«Ορυκτοχημική Μελέτη Ρυολιθικών Λαβών Περλιτικής Υφής της Νήσου Μήλου»

Transcript

1 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ «Ορυκτοχημική Μελέτη Ρυολιθικών Λαβών Περλιτικής Υφής της Νήσου Μήλου» Φιλίππου Αγγελική Α.Μ ΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ Επιβλέπων : Ιωάννης Ηλιόπουλος Επίκουρος Καθηγητής Τμήματος Γεωλογίας Συνεπιβλέπων : Καλλιόπη-Σοφία Πασσά Msc., Υποψήφια Διδάκτωρ ΠΑΤΡΑ 2014

2 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Πρόλογος 1. Εισαγωγή 2 2. Γεωλογία της Νήσου Μήλου Στρωματογραφία Νεότερη Ηφαιστειότητα 7 3. Περλίτης Ορισμός και Τρόπος Σχηματισμού του Περλίτη Εξαλλοίωση Περλιτικών Σχηματισμών Ρυολιθικές Λάβες Περλιτικής Υφής της Νήσου Μήλου Μεθοδολογία - Δειγματοληψία Δειγματοληψία Αναλυτικές μέθοδοι Μακροσκοπική Περιγραφή Δειγμάτων Οπτική Μικροσκοπία Περιθλασιμετρία Ακτίνων X (XRD) Φασματομετρία Ατομικής Μάζας (ICP) Υπέρυθρη Φασματοσκοπία (IR) Φασματοσκοπία Υπέρυθρου Εξασθενημένης Ολικής Ανάκλασης με Μετασχηματισμό Fourier (ATR-FTIR) Φασματοσκοπία Εγγύς Υπέρυθρου (NIR) Αποτελέσματα Πετρογραφική εξέταση Μακροσκοπική Μελέτη Οπτική Μικροσκοπία Ορυκτολογική ανάλυση Γεωχημική μελέτη Φασματομετρία Ατομικής Μάζας (ICP) Καρτεσιανά διαγράμματα δύο συστατικών Αραχνοδιαγράμματα Μέθοδος Isocon Θεωρητική προσέγγιση Εφαρμογή της μεθόδου 58

3 5.3.2 Υπέρυθρη Φασματοσκοπία (IR) Φασματοσκοπία Υπέρυθρου Εξασθενημένης Ολικής Ανάκλασης με Μετασχηματισμό Fourier (ATR-FTIR) Φασματοσκοπία Εγγύς Υπέρυθρου (NIR) Συζήτηση- Συμπεράσματα 70 Βιβλιογραφία 73 Παράρτημα I 82 Παράρτημα II 97

4 Πρόλογος Στην εκπόνηση της παρούσας διπλωματικής εργασίας, η συμβολή κάποιων ατόμων ήταν καθοριστική, ώστε το αποτέλεσμα να είναι αξιόλογο. Με αυτόν τον τρόπο, θα ήθελα να τους ευχαριστήσω, καθώς διαφορετικά δεν θα τα κατάφερνα. Η ανάθεση και η επίβλεψη του θέματος έγινε από τον Επίκουρο Καθηγητή κ. Ιωάννη Ηλιόπουλο, τον οποίο κι ευχαριστώ θερμά, τόσο για την εμπιστοσύνη που μου έδειξε και μου έδωσε μία τέτοια διπλωματική εργασία, όσο και για την ηθική συμπαράσταση που μου προσέφερε κατά τη διάρκεια της εργασίας. Ιδιαίτερες ευχαριστίες θα ήθελα να εκφράσω στην υποψήφια διδάκτορα κ. Καλλιόπη-Σοφία Πασσά, αφενός διότι παραχώρησε τα δείγματα που μελετήθηκαν στην παρούσα εργασία και αφετέρου για την πολύτιμη βοήθειά που μου προσέφερε μέσω των γνώσεων και των συμβουλών της, αλλά και την υπομονή και τη διάθεση που επέδειξε και το χρόνο που αφιέρωσε σε όλη τη διάρκεια της παρούσας μελέτης. Ευχαριστώ την κ. Ράνια Μαργαρίτη, υπεύθυνη του γενικού χημείου στις εγκαταστάσεις της εταιρείας S&B Βιομηχανικά Ορυκτά Α.Ε στην Αθήνα, για τη δυνατότητα πρόσβασης και για τη βοήθεια της ώστε να πραγματοποιηθούν οι αναλύσεις υπέρυθρης φασματοσκοπίας. Ευχαριστώ, επίσης, την Dr. Παρασκευή Λαμπροπούλου, για τη βοήθειά της στο εργαστηριακό μέρος των αναλύσεων της Περιθλασιομετρίας Ακτίνων Χ. Ένα μεγάλο ευχαριστώ οφείλω στον Ομότιμο Καθηγητή κ. Χρήστο Καταγά και στον Αναπληρωτή Καθηγήτη κ. Βασίλειο Τσικούρα, για τις πολύ χρήσιμες συμβουλές τους, τόσο κατά τη διάρκεια της εργασίας, όσο και για τη μελλοντική πορεία μου. Τέλος, ένα μεγάλο ευχαριστώ οφείλω στην οικογένεια μου, για την οικονομική υποστήριξη και πάνω απ όλα για την αμέριστη ηθική συμπαράσταση που μου παρείχαν καθ όλη τη διάρκεια των σπουδών μου. Πάτρα, 2013

5 1

6 1. Εισαγωγή Οι ορυκτοί πόροι είναι απαραίτητη συνιστώσα για τη βιωσιμότητα της οικονομικής ανάπτυξης και την ποιότητα ζωής, καθιστώντας τη διαθεσιμότητά τους πολύτιμό αγαθό και πλουτοπαραγωγική πηγή μίας χώρας. Η Ελλάδα είναι μία από της χώρες της Ευρωπαϊκής Ένωσης με σημαντικότατο ορυκτό πλούτο. Η μεγάλη ποικιλία των ορυκτών και μεταλλευμάτων που απαντώνται στην ελληνική επικράτεια, η ποιότητα, αλλά και η ποσότητά τους καθιστά την εκμετάλλευσή τους μια εξαιρετικά βιώσιμη και προσοδοφόρα δραστηριότητα. Ενδεικτικά αναφέρεται ότι η Ελλάδα, σε παγκόσμια κλίμακα, είναι η μοναδική χώρα παραγωγής χουντίτη, πρώτη χώρα στην παραγωγή περλίτη, δεύτερη χώρα στην παραγωγή κισσήρεως (ελαφρόπετρας) και μπεντονίτη, καθώς και πρώτη στην εξαγωγή προϊόντων λευκόλιθου/μαγνησίτη στην ΕΕ. Ο περλίτης, ο οποίος αποτελεί και αντικείμενο μελέτης της παρούσας εργασίας, είναι ένα υαλώδες όξινο ηφαιστειακό πέτρωμα, με κύριο χαρακτηριστικό την περλιτική του υφή και την ικανότητα του να διογκώνεται έως και είκοσι φορές του αρχικού του όγκου, χαρίζοντας του εξαιρετικές θερμομονωτικές και ηχομονωτικές ιδιότητες. Οι κυριότερες χρήσεις του περλίτη είναι σε οικοδομικές εργασίες, ως μονωτικό ή ως αδρανές συστατικό σε προκατασκευασμένο σκυρόδεμα, στην διήθηση, ως ενδιάμεσο διηθητικό φίλτρο κατά το διαχωρισμό υγρού στερεού, στην κρυογενετική, ως μονωτικό, καθώς εμποδίζει τη μετάδοση της θερμότητας, στην κηπουρική, ως προσθετικό στο χώμα για τη διατήρηση της υγρασίας, ως προσθετικό σε πλαστικά, απορρυπαντικά κτλ. Το πιο σημαντικό κοίτασμα περλίτη στον ελλαδικό χώρο είναι το κοίτασμα της Μήλου. Το νησί της Μήλου, είναι τμήμα του εξωτερικού μετώπου του νησιωτικού ηφαιστειακού τόξου του Νοτίου Αιγαίου και διέπεται από ασβεσταλκαλική ηφαιστειότητα. Τα πετρώματα που απαντώνται στο νησί είναι κυρίως ηφαιστειακά προϊόντα, με εναλλαγές πυροκλαστικών προϊόντων, χερσαίας απόθεσης και τοφφιτών, που έχουν αποτεθεί σε θαλάσσιο περιβάλλον. Στην παρούσα εργασία, αναλύθηκαν 15 δείγματα ρυολιθικών λαβών περλιτικής υφής, από τις περιοχές πλησίον των ηφαιστειακών κέντρων του Τράχηλα και της Φυριπλάκας, με βασικό σκοπό τη μελέτη των ορυκτολογικών και των χημικών χαρακτηριστικών τους, καθώς και το βαθμό της εξαλλοίωσης που έχουν υποστεί, λόγω των καιρικών συνθηκών. Τα δείγματα των ρυολιθικών λαβών περλιτικής υφής μελετήθηκαν τόσο μακροσκοπικά όσο και μικροσκοπικά, μέσω λεπτών τομών. Επίσης, πραγματοποιήθηκαν χημικές αναλύσεις και εξετάσθηκε ο βαθμός εξαλλοίωσής τους με τη χρήση της μεθόδου Isocon, ενώ προσδιορίστηκε και η κινητικότητα των στοιχείων κατά την εξαλλοίωση. Τέλος, με τη βοήθεια της υπέρυθρης φασματοσκοπίας FTIR και NIR προσδιορίσθηκε η παρουσία του περιεχόμενου νερού στα υπό μελέτη δείγματα, δίδοντας πληροφορίες για τις μεταβολές που παρουσιάζονται κατά την εξαλλοίωση του περλίτη, λόγω των καιρικών συνθηκών. 2

7 2. Γεωλογία της Νήσου Μήλου Η Μήλος είναι ηφαιστειογενές νησί του Νότιου Αιγαίου, αποτελώντας το δυτικότερο τμήμα του νησιωτικού συμπλέγματος των Kυκλάδων και έχοντας έκταση περίπου 150 km 2. Πιο συγκεκριμένα, αποτελεί τμήμα του εξωτερικού μετώπου του ηφαιστειακού νησιωτικού τόξου του Νοτίου Αιγαίου (Εικ. 1), το οποίο δημιουργήθηκε κατά το Πλειόκαινο, ως αποτέλεσμα της βύθισης της Αφρικανικής Πλάκας κάτω από την Πλάκα του Αιγαίου (Εικ. 2) και διέπεται από ασβεσταλκαλική ηφαιστειότητα (Fytikas et al., 1986). Εικόνα 1. Χάρτης της Ελλάδος, όπου σημειώνεται το ηφαιστειακό τόξο, η οπισθοτάφρος, το νησιωτικό τόξο και η προτάφρος (Papanikolaou, 1998). Γεωλογικά, το νησί της Μήλου ανήκει στην Πελαγονική ζώνη και πιο συγκεκριμένα στο πιο NA τμήμα αυτής, το οποίο αποτελεί μέρος της Αττικοκυκλαδικής Μάζας (Fytikas 1976, Fytikas et al. 1986, Markopoulos, 1986). Από το Μέσο-Ανώτερο Τριαδικό μέχρι και το Ανώτερο Ιουρασικό, στο υποθαλάσσιο ύβωμα της Πελαγονικής ζώνης λάμβανε χώρα ανθρακική ιζηματογένεση. Κατά το τέλος του Ανώτερου Ιουρασικού-Κατώτερου Κρητιδικού το ύβωμα αυτό τεκτονίστηκε έντονα από δύο ορογενετικές φάσεις, και δέχθηκε τεράστιες οφιολιθικές μάζες που προήλθαν ανατολικά από τον ωκεανό της Αλμωπίας και δυτικά από τον Μαλιακό Ωκεανό (Κατσικάτσος, 1992, Πασσά, 2007). Ταυτόχρονα, το ύβωμα και οι οφιολιθικές λάβες, δέχθηκαν ένα σύνολο επωθημένων σχηματισμών βαθιάς θάλασσας και στη συνέχεια, αναδύθηκαν και υπέστησαν έντονη διάβρωση (Κατσικάτσος, 1992, Πασσά, 2007). Κατά το Μέσο-Ανώτερο Κρητιδικό, ο παλαιογεωγραφικός χώρος της Πελαγονικής ζώνης επαναβυθίστηκε, με αποτέλεσμα την ασύμφωνη απόθεση ανθρακικών ιζημάτων μέχρι και το τέλος του Ανώτερου Κρητιδικού, οπότε τελικά, ο χώρος αυτός πληρώθηκε με κλαστικά ιζήματα φλύσχη (Κατσικάτσος, 1992, Πασσά, 2007). 3

8 Εικόνα 2. Σύγκλιση της Αφρικανικής κάτω από την Ευρασιατική Πλάκα (Papanikolaou, 1998). Η Μήλος, μαζί με την Αττική και την Νότια Εύβοια αποτελούν την κρυσταλλική Αττικοκυκλαδική μάζα. Σήμερα, η Αττικοκυκλαδική μάζα, θεωρείται ως μία ετερογενής κρυσταλλική μάζα που αποτελείται από μία πολύπλοκή σειρά διακριτών, κυρίως Μεσοζωικών, τεκτονικών καλυμμάτων. (Καταγάς, 2001). Δύο κύριες ομάδες τεκτονικών ενοτήτων διακριτές, καθεμιά από τις οποίες αποτελείται από αρκετές υποενότητες. Η ανώτερη ομάδα τεκτονικών ενοτήτων έχει περιορισμένη εξάπλωση (Πάρος, Νάξος, Μύκονος, Σάμος). Η βάση της, αποτελείται από Περμο-Τριαδικά ιζήματα, μεταμορφίτες του Ανώτερου Κρητιδικού, διεισδύσεις γρανιτοειδών και πρασινοσχιστόλιθους άγνωστης ηλικίας, ενώ τα ανώτερα στρώματα περιέχουν υπολείμματα ενός οφιολιθικού καλύμματος το οποίο καλύπτεται από Κρητιδικού ασβεστόλιθους και Ολιγοκαινικά Μειοκαινικά μολασσικά ιζήματα, λόγω επίκλησης (Καταγας, 2001, Πασσά, 2007). Η κατώτερη ομάδα ενοτήτων αποτελείται από μία ακολουθία καλυμμάτων, προαλπικού υποβάθρου, Μεσοζωικών νηρηιτικών ανθρακικών, ψαμμιτικών και πηλιτικών μεταϊζημάτων, βασικών και όξινων μεταηφαιστειτών και μεταοφιολίθων (Καταγάς, 2001, Πασσά, 2007). Οι οφθαλμογνεύσιοι, οι μεταμορφωμένοι γρανίτες και οι σχιστόλιθοι της σχετικά υψηλού βαθμού μεταμόρφωσης που απαντώνται στη βάση της ακολουθίας των ενοτήτων των νησιών Ίου, Σικίνου και Νάξου, καθώς επίσης και των νησιών Πάρου, Μυκόνου, Σερίφου και Άνδρου, θεωρούνται ως υπολείμματα προαλπικού υποβάθρου, που υπέστησαν Ερκύνια μεταμόρφωση, μετρίων πιέσεων (Καταγάς, 2001, Πασσά, 2007). Χαρακτηριστικές παραγενέσεις της σειράς των φάσεων χαμηλών πιέσεων και υψηλών θερμοκρασιών εμφανίζονται στα νησιά Νάξο, Πάρο, Σέριφο, Μύκονο και Τήνο (Καταγάς, 2001, Πασσά 2007). Σε μερικά νησιά εμφανίζονται και παραγενέσεις της εκλογιτικής φάσης, όπως στη Μήλο, τη Σίφνο, τη Σύρο, την Τήνο και τη Γυάρο, ενώ σε άλλα, όπως η Πάρος και η Ικαρία, μεταπηλιτκά και μεταβασικά πετρώματα με παραγενέσεις έως και της αμφιβολιτικής φάσης (Ηλιόπουλος, 2005, Πασσά, 2007). 4

9 2.1 Στρωματογραφία Στρωματογραφικά, το κρυσταλλικό υπόβαθρο της Μήλου αποτελείται από μεταμορφωμένα πετρώματα, τα οποία αποτελούν και τους παλαιότερους σχηματισμούς του νησιού (Πασσά, 2007). Η εμφάνιση του υποβάθρου είναι περιορισμένη, τόσο σε έκταση όσο και σε πάχος και απαντάται κυρίως στις νοτιοανατολικές ακτές του νησιού, ενώ τεμάχη του βρίσκονται και ως ξενόλιθοι μέσα σε ηφαιστειακά πετρώματα σε ολόκληρο το νησί. Η περιορισμένη επιφανειακή εξάπλωση του οφείλεται στη κάλυψη του από ηφαιστειογενείς σχηματισμούς ή και από νεογενή ιζήματα (Πασσά, 2007). Πάνω από αυτό το υπόβαθρο, το οποίο έχει πτυχωθεί και διαβρωθεί έντονα, βρίσκονται επικλυσιγενώς τα θαλάσσια ιζήματα του Μειόκαινου-Πλειόκαινου. Στη βάση των θαλάσσιων ιζημάτων απαντάται ένα κροκαλοπαγές, που καλύπτεται από στρωματομένους απολιθωματοφόρους ασβεστόλιθους, τοπικά αμιγείς και τοπικά ψαμμιτικούς (Φυτίκας, 1977, Πασσά, 2007). Τα προϊόντα της ηφαιστειακής δραστηριότητας του νησιού, που άρχισε από το Ανώτατο Πλειόκαινο και τελείωσε στο τέλος του Τεταρτογενούς, καλύπτουν τους σχηματισμούς των θαλάσσιων ιζημάτων. Οι ηφαιστειακές ενότητες που έχουν αναγνωρισθεί στο νησί είναι οι ακόλουθες (Φυτίκας, 1977, Πασσά, 2007): Η Βασική Πυροκλαστική Σειρά (Μέσο- Ανώτερο Πλειόκαινο) Η βασική πυροκλαστική σειρά απαντάται κυρίως στο νοτιοδυτικό τμήμα του νησιού. Η σειρά αποτελείται από εκχύσεις υποθαλάσσιας προέλευσης, με κάποιες τοπικές εμφανίσεις απολιθωματοφόρων ιζηματογενών στρώσεων και περιλαμβάνει κυρίως πυροκλαστικές ροές, υποθαλάσσιους τόφφους, τέφρες, ροές κισσήρεως και κατά δεύτερο λόγο μαξιλαροειδείς λάβες και λατυποπαγή. Έχει ηλικία Μέσο-Ανώτερο Πλειόκαινο και μέγιστο βάθος στα 120 m στον κόλπο του Κλέφτικου. Το Σύμπλεγμα Δόμων και Ροών Λάβας (Ανώτερο Πλειόκαινο) Η υποθαλάσσια ηφαιστειακή δραστηριότητα, είχε σαν αποτέλεσμα το δυτικό τμήμα της Μήλου να επηρεαστεί από ένα είδος υποαέριας ηφαιστειότητας. Αποτέλεσμα αυτής της ηφαιστειότητας είναι ο σχηματισμός πολλών δόμων και ροών λάβας, τα οποία υπερκάλυψαν όλα τα παραπάνω προϊόντα. Επιπλέον, εξαιτίας κάποιων μικρών τοπικών εκρήξεων που έλαβαν χώρα, δημιουργήθηκαν πυροκλαστικές ροές, ηφαιστειακά λατυποπαγή και διάπυρα νέφη. Οι μεγαλύτεροι δόμοι απαντώνται κατά μήκος των ρηγμάτων ΒΒΑ ή ΒΑ διεύθυνσης. Η Πυροκλαστική Σειρά και Δόμοι Λάβας (Κατώτερο Πλειστόκαινο) Μέτα το πέρας του Πλειόκαινου, κατά τις αρχές του Πλειστοκαίνου, σχηματίστηκε μία υποθαλάσσια πυροκλαστική ακολουθία, η οποία περιελάμβανε ρυολιθικούς δόμους, στα ανατολικά και βόρεια τμήματα του νησιού. Οι ρυολιθικοί δόμοι τοποθετούνται κυρίως ανατολικά του νησιού, και είναι υδροθερμικά έντονα εξαλλοιωμένοι και τοπικά θρυμματισμένοι. Ο σχηματισμός μιας μεγάλης ενότητας από δόμους και όξινες ροές λάβας στο κεντρικό τμήμα του νησιού (περιοχές Χαλεπά και Πλάκα) κλείνει τον ηφαιστειακό κύκλο. Στη περιοχή της Φυλακωτής, οι 5

10 πυροκλαστικές σειρές καλύπτονται από υαλοκλαστικές εναποθέσεις ανδεσιτικής σύστασης που περιλαμβάνουν μαξιλαροειδείς λάβες και τεμάχη τους. Η Νεότερη Ηφαιστειακή Δραστηριότητα (Ανώτερο Πλειστόκαινο) Η νεότερη ηφαιστειακή δραστηριότητα στο νησί της Μήλου συγκεντρώνεται στα δύο ηφαιστειακά κέντρα του Τράχηλα στα Βόρεια και της Φυριπλάκας, στα Νότια. Εκτενέστερη αναφορά γίνεται στο κεφάλαιο 2.2. Τα Προϊόντα Φρεατικής Δραστηριότητας ( Πλειστόκαινο μέχρι σήμερα) Πολυάριθμοι κρατήρες, οι οποίοι έχουν σχηματιστεί εξαιτίας φρεατικών εκρήξεων, βρίσκονται διάσπαρτοι στο ανατολικό τμήμα του νησιού και κυρίως βόρεια από την περιοχή Ζεφύρια. Αυτοί οι κρατήρες σπάνια υπερβαίνουν τα 1000 m σε διάμετρο, ενώ συχνά υπερκαλύπτει ο ένας τον άλλον. Η λιθολογία των φρεατικών προϊόντων είναι όμοια με εκείνη του υποβάθρου. Το πράσινο λαχάρ αποτελεί, επίσης, προϊόν της φρεατικής δραστηριότητας και αποκτά μεγαλύτερο πάχος στις παρυφές των εκρηκτικών κέντρων. Η φρεατική τους προέλευση αποδεικνύεται και από τα εκρηκτικά προϊόντα του συστήματος της Φυριπλάκας. Τα τελευταία, αποτελούνται κυρίως από μεταμορφωμένα πετρώματα παρόμοιας λιθολογίας και μεγέθους κόκκων με εκείνα που σχηματίζουν το πράσινο λαχάρ. Αυτή η δραστηριότητα είναι σίγουρα Τεταρτογενούς ηλικίας, διότι τα προϊόντα της καλύπτουν εκείνα του Πλειόκαινου και του κατώτερου Πλειστοκαίνου, ενώ τα ίδια με τη σειρά τους καλύπτονται από πολύ πρόσφατα αιολικά ιζήματα. Η στρωματογραφική ακολουθία του νησιού, ολοκληρώνεται από πρόσφατες αλλουβιακές αποθέσεις, ασύμφωνα τοποθετημένες επάνω από τις ηφαιστειακές ενότητες που προέρχονται από ηφαιστειακά υλικά και είναι συχνά εξαλλοιωμένα σε αργιλικά προϊόντα (Φυτίκας, 1977, Πασσά, 2007). 6

11 2.2 Νεότερη Ηφαιστειότητα Η ηφαιστειακή δραστηριότητα στη Μήλο άρχισε στο ανώτερο Πλειόκαινο ή το παλαιότερο Τεταρτογενές, οδηγώντας στην κάλυψη του μεγαλύτερου μέρους του νησιού από ηφαιστειακά προϊόντα, τα οποία περιλαμβάνουν εναλλαγές πυροκλαστικών και τοφφιτών, που αποτέθηκαν αρχικά σε χερσαίο και εν συνεχεία σε θαλάσσιο περιβάλλον (Φυτίκας, 1977). Κατά τον Φυτίκα (1977), η πιο πρόσφατη ηφαιστειακή δραστηριότητα στο νησί είχε σαν αποτέλεσμα τη δημιουργία πολλών μεγάλων και μικρών κρατήρων και δόμων, με ρεύματα λάβας ρυολιθικής έως ρυοδακιτικής σύστασης. Τα ηφαιστειακά αυτά οικοδομήματα είναι πολύ καλά διατηρημένα. Στη Μήλο ανορθώθηκαν όξινα κεντρικά ηφαίστεια, τα σπουδαιότερα από τα οποία είναι εκείνα της Φυριπλάκας και του Τράχηλα (Εικ. 3). Εικόνα 3. Δορυφορική εικόνα όπου φαίνονται τα δύο ηφαιστειακά κέντρα Tο ηφαίστειο του Τράχηλα (Εικ. 4), βρίσκεται στο βόρειο τμήμα του νησιού, βορειοδυτικά από την Πλάκα, την πρωτεύουσα της νήσου Μήλου. Το πραγματικό ύψος του κώνου του ηφαιστείου είναι μικρότερο από 100 m και το μεγαλύτερο υψόμετρό του αγγίζει, περίπου, τα 140 m, ενώ η διάμετρός του υπολογίζεται ότι ήταν 900 m (Πασσά, 2007). Σύμφωνα με ραδιοχρονολογήσεις, το ηφαίστειο δημιουργήθηκε πριν από χρόνια και σήμερα διατηρείται μόνο ένα μικρό τμήμα του, αφού τα ρεύματα λάβας κατέστρεψαν το υπόλοιπο (Fytikas et al., 1986). Η εκρηκτική δραστηριότητα, η οποία προήλθε από τον κρατήρα του Τράχηλα, προκάλεσε την απόθεση πυροκλαστικών ροών, οι οποίες σχηματίζουν έναν ευρύ δακτύλιο βασικής σύστασης (Fytikas et al., 1986). Oι ίδιες ροές παρατηρούνται και στο βόρειο άκρο των πλαγιών του γειτονικού δόμου της Πλάκας (Fytikas et al., 1986). Τα ηφαιστειακά προϊόντα, τα οποία ξεκινούν από μεγάλα κύματα λάβας, 7

12 συνεχίζουν σε μπλοκ και τελικά σε μικρές ροές λάβας, υποδεικνύουν τη σταδιακή μείωση της ηφαιστειακής δραστηριότητας, καθώς επίσης και την αλληλεπίδραση του νερού με το μάγμα στις πρώτες φάσεις και τη σταδιακή μείωση σε μια απλή διαχυτική δραστηριότητα (Φυτίκας, 1977). Εικόνα 4. Πανοραμική όψη του ηφαιστείου του Τράχηλα. Συγκεκριμένα, έχουν αναγνωριστεί εννιά στρώματα ηφαιστειακών προϊόντων στην περιοχή (Εικ. 5). Το ανώτερο στρώμα, το οποίο απαντάται σε δύο μόνο μικρά σημεία, περιλαμβάνει αργίλους και δακιτικά θραύσματα (Koukouzas and Dunham, 1994). Ο σχηματισμός αυτός δεν είναι αρκετά συμπαγοποιημένος, με αποτέλεσμα να διαβρώνεται εύκολα. Κάτω από τις αργίλους, βρίσκεται το λαχάρ του περλίτη, το οποίο καλύπτει το μεγαλύτερο μέρος της περιοχής και το οποίο περιέχει θραύσματα περλίτη μέσα σε ροές αργίλων (Koukouzas and Dunham, 1994). Το λαχάρ είναι αποτέλεσμα έντονης εκρηκτικής δραστηριότητας του ηφαιστείου, η οποία έλαβε χώρα μετά ή κατά τη διάρκεια απόθεσης του περλίτη (Koukouzas and Dunham, 1994). Στη συνέχεια, εντοπίζονται ο κισσηρώδης περλίτης, με χαρακτηριστική ζαχαρώδη υφή, που είναι αρκετά ελαφρύς και ο κλασσικός περλίτης, οποίος έχει αρκετά μεγαλύτερη πυκνότητα από τον κισσηρώδη. Αυτοί οι δύο σχηματισμοί, απαντώνται μέσα στο ορυχείο της S&B Βιομηχανικά Ορυκτά Α.Ε. που λειτουργεί στην περιοχή. Ο σκλήρος περλίτης, ο οποίος βρίσκεται μόνο στο κάλυμμα Κερδάρι, έχει κοκκινωπό χρώμα και είναι αρκετά πιο συμπαγής από τους προηγούμενους (Koukouzas and Dunham, 1994). Στα βαθύτερα στρώματα, περιέχονται θραύσματα άμμου, τέφρας και περλίτη με ανάστροφη διαβάθμιση (Koukouzas and Dunham, 1994). Αυτός ο σχηματισμός, καλύπτει μόνο μία μικρή περιοχή, κοντά στον κόλπο του Φυροπόταμου. Αποτέθηκε κατά την πρώτη έκρηξη του ηφαιστείου του Τράχηλα, πριν την απόθεση του περλίτη (Koukouzas and Dunham, 1994). Στη συνέχεια, απαντάται ο περλιτικός δόμος, ο οποίος διεισδύει μέσα στην περλιτική ακολουθία και στο λαχάρ, είναι κόκκινου χρώματος και αρκετά πιο συμπαγής από τους υπόλοιπους περλίτες. Ο περλιτικός αυτός δόμος βρίσκεται κυρίως ανατολικά του ορυχείου (Koukouzas and Dunham, 1994). Οι ρυόλιθοι που εντοπίζονται στα δυτικά του Τράχηλα είναι μεγαλύτερης ηλικίας από τους περλίτες, ενώ βρίσκονται σε τεκτονική επαφή με αυτούς. Τέλος, οι μεγαλύτεροι ηλικιακά σχηματισμοί, είναι οι εξαλλοιωμένες λάβες λευκού κιτρινωπού 8

13 χρώματος, οι οποίες έχουν εξαλλοιωθεί εξαιτίας ενός συστήματος ρηγματώσεων (Koukouzas and Dunham, 1994). Τα προϊόντα του ηφαιστείου του Τράχηλα, από πετρολογικής απόψεως, έχουν θεμελιώδη μάζα υαλώδη, με όξινη, διαυγή ύαλο και είναι πλούσια σε μικρούς, γενικά, φαινοκρυστάλλους χαλαζία, βιοτίτη και υδροξειδίων του σιδήρου (Πασσά, 2007). Εικόνα 5. Στρωματογραφική στήλη από την περιοχή του Τράχηλα (Koukouzas and Dunham, 1994). Αντίθετα, το ηφαίστειο της Φυριπλάκας, που σύμφωνα με ραδιοχρονολογήσεις, δημιουργήθηκε πριν από χρόνια, διατηρείται σε πολύ καλή κατάσταση, παρουσιάζοντας έναν εντυπωσιακό κρατήρα με διάμετρο 1700m και ύψος 220m περίπου, ο οποίος βρίσκεται στο κεντρικό και νότιο τμήμα του νησιού (Πασσά, 2007). Το ηφαίστειο σχηματίστηκε από περλιτική τέφρα και άμμο, ανακατεμένη με μικρά θραύσματα λάβας, μεγέθους ηφαιστειακών λιθαριών (Φυτίκας, 1977, Πασσάς, 2007). Ο κύριος κρατήρας του ηφαιστείου της Φυριπλάκας περιλαμβάνει δύο, ανεξάρτητα από αυτόν, ηφαιστειακά οικοδομήματα (Φυτίκας, 1977, Πασσά, 2007). Το πρώτο αποτελείται από ένα πολύ μικρότερο κώνο, όμοιο με τον κύριο κρατήρα, διαμέτρου 400 m και ύψους του χείλους του 50 m, ενώ το δεύτερο οικοδόμημα είναι πιο ασαφές, διότι τα προϊόντα του εξαιτίας της έκθεσης τους σε υδροθερμικά μετα-ηφαιστειακά ρευστά, είναι αρκετά εξαλλοιωμένα (Φυτίκας, 1977, Πασσά, 2007). Σύμφωνα με ραδιοχρονολογήσεις, που πραγματοποιήθηκαν στα ηφαιστειακά προϊόντα, η ηλικία του ηφαιστειακού συγκροτήματος της Φυριπλάκας είναι αρκετά μικρή, όμοια με αυτή του κοντινού και ιδίου ακριβώς λιθολογικού τύπου προϊόντων σχηματισμού των ρευμάτων των Βουναλίων, η οποία έχει προσδιορισθεί σε 0,48Ma (Φυτίκας, 1977, Πασσά, 2007). Παρά το νεαρό της ηλικίας του, το ηφαιστειακό αυτό 9

14 συγκρότημα προσβάλλεται από δύο ακόμη νεότερα συστήματα ρηγμάτων, τα οποία έχουν διευθύνσεις ΔΒΔ-ΑΝΑ και ΒΒΑ-ΝΝΔ, αντίστοιχα. Πιθανά, τα ρήγματα αυτά είναι υπεύθυνα για τη δημιουργία του μικρού εσωτερικού κώνου, καθώς και των ρευμάτων λάβας, που εξαπλώθηκαν στα βόρεια και βορειοανατολικά, ενώ κατέστρεψαν και μικρό τμήμα του κύριου κρατήρα (Φυτίκας, 1977, Πασσά, 2007). Σε απόσταση 4 km βορειοαναταλοικά του κύριου κρατήρα, εντοπίζονται τα πρώτα υλικά από το ηφαίστειο της Φυριπλάκας, τα οποία έχουν προσβληθεί έντονα από το θαλασσινό νερό (Φυτίκας, 1977, Πασσά, 2007). Αργότερα, όταν κομμάτι της περιοχής του ηφαιστείου, αναδύθηκε και έμεινε εκτεθειμένο στην επιφάνεια, τα υλικά συμπαγοποιήθηκαν σε πολύ μικρό πάχος (ποζολανιτίωση) (Φυτίκας, 1977, Πασσά, 2007). Σε μικρό χρονικό διάστημα, μετά τις εκρήξεις, τα χαρακτηριστικά προϊόντα του ηφαιστείου της Φυριπλάκας σχημάτισαν ένα μεγάλο λαχάρ, το οποίο κινήθηκε με σημαντικό μέτωπο προς τη νότια και νοτιοανατολική πλευρά του κόλπου της Μήλου, καλύπτοντας τις εμφανίσεις μικρού πάχους του πράσινου λαχάρ που υπάρχουν στην περιοχή (Πασσά, 2007). Σήμερα, αυτό το λαχάρ, του οποίου τα προϊόντα είναι ρυολιθικής σύστασης (Εικ. 7), αποτελεί σημαντικό κοίτασμα του βιομηχανικού πετρώματος περλίτη και εξορύσσεται από την εταιρεία S&B Βιομηχανικά Ορυκτά Α.Ε. (Εικ. 6). Τα προϊόντα του κύριου κρατήρα είναι, από πετρολογικής απόψεως, ρυόλιθοι περλιτικής υφής, με θεμελιώδη μάζα εντελώς υαλώδη, πολύ όξινη και με φαινοκρυστάλλους πλαγιοκλάστων, χαλαζία, σανίδινου, βιοτίτη και σπάνια πυρόξενων, ενώ συχνή είναι και η παρουσία σιδηρούχων ορυκτών (Φυτίκας, 1977, Πασσά, 2007). Οι ηφαιστίτες των εσωτερικών ρευμάτων λάβας πετρολογικά δεν διαφέρουν από τους ρυόλιθους, περλιτικής υφής, του κύριου κρατήρα. Μερικές φορές μικροσκοπικά, οι περλιτικές λάβες μοιάζουν κατακερματισμένες και επανασυνδεδεμένες με ύαλο (Φυτίκας, 1977, Πασσά, 2007). Εικόνα 6. Πανοραμική όψη του μεγάλου κρατήρα της Φυριπλάκας. 10

15 Σύμφωνα με τον Βουγιουκαλάκη (1992), μετά την ηφαιστειακή δραστηριότητα της Φυριπλάκας δεν εκδηλώνεται άλλη ηφαιστειακή έκρηξη στην περιοχή. Αντίθετα, εξαιτίας της ύπαρξης του γεωθερμικού πεδίου υψηλής θερμοκρασίας, εκδηλώνονται μια σειρά από φρεατικές εκρήξεις στην περιοχή της Ανατολικής Μήλου. Η γεωχημική, γεωφυσική και ηφαιστειολογική του έρευνα καταλήγει στο συμπέρασμα ότι δεν υπάρχουν μεγάλοι μαγματικοί θάλαμοι στην περιοχή της Μήλου ή πιθανόν να υπάρχουν αλλά σε βάθη μεγαλύτερα των 6 km. Επόμενα, κρίνεται ότι ο ηφαιστειακός κίνδυνος στην περιοχή είναι πολύ χαμηλός όσον αφορά ενδεχόμενη ηφαιστειακή έκρηξη (Βουγιουκαλάκης, 1992). Τέλος, σχετικά με τα σεισμικά δεδομένα της περιοχής, η Μήλος κατατάσσεται, μαζί με το μεγαλύτερο μέρος των Κυκλάδων, στη ζώνη της χαμηλότερης σεισμικής επικινδυνότητας της Ελλάδας, γιατί παρατηρείται έντονη μικροσεισμική δραστηριότητα με υπόκεντρα σε μια ζώνη βάθους 5-8 km (Βουγιουκαλάκης, 1992). Εικόνα 7. Στρωματογραφική στήλη από την περιοχή της Φυριπλάκας στη νήσο Μήλο (Φυτίκας, 1977). 11

16 3. Περλίτης 3.1 Ορισμός και Τρόπος Σχηματισμού του Περλίτη Ο περλίτης είναι ένα υαλώδες όξινο ηφαιστειακό πέτρωμα που περιέχει 72-76% SiO 2 και 2-5% κρυσταλλικό νερό. Κύριο χαρακτηριστικό του είναι η περλιτική υφή, η δημιουργία δηλαδή ρωγμών, λόγω συστολής της ηφαιστειακής υέλου κατά την ψύξη του πετρώματος. Οι ρωγμές αυτές χωρίζουν το πέτρωμα σε σφαιρικά σώματα που μοιάζουν με μαργαριτάρια (πέρλες), απ όπου και προέρχεται το όνομά του. Το μέγεθος αυτών των σφαιρικών δομών ποικίλλει από λιγότερο του χιλιοστόμετρου έως αρκετά εκατοστόμετρα. Το περιεχόμενο κρυσταλλικό νερό του περλίτη προέρχεται από μία δευτερογενή ενυδάτωση οψιδιανού, καθιστώντας το θαλάσσιο περιβάλλον, κατάλληλο για τον σχηματισμό του (Κατερινόπουλος και Σταματακάκης, 1995). Με την εμπορική έννοια όμως, «περλίτης» είναι κάθε φυσική ηφαιστειακή ύαλος, η οποία παρουσιάζει την ικανότητα να διογκώνεται από 7 έως 15 φορές, υπό την επίδραση της θερμότητας. Όταν ο περλίτης θερμαίνεται, απότομα και ελεγχόμενα, τήκεται και μαλακώνει, σχηματίζοντας μία λευκή μάζα από μικροσκοπικές υαλώδεις φυσαλίδες. Ουσιαστικά, το περιεχόμενο νερό, που είναι παγιδευμένο στην δομή του, διαφεύγει, οδηγώντας στη διόγκωση του υλικού (Κατερινόπουλος και Σταματακάκης, 1995, Πασσά, 2007). Ο όγκος του αυξάνεται, με αντίστοιχη ελάττωση του ειδικού του βάρους, αποκτώντας μεγάλο πορώδες και εξαιρετικές θερμομονωτικές και ηχομονωτικές ιδιότητες (Κατερινόπουλος και Σταματακάκης, 1995, Πασσά, 2007). Ο βαθμός διόγκωσής του εξαρτάται από το είδος του περλίτη, το χρόνο πύρωσης, την περιεκτικότητά του σε νερό και το περιεχόμενο του σε φαινοκρυστάλλους (Κατερινόπουλος και Σταματακάκης, 1995, Πασσά, 2007). Πέτρωμα Συνθλιμμένος Διογκωμένος Εικόνα 8. Ενδεικτική μορφή από ακατέργαστο, συνθλιμμένο και διογκωμένο περλίτη. 12

17 Από το 1941 άρχισε η συστηματική έρευνα για περλίτη στην Αμερική,αφότου ανακαλύφθηκε τυχαία η ιδιότητα του να διογκώνεται. Οι εμπορικές εφαρμογές για τις οποίες ο περλίτης κρίθηκε κατάλληλος είναι πάρα πολλές, ενώ από το 1949 έχει ιδρυθεί ιδιαίτερο ινστιτούτο τυποποίησης προϊόντων του περλίτη που αποβλέπει στη θέσπιση προδιαγραφών για τις χρήσεις του, αλλά και στην αναζήτηση νέων εφαρμογών. Ενδεικτικό είναι το γεγονός ότι η χρήση του υπερκάλυψε ή και εκτόπισε τη χρήση του βερμικουλίτη στον κατασκευαστικό τομέα και του διατομίτη στη διύλιση και διαύγαση υγρών (Κατερινόπουλος και Σταματακάκης, 1995, Πασσά, 2007). Το πεδίο εφαρμογών του περλίτη είναι τεράστιο και ολοένα διευρύνεται. Όλες όμως σχεδόν οι χρήσεις αφορούν τον διογκωμένο περλίτη που συνδυάζει ένα πλήθος ιδιοτήτων, όπως μικρό μοριακό βάρος, τεράστια ειδική επιφάνεια, πορώδες κτλ. Οι κυριότεροι τομείς όπου βρίσκει εφαρμογή ο περλίτης είναι οι ακόλουθοι: Κατασκευές-οικοδομική: χρησιμοποιείται ως μονωτικό σε οικοδομές και ως αδρανές συστατικό σε προκατασκευασμένο σκυρόδεμα. Η ανάμιξη περλίτη με τσιμέντο Portland και νερό, δίνει ένα ελαφρό μίγμα που χρησιμοποιείται σε πατώματα και οροφές. Επιπλέον, χρησιμοποιείται στους σοβάδες, ώστε το μίγμα να είναι πιο σταθερό και πιο ανθεκτικό στη φωτιά (Κατερινόπουλος και Σταματακάκης, 1995). Κηπουρική: αποτελεί εξαιρετικό προσθετικό για το χώμα, για τη διατήρηση ης υγρασίας και της χαλαρότητας του εδάφους (Κατερινόπουλος και Σταματακάκης, 1995). Διήθηση: χρησιμοποιείται ως ενδιάμεσο διηθητικό φίλτρο κατά το διαχωρισμό υγρού από στερεό στις βιομηχανίες μπύρας, κρασιού, ζάχαρης, νερού και λαδιού, καθώς και στη φαρμακοβιομηχανία (Κατερινόπουλος και Σταματακάκης, 1995). Κρυογενετική: βρίσκει μεγάλη εφαρμογή ως μονωτικό, αφού εμποδίζει τη μετάδοση της θερμότητας και διατηρεί υγρά και αέρια σε χαμηλές θερμοκρασίες. Επίσης, βρίσκει εφαρμογές και στην ηχομόνωση (Κατερινόπουλος και Σταματακάκης, 1995). Άλλες σημαντικές χρήσεις είναι σαν προσθετικό σε πλαστικά, χρώματα στα απορρυπαντικά και σαν άμμος χυτηρίου (Κατερινόπουλος και Σταματακάκης, 1995). Πέρα από τις προαναφερθείσες χρήσεις, ο περλίτης έχει πολλές άλλες εφαρμογές. Στοχεύοντας στην προστασία του περιβάλλοντος, χάρη στο μεγάλο πορώδες του και την υψηλή προσροφητική του ικανότητα χρησιμοποιείται για διήθηση αποβλήτων και λιπαντικών, δέσμευση μολυσμένου υπεδάφους, απορρόφηση βιομηχανικών λαδιών και επικίνδυνων υγρών σε μολυσμένες περιοχές κλπ. Όσον αναφορά τον τρόπο σχηματισμού του περλίτη επικρατούν δύο θεωρίες: Πρώτη Θεωρία: O περλίτης είναι ένα ηφαιστειογενές, υαλώδες πέτρωμα, του οποίου η γενεσιουργός αιτία είναι η όξινη λαβα, που εγχύθηκε επιφανειακά ή υποθαλάσσια κατά την διάρκεια ηφαιστειακών δραστηριοτήτων. Στη συνέχεια, η όξινη αυτή λάβα ψύχθηκε και στερεοποιήθηκε ταχύτατα, υπό συνθήκες που δεν επέτρεψαν τον σχηματισμό κρυσταλλικού πλέγματος, γεγονός που έδωσε τελικά στον περλίτη την υαλώδη μορφή του (Ρούλια, 1996, Πασσά, 2007). Ένας πολύ σημαντικός παράγοντας που επέδρασε για το σχηματισμό του περλίτη ήταν η παρουσία του νερού, καθώς και διαφόρων αερίων που παγιδεύτηκαν στην μάζα του τη στιγμή της ψύξης και της στερεοποίησής του (Ρούλια, 1996, Πασσά, 2007). Εάν η λάβα είναι θερμοκρασίας μεταξύ ο C οι αποθέσεις βρίσκονται κοντά στο ηφαιστειακό πόρο και είναι 13

18 μικρής έκτασης με πάχος m, ενώ εάν η λάβα είναι μικρότερης θερμοκρασίας ( ο C) κρίσιμο ρόλο στην κατακράτηση των αερίων διαδραματίζει το ιξώδες του μάγματος και τα παραγόμενα κοιτάσματα είναι μεγάλου πάχους, μέχρι 350 m. Τέλος, το τελευταίο τμήμα της λάβας που είναι φτωχό σε αέρια, ψύχεται σχηματίζοντας οψιδιανό, ρυόλιθο ή κάποιο άλλο ρυοδακιτικής σύστασης ηφαιστειογενές πέτρωμα (Ρούλια, 1996, Πασσά, 2007). Δεύτερη Θεωρία: Ο περλίτης είναι ένα ενυδατωμένο, ηφαιστειακό γυαλί, που προέρχεται από μία δευτερογενή ενυδάτωση του οψιδιανού. Η περιεκτικότητα σε νερό του οψιδιανού είναι τυπικά μικρότερη από 1 % και θεωρείται ότι είναι ένα πρωτογενές, μαγματικής προέλευσης νερό. Η υψηλότερη περιεκτικότητα σε νερό του περλίτη (μέχρι περίπου 5%) αποδίδεται στην προσθήκη "δευτερεύοντος" νερού από εξωτερικές πηγές, όπως νερό του υπεδάφους ή νερό της επιφάνειας (Ross and Smith, 1955, Friedman et al, 1966, Lofgren, 1971, Πασσά, 2007). Η ενυδάτωση που συμβαίνει κατά τη διάρκεια του σχηματισμού ενός ηφαιστειακού πετρώματος ή γυαλιού αναφέρεται ως πρωτογενής ενυδάτωση, ενώ η ενυδάτωση που συμβαίνει κατά τα πρώτα στάδια των μεταμορφωγενετικών αλλαγών ή μέχρι το πέτρωμα να εκτεθεί στις καιρικές συνθήκες (weathering) ονομάζεται δευτερογενής (Nasedkin, 1988, Πασσά, 2007). Δευτεροβάθμια ενυδάτωση επέρχεται σε ένα γυαλί αρκετά μετά την τοποθέτηση του ή μετά την πλήρη ψύξη του σε επιφανειακές θερμοκρασίες και πραγματοποιείται στις ζεολιθικές φάσεις μεταμόρφωσης ή/και στην εξαλλοίωσή του λόγω καιρικών συνθηκών (weathering) (Nasedkin, 1988, Πασσά, 2007). Ο περλίτης απαντάται συνήθως σε ροές λάβας ή σε ρηχές διεισδύσεις, όπου η εξωτερική επιφάνεια βρίσκεται εκτεθειμένη στο νερό ή/και σε κάποιο σύστηματα ρωγματώσεων, οι οποίες παρέχουν οδούς στα υγρά ούτως ώστε να διεισδύσουν και να προχωρήσει η ενυδάτωση (McPhie et al., 1993). Έτσι, το επιφανειακό νερό, το νερό από υδροθερμικά ρευστά και το νερό από επιφανειακούς ταμιευτήρες διεισδύουν στο στερεό γυαλί, προκαλώντας τη διάρρηξη και τη διάλυση της δομής του, σαν αποτέλεσμα της έντονης πίεσης που του ασκείται (McPhie et al., 1993). Η επανάληψη αυτής της διαδικασίας προκαλεί την προς τα μέσα ανάπτυξη της περλιτικής ρωγμάτωσης (Κοτοπούλη, 1997, Πασσά, 2007). Τα τοξοειδή ή ομόκεντρα σπασίματα (perlitic cracks) που χαρακτηρίζουν την υφή του περλίτη δημιουργούνται από την αργή προοδευτική ενυδάτωση υπό ατμοσφαιρικές συνθήκες. Επομένως, η περλιτική υφή είναι το αποτέλεσμα της πίεσης που ασκείται κατά την ενυδάτωση του γυαλιού και την επακόλουθη αύξηση του όγκου του (Friedman and Smith, 1958, Jezek and Noble,1978, Πασσά, 2007). Ο περλίτης μπορεί να εντοπιστεί σε πυριτικής σύστασης ηφαιστειακούς δόμους και ροές λάβας, σε τόφφους από συγκολλημένη ηφαιστειακή τέφρα, σε λακκόλιθους και σε φλέβες (Breese και Barker, 1994). Ο περλίτης του εμπορίου όμως, συνήθως προέρχεται από ροές λάβας και από δόμους λάβας (Chesterman, 1966). Μια περλιτική ροή μπορεί να έχει πάχος ένα μέτρο μέχρι αρκετά μέτρα και μήκος περισσότερο από ένα χιλιόμετρο. Οι πυριτικές ροές λάβας παρουσιάζουν συνήθως εσωτερικούς ιστούς και δομές όπως για παράδειγμα επιμήκης φαινοκρυστάλλους και κυστίδια (McPhie et al., 1993). Οι περλιτικοί δόμοι κυμαίνονται σε διάμετρο από 100 m μέχρι και 2 km, και μπορούν να φτάσουν σε 14

19 ύψος τα 100 m από τη βάση τους (Chesterman, 1966). Οι ρυολιθικής σύστασης δόμοι είναι συνήθως επίπεδοι ή έχουν μία ελαφρά κλίση στις εξωτερικές επιφάνειες, με απότομες πλαγιές και μέτωπα ροής (Εικ. 9). Τα ανώτερα τμήματα του δόμου μπορεί να παρουσιάζουν απότομες ροές και κεκλιμένες επιφάνειες με κορυφογραμμές (McPhie et al., 1993). Μια χαρακτηριστική διάρθρωση που παρατηρείται σε πολλές πυριτικές ροές και δόμους αποτελείται από μια ιστολογικά διαχωρισμένη σε ζώνες εξωτερική ενότητα γυαλιού που περιβάλλει εσωτερικά τα μερικώς αφυδατωμένα γυαλιά και τον φελσιτικό πυρήνα (Εικ. 9). Η ζώνωση παράγεται από την ταχεία σβέση των εξωτερικών επιφανειών και την σταδιακή εσωτερικά κρυστάλλωση με πιο αργούς ρυθμούς (Breese and Barker, 1994). Εικόνα 9. (Α) Εγκάρσια τομή από μία ροή λάβας πυριτικής σύστασης. Η αριστερή πλευρά απεικονίζει τους ιστούς που προκύπτουν από τα κυστίδια, την αφυάλωση και τον κατακερματισμό της ροής, ενώ η δεξιά πλευρά δείχνει τον προσανατολισμό των εσωτερικών ροών και μία μικρή στρωμάτωση στα εξωτερικά περιθώρια του λατυποπαγούς (Β) Κατακόρυφη τομή διαμέσου της ροής στη θέση που υποδεικνύεται στο (Α), όπου υποδεικνύονται οι κυριότερες ζώνες των σχηματιζόμενων ιστών (McPhie et al., 1993). Η ετερογένεια που παρατηρείται στις υφές ροών λάβας και δόμων πυριτικής σύστασης είναι επίσης αποτέλεσμα της αφυάλωσης και της ενυδάτωσης. Μία απλή περίπτωση που απαντάται στο Little Mountain Glass στην Καλιφόρνια, απεικονίζεται στην εικόνα 9 (McPhie et al., 1993). Σημαντικά τμήματα των ροών λάβας και κυρίως τα εξωτερικά, ψύχονται απότομα σε γυαλί, στο οποίο μπορεί να υπάρχουν άφθονοι φαινοκρύσταλλοι (McPhie et al., 1993). Έτσι, όλα τα εξωτερικά στρώματα κισσήρεως, λατυποπαγούς και οψιδιανού είναι υαλώδη (McPhie et al., 1993). Τα ψυχρότερα τμήματα των ροών λάβας δεν αφυαλώνονται περαιτέρω, εάν και το γυαλί είναι πιθανόν στη συνέχεια να ενυδατωθεί, σχηματίζοντας περλίτη, ή να εξαλλοιωθεί 15

20 και να ανακρυσταλλωθεί (McPhie et al., 1993). Τα εσωτερικά τμήματα των ροών λάβας, ψύχονται με βραδύτερους ρυθμούς, σχηματίζοντας μία ή περισσότερες ζώνες σφαιρολιθικού οψιδιανού γύρω από ένα κρυσταλλικό ρυολιθικό πυρήνα, όπου εμφανίζονται μικροποικιλιτικοί, γρανοφυρικοί και σφαιρολιθικοί ιστοί (McPhie et al., 1993). Κάποιες ροές λάβας, εμφανίζουν ετερογένεια που ορίζεται από τη διακύμανση στο μέγεθος, στην αναλογία και στον τύπο των φαινοκρυστάλλων που υπάρχουν, στην αφθονία των μικρόλιθων, στο χρώμα του γυαλιού και στο χημισμό τους (McPhie et al., 1993). Οι ροές αυτές προέρχονται προφανώς από διαφορετικά μάγματα (McPhie et al., 1993). Συνήθως, οι περλιτικές εκχύσεις δεν είναι πολύ εκτεταμένες, καλύπτοντας επιφάνειες μερικών km 2, λόγω του ότι οι περλίτες είναι πολύ όξινα πετρώματα και συνεπώς έχουν υψηλό ιξώδες (Περράκη-Λοϊσίου, 2007, Πασσά, 2007). Ο χρόνος έκχυσης της λάβας εντοπίζεται στις πρόσφατες γεωλογικές περιόδους του Ηώκαινου και Ολιγόκαινου και ο σχηματισμός των περισσοτέρων αποθεμάτων περλίτη, από πλευράς ηλικίας, τοποθετείται πρόσφατα στο γεωλογικό χρόνο, δηλαδή όχι παλαιότερα του Τριτογενούς, καθώς με την πάροδο του χρόνου οι λάβες υφίστανται αφυάλωση χάνοντας μερικά ή ολικά τη δυνατότητα της διόγκωσης (Κατερινόπουλος και Σταματακάκης, 1995, Ρούλια, 1996, Πασσά, 2007). 16

21 3.2 Εξαλλοίωση Περλιτικών Σχηματισμών Οι περλιτικοί σχηματισμοί συνήθως υπόκεινται σε σταδιακή εξαλλοίωση της μάζας τους. Το τελικό αποτέλεσμα της διαδικασίας της σταδιακής εξαλλοίωσης ενός περλίτη είναι ένα συνονθύλευμα διαγενετικών ορυκτών που περιλαμβάνει σμηκτίτες, οξείδια σιδήρου, ζεόλιθους, γυαλί, πλούσιο σε κάλιο, υπό μορφή γέλης, χριστοβαλίτη, καλιούχους άστριους, χλωρίτη, σερικίτη και διάφορες ανθρακικές ενώσεις (Noh and Boles, 1989, Gifkins et al., 2005). Στα αρχικά στάδια της εξαλλοίωσης, η διαδικασία ξεκινάει με διάλυση του αρχικού ένυδρου γυαλιού και συνεχίζει με διαρκή κρυστάλλωση ορυκτών όπως σμηκτίτη, ανθρακικών ενώσεων ή/και οξειδίων σιδήρου. Αυτή η μάζα ορυκτών συνήθως προσκολλάται παραπλεύρως των περλιτικών σπασιμάτων (perlitic cracks), υπερτονίζοντας με αυτόν τον τρόπο τα περιθώρια των σπασιμάτων. Στα μετέπειτα στάδια, και καθώς συνεχίζεται η διάλυση του γυαλιού ταυτόχρονα με την καθίζηση διαφόρων ορυκτών, η εξαλλοίωση εισχωρεί προοδευτικά και στο εσωτερικό των περλιτικών σπασιμάτων, με αποτέλεσμα τη διάσπαση και τη διάχυση των σπασιμάτων. Τέλος, τα εναπομείναντα μόρια του γυαλιού αφού διαλυθούν, κρυσταλλώνονται σε ζεόλιθους, όπως κλινοπτιλόλιθο ή μορντενίτη ή σε γυαλί υπό μορφή γέλης. Εάν η διαδικασία συνεχιστεί, οι ζεόλιθοι θα αντικατασταθούν τελικά από καλιούχους αστρίους (Noh and Boles, 1989, Gifkins et al., 2005). Στις υποθαλάσσιες ηφαιστειακές ακολουθίες, η διάλυση, η τσιμεντοποίηση και η λιθοποίηση ξεκινούν άμεσα μετά την απόθεση (< 1 Ma). Ωστόσο, τα κύρια στάδια της διαδικασίας της διαγένεσης αναπτύσσονται σε μία σειρά από αναγνωρίσιμες ζώνες, μετά από δεκάδες εκατομμύρια χρόνια (Marsaglia and Tazaki, 1992, Gifkins et al., 2005). Στα περισσότερα πετρώματα, η εξαλλοίωση από γυαλί σε σμικτίτες και στη συνέχεια σε αλκαλικούς ζεόλιθους, οφείλεται σε μία ακολουθία αντιδράσεων ενυδάτωσης και διάλυσης (Εικ. 10). Περαιτέρω αντιδράσεις προκαλούν τη μετάβαση από ασταθή συσσωματώματα ορυκτών σε πιο σταθερά όπως π.χ. το γυαλί υπό μορφή γέλης πλούσιο σε Κ μεταβαίνει σε καλιούχο άστριο (Noh and Boles, 1989, Gifkins et al., 2005). Υπάρχουν τέσσερα στάδια κλαστικής διαγένεσης μετά την αρχική ενυδάτωση και την οξείδωση (Hay, 1963, Fisher and Schmincke, 1984, Picher et al., 1999, Gifkins et al., 2005): 1) ο σχηματισμός αργιλικών ορυκτών στα περιθώρια των επιφανειών του γυαλιού, 2) η μερική έως ολική διάλυση του γυαλιού και η συμπίεσή του, 3) η συμπλήρωση των κενών με ορυκτά, κυρίως ζεόλιθους και ασβεστίτη και 4) η εξαλλοίωση και αντικατάσταση των ορυκτών φάσεων. Σημειώνεται ότι, τα στάδια 2 και 3 είναι δυνατόν να παραλειφθούν. Αναλυτικότερα, το πρώτο στάδιο της διαγένεσης των ηφαιστειογενών ακολουθιών περιλαμβάνει το σχηματισμό ενός λεπτού τσιμέντου στα περιθώρια γύρω από το γυαλί και γύρω από κάποιους κρυστάλλους. Αυτή η επίστρωση τσιμέντου βοηθά στη διατήρηση των περιθωρίων, κατά τη διάρκεια της μεταγενέστερης αντικατάστασης. Ο σχηματισμός του τσιμέντου, είναι δυνατόν να συνοδεύεται από την εξαλλοίωση του ρυολιθικής σύστασης γυαλιού σε αργιλικά 17

22 ορυκτά και το σχηματισμό ασβεστιτικής η κλινοπτιλολιθικής σύστασης τσιμέντου (Marsaglia and Tazaki, 1992, Torres et al., 1995, Gifkins et al., 2005). Στις γρανιτικής σύστασης ηφαιστειακές ακολουθίες, στα περιθώρια των θραυσμάτων γυαλιού και των πόρων των πετρωμάτων με κισσηρώδη υφή σχηματίζονται στρώσεις τσιμέντου από ορυκτά, όπως ο σμηκτίτης, ο ασβεστίτης, ο οπάλιος και σπανιότερα ο χλωρίτης (Henneberger and Browne, 1988, Sheppard et al. 1988, Noh and Boles, 1989, Tsolis- Katagas and Katagas, 1989, Marsaglia and Tazaki, 1992, Torres et al., 1995, Gifkins et al. 2005). Σπάνια, τα θραύσματα και οι πόροι αντικαθιστώνται πλήρως από σμηκτίτη. Οι στρώσεις από σμηκτίτη, πιθανότατα, σχηματίζονται από αλκαλικής σύστασης ρευστά, κατά τη διάρκεια της διάλυσης των ένυδρων επιφανειών του γυαλιού, σύμφωνα με τις ακόλουθες αντιδράσεις (Noh and Boles, 1989, Gifkins et al., 2005): (1) Περλιτικής σύστασης γυαλί Κ Η Η 2 Ο σμηκτίτη γυαλί υπό μορφή γέλης (gel-like glass) Na Ca H 4 SiO 4 ή (2) Ρυολιθικής σύστασης γυαλί + Mg 2+ + H 2 O Na-Ca μοντμοριλλονίτη + SiO 2 + Na + + K + + Fe 2+ Ο σχηματισμός σμηκτίτη και άλλων μαγνησιοπυριτικών ορυκτών, κατά την αλληλεπίδραση του ρυόλιθου με το θαλασσινό νερό, δεν απαιτεί σημαντική αύξηση στο ποσοστό των αλκαλίων, αλλά ευνοεί τη δημιουργία υψηλών λόγων H + /Na + και K + /Ca 2+, και υψηλή δραστηριότητα του Mg 2+ (Hay, 1978, Ηajash and Chandler, 1981, Gifkins et al., 2005). Το δεύτερο στάδιο περιλαμβάνει, τη διάλυση μεγάλου ποσοστού γυαλιού και κρυστάλλων, η οποία ακολουθείται από το σχηματισμό τσιμέντου με νέα ορυκτά και τη λιθοποίηση του μερικά εκατομμύρια χρόνια αργότερα (Marsaglia and Tazaki, 1992, Torres et al. 1995, Gifkins et al., 2005). Η διάλυση των θραυσμάτων του γυαλιού, του ολιβίνη και των αμφιβόλων συμβαίνει ταχύτατα σε μικρά βάθη, πριν το σχηματισμό του τσιμέντου και τη λιθοποίησή του (Smith, 1991, Marsaglia and Tazaki, 1992, Gifkins et al., 2005). Σε μεγαλύτερα βάθη, διαλύονται οι μικρόλιθοι αστρίων και προκύπτουν μεγάλες μάζες γυαλιού, σύστασης όμοιας με αυτή των διαλυμένων συστατικών (Marsaglia and Tazaki, 1992, Gifkins et al., 2005). Αντίθετα, οι κρύσταλλοι πλαγιοκλάστου, υφίστανται πολύ μικρή διάλυση στα πρώτα στάδια της διαγένεσης. Τα στοιχεία πού προέρχονται από τη διάλυση του γυαλιού, βοηθούν στο σχηματισμό νέων ορυκτών. Για παράδειγμα, το Na + που προκύπτει από την ενυδάτωση και τη διάλυση του ρυολιθικής σύστασης γυαλιού (βλ. αντιδράσεις 1 και 2) βοηθά στην κρυστάλλωση του μορντενίτη μέσα σε κυστίδια (Sheppard et al., 1988, Gifkins et al., 2005). Συχνά, η διάλυση συνοδεύεται από μείωση του κενού των πόρων, η οποία προκαλείται λόγω της συμπίεσης, της παραμόρφωσης ή και του θρυμματισμού των κόκκων. Η μείωση του κενού των πόρων, βοηθά στη λιθοποίηση των ηφαιστειογενών ακολουθιών και στο σχηματισμό διαγενετικών αργιλικών ορυκτών που σε συνδυασμό με ανθρακικές ενώσεις δρουν σαν συνδετικό υλικό ( τσιμέντο ). 18

23 Το τρίτο στάδιο αφορά την πλήρωση των κενών και τη τσιμεντοποίηση. Τα κενά γεμίζουν με χριστοβαλίτη και ζεόλιθους τόσο στις γρανιτικές, όσο και στις μαφικές ηφαιστειακές ακολουθίες (Klein and Lee, 1984, Zhou and Fyfe, 1989, Gifkins et al., 2005). Οι ζεόλιθοι συμπληρώνουν κενά σε κυστίδια που έχουν προκύψει λόγω της διάλυσης και αντικαθιστούν απευθείας το γυαλί, σχηματίζοντας ψευδομορφές ή εξαλλοιώνοντας τους υαλώδεις πυρήνες του περλίτη (Dimroth and Lichtblau, 1979, Noh and Boles, 1989, Tsolis-Katagas and Katagas, 1989, Passaglia et al., 1995, Gifkins et al., 2005). Πολλοί από τους ζεόλιθους σχηματίζουν ινώδεις μορφές μέσα στα κυστίδια, οι οποίες διατηρούνται μερικώς, κατά τις αλλεπάλληλες μεταμορφικές ανακρυσταλλώσεις. Ο σχηματισμός πλούσιων σε αλκάλια ζεόλιθων σαν τσιμέντο πλήρωσης των κενών συνεπάγεται την ενυδάτωση και τη διάλυση του γυαλιού από αλατώδηαλκαλικά διαλύματα (Ratterman and Surdam, 1981, Noh and Boles, 1989, Gifkins et al., 2005). Ο σχηματισμός τσιμέντου στα περιθώρια και τσιμέντου πλήρωσης των κενών καταλήγει στο σχηματισμό ενός λιθοποιημένου πετρώματος. Τα τσιμέντα μειώνουν το πορώδες, ενδυναμώνουν τη σύνδεση μεταξύ των κόκκων και μειώνουν το ποσοστό της συμπίεσης. Το αρχικό % του πορώδους ενός καλά διαβαθμισμένου ψαμμίτη μπορεί να μειωθεί κατά % χάρη στο τσιμέντο από αργιλικά ορυκτά, ανθρακικές ενώσεις και ζεόλιθους (Helmold and van de Kamp, 1984, Gifkins et al., 2005). Το τέταρτο στάδιο περιλαμβάνει την εξαλλοίωση και την αντικατάσταση των ορυκτών φάσεων. Οι παρακάτω αντιδράσεις αφορούν στη διάλυση και την αντικατάσταση των προηγούμενων διαγενετικών φάσεων, του εναπομείναντος γυαλιού υπό μορφή γέλης και των μαγματικών ορυκτών, όπως το πλαγιόκλαστο (Torres et al., 1995, Gifkins et al., 2005). Με το πέρας του χρόνου και την αυξανόμενη θερμοκρασία, τα συσσωματώματα των ζεόλιθων γίνονται πολύ επιδεκτικά στην αντικατάσταση, επειδή η κρυστάλλωσή τους ελέγχεται από τη θερμοκρασία, την πίεση των ρευστών και τη σύσταση του υγρού και του πετρώματος. Η μετάβαση από ασταθείς ζεόλιθους (φιλλιψίτης, κλινοπτιλόλιθος, χεουλανδίτης) σε πιο σταθερές ορυκτές φάσεις (μορντενίτης, ανάλκιμο, λωμοντίτης, καλιούχος άστριος) είναι κοινή διαδικασία και υποδεικνύει τις ακόλουθες αντιδράσεις αφυδάτωσης (Ratterman and Surdam, 1981, Noh and Boles, 1989, Smith 1991, Gifkins et al., 2005): (3) 2.75 κλινοπτιλόλιθος Na H 4 SiO 4 Na-κλινοπτιλόλιθος μορντενίτη K Mg H H 2 O Ο κλινοπτιλόλιθος και ο μορντενίτης μπορούν ακόμα να αντιδράσουν με το διάλυμα ώστε να σχηματίσουν ανάλκιμο, αδουλάρια, χαλαζία και ασβεστίτη (Iijima, 1974, Gifkins et al., 2005). (4) Μορντενίτης + 2Na + + CO 3 2+ Ανάλκιμο + 6SiO 2 + CaCO 3 + 5H 2 O (5) Κλινοπτιλόλιθος + Ca HCO 3+ Ανάλκιμο + αδουλάρια + 5SiO 2 + CaCO 3 + CO 2 + 8H 2 O 19

24 Με τον αυξανόμενο ρυθμό διαγένεσης μπορεί να ευνοηθεί ο σχηματισμός ζεόλιθων πλούσιων σε ασβέστιο. Το φαινόμενο αυτό είναι συνηθέστερο στις μαφικές ακολουθίες λόγω των αυξημένων λόγων Ca 2+/ Na +, που προκύπτουν εξαιτίας του σχηματισμού του αλβίτη από το ασβεστούχο πλαγιόκλαστο (Utada, 1991, Gifkins et al., 2005). Επιπλέον, μπορεί να κρυσταλλωθούν χλωρίτης και επίδοτο, ως προϊόντα άμεσης εξαλλοίωσης των αργίλων, σε σχετικά μικρά βάθη (420 m) στις σύγχρονες γεωθερμικές περιοχές και των δακιτικών γυαλιών σε βασαλτικά (White and Sigvaldason, 1962, Gifkins et al., 2005). Ο σχηματισμός του επιδότου εξαρτάται από τη διαθεσιμότητα σε Fe 3+ και ελέγχεται πιθανώς από τον προγενέστερο σχηματισμό του παλαγωνίτη. Σε περιπτώσεις, όπου ο παλαγωνίτης δεν υπάρχει, η αντίδραση του βασαλτικού γυαλιού που σχηματίζει χλωρίτη, απελευθερώνει ασβέστιο, το οποίο καταναλώνεται για το σχηματισμό του επιδότου (Baragar et al., 1979, Gifkins et al., 2005). Ο χλωρίτης και το επίδοτο, είναι επίσης δείκτες χαμηλού βαθμού μεταμόρφωσης και η ανάπτυξη αυτών των ορυκτών μπορεί να γεφυρώσει το χάσμα μεταξύ διαγένεσης και μεταμόρφωσης, όπου το γυαλί και οι διαγενετικοί άργιλοι αντικαθίστανται από φυλλοπυριτικά ορυκτά (Gifkins et al., 2005). Ο καλιούχος άστριος είναι κοινό ορυκτό σε διαγενετικά εξαλλοιωμένα ηφαιστειακά γυαλιά. Οι Munha et al. (1980) πρότειναν ότι, κάτω από τους 150 ο C, το Na + στο γυαλί μπορεί να αντικατασταθεί από το K + του θαλασσινού νερού, με αποτέλεσμα την καθίζηση Κ-αστρίου και K-σμηκτίτη. Ωστόσο, ο K-άστριος δεν έχει αναγνωρισθεί ως άμεσο προϊόν της εξαλλοίωσης του γυαλιού, με αποτέλεσμα να απαιτούνται ορισμένες ενδιάμεσες φάσεις. Οι Iijima και Hay (1968), Surdam και Sheppard (1978) και Hay και Guldman (1987) αναγνώρισαν ότι ο K-άστριος αντικατέστησε τα ορυκτά μορντενίτης, ανάλκιμο, κλινοπτιλόλιθος και φιλλιψίτης. Σε αντίθεση, οι Noh και Boles (1989) πρότειναν ότι ο Κ-άστριος κρυσταλλώθηκε από πυριτικό γυαλί, μέσω μιας σειράς αντιδράσεων ενυδάτωσης και διάλυσης, οι οποίες περιείχαν μια ενδιάμεση φάση από πλούσιο σε Κ + γυαλί υπό μορφή γέλης: (6) Δακιτικό γυαλί + nh 2 O Περλιτικό γυαλί + Na + + OH - Αυτή η αντίδραση προφανώς ακολουθείται είτε από την αντίδραση 7 είτε την αντίδραση 8, η οποία περιλαμβάνει Mg 2+ από το θαλασσινό νερό. (7) 12.5 perlitic glass K H H 2 O smectite gel-like glass Na Ca H 4 SiO 4 (8) 2.79 perlitic glass Mg Fe H H 2 O 1.27 smectite + gel-like glass Na Ca H 4 SiO 4 Το κάλιο που απελευθερώνεται κατά τις αντιδράσεις σχηματισμού ζεόλιθων χρησιμοποιείται για το σχηματισμό του Κ-άστριου. Γυαλί υπό μορφή γέλης K H H 2 O 1.3 K-feldspar Na Ca H 4 SiO Mg Fe 2+ Ο αλβίτης είναι προϊόν αντικατάστασης του πλαγιοκλάστου και του Κ- άστριου από ρυολιθικά σε βασαλτικά γυαλιά (Munha et al., 1980, Boles, 1982, Torres 20

25 et al., 1995, Gifkins et al., 2005). Η αλβιτοποίηση του πλαγιοκλάστου προκύπτει από τη διάλυση και την αντικατάσταση (Boles, 1982, Shiraki and Iiyama, 1990, Torres et al., 1995, Gifkins et al., 2005). Σε πολλές περιπτώσεις, η αλβιτοποίηση έχει εισχωρήσει στις ρωγμές των κρυστάλλων του πλαγιοκλάστου (Boles, 1982, Gifkins et al., 2005). Η αντικατάσταση του πλαγιοκλάστου και του Κ-αστρίου από αλβίτη μπορεί να αντικατοπτρίζει την ανταλλαγή Κ + από το πέτρωμα, με Na + από το θαλασσινό νερό, σε μεγαλύτερα βάθη και θερμοκρασίες ( ο C) (Iijima and Utada, 1972, Merino, 1975, Munha et al., 1980, Boles, 1982, Gifkins et al., 2005). Το Na + και το Si 4+ που απαιτούνται για την κρυστάλλωση του αλβίτη, παραχωρούνται από το θαλασσινό νερό και τις προηγούμενες διαγενετικές αντιδράσεις (Boles and Coombs, 1977, Boles, 1982, Gifkins et al., 2005). Εικόνα 10. Διαγράμματα που απεικονίζουν τα διαδοχικά στάδια εξαλλοίωσης ηφαιστειακού γυαλιού πυριτικής και βασαλτικής σύστασης σε σχέση με το βάθος και τη θερμοκρασία (Gifkins et al., 2005). 21

26 3.3 Ρυολιθικές Λάβες Περλιτικής Υφής της Νήσου Μήλου Γεωχρονολογήσεις και ηφαιστειακά δεδομένα από την ευρύτερη περιοχή της νήσου Μήλου υποδεικνύουν τέσσερεις βασικούς ηφαιστειακούς κύκλους, η ηλικία των οποίων κυμαίνεται μεταξύ 3.5 και 0.1 εκ. χρόνια πριν από σήμερα (Fytikas et al., 1986). Η παλαιότερη ηφαιστειακή δραστηριότητα αποτελείται σχεδόν εξολοκλήρου από πυροκλαστικά και υποθαλάσσια προϊόντα, ενώ στη συνέχεια και από χερσαία. Κατά τη διάρκεια της πιο πρόσφατης ηφαιστειακής δραστηριότητας, τα ηφαιστειακά κέντρα μετανάστευσαν και συγκεντρώθηκαν στο κεντρικό τμήμα της Μήλου και στην Αντίμηλο (Fytikas et al., 1986). Στα παλαιότερα προϊόντα της τελευταίας ηφαιστειακής δραστηριότητας κυριαρχούν οι ανδεσίτες και οι δακίτες, ενώ στα νεότερα επικρατούν οι ρυόλιθοι (Fytikas et al., 1986). Η ηφαιστειακή εξέλιξη και οι γεωχημικές αναλύσεις των ηφαιστειακών προϊόντων αποδεικνύουν πως η πηγή τροφοδοσίας της παλαιότερης ηφαιστειότητας προέρχεται από τα βαθύτερα στρώματα του ηπειρωτικού φλοιού, προκαλώντας κλασματική κρυστάλλωση, ενώ η πηγή τροφοδοσίας της πιο πρόσφατης ηφαιστειότητας ήταν μικροί και σχετικά μικρού βάθος μαγματικοί θάλαμοι, οι οποίοι θεωρούνται υπεύθυνοι για την υψηλή ενθαλπία που παρατηρείται στο νησί (Fytikas et al., 1986). H νεότερη ηφαιστειακή δραστηριότητα στο νησί της Μήλου έλαβε χώρα κατά το Ανώτερο Πλειστόκαινο. Αποτέλεσμα αυτής της ηφαιστειότητας ήταν ο σχηματισμός μεγάλων και μικρών κρατήρων και δόμων, από ρεύματα λάβας ρυολιθικής έως ρυοδακιτικής σύστασης (Φυτίκας, 1977). Τα δύο κυριότερα ηφαιστειακά κέντρα, όξινης σύστασης που απαντώνται στο νησί είναι αυτό του Τράχηλα, βόρεια του νησιού και της Φυριπλάκας, νότια. Η εκρηκτική δραστηριότητα που προήλθε από τον ηφαιστειακό κώνο του Τράχηλα ξεκίνησε με την απόθεση πυροκλαστικών ροών. Αυτές οι αποθέσεις, σχηματίζουν έναν ευρύ, βασαλτικής σύστασης δακτύλιο, αλλά απαντώνται επίσης και στις πλαγιές του γειτονικού δόμου της Πλάκας. Παρατηρώντας τα προϊόντα της ηφαιστειακής δραστηριότητας του Τράχηλα γίνεται αντιληπτή η σταδιακή μείωση της εκρηκτικής του δραστηριότητας, καθώς επίσης και ότι στα πρώτα στάδια υπήρχε αλληλεπίδραση του νερού με το μάγμα (Fytikas et al., 1986). Στην περιοχή της Φυριπλάκας, εντοπίζονται αρκετοί κρατήρες και τα προϊόντα τους, που προέρχονται από διαφορετικούς ηφαιστειακούς κύκλους που έλαβαν χώρα στο παρελθόν. Το παλαιότερο τμήμα αποτελείται από έναν δακτύλιο ηφαιστειακής τέφρας, υπολείμματα του οποίου εντοπίζονται και στο νοτιοδυτικό τμήμα του Προβατά. Στη συνέχεια, ένας κώνος από μπλοκ και τεμάχη πυροκλαστικών προϊόντων υπερκάλυψε τον βασαλτικό δακτύλιο, ενώ η δραστηριότητα αυτή πιθανότατα τερματίστηκε από την έκχυση λάβας. Η διαδικασία συνεχίστηκε με αρκετές φρεατικές εκρήξεις, οι οποίες σχημάτισαν αποθέσεις, σχεδόν αποκλειστικά, από θραύσματα του μεταμορφικού υποβάθρου (πράσινο λαχάρ). Η παρουσία ενός ορίζοντα απολιθωμένης ηφαιστειακής τέφρας, που υπέρκειται των παραπάνω αποθέσεων, υποδεικνύει μία μικρή παύση της ηφαιστειότητας στην περιοχή. Αργότερα, ένας νέος ηφαιστειακός κύκλος ξεκινά, ο οποίος χαρακτηρίζεται από φρεατομαγματική δραστηριότητα, αποτέλεσμα της οποίας είναι ένας ευρύς 22