνιο) η προηγούμενη παλαιογεωγραφική / γεωτεκτονική διαμόρφωση που χαρακτήριζε την περιοχή του Αιγαίου μέχρι τότε (η ράχη της ζώνης της Προ-Απούλιας που συνοδεύτηκε από τις ζώνες της Ιόνιας, του Γαβρόβου-Τρίπολης και της Πίνδου και τη Μεσο- Ελληνική Αύλακα και τη λεκάνη των Κυκλάδων, Σχήμα 20) θα αλλάξει εξαιτίας κατά κύριο λόγο εφελκυστικών τεκτονικών δυνάμεων, με διακοπτόμενες φάσεις από δευτερεύουσα συμπιεστικά γεγονότα (Angelier et al., 1977, Le Pichon and Angelier, 1979). Η επίδραση από αυτή την εφελκυστική (44)

47 δραστηριότητα σημειώθηκε ιδιαίτερα στο κεντρικό Αιγαίο, όπου ο φλοιός είναι σαφώς λεπτότερος (μεταξύ 22 και 32 km), (Makris et al., 1977, McKenzie et al., 1978a). Το αποτέλεσμα από όλες αυτές τις εφελκυστικές και συμπιεστικές κινήσεις, ήταν κατά τη διάρκεια του ανωτέρου Μειοκαίνου (Τορτόνιο- Μεσσήνιο, Ma), ήταν ο θρυμματισμός των προηγούμενων άκαμπτων σχηματισμών του αλπικού υποβάθρου (Gautier et al., 1999) μέσα σε ένα μωσαϊκό από σχετικά μικρές τάφρους και κέρατα (McKenzie et al., 1978a, Le Pichon and Angelier 1979), καθώς και της δημιουργίας δύο νέων γεωδυναμικών περιβαλλόντων (περιοχών), την εσωτερική περιοχή των Κυκλάδων-Αττικής-Ανατολίας και την εξωτερική περιοχή του Αιγαίου που περιλαμβάνει τις Πελοπόννησο-Κρήτη και τα Δωδεκάννησα) (Εικόνα 4.2.2). Εικόνα 4.2.2: Παλαιογεωγραφική / τεκτονική απεικόνιση των Ελληνίδων από το Ολιγόκαινο μέχρι το Κατώτερο Πλειόκαινο (Papanikolaou and Dermitzakis, 1981 (τροποποιημένο)). (45)

48 Στον εσωτερικό χώρο του Αιγαίου μια προ-κρητική λεκάνη άρχισε να σχηματίζεται περίπου στην περιοχή όπου υπήρχε η κυκλαδική οπισθοτόξια μολασσική λεκάνη (Εικόνα 4.4.2,4.4.3) (Papanikolaou and Dermitzakis, 1981). Η ανάπτυξη της κρητικής κοιλάδας, μια εμπροσθοτόξια λεκάνη, που διαχωρίζει το εξωτερικό ιζηματογενές τόξο (κεντρική Πελοπόννησος, Κύθηρα, Κρήτη, Κάρπαθος και Ρόδος) από το παρών ενεργό ηφαιστειακό τόξο του νοτίου Αιγαίου, ήταν υψίστης σημασίας για την τεκτονική ανάπτυξη του νησιωτικού συμπλέγματος της Μήλου από την άποψη ότι καθοδήγησε την τεκτονική του δομή. Εικόνα 4.4.3: Παλαιογεωγραφική / τεκτονική απεικόνιση της εξέλιξης των Ελληνίδων από το κατώτερο Πλειόκαινο μέχρι το Τερτατογενές (Papanikolaou, 1981, τροποποιημένο) (46)

49 Πράγματι φαίνεται ότι τα ΒΔ διεύθυνσης ρήγματα στο νησί της Μήλου σχηματίστηκαν συγχρόνως με τη διάνοιξη της λεκάνης της Κρήτης, σε απάντηση στο ΒΑ εφελκυστικό καθεστώς που έλαβε χώρα στο δυτικό μέρος αυτής (Lyberis et al., 1981). Οι υπόλοιπες κύριες εφελκυστικές διευθύνσεις ήταν ΒΔ-ΝΑ για το ανατολικό τμήμα της λεκάνης της Κρήτης και Β-Ν για το κεντρικό τμήμα αυτής. Τέλος, εξαιτίας της ηπειρωτικής σύγκρουσης στο ΒΔ Αιγαίο και της υποβύθισης στο νότιο Αιγαίο, θεωρείται πιθανό πως η μετάβαση από την υποβύθιση στη σύγκρουση σχετίζεται με μια δεξιόστροφη περιστροφή της περιοχής στα νότια (Duermeijer et al., 1998,2000). Αρχίζοντας από το Πλειόκαινο (Σερραβάλιο) αυτή η νέα τεκτονική (νεοτεκτονική) κατάσταση η οποία είχε, όπως περιγράφηκε παραπάνω, έναν εφελκυστικό χαρακτήρα ΒΑ-ΝΔ διευθύνσεων, και διακόπηκε σύντομα μόνο από συμπιεστικά επεισόδια (Angelier et al., 1976,1979, Mascle et al., 1981), οδήγησε στη δημιουργία τεκτονικών ιζηματογενών πλατώ και λεκανών. Συνολικά, οι μεταβολές στο τεκτονικό καθεστώς με δύο εφελκυστικές φάσεις που διαχωρίστηκαν από μια συμπιεστική (Angelier et al., 1977), φαίνεται ότι επηρέασε άμεσα τόσο το ρυθμό με τον οποίο το μάγμα ανένηκε μέσω του ηπειρωτικού φλοιού όσο και τη σύσταση του μάγματος που έφτασε στην επιφάνεια. (47)

50 4.3 ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΑ ΚΕΝΤΡΑ ΚΑΙ ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΣΥΝΘΕΣΗ ΚΑΤΑ ΜΗΚΟΣ ΤΗΣ ΠΕΡΙΟΧΗΣ ΤΟΥ ΑΙΓΑΙΟΥ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΗ ΔΡΑΣΗ ΣΤΗΝ ΕΛΛΔΑ Στην περιοχή του Αιγαίου, η συνεχής υποβύθιση,προς τα βόρεια, της ωκεάνιας λιθόσφαιρας (McKenzie et al., 1970,1972, Papazachos and Comninakis 1971, Le Pichon and Angelier 1979, Dewey and Sengor 1979, Papazachos and Panagiotopoulos 1993, Papazachos et al., 1993,2000, Pavlakis et al., 1993) που διαρκεί μέχρι σήμερα, έδωσε μια σειρά από μαγματικά τόξα των οποίων οι ηλικίες γίνονται νεότερες προς τα δυτικά. Πράγματι, κατά τη διάρκεια του Τριτογενούς και του Τεταρτογενούς μια εκτενής ηφαιστειακή δραστηριότητα πραγματοποιήθηκε στην περιοχή του Αιγαίου η οποία, μέσω της μεταβλητής φύσης των προϊόντων και την κατανομή του χρόνου, αντανακλά την πολύπλοκη ιστορία της σύγκλισης μεταξύ της αφρικανικής και της ευρωπαϊκής πλάκας στην περιοχή της ανατολικής Μεσογείου (Fytikas et al., 1984,1986). Τρεις κύριες φάσεις ορογενετικής, κυρίως ασβεσταλκαλικής μαγματικής δραστηριότητας έχουν αναγνωριστεί και περιγραφεί (Fytikas et al., 1984,1986). Η τρίτη φάση άρχισε κατά τη διάρκεια του κατωτέρου Πλειοκαίνου σχηματίζοντας ένα ηφαιστειακό τόξο, μέχρι σήμερα ενεργό, στην περιοχή του νοτίου Αιγαίου, το επονομαζόμενο ενεργό ηφαιστειακό τόξο του νοτίου Αιγαίου. Η πετρολογία και η πετρογένεση των ηφαιστειακών πετρωμάτων του ηφαιστειακού τόξου το νοτίου Αιγαίου έχουν περιγραφεί από τους Fytikas et. Al., 1986, Mitropoulos et al., 1987 και Mitropoulos and Tarney (48)

51 4.3.2 ΤΟ ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΟ ΤΟΞΟ ΤΟΥ ΝΟΤΙΟΥ ΑΙΓΑΙΟΥ Σε τεκτονικά ενεργές καταστάσεις, η ηφαιστειότητα μπορεί γενικά να συσχετιστεί με την τήξη εξαιτίας της υποβύθισης μιας ένυδρης λιθόσφαιρας, είτε λόγω επέκτασης της ίδιας της λιθόσφαιρας η οποία οδηγεί σε μερική τήξη ως αποτέλεσμα αδιαβατικής αποσυμπίεσης. Στην περιοχή του Αιγαίου, όπου λαμβάνουν χώρα τόσο η υποβύθιση όσο και ο εφελκυσμός, που συνεχίζουν να πραγματοποιούνται ταυτόχρονα (Pe and Piper, 1972, Briqueu et al., 1986), η ηφαιστειότητα θεωρείται ότι είναι το αποτέλεσμα της τήξης που σχετίζεται με την υποβύθιση της αφρικανικής λιθόσφαιρας κάτω από την μικροπλάκα του Αιγαίου (Pe-Piper and Hatzipanagiotoy 1997). Το ηφαιστειακό τόξο του νοτίου Αιγαόυ είναι μία από τις πιο σημαντικές τεκτονικές δομές της περιοχης της Μεσογείου. Πρόκειται για μια ζώνη από ηφαιστειακά κέντρα τοποθετημένη πάνω σε μια αμφιθεατρικού σχήματος σεισμική ζώνη με που έχει μέγιστο βάθος στα 180 km, φορά βύθισης 35 o κατά μέσο όρο και ερμηνεύται ως αντιπροσωπευτική της κορυφής της υποβυθιζόμενης αφρικανικής πλάκας (Papazachos et al., 1973, Makropoulos and Burton, 1984, Hatzfeld et al., 1994, Giuchi et al., 1996, Papazachos et al., 2000) και αποτελείται από προϊόντα που κυμαίνονται από βασάλτες, ανδεσίτες, δακίτες έως ρυόλιθους στη σύσταση, ενώ ανήκουν όλα σε μια τυπική ασβεσταλκαλική μαγματική σειρά (Innocenti et al., 1981). Το ηφαιστειακό τόξο (Εικόνα ) εκτείνεται από τον κόλπο του Σαρωνικού στα δυτικά έως τη δυτική ακτή της Τουρκίας στα ανατολικά και περιλαμβάνει τα ηφαιστειακά κέντρα των (49)

52 ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΗ ΔΡΑΣΤΗΡΙΟΤΗΤΑ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΜΗΛΟΥ, ΕΚΠΑ 2018 περιοχών Σουσάκι, Αίγινα, Μέθανα, Πόρο, Μήλο, Σαντορίνη, Κω και Νίσυρο. Η κεντρική και ανατολική περιοχή του τόξου χαρακτηρίζεται από μεγάλα στρωματοηφαίστεια με δομές καλδέρας (Σαντορίνη, Κως, Νίσυρος) ενώ η δυτική πλευρά χαρακτηρίζεται κυρίως από μικρά και γενικά μονογενή, εκρηκτικά κέντρα. Η ηφαιστειακή δραστηριότητα άρχισε στο κατώτερο Πλειόκαινο (στα 4.7 Ma στην Αίγινα, Fytikas et al., 1984). Σύμφωνα με τους Papazachos and Panagiotopoulos 1993, η πιο έντονη ηφαιστειακή δραστηριότητα παρατηρείται στα ανατολικά ηφαιστειακά κέντρα του τόξου, δηλαδή Σαντορίνη, Νίσυρο συγκρινόμενη με τα δυτικά ηφαιστειακά κέντρα, δηλαδή Σουσάκι, Μέθανα και Μήλο αφού παρατηρείται ένας υψηλότερος ρυθμός εφελκυστικής παραμόρφωσης του φλοιού (26 mm/έτος) σε σχέση με το δυτικό τμήμα του (2 mm/έτος). Πέντε κανονικά ρήγματα με φορά B59 o και επονομαζόμενα από τα αντίστοιχα ηφαιστειακά κέντρα φαίνεται να ελέγχουν τόσο την κατανομή των ηφαιστειακών κέντρων όσο την ενδιάμεσου km βάθους σεισμικότητα κατά μήκος του τόξου. Αυτά τα σεισμικά χαρακτηριστικά ερμηνεύονται ως βαθιές λιθοσφαιρικές ρηξιγενείς ζώνες οι οποίες επέτρεψαν την προερχόμενη από το μανδύα μαγματική άνοδο. Τα υπάρχοντα δεδομένα υποδεικνύουν ότι η γεωμετρία της τάφρου οδηγεί σε τοπική παραμόρφωση και κατακερματισμό της υποβυθιζόμενης πλάκας ενώ η παραμόρφωση εντός της υποβυθιζόμενης πλάκας περιορίζεται στα όρια των τμημάτων. Η σύμπτωση του ενδιάμεσου βάθους σεισμικότητας και της ηφαιστειακής δραστηριότητας υποδεικνύει μια στενή σύνδεση μεταξύ των τεκτονικών χαρακτηριστικών εντός της (50)

53 υποβυθιζόμενης πλάκας και του ενεργού μαγματισμού πάνω από αυτή και υποδηλώνει ότι η γένεση του τήγματος συγκεντρώνεται σε ζώνες πάνω από εκείνα τα τμήματα της πλάκας που έχουν παραμορφωθεί έντονα και που πορώδη ρευστά από αντιδράσεις αφυδάτωσης επικεντρώνονται στο να απελευθερωθούν στη μανδυακή σφήνα μέσω υδραυλικής διάσπασης.πιστεύεται ότι αυτά τα ρήγματα είχαν μια κύρια επίδραση τόσο στον έλεγχο της κατανομής της υδροθερμικής δραστηριότητας του τόξου γενικότερα όσο και στο νησί της Μήλου πιο συγκεκριμένα. Εικόνα : Κανονικά ρήγματα φοράς Β59 και επονομαζόμενα από τα αντίστοιχα ηφαιστειακά κέντρα που είναι υπεύθυνα για την κατανομή των ηφαιστειακών κέντρων και την ενδιάμεσου βάθους σεισμικότητα κατά μήκος του τόξου (Friedrich et al., 2000). (51)

54 ΚΕΦΑΛΑΙΟ 5 ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΜΗΛΟΥ 5.1 ΓΕΝΙΚΕΣ ΠΛΗΡΟΦΟΡΙΕΣ Η Μήλος βρίσκεται στη ΝΔ άκρη των Κυκλάδων (Εικόνα 5.1.1) και είναι το πέμπτο σε μέγεθος νησί των Κυκλάδων, 120 km ανατολικά των ακτών της Λακωνίας. Από ανατολικά προς δυτικά έχει πλάτος 23 km, από βορρά προς νότο 13 km, και η επιφάνειά της εκτιμάται στα 151 km 2. Έχει σχήμα πεταλιού, σχηματίζοντας μεγάλο κόλπο. Το υψηλότερο βουνό είναι ο Προφήτης Ηλίας (751 m) και ακολουθεί το Χονδρό Βουνό (636 m) στο δυτικό τμήμα του νησιού. Εικόνα 5.1.1: Γεωγραφική θέση της νήσου Μήλου (52)

55 Η Μήλος περιλαμβάνει πληθώρα επιθερμικών κοιτασμάτων (π.χ. το κοίτασμα στις περιοχές Προφήτη Ηλία Χονδρό Βουνό Pb Zn Ag Au Te Cu, το κοίτασμα στις περιοχές Τριάδες Γαλανά Αγαθιά Κονδαρός Pb Zn Ag Bi W Mo±Cu Au και το κοίτασμα στις περιοχές Κατσιμούτης Κονδαρός Βάνη Pb Zn Ag Mn) ηλικιών από Κατώτερο Πλειόκαινο μέχρι Ανώτερο Πλειστόκαινο. Τα κοιτάσματα αυτά βρίσκονται σε ηφαιστειακά πετρώματα της ασβεσταλκαλικής σειράς, τα οποία τοποθετήθηκαν ως αποτέλεσμα τριών μαγματικών επεισοδίων που προκλήθηκαν σε ένα αναδυόμενο ηφαιστειακό οικοδόμημα: μετατροπή υποθαλάσσιων ρυολιθικών σε ρυοδακιτικούς κρυπτοδόμους ηλικίας 2.7 Ma (περιοχή Προφήτης Ηλίας-Χονδρό Βουνό), στη συνέχεια μετατροπή υποθαλάσσιων σε υποαέριους ανδεσίτες, ενώ αυτοί με τη σειρά τους μετατράπηκαν σε δακιτικούς δόμους με ηλικία από 2.2 έως 1.5 Ma (περιοχή Τριάδων-Γαλανά- Κονδαρός-Κατσιμούτη-Βάνη). Επίσης, στην ευρύτερη περιοχή της Μήλου τα περισσότερα ηφαιστειακά πετρώματα έχουν υποστεί προχωρημένη αργιλική εξαλλοίωση, όπως επίσης και αργιλικού, σερικιτικού και προπυλιτικού τύπου εξαλλοιώσεις. Τα εξαλλοιωμένα πετρώματα αποτελούνται ως επί το πλείστον από γαληνίτη, χαλκοπυρίτη, είναι φτωχά σε Fe-σφαλερίτη, ενώ περιέχουν άφθονο βαρίτη, αδουλάριο, σερικίτη και είναι ακόμη φτωχά σε ασβεστίτη, ορυκτολογία που όταν βρεθούν κοιτάσματα μέσα σε αυτά τα πετρώματα, παραπέμπει σε μέσης θείωσης επιθερμικού τύπου κοιτάσματα. Το νησί της Μήλου, το οποίο βρίσκεται στο νότιο Αιγαίο, είναι τμήμα της Αττικο-κυκλαδικής ζώνης. Η ζώνη αυτή (53)

56 περιλαμβάνει πληθώρα υδροθερμικών αποθέσεων και σχηματισμών, όπως είναι πετρώματα τύπου σκαρν, μεταμορφωσιγενή πετρώματα καθώς και πετρώματα με επιθερμικού τύπου κοιτάσματα,ιδίως στις περιοχές του Λαυρίου στην Αττική, Εύβοια, Σίφνο, Μύκονο, Τήνο και Κύθνο (Bonsall et al., 2011; Skarpelis 2002; Tombros et al., 2007; Voudouris et al., 2011). Η Μήλος είναι μία από τις πιο υδροθερμικά εξαλλοιωμένες περιοχές στη θάλασσα του Αιγαίου, περιλαμβάνοντας οικονομικά πληθώρα τόσο μεταλλικών και μη-μεταλλικών ορυκτών, με αναφερόμενη εκμετάλλευση ήδη από την αρχαιότητα (Plimer, 2000). Το 1987, η μεταλλευτική εταιρεία Niugini ανέφερε πως η Μήλος είναι μια από τις πιο αξιόλογες περιοχές για επιθερμικού τύπου κοιτασμάτων αξιοποίηση. Η εταιρεία αξιοποίησης μεταλλευμάτων αργύρου και βαρύτη (S&B) άρχισε να εξερενά για χρυσό και άργυρο (Ag-Au) και ενισχύθηκε από τη Γεωλογική Υπηρεσία της Γαλλίας (B.R.G.M.). To 1994, η εταιρεία S&B σε συνεργασία με τις εταιρείες Renison Goldfields-RGC και Niugini Mining Company ανακάλυψε το επιθερμικού τύπου κοίτασμα Προφήτης Ηλίας-Χονδρό Βουνό. Η υδροθερμική δραστηριότητα που οδήγησε στον σχηματισμό κοιτασμάτων αξιοποιήσιμων για μέταλλα στη Μήλο ήταν το θέμα πολλών ορυκτολογικών και γεωχημικών μελετών, με αξιοποίηση κοιτασμάτων πλούσιων σε μέταλλα στη δυτική Μήλο (όπως το κοίτασμα Au-Ag Χονδρό Βουνό-Προφήτης Ηλίας και οι αποθέσεις Pb-Zn-Ag-Ba στις περιοχές Τριάδες- Γαλανά), τα οποία ταξινομήθηκαν είτε ως τύπου Kuroko (Hauck, 1988; Vavelidis and Melfos, 1997, 1998), θαλάσσιου νερού επιθερμικού τύπου (Kilias et al., 2001; Liakopoulos et al., 2001, Marschik et al., 2010), ρηχού υποθαλάσσιου (54)

57 επιθερμικού τύπου (Alfieris, 2006, Alfieris and Voudouris, 2006, 2007; Stewart and McPhie, 2003) είτε ως υβρικού ηφαιστειογενούς προέλευσης συμαγή θειούχα κοιτάσματα (VMS)-επιθερμικού τύπου (Naden et al., 2005). Στο ανατολικό τμήμα του νησιού υπάρχουν φρεατομαγματικοί κρατήρες, θερμά νερά καθώς και σημεία εξόδου ατμών θερμοκρασιών μεγαλύτερων των 115 C τόσο στη ξηρά όσο και στις ακτές του νησιού, ενδεικτικές της έντονης ενεργής γεωθερμικής δραστηριότητας (Cronan and Varnavas, 1999; Dando et al., 1995; Fytikas, 1989; Fytikas and Marinelli, 1976; Fytikas et al., 1986, Fytikas et al., 1989; Stüben and Glasby, 1999; Valsami-Jones et al., 2005; Wu et al., 2012). Η Μήλος είναι ένα από τα λίγα μέρη στον κόσμο όπου σε μικρά βάθη έχουμε υδροθερμικές φλέβες (Dando et al., 1999, 2000; Fitzsimons et al., 1997). Το ενεργό υποθαλάσσιο υδροθερμικό σύστημα στην ακτή της περιοχής Παλαιοχώρι (ακτή στο ΝΔ τμήμα της Μήλου) εκλύει αέριο και άλμη από τον πυθμένα της θάλασσας σε ένα βάθος 10 μέτρων και σε θερμοκρασίες υψηλότερες των 90 C. Γεωτρήσεις γεωθερμικού ενδιαφέροντος που έλαβαν χώρα τη δεκαετία του 70 και του 80 από την Ελληνική Δημόσια Εταιρεία Ενέργειας (PPC) έδειξαν την παρουσία μιας υψηλής ενθαλπίας γεωθερμικό σύστημα χαρακτηριζόμενη από δύο σταδίων κυκλοφορία: α) έναν υψηλής θερμοκρασίας ( C), αλατώδη ταμιευτήρα βάθους 1-2 χιλιομέτρων με περιεκτικότητα σε Cl >2.5 φορές από αυτή του θαλασσινού νερού (περίπου 9% wt.%) και β)έναν χαμηλής θερμοκρασίας (<248 C), ρηχό ταμιευτήρα ευρισκόμενο σε βάθος 500 μέτρων (55)

58 κάτω από την επιφάνεια της θάλασσας (Naden et al., 2005; Wu et al., 2012). Το φαινόμενο του βρασμού που υφίσταται στην κορυφή του μεγάλου βάθους ταμιευτήρα σχηματίζει χαμηλού- Cl, σαν ένα είδος ατμού, ρευστά και υπολειπόμενες υψηλού-cl άλμες. Και οι δύο ταμιευτήρες συνεισφέρουν στα ρευστά που κυκλοφορούν στα ανοίγματα όπου λαμβάνει χώρα υδροθερμική δραστηριότητα, τα οποία ανατροφοδοτήθηκαν από το ρηχό καταδυόμενο σύστημα στην ακτή του Παλαιοχωρίου (ValsamI-Jones et al., 2005; Wu et al., 2011, 2012). Τα ρευστά που φέρουν αεριούχα χαρακτηριστικά αναβλύζουν κατευθείαν οδηγώντας στην δημιουργία, κοντά στο χαμηλό ph του θαλασσινού νερού και περιεκτικότητας σε Cl, εκλύσεων, ενώ τα αλατούχα ρευστά μεταναστεύουν σε διαφορετικές κατευθύνσεις και επηρεάζονται από την ανάμιξη με θαλασσινό νερό σχηματίζοντας τα ποικίλα, υποθαλάσσια, φέροντα χαρακτηριστικά άλμης, ρευστά (Wu et al., 2011, 2012). Ένας τρίτος τύπος με ανοίγματα όπου ρέουν υδροθερμικά ρευστά στην ακτή της περιοχής Παλαιοχώρι, τα φέροντα χαρακτηριστικών θαλασσινού νερού ρευστά, πιθανώς προήλθαν από θέρμανση μικρής ροής θαλασσινού νερού και ίσως υπέστησαν βρασμό στο χαμηλού βάθους ταμιευτήρα χωρίς προϋπάρχουσες άλμες (Wu et al., 2011, 2012). Σταθερά και ραδιογενή ισότοπα ( 87 Sr/ 86 Sr και δd, δ 18 O) και οι λόγοι Br/Cl, I/Cl αποδεικνύουν ότι τα ρευστά και στους δύο ταμιευτήρες ήταν ένα μίγμα θαλασσινού νερού και υδροθερμικού ρευστού το οποίο προέρχεται από το θαλασσινό νερό αλλά έχει υποστεί εξαλλοίωση από αντίδραση ύδατος-πετρώματος (μεταμορφωμένου υποβάθρου), βρασμό και από διαχωρισμό ατμών/αλμών (Liakopoulos, 1987; Pflumio (56)

59 et al., 1991; Price et al., 2012; Wu et al., 2012). Σύμφωνα με τους Naden et al. (2005), τιμές των λόγων 87 Sr/ 86 Sr για τα νέα γεωθερμικά ρευστά, οι οποίες φθάνουν αυτές του θαλασσινού νερού ηλικίας κατωτέρου Πλειοκαίνου, υποδεικνύει μια πηγή θαλασσινού νερού σχετικά τροποποιημένη λόγω αντίδρασης με διάφορα πετρώματα. Επίσης, από σταθερά ισότοπα (δd vs. δ 18 O) αποδεικνύεται μια τριών συστατικών πηγή (θαλασσινό, μετεωρικό και μαγματικό νερό): οι τιμές των νερών παρουσιάζονται σε μια προεξέχουσα του μετεωρικού νερού γραμμή, και είναι ενδιάμεσες αυτών των αερίων του θαλασσινού νερού και του ηφαιστειακού τόξου (Liakopoulos, 1987; Naden et al., 2005; Pflumio et al., 1991). Σύμφωνα με τους Dotsika et al. (2009) η σχέση δ 2 H-δ 18 O-Cl- αποδεικνύει ότι τα γονικά υδροθερμικά ρευστά της Μήλου δημιουργήθηκαν από ανάμιξη θαλασσινού και ηφαιστειακού τόξου μαγματικού τύπου νερό, με ελάχιστη έως μηδαμινή συνεισφορά από τοπικά υπεδαφικά νερά και με πολύ υψηλό ποσοστό σε μαγματικά συστατικά, πολύ κοντά στο 70%. Ηφαιστειακό HCl απαεριωμένο από ρηχής προέλευσης μάγμα θα μπορούσε να είναι μια πιθανή πηγή Cl (Wu et al., 2012) ενώ προηγούμενα αποτελέσματα από λόγους 3 He/ 4 He υποδεικνύουν μια σημαντική συνεισφορά από He προερχόμενο από το μανδύα (Botz et al., 1996; Shimizu et al., 2005). Μεταλλοφόρα ιζήματα και δομές τύπου chimney όπου παρατηρείται ενεργή έκλυση σε μικρά βάθη (0-15 μέτρα) στην άμεση γειτονία των περιοχών της ακτής του Παλαιοχωρίου, αποτελούνται από σιδηροπυρίτη με συγκεντρώσεις As, μαρκασίτη, αυθιγενές S, βαρύτη, γύψο και ασβεστίτη (Cronan (57)

60 and Varnavas, 1999; Kati et al., 2003; Price et al., 2012; Stüben and Glasby, 1999). Σύμφωνα με τους Price et al., (2012) τα υδροθερμικά ρευστά που εκρέουν από την περιοχή του Παλαιοχωρίου (τόσο τα αλατούχα όσο και αυτά φέροντα χαρακτηριστικά αλμών) περιέχουν τα υψηλότερα ποσοστά σε As που έχουν αναφερθεί σε οποιοδήποτε υδροθερμικό σύστημα, συμπεριλαμβάνοντας ρευστά προερχόμενα από ανοίγματα εμφανίζοντα σε μεσοωκεάνιες ράχες καθώς και οπισθοτοξικές λεκάνες. Η εναπόθεση σουλφιδίων σε θερμοκρασίες των C και πάνω από το σημείο βρασμού στις εγκαταστάσεις γεωθερμικών περιοχών (Andritsos and Karabelas, 1991; Christanis and Seymour, 1995; Karabelas et al., 1989) όπως επίσης και ο εντοπισμός Ag και Au στον ταμιευτήρα που περιέχει άλμες (Liakopoulos, 1987), αποδεικνύουν ότι στην περιοχή του νέου γεωθερμικού συστήματος, λαμβάνουν χώρα ενεργές, επιθερμικού τύπου μεταλλογενετικές, διεργασίες. 5.2 Περιφερειακή γεωλογία Η Μήλος αποτελεί τμήμα του κυανοσχιστολίθου των Κυκλάδων της Αττικο-Κυκλαδικής ζώνης, ένα πολυμεταμορφικό τεκτονοστρωματογραφκό πεδίο του Αλπικού ορογενούς των Ελληνίδων. Βρίσκεται τοποθετημένη στο κεντρικό τμήμα του κατωτέρου Πλειοκαίνου έως σήμερα, του Ενεργού Ηφαιστειακού Τόξου του Νοτίου Αιγαίου, το οποίο περιλαμβάνει μια ζώνη ασβεσταλκαλικών ηφαιστειακών κέντρων (Σουσάκι, Αίγινα, Μέθανα, Πόρος, Μήλος, Σαντορίνη, Κως και Νίσυρος) με κυρίαρχα πετρώματα τους βασάλτες, ανδεσίτες, δακίτες και ρυολίθους (Fytikas et al., 1986). Ύστερα από το κλείσιμο του ωκεανού του Βαρδάρη, (58)

61 η σύμπτυξη και η συν-ορογενετική εκταφή πετρωμάτων υψηλής πίεσης-χαμηλής θερμοκρασίας έλαβε χώρα, κατά τη διάρκεια του κατωτέρου Κρητιδικού-Ηωκαίνου, πριν από την επιτάχυνση της υποβύθισης της πλάκας που άλλαξε το καθεστώς της υποβύθισης και προκάλεσε την κατάρρευση της ζώνης των Ελληνίδων και τη λέπτυνση του φλοιού της θάλασσας του Αιγαίου από το μέσο Ηώκαινο/ανώτερο Κρητιδικό έως σήμερα (Jolivet and Brun, 2010). Κατά τη διάρκεια αυτού του μετα-ορογενετικού εφελκυστικού επεισοδίου, δημιουργήθηκαν μεγάλης κλίμακας ρήγματα εφελκυστικής αποκόλλησης που οδήγησαν στην εκταφή συμπλεγμάτων μεταμορφικού πυρήνα σε καθεστώς οπισθοτόξου (π.χ. συμπλέγματα πυρήνων Κυκλάδων και Ροδόπης). Ο Τριτογενούς έως Τεταρτογενούς ηλικίας μαγματισμός στην περιοχή του Αιγαίου έλαβε χώρα σε ένα καθεστώς μετά τη σύγκρουση πίσω από την ελληνική ζώνη υποβύθισης (Pe-Piper and Piper, 2002). Οι Jolivet and Brun (2010), βασίστηκαν στην υπόθεση ότι η υποβύθιση της Αφρικανικής πλάκας κάτω από την Ευρωπαϊκή πλάκα ενεργοποιήθηκε καθ όλη τη διάρκεια του μεγαλύτερου μέρους του Μεσοζωϊκού και όλου του Καινοζωϊκού, με κυρίαρχους μηχανισμούς που έλεγχαν τόσο τη συν-ορογενετική εκταφή των πετρωμάτων μέσα στο όλο σύστημα της υποβύθισης και την μετα-ορογενετική εκταφή σε εφελκυστικούς μεταμορφικούς δόμους σε καθεστώς οπισθοτόξου κατά τη διάρκεια της υποχώρησης της πλάκας. Στην Αττικο-Κυκλαδική Κρυσταλλική ζώνη, μεταμόρφωση εκλογιτικής σε κυανοσχιστολιθική φάση (~53Ma) σε θερμοκρασίες C και σε πιέσεις kbar (59)

62 ακολουθήθηκε από πρασινοσχιστολιθικής σε αμφιβολιτική φάση μεταμόρφωση (>30-12 Ma) και εφελκυστική παραμόρφωση (23 και 19 Ma) (Gautier and Brun, 1994; Jolivet et al., 2010, Lister et al., 1984; Ring et al., 2010). Τρεις κύριες τεκτονομεταμορφικές ζώνες, διαχωριζόμενες από επωθητικά ή/και κανονικά ρήγματα, έχουν διακριθεί: η βασική, η κυκλαδική κυανοσχιστολιθική και η ανώτερη (Jolivet and Brun 2010; Papanikolaou, 1987; Ring et al., 2010). Η βασική ενότητα αποτελείται από Μεσοζωϊκά έως Ηωκαινικά μετα-ανθρακικά τύπου πλατφόρμας πετρώματα και εκτίθεται με τη μορφή τεκτονικών παραθύρων στην χερσόνησο της Αττικής και στα νησιά της Τήνου και Εύβοιας. Η υπερκείμενη κυκλαδική κυανοσχιστολιθική ενότητα αποτελείται από Μεσοζωϊκές μάργες, μετα-πηλίτες και μετα-ηφαιστειακά πετρώματα και τοπικά παρεμβάλλεται ένα ερκίνειο ανατηκτικό υπόβαθρο. Η κυκλαδική κυανοσχιστολιθικού τύπου ενότητα υπόκειται από την ανώτερη ενότητα, η οποία είναι ένα, από καθόλου έως χαμηλού βαθμού μεταμόρφωσης, κάλυμμα αποτελούμενο από ποικίλες ακολουθίες Περμικής έως Τριτογενούς ηλικίας ιζημάτων, Ιουρασικούς έως Κρητιδικούς οφιολίθους, και χαμηλού έως μέσου βαθμού μεταμόρφωσης μεταμορφωμένα πετρώματα. Ο εφελκυσμός του Μειοκαίνου στη θάλασσα του Αιγαίου συνοδεύτηκε από εγχύσεις και εκχύσεις μαγματικών πετρωμάτων στα ανώτερα στρώματα του φλοιού (Altherr and Siebel, 2002). (60)

63 5.3 ΓΕΩΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΘΕΣΗ Η Μήλος βρίσκεται στο κεντρικό τμήμα του επονομαζόμενου ενεργού ηφαιστειακού τόξου του νοτίου Αιγαίου (Εικόνα 5.3.1) και γεωτεκτονικά ανήκει στην κεντρική-δυτική κρυτσαλλική ακολουθία του Αιγαίου, γνωστή ως Αττικο-κυκλαδική ενότητα (massif) ή μέση κρυσταλλική ζώνη του Αιγαίου, που εκτείνεται από τα ανατολικά στην ενότητα Menteres έως τα δυτικά στην Πελαγονική ενότητα. Εικόνα 5.3.1: Το ενεργό ηφαιστειακό τόξο του νοτίου Αιγαίου (Duermeijer et al., 1998). Τέσσερις κύριες διευθύνσεις ρηγμάτων έχουν αναγνωριστεί στο νησί της Μήλου: 1)η ΒΔ-ΝΑ, που κυρίως επέδρασε και τεκτονικά καθόρισε το (61)

64 μεταμορφικό υπόβαθρο. Αυτή η διεύθυνση είναι παράλληλη στο ηφαιστειακό τόξο του νοτίου Αιγαίου (εφελκυστικό ρήγμα παράλληλο στο τόξο) και είναι η κύρια κατεύθυνση της περιθωριακής ρηγματογόνου ζώνης των νεογενών λεκανών στις δυτικές Κυκλάδες και στο ΝΔ Πελοπόννησο (Mariolakos and Papanikolaou, 1981), παρ όλα αυτά η κατεύθυνση αντιστοιχεί στην αλπική ορογένεση. Αυτή η κατεύθυνση επίσης περιλαμβάνει τη μεγάλη τάφρο του κόλπου της Μήλου, την πρόσφατη ηφαιστειακή δραστηριότητα στις περιοχές Τράχηλα και Φυριπλάκα (ανατολική Μήλος) και το αντίστοιχο κέρας της περιοχής Προφήτης Ηλίας-Χονδρό Βουνό (δυτική Μήλος). Πιθανότατα, τα ρήγματα του υποβάθρου, τα οποία ήταν παράλληλα στη ζώνη υποβύθισης, να σχηματίστηκαν ως απότομα βαθειά οριζοντιολισθητικά ρήγματα. 2)η Α-Δ, η οποία θεωρείται ότι είναι το αποτέλεσμα δύο χρονολογικά διαφορετικών διαδικασιών. Η παλαιότερη εκ των δύο, η οποία έλαβε χώρα πριν την έναρξη της ηφαιστειακής δραστηριότητας στο νησί, και η οποία σχετίζεται με εκείνες τις σειρές της τεκτονικής δραστηριότητας που επηρέασαν το υπόβαθρο και μια επικείμενη η οποία αντιστοιχεί στην επαναδραστηριοποίηση της προηγούμενης διαδικασίας και που σχετίζεται με την τοποθέτηση των υπερκείμενων σειρών. Η νεότερη χρονολογικά, αντιστοιχεί στην ορογενετική φάση Valachian που πραγματοποιήθηκε κατά τη διάρκεια του Τεταρτογενούς. Αυτή η τεκτονική φάση αφορούσε όλο το ηφαιστειακό τόξο του νοτίου Αιγαίου κατά το Τεταρτογενές και χαρακτηρίζεται από μεγάλα μπλοκ ρηγματομένων δομών. Σε αυτή την τεκτονική φορά ανήκει η τάφρος Αμμουδαράκι- Ντασίφνος-Πλακωτά-Ριβάρι στο κεντρικό τμήμα της Μήλου. Αυτο το σετ ρηγμάτων επηρέασε όλους τους τύπους (62)

65 πετρωμάτων της Μήλου. 3)η Β-Ν, που επηρέασε τόσο το μεταμορφωμένο υπόβαθρο όσο και τον υπερκείμενο μαγματικό σωρό (εφελκυστικά κανονικά ρήγματα στο τόξο). Θεωρείται ότι η φορά αυτή είναι υπεύθυνη για την άνοδο του μάγματος σε μικρά βάθη ή/και στην επιφάνεια (Fytikas et al., 1986) και έτσι υπεύθυνη για την τοποθέτηση μερικών από τους δόμους στη δυτική Μήλο κατά μήκος αυτής της κατεύθυνσης. Επίσης, θεωρείται ότι αυτή η φορά των ρηγμάτων έχει έναν εφελκυστικό χαρακτήρα και σχετίζεται με την Α-Δ διεύθυνση του μαγματικού τόξου. Οι Β-Ν δομές των τάφρων και των κεράτων στη Μήλο προέρχονται από μικρότερη επέκταση σε σχέση με αυτές στα ΒΔ-ΝΑ και Α-Δ, και περιλαμβάνουν την τάφρο στη Ζεφυρία (ανατολική Μήλος), το κέρας της Χαλέπας (κεντρικό τμήμα της νότιας Μήλου) και ένα μικρό κέρας που αποκαλύπτει πετρώματα του υποβάθρου ανατολικά από το βουνό του Προφήτη Ηλιά (δυτική Μήλος). 4)η ΒΑ-ΝΔ, η οποία είναι περίπου κανονική ως προς τον άξονα του εξωτερικού (νοτίου) ιζηματογενούς τόξου (το οποίο αποτελεί το συνδετικό κρίκο ανάμεσα στις Δειναρικές Άλπεις και στις τουρκικές Ταυρίδες). Αυτή είναι επίσης η φορά για τα κύρια γεωμορφολογικά γνωρίσματα του νησιού, όπως οι ισοϋψείς της γεωφυσικής ανωμαλίας Bouguer (Tsokas et al., 1996), όπως επίσης και των γραμμικών συμπλεγμάτων με φορά B59 A και των περιλαμβανομένων ηφαιστειακών κέντρων (ηφαίστεια, πεδία με φουμαρόλες και σολφατάρες) και των επικέντρων των αβαθών και ενδιάμεσου μεγέθους δυνατών σεισμών (Papazachos and Panagiotopoulos, 1993). Οι τοποθεσίες των επικέντρων των σεισμών υποδεικνύουν ότι οι (63)

66 ίδιες οριζοντιολισθητικές δομές διευκόλυναν την πλάγια σύγκλιση μέσω επαναδραστηριοποίσης κατά τη διάρκεια διαδοχικών σεισμών. Επίσης, γενικά σχετίζεται με εφελκυστικές / διαστέλλουσες ρωγμές και τα συνδεόμενα με αυτές ρήγματα κυρίως στη δυτική Μήλο. 5.4 ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΗ ΔΡΑΣΤΗΡΙΟΤΗΤΑ Η εκτεταμένη ηφαιστειακή δραστηριότητα στην περιοχή της Μήλου άρχισε στο μέσο έως ανώτερο Πλειόκαινο ως επακόλουθο της υποβύθισης, με φορά προς το βορρά, της αφρικανικής πλάκας κάτω από τη μικροπλάκα του Αιγαίου (Fytikas et al., 1984). Η υποβύθιση άρχισε στο μέσο Μειόκαινο (Le Pichon and Angelier, 1981), και η οποία είναι υπεύθυνη για τον σχηματισμό του ανδεσιτικού μάγματος, μάγμα το οποίο είναι υπεύθυνο για την ηφαιστειακή δραστηριότητα που έλαβε χώρα στο ενεργό ηφαιστειακό τόξο του νοτίου Αιγαίου και η οποία μετέβει από τον Σαρωνικό κόλπο στα δυτικά, μέσω του νησιωτικού συμπλέγματος της Μήλου, στο νησί της Νισύρου στα ανατολικά. Νεοτεκτονικές και γεωφυσικές πληροφορίες (Le Pichon and Angelier, 1981) σε συνδυασμό με ηφαιστειολογικά, πετρογενετικά και γεωχημικά στοιχεία (Fyitkas et al., 1984), οδηγούν στο συμπέρασμα ότι στο κεντρικό και ανατολικό τμήμα του ηφαιστειακόυ τόξου του νοτίου Αιγαίου, π.χ. στη Μήλο, ένα ισχυρό εντατικό τεκτονικό καθεστώς επέτρεψε στο μάγμα να ανέλθει και να σχηματίσει μεγάλους μαγματικούς θαλάμους κοντά στην επιφάνεια. Αξίζει να σημειωθεί πως η αναπαράσταση των ηφαιστειακών φαινομένων που έλαβαν χώρα στην περιοχή της Μήλου είναι ιδιαίτερα δύσκολη λόγω της πολυπλοκότητας αυτής, λόγω (64)

67 των έντονων τεκνονικών γεγονότων και της βαθειάς υδροθερμικής μεταμόρφωσης των ηφαιστιτών. Μια μικρή αποτύπωση της προαναφερθείσας ηφαιστειακής δράσης έλαβε χώρα τοπικά μέσα από συνδυασμό στρωματογραφικών συσχετίσεων μαζί με παλεοντολογικά και κυρίως γεωχρονολογικά δεδομένα. 5.5 ΓΕΩΛΟΓΙΚΕΣ ΑΚΟΛΟΥΘΙΕΣ Το νησί της Μήλου (Εικόνα 5.6.1) περιλαμβάνει τέσσερις κύριες γεωλογικές ενότητες / ακολουθίες (το μεταμορφικό υπόβαθρο, την ιζηματογενή ακολουθία του Νεογενούς, την ηφαιστειακή ακολουθία και το κάλυμμα των αλλούβιων) οι οποίες διακρίθηκαν πρώτα από τον Sonder et al., 1924 και ύστερα από τον Fytikas et al., 1977,1986. Πρόσφατα, οι Stewart and McPhie, 2005, έδωσαν μια νέα προσέγγιση σχτικά με τις ηφαιστειακές διαδικασίες, βασιζόμενες σε πέντε τύπους ηφαιστείων. Μεταμορφωμένο υπόβαθρο Μόνο περιορισμένα διάσπαρτα μέρη μεταμορφωμένων πετρωμάτων εμφανίζονται στο ΝΔ, Ν και ΝΑ τμήμα του νησιού. Αποτελούνται από λωζονιτικούς-ιαδεϊτικούς εκλογίτες, λωζονιτικούς εκλογίτες, γλαυκοφανιτικούς σχιστολίθους, χαλαζιακούς-μοσχοβιτικούς-χλωριτικούς και χλωριτικούςαμφιβολιτικούς σχιστολίθους (Fytikas and Marinelli 1976, Kornprobst et al., 1979, Fytikas et al., 1986) καθώς και άφθονες μεσοθερμικές χαλαζιακές φλέβες. (65)

68 ΗΦΑΙΣΤΕΙΑΚΗ ΔΡΑΣΤΗΡΙΟΤΗΤΑ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΜΗΛΟΥ, ΕΚΠΑ 2018 Εικόνα 5.6.1: Απλοποιημένος γεωλογικός χάρτης της νήσου Μήλου που απεικονίζει την κατανομή των κύριων ηφαιστειακών φάσεων και τις μεταμορφωμένες, ιζηματογενείς ενότητες καθώς και τα μέχρι τώρα γεωχρονολογικά δεδομένα (Fytikas et al., 1986). Νεογενής ιζηματογενής ακολουθία Αυτή η ακολουθία αναπαριστά τα παλαιότερα προορογενετικά αυτόχθονα ιζήματα της περιοχής των Κυκλάδων (ανώτερο Μειόκαινο (Μεσσήνιο) έως κατώτερο Πλειόκαινο) (Fytikas et al., 1977, Altherr et al., 1981, Fytikas et al., 1986) και (66)

69 μπορεί να περιγραφεί ως ακολουθία με δύο μέρη. Το κατώτερο μέρος (πάνω από 30 m πάχος) αποτελείται από δύο βασικούς ορίζοντες κροκαλοπαγών (υπό αέρια κόκκινα στρώματα ιζημάτων), αποτελούμενα κυρίως από μεταμορφικές χαλαζιακές κροκάλες από το υπόβαθρο, μεταξύ των οποίων παρεμβάλλεται ένας γκρι ασβεστολιθικός ορίζοντας. Ελάχιστα στρώματα γύψου βρίσκονται διασκορπισμένα τοπικά στην περιοχή του Προβατά (νότια Μήλος). Το ανώτερο τμήμα αποτελείται από μια αβαθή θαλάσσια ανθρακική ακολουθία (ασβεστόλιθοι, μόνο μαργαϊκοί και αμμώδεις στη βάση), ελαφρά πτυχωμένοι με ένα μεταβλητό πάχος πάνω από τα 150 m. Οι ανώτεροι ασβεστόλιθοι με τη σειρά τους καλύπτονται από έναν ελαφρύ καφέ έως μαύρο ψαμμίτη και μια αμμώδη δολομιτική ακολουθία η οποία εμφανίζεται να έχει σχηματιστεί σε ένα εβαποριτικό περιβάλλον. Το συνολικό πάχος της ακολουθίας θεωρείται ότι είναι της τάξης των 185 m. Ηφαιστειακή ακολουθία Τα ηφαιστειακά πετρώματα καταλαμβάνουν περισσότερο από το 70% των σχηματισμών που βρίσκονται διάσπαρτοι στο νησί (Fytikas et al., 1977,1986). Η ηφαιστειότητα άρχισε κατά τη διάρκεια του κατώτερου έως μέσου Πλειοκαίνου όπως υποδεικνύεται από γεωλογικές-στρωματογραφικές παρατηρήσεις (παρεμβαλλόμενοι τόφφοι μέσα σε νεογενείς ιζηματογενείς σειρές) που χρονολογήθηκαν από τον Fytikas et al., 1977, και έδωσαν ηλικία ανώτερο Μειόκαινο-κατώτερο Πλειόκαινο. Αυτές οι μετρήσεις σε συνδυασμό με άλλες ραδιομετρικές ηλικίες (Fytikas et al., 1977,1986, Angelier et al., 1977, Cantagrel and Vilminot, 1977, Bigazzi and Radi, 1981 (67)

70 Stewart and McPhie, 2005) καθώς και παλαιομαγνητικών δεδομένων (Kondopoulou and Pavlides, 1990), υποδεικνύουν ότι η ακολουθία των ηφαιστειακών πετρωμάτων μπορεί να υποδιαιρεθεί σε τέσσερις κύριες φάσεις μεταξύ του μέσου έως ανωτέρου Πλειοκαίνου (3.5 Ma) και Πλειστοκαίνου (0.08 Ma). Η περιγραφή σχετικά με τη γενική γεωλογία του νησιού της Μήλου που ακολουθεί, βασίζεται κυρίως στο σχήμα που δημιουργήθηκε από τον Fytikas et al., 1986, ενώ τροποποιήσεις όπως επίσης και νέα δεδομένα σχετικά με την ηφαιστειότητα της Μήλου από τους Stewart McPhie 2005, αναφέρονται. Στην Εικόνα 5.6.1, όπως τροποποιήθηκε από τον Fytikas et al., 1986, αναφέρονται όλα τα διαθέσιμα γεωχρονολογικά δεδομένα από τη βιβλιογραφία (Fytikas et al., 1977,1986, Angelier et al., 1977, Cantagrel and Vilminot, 1977, Bigazzi and Radi, 1981, Stewart and McPhie, 2005, Kondopoulou and Pavlides, 1990), ώστε να ενσωματωθούν και να τοποθετηθούν οι ποικίλλοι ηφαιστειακοί / ηφαιστειο-ιζηματογενείς σχηματισμοί τη περιοχής της Μήλου στις ποικίλλες γεωλογικές / γεωχρονολογικές περιόδους. Σειρές Πλειοκαίνου Περιλαμβάνουν όξινους πυροκλαστικούς σχηματισμούς ακολουθούμενους από διεισδυτικά υπο-ηφαιστειακά συμπλέγματα και συμπλέγματα από ροές δόμων. (68)

71 Φάση I Το πρώτο ηφαιστειακό επεισόδιο (μέσο έως ανώτερο Πλειόκαινο Ma) οδήγησε στον σχηματισμό μιας παχιάς (>120m) σειράς από φελσικές υποθαλάσσιες ενότητες που περιλαμβάνουν ροές κίσσηρης, τόφφους και πυροκλαστικές ροές πλούσιες σε κίσσηρη, με τοπικά υποκείμενα διεισδυτικά υποηφαιστειακά σώματα, λάβες ή/και υαλοκλαστίτες με τα οποία κλείνει η ακολουθία (Fytikas et al., 1986). Επίσης, θεωρείται ότι η προαναφερθείσα ακολουθία (οι βασικές πυροκλαστικές σειρές από τον Fytikas et al., 1986, οι μεγάλοι υποθαλάσσιοι φελσικοί κρυπτοδομικοί-κισσηρώδεις ηφαιστειακοί κώνοι από τους Stewart and McPhie, 2005,) αποτελούν προϊόντα από εκρήξεις που προέρχονται από φλεβικά / ηφαιστειακά κέντρα (Stewart and McPhie, 2005), τα οποία σήμερα εμφανίζονται τμηματικά κατά τόπους και καταλαμβάνονται από τα ποικίλλα συμπλέγματα των υποηφαιστειακών σωμάτων / δόμων που βρίσκονται στο νησί (Εικόνα 5.6.1). Υποφάση I-II Μεταξύ του τέλους της προηγούμενης κυρίως εκρηκτικής, εν μέρει διεισδυτικής φάσης (ανώτερο Πλειόκαινο 3.0 Ma) και της έναρξης της επακόλουθης εκχυτικής φάσης (Φάση II), των ενδιάμεσων έως όξινων υποηφαιστειακών προϊόντων σε υποθαλάσσιο και εν μέρει υποαέριο περιβάλλον (ανώτερο Πλειόκαινο 2.7 Ma), και εξαιτίας τεκτονικών διεργασιών, προσδιορίστηκε η διάνοιξη, με διεύθυνση Α-Δ, ενός τεκτονικού κέρατος εμπλουτισμένο με ηφαιστειο-ιζηματογενή προϊόντα. (69)

72 Φάση II Μια φάση από υποθαλάσσια ηφαιστειακή δραστηριότητα (ανώτερο Πλειόκαινο έως κατώτερο-μέσο Πλειστόκαινο Ma) χαρακτηρίζεται από την τοποθέτηση δόμων, ηφαιστειακών προϊόντων που σχηματίστηκαν από την στερεοποίηση του μάγματος μέσα σε φλέβες (plugs) και ροών λάβας (σύμπλεγμα από ροές λάβας και δόμων από τον Fytikas et al.,1986 και υποθαλάσσιες εκχυτικές και διεισδυτικές λάβες και δόμοι από δακίτες / ανδεσίτες από τους Stewart and McPhie, 2005) κατά μήκος ενός συστήματος από BBA-NNΔ διεύθυνσης ρήγματα και δευτερευόντως κατά μήκος ΒΔ-ΝΑ έως Α-Δ κατευθύνσεων (Fytikas et al., 1986). Η εκχυτική δραστηριότητα συνοδεύτηκε τοπικά από εκρηκτικά επεισόδια από τους ίδιους τους δόμους, που τοπικά παρήγαγαν στρωματώδεις κισσηρώδεις τοφφικούς κώνους (τοφφικοί κώνοι με κορυφή από δόμους) ή/και πυροκλαστικές ροές και λατυποπαγή σε υποθαλάσσιο και εν μέρει υποαέριο περιβάλλον. Μεταβατικές κατω-μεσο Πλειστοκαινικές σειρές Κατά τη διάρκεια αυτής της περιόδου (κατώτερο-μέσο Πλειστόκαινο) και πιθανότατα περίπου στα 1.4 Ma, εξαιτίας ενός συνδυαστικού γεγονότος από τεκτονισμό και τοποθέτηση υποηφαιστειακών προϊότων από την ηφαιστειακή δραστηριότητα της Φάσης II, η απόθεση των τοφφικών σειρών (ηφαιστειο-ιζηματογενείς σειρές) κατά μήκος μιας Α-Δ διεύθυνσης, που αρχικά έλαβε χώρα στη δυτική Μήλο (Υποφάση I-II) θα συνεχιστεί στην ανατολική Μήλο. Πέρα από αυτό το γεγονός, μπορεί να εξαχθεί το συμπέρασμα ότι κατά τη διάρκεια αυτής της περιόδου, υπήρξε ένας μικρός αριθμός (70)

73 από νησιά (αντίστοιχο των ποικίλλων τοποθετημένων υποηφαιστειακών σωμάτων), στο βόρειο τμήμα του παρόντος νησιού ενώ η νότια Μήλος ήταν μια ηπειρωτική περιοχή. Πλειστοκαινικές σειρές Περιλαμβάνουν όξινα πυροκλαστικά προϊόντα ακολουθούμενα από συμπλέγματα ροών δόμων κυρίως σε υποαέριο περιβάλλον. Φάση III Κατά τη διάρκεια του Πλειστοκαίνου ( Ma) το ανατολικό και ΒΑ τμήμα του νησιού καλύφθηκαν εν μέρει από μικρού βάθους θαλασσινό νερό (Fytikas et al., 1986). Σε ένα τέτοιο περιβάλλον αναπτύχθηκε μια έντονη πυροκλαστική δραστηριότητα σχετιζόμενη με ρυολιθικούς δόμους (πυροκλαστικές σειρές και δόμοι λάβας από τον Fytikas et al.,1986, ρυολιθικοί-κισσηρώδεις κώνοι ηφαιστείων / ρυολθικές λάβες συνοδευόμενες από φρεατική δραστηριότητα από τους Stewart and McPhie, 2005). Τα πυροκλαστικά προϊόντα βρίσκονται κυρίως διασκορπισμένα μεταξύ των περιοχών Πούντες και Πολλώνια (βόρειο-βα τμήμα του νησιού), και σχηματίστηκαν από διαφορετικές ροές στάχτης τοφφικών ενοτήτων με τοπικές παρεμβολές από τοφφίτες τοφφίτες, αποθέσεις κισσηρωδών ροών, ιζηματογενών σχηματισμών από ηφαιστειακή στάχτη, και παχιών αποθέσεων στάχτης πλούσιες σε διατομίτη (Fytikas et al., 1986). Τα ίδια πυροκλαστικά προϊόντα στην περιοχή της Φυλακωπής (βόρεια ακτή) είναι εν μέρει καλυμμένα και περνούν πλευρικά σε σχηματισμούς υαλοκλαστικών αποθέσεων, κύριως pillow λάβες με ανδεσιτική σύσταση (71)

74 (υαλοκλαστικοί σχηματισμοί Φυλακωπής απο τον Fytikas et al.,1986 και υποθαλάσσια φελσικά κισσηρώδη λατυποπαγή με παρεμβολές από παρόμοιας σύστασης κρυπτοδόμων από τους Stewart and McPhie, 2005). Στα εκχυτικά προϊόντα αποδίδεται το μεγάλο σύμπλεγμα των δόμων και των όξινων ροών λάβας στο νότιο και στα μέσα του βόρειου τμήματος του νησιού (περιοχές Χαλέπα, Μπομπάρδα και Πλάκες) όπως επίσης και στο ανατολικό τμήμα (περιοχή Δεμενεγάκι) (Fytikas et al., 1986). Αυτοί οι δόμοι αναπτύχθηκαν κυρίως ως εκχυτικοί υποαέριοι δόμοι κατά μήκος μιας γραμμής διεύθυνσης B-N. Στο ΒΑ τμήμα του νησιου η υποθαλάσσια ηφαιστειακή δραστηιότητα ανδεσιτικής σύστασης συνοδεύτηκε από μια υποαέρια, όπου δακιτικής, κυρίως, σύστασης δόμοι και ρόες λάβας (περιοχές Κοράκια, Καλόγερος και Γλαρονήσια) τοποθετήθηκαν (Fytikas et al., 1986 και Stewart and McPhie, 2005). Φάση IV Η πιο πρόσφατη ηφαιστειακή δραστηριότητα στη Μήλο συγκεντρώθηκε σε δύο ξεχωριστές ζώνες κατά μήκος του κόλπου της ανατολικής ακτής της Μήλου, σε μια καλά προσδιορισμένη γραμμική δομή διεύθνσης ΒΔ-ΝΑ. Σχηματίζουν τα όξινα κέντρα (υποαέριες εκχυτικές εκρήξεις ακολουθούμενες από ρυολιθικές λάβες) των περιοχών της Τραχήλας και Φυριπλάκας στα βόρεια και νότια αντίστοιχα, με ηλικίες 0.38 Ma και Ma αντίστοιχα (Fytikas et al., 1986, ρυολιθικά συμπλέγματα Φυριπλάκας και Τραχήλας από τους Stewart and McPhie, 2005). Η όξινη δραστηριότητα συνοδεύεται από ευρεία φρεατική δραστηριότητα (το πράσινο lahar από τους Fytikas et al., 1977 και αποθέσεις μαζικών ροών (72)

75 από τους Stewart and McPhie, 2005). Αλλουβιακή ακολουθία Πρόσφατα αλλουβιακά ιζήματα βρέθηκαν στο κέρας της Ζεφυρίας υποδεικνύοντας την παρουσία ενός περιβάλλοντος που μοιάζει με lagoon. Τα ιζήματα συνίστανται από άργιλο, άμμο και γύψο με ένα συνολικό πάχος της τάξης των 80 m (Fytikas et al., 1976b). Αν και η τελευταία καταγεγραμμένη ηφαιστειακή δραστηριότητα στη Μήλο ηταν περίπου χρόνια πριν, η Μήλος είναι ένα ακόμα ενεργό γεωθερμικό πεδίο. Αυτό εκφράζεται επί του παρόντος από ευρείες επιφανειακές εκδηλώσεις υπό τη μορφή των φουμαρολών, θερμών πηγών, θερμών εδαφών και διαρροών υποθαλάσσιων αερίων. Οι ηφαιστειακοί σχηματισμοί που βρίσκονται στην περιοχή της Μήλου, ανήκουν στην ασβεσταλκαλική σειρά, ενώ μόνο ελάχιστα μόνο προϊόντα ανήκουν στην πλόυσια σε K σειρά. Τα ηφαιστειακά προϊόντα αντιπροσωπεύονται κυρίως από ανδεσίτες, δακίτες και ρυολίθους, ενώ βασαλτικοί ανδεσίτες είναι σπάνιοι και οι βασάλτες απουσιάζουν παντελώς. Αξίζει να σημειωθεί πως η ηφαιστειότητα αρχίζει με ενδιάμεσα πυροκλαστικά υλικά και πιο βασικούς υαλοκλαστίτες και pillow λάβες, αλλά τοπικά σε μερικές περιοχές εμφανίζονται ανδεστικά, αργότερα χαλαζιακά και δακιτικά εκχυτικά ηφαιστειακά προϊόντα ενώ η ηφαιστειακή δραστηριότητα ολοκληρώνεται με πολύ έντονη την παρουσία χαλαζιακών (73)

76 πυροκλαστικών υλικών και έκχυτων προϊόντων. Σύμφωνα με τον Fytikas et al., 1986, όλοι ή σχεδόν όλοι οι ηφαιστειακοί σχηματισμοί έχουν πορφυρική δομή, πιθανώς λόγω της διάχυσης θερμότητας κατά τη διάρκεια της ανόδου του μάγματος στην επιφάνεια. Παραγενέσεις φαινοκρυστάλλων εμφανίζονται μόνο τοπικά και αποτελούν συστατικό των πιο βασικών σχηματισμών, ενώ πλαγιόκλαστο, ορθοπυρόξενοι και κλινοπυρόξενοι, κεροστίλβη, βιοτίτης και χαλαζίας αποτελούν τους φαινοκρυστάλλους των δακιτικών πετρωμάτων. 5.6 ΗΦΑΙΣΤΕΙΟΤΗΤΑ ΚΑΙ ΜΑΓΜΑΤΙΚΟΙ ΘΑΛΑΜΟΙ Όπως αναφέρθηκε η ηφαιστειότητα της νήσου Μήλου οφείλεται στη διαδικασία της υποβύθισης της αφρικανικής πλάκας κάτω από την πλάκα του Αιγαίου ενώ διευκολύνθηκε από τις τεκτονικές διεργασίες που έλαβαν χώρα κατά το Πλειόκαινο και Πλειστόκαινο. Μερικά συμπεράσματα σχετικά με την μαγματική και ηφαιστειακή δραστηριότητα εξήχθησαν από τις γενικότερες γεωλογικές και ηφαιστειολογικές μελέτες πάνω στην περιοχή. Τα κυριότερα εξ αυτών, (Fytikas et al., 1986) είναι: οι ηφαιστειακοί κύκλοι που πραγματοποιήθηκαν κατά τη διάρκεια του Πλειοκαίνου χαρακτηρίζονται από σχηματισμούς που κυμαίνονται βασικούς ανδεσίτες έως ρυολίθους, ενώ επικρατεί απόλυτη κυριαρχία των ενδιάμεσης σύστασης μελών. Η ποικιλία των κύριων στοιχείων και των ιχνοστοιχείων σε συνδυασμό με τα ισοτοπικά δεδομένα, δείχνουν ότι αυτή η σύνδεση των προαναφερθέντων πετρωμάτων προέρχεται από ένα σύμπλεγμα σχηματισμών που έχουν μολυνθεί από διάφορα στοιχεία του μάγματος καθώς και από κλασματική κρυστάλλωση. (74)

77 Όσον αφορά τον επακόλουθο κύκλο της ηφαιστειακής δραστηριότητας (αυτόν που έλαβε χώρα κατά το κατώτερο Πλειστόκαινο), τροφοδοτήθηκε από από μια νέα διείσδυση μάγματος το οποίο πρόηλθε από μεγαλύτερο βάθος, ξεκινώντας με την τοποθέτηση πιο εξελιγμένων προϊόντων. Η σύσταση των ηφαιστειακών σχηματισμών που προήλθαν από το συγκεκριμένο μάγμα μετατράπηκε αποκλειστικά σε ρυολθική κατά τη διάρκεια μιας νεότερης δραστηριότητας (ανώτερο Πλειστόκαινο). Η πρώτη φάση της δραστηριότητας σχετίζεται με ένα τροφοδοτούμενο σύστημα το οποίο βρίσκεται σε μεγάλο βάθος στον φλοιό ή ακόμα και στο όριο φλοιού-μανδύα. Ο όγκος του συγκεκριμένου μαγματικού θαλάμου είναι σχετικά μεγάλος, ενώ πρέπει να έχουν λάβει χώρα και σημαντικές διαδικασίες απορρόφησης συστατικών από τα πετρώματα το φλοιού. Η νεότερη φάση φαίνεται να συνδέεται με διάφορα τροφοδοτούμενα συστήματα, το καθένα με διαφορετικό όγκο, σχετικά αβαθή και μικρής σχετικά ηλικίας, ώστε να μη λαμβάνουν χώρα διαδικασίες που να δείχνουν συσχέτιση με τα πετρώματα του φλοιού. Η συγκεκριμένη διαφορά στην εξέλιξη των παραπάνω τροφοδοτούμενων συστημάτων είναι συνέπεια των διαφορετικών τεκτονικών συνθηκών που υπήρχαν στο εκάστοτε σύστημα. Από το Πλειστόκαινο και μετά οι τεκτονικές διεργασίες έγιναν περισσότερο έντονες ευνοώντας μάγματα από μεγάλα βάθη να ανέλθουν σε μικρά βάθη. Τέλος, η ηφαιστειακή δραστηριότητα που έλαβε χώρα κατά το Πλειστόκαινο φαίνεται ότι είναι αποτέλεσμα ενός εκρηκτικού (75)

78 ρυθμού ο οποίος απέτρεψε τον σχηματισμό μεγάλων αβαθών μαγματικών θαλάμων. 5.7 ΔΕΙΓΜΑΤΟΛΗΨΙΑ Στην περιοχή της Μήλου πραγματοποιήθηκαν μετρήσεις για τον προσδιορισμό του διοξειδίου του άνθρακα (CO 2 ), του μεθανίου (CH 4 ) καθώς και του Ηλίου (He). Το όργανο που χρησιμοποιήθηκε κυρίως, βασίζεται σε μια τεχνική με την οποία καθορίζεται ο ρυθμός αύξησης της συγκέτρωσης του CO 2 εντός ενός ειδικού κυκλικού θαλάμου ο οποίος τοποθετείται στην επιφάνεια του εδάφους. Αυτή η τεχνική, η οποία είναι γνωστή ως μέθοδος θαλαμίσκου συσσώρευσης ή μέθοδος κλειστού-θαλαμίσκου έχει ευρεία εφαρμογή και σε άλλους επιστημονικούς φορείς όπως στην επιστήμη των γεωπόνων για τον προσδιορισμό της διαδικασίας της αναπνοής στο έδαφος μέσω των οργανισμών που ζουν σε αυτό,η μέτρηση της ροής αερίων στο έδαφος, π.χ. N 2 O, κ.α. Η παραπάνω μέθοδος αποτελεί τον καλύτερο τρόπο για τον προσδιορισμό του διοξειδίου του άνθρακα (CO 2 ) σε ηφαιστειογενείς-γεωθερμικές περιοχές και δεν απαιτεί τόσο υποθέσεις όσο και διορθώσεις που να αφορούν τα χαρακτηριστικά του εδάφους. Το όργανο που χρησιμοποιήθηκε περιλαμβάνει τα ακόλουθα μέρη (Εικόνα 5.9.1): α)έναν ανεστραμμένο κυκλικό θαλαμίσκο ύψους 10 εκατοστών και επιφανείας 300 τετραγωνικών εκατοστών, β)ένα φασματοσκόπειο IR τύπου Drager Polytron ή Riken Keiki, γ) έναν αναλογικό-ψηφιακό (AD) μετατροπέα και δ)έναν νευτώνειο υπολογιστή Apple μέγεθος παλάμης. (76)

79 Η άκρη του θαλαμίσκου πρέπει να τοποθετηθεί απευθείας στο έδαφος έτσι ώστε να εξαλειφθεί η εισροή του ατμοσφαιρικού αέρα, επίδραση η οποία θα μπορούσε να οδηγήσει σε σημαντικά σφάλματα σε καθεστώς έντονου ανέμου. Το αέριο αποσυμπιέζεται συνεχώς από το θαλαμίσκο, στέλνεται στο φασματοσκόπιο IR και στη συνέχεια χορηγείται και πάλι στο θαλαμίσκο. Ο τελευταίος είναι εξοπλισμένος με ένα μικρό ανεμιστηράκι έτσι ώστε να βελτιώνεται η ανάμιξη του αερίου. Ένα είδος παγίδας γεμάτη με Mg(ClO 4 ) 2 βρίσκεται ανάμεσα στο θαλαμίσκο και στο φασματοσκόπειο έτσι ώστε να απομακρύνει τους υδρατμούς, που προκαλεί αναλυτικές παρεμβολές και ίσως προκαλέσει ζημιά στο κελί του IR. Οι τιμές του IR δεσμεύονται από το μετατροπέα AD και οδηγούνται στο νευτώνειο υπολογιστή τύπου Apple, ο οποίος απεικονίζει το διάγραμμα του CO 2 συναρτήσει του χρόνου. Εικόνα 5.9.1: Σκίτσο του οργάνου που χρησιμοποιήθηκε για τη λήψη του CO 2. (77)

80 Η δειγματοληψία των αερίων πραγματοποιήθηκε στις ακόλουθες περιοχές της Μήλου (Εικόνα 5.9.2): Μανδράκι, Αδάμας, Βούδια, Σκινωπή, κοντά στις εγκαταστάσεις της ΔΕΗ, Φατούρενα, Κάλαμος, Παλαιοχώρι, Αγία Κυριακή και στην παραλία της περιοχής Σπαθί. Εικόνα 5.9.2: Περιοχές δειγματοληψίας αερίων στη νήσο Μήλο. 5.8 Ανάλυση δειγμάτων Όπως φαίνεται και στο παρακάτω διάγραμμα (Διάγραμμα 1), τα επικρατέστερα ηφαιστειακά αέρια από τις περιοχές δειγματοληψίας της νήσου Μήλου είναι το N 2 καθώς και το CO 2 ενώ σε πολύ μικρά ποσοστά εμφανίζεται και το CH 4. (78)

81 Διάγραμμα 1: Διάγραμμα στο οποίο απεικονίζεται η κατανομή του ποσοστού των αερίων για κάθε περιοχή. Το διοξείδιο του άνθρακα (CO 2 ) κυριαρχεί στο μεγαλύτερο μέρος των δειγμάτων λαμβάνοντας τιμές από 81 μέχρι 99%. Στις περιοχές Φατούρενα και Κάλαμος εμφανίζεται υψηλό ποσοστό μονοξειδίου του αζώτου (N 2 ) με τιμές που κυμαίνονται μεταξύ 55 και 81%. Όπως αναφέρθηκε και παραπάνω το ποσοστό του μεθανίου (CH 4 ) κυμαίνεται από μηδαμινά έως ελάχιστο ποσοστό με τιμές (79)

82 που δε ξεπερνούν το 1%. Από τις εργαστηριακές αναλύσεις που πραγματοποιήθηκαν, προέκυψαν τα παρακάτω αποτελέσματα: α)1130 g/m 2 /day για την περιοχή του Καλάμου β)1430 g/m 2 /day για το Παλαιοχώρι γ)8070 g/m 2 /day για το Αδάμαντα δ)23,100 g/m 2 /day στις φυσαλίδες που περιείχαν αέριο CO 2 στη θάλασσα κοντά στις εγκαταστάσεις της ΔΕΗ. Όσον αφορά την παραγωγή του διοξειδίου του άνθρακα (CO 2 ) στις περιοχές με απελευθέρωση φουμαρόλης υπολογίστηκε μια συνολική τιμή που υπερβαίνει τους 9.2 τόνους τη μέρα (tons/day) αφού: α)στην περιοχή του Καλάμου υπολογίστηκε παραγωγή της τάξης των 1.1 tons/day β)στην περιοχή του Παλαιχωρίου υπολογίστηκαν τιμές που φθάνουν τους 2.6 τόνους τη μέρα (τons/day) γ)στον Αδάμαντα βρέθηκαν τιμές των 5.5 tons/day δ)και στις εγκαταστάσεις της ΔΕΗ βρέθηκε τιμή της τάξης των 0.5 τόνων τη μέρα 5.9 Προέλευση των ηφαιστειακών αερίων Όσον αφορά την προέλευση των ηφαιστειακών αερίων κατασκευάστηκαν 3 διαγράμματα (Διάγραμμα 2,3 και 4) που απεικονίζουν την προέλευση του διοξειδίου του άνθρακα (CO 2 ), του ηλίου (He) και του μεθανίου (CH 4 ), αντίστοιχα. Το CO 2 φαίνεται (Διάγραμμα 2), να προέρχεται από (80)

83 συνεισφορά υλικού του μανδύα, το οποίο ανερχόμενο τροφοδοτεί κάποιους ασβεστολίθους ενώ όπως είναι φανερό δεν υπάρχει τροφοδοσία από ιζήματα εντός των οποίων παρατηρείται οργανικό υλικό. Διάγραμμα 2: Απεικόνιση του λόγου CO 2/ 3 He συναρτήσει του δ 13 C-CO 2 ώστε να προβλεφθεί η προέλευση του CO 2. Αναφορικά με την προέλευση του He, όπως φαίνεται και στο Διάγραμμα 3, η συνεισφροά από την ατμόσφαιρα είναι αμελητέα. Επιπρόσθετα, στην προέλευσή του συνείσφεραν τόσο ο μανδύας όσο και ο φλοιός, ενώ η προσφορά του μανδύα κυμαίνεται μεταξύ 30 και 50%. Αξίζει να σημειωθεί πως η περιοχή του Αδάμαντα παρουσιάζει τις υψηλότερες τιμές R/R A νεώ στην περιοχή του Παλαιοχωρίου (81)

84 παρουσιάζονται οι χαμηλότερες τιμές. Διάγραμμα 3: Γραφική απεικόνιση των λόγων R/R A συναρτήσει 4 He/ 20 Ne με στόχο το συμπέρασμα για την προέλευση του He. Τέλος, σχεδόν σε όλα τα δείγματα που συλλέχθηκαν, προκύπτει από τις αναλύσεις που έλαβαν χώρα, ότι το μεθάνιο (CH 4 ), έχει μαι γεωθερμική προέλευση (Διάγραμμα 4), ενώ μόνο ένα επί του συνόλου των δειγμάτων πιθανώς προέρχεται από δευτερεύουσες διαδικασίες οξείδωσης (ίσως μικροβιακές). (82)

85 Διάγραμμα 4: Γράφημα στο οποίο παρουσιάζεται η συνάρτησει του λόγου δ 2 H-CH 4 και του δ 13 C-CH 4 με στόχο τον προσδιορισμό της προέλευσης του CH Συμπεράσματα Ένας μεγάλος αριθμός λήψης ηφαιστειακών αερίων έλαβε χώρα στην περιοχή της νήσου Μήλου από περιοχές όπου εμφανίζεται έκλυση αυτών. Τα περισσότερα από αυτά βρεθηκαν υποθαλάσσια κατά μήκος της ακτής του νησιού. Στη ξηρά τρεις περιοχές με ανώμαλη απελευθέρωση του αερίου φουμαρόλη εντοπίστηκαν και αυτές είναι ο Κάλαμος, το Παλαιοχώρι και ο Αδάμαντας. Σχεδόν σε όλα τα συλλεγόμενα (83)