Ο ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΗΣ ΤΟΥ ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΥ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΛΕΣΒΟΥ ΣΟΦΙΑ ΛΑΜΕΡΑ

Ο ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΗΣ ΤΟΥ ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΥ ΤΗΣ ΝΗΣΟΥ ΛΕΣΒΟΥ ΣΟΦΙΑ ΛΑΜΕΡΑ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΠΑΤΡΑ 2004

ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Τελειώνοντας την παρούσα διδακτορική διατριβή, θα ήθελα να ευχαριστήσω τους ανθρώπους που συνέβαλλαν, ο καθένας με τον τρόπο του, κατά τη διάρκεια αυτών των ετών, στην ολοκλήρωσή της: την επιβλέπουσα καθηγήτρια K. St.Seymour, για την επιστημονική γνώση και καθοδήγηση που μου παρείχε, αλλά και για την ηθική συμπαράστασή της, τους G.Pe-Piper και D. Piper, για τη βοήθεια που μου παρείχαν σε προσωπική επικοινωνία και για τα δείγματα και τα δεδομένα σχετικά με τον Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου, από τα οποία ξεκίνησα την έρευνά μου, τα μέλη των επιτροπών μου για τις διορθώσεις τους, τους μεταπτυχιακούς, τότε, φοιτητές του εργαστηρίου Κούλη Μαρία και Βαμβουκάκη Κωνσταντίνο, για τη συμμετοχή τους στην εργασία υπαίθρου και τη βοήθειά τους, τους γονείς μου, Γιάννη και Μαρία Λαμέρα για την ηθική και υλική συμπαράστασή τους το σύζυγό μου Δάμπλια Χάρη για την υπομονή του. Η διατριβή αυτή είναι αφιερωμένη στο γιό μου που γεννήθηκε στις 11 Δεκέμβρη 2004. ΑΝΑΓΝΩΡΙΣΗ Η χρηματοδότηση της παρούσας διδακτορικής διατριβής έγινε από το ΠΕΝΕΔ 99-ΕΔ 127 καθώς και από χορηγία «Καραθεοδωρή» στην Κ. Στ. Σέϋμουρ.

Επιβλέπων Καθηγητής: K.St. Seymour Μέλη Συμβουλευτικής Επιτροπής: Κοτοπούλη Κωνσταντίνα Pe-Piper Γεωργία Μέλη Εξεταστικής Επιτροπής: Βαρνάβας Σωτήριος Ζεληλίδης Αβραάμ Μητρόπουλος Παναγιώτης Τσικούρας Βασίλειος «Η έγκριση της παρούσης Διδακτορικής Διατριβής από το Γεωλογικό Τμήμα του Πανεπιστημίου Πατρών δεν σημαίνει αποδοχή των απόψεων του συγγραφέα.» (Νόμος 5343/1932, άρθρο 202)

ΠΙΝΑΚΑΣ ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΩΝ 1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ...1 1.1 Στόχοι της διατριβής. 1 1.2 Εργασία υπαίθρου. 1 1.3 Προηγούμενες και παράλληλες με την παρούσα διατριβή εργασίες 2 1.4 Γεωλογικό πλαίσιο....3 1.4.1 Στρωματογραφία 4 1.4.2 Ηφαιστειακή στρωματογραφία..8 1.4.3 Τεκτονικό πλαίσιο 13 2. ΣΤΟΙΧΕΙΑ ΗΦΑΙΣΤΕΙΟΛΟΓΙΑΣ ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΩΝ (ΠΥΡΟΜΒΡΙΤΩΝ) 15 2.1 Πυροκλαστικές ροές 15 2.1.1 Είδη αποθέσεων πυροκλαστικών ροών...15 2.1.2 Τρόποι δημιουργίας πυροκλαστικών ροών.. 16 2.2 Ιγκνιμβρίτες (Πυρομβρίτες) Πυροκλαστικές ροές κίσσηρης...20 2.2.1 Κίνηση και σχέση με την τοπογραφία.21 2.2.2 Μέγεθος της πυροκλαστικής ροής κίσσηρης, επιφανειακή εξάπλωση και όρια των ιγκνιμβριτών...22 2.2.3 Πετρογραφικά στοιχεία των ιγκνιμβριτών..23 2.2.4 Ψύξη, Συγκόλληση και Κρυστάλλωση Αέριας Φάσης..24 2.2.5 Ζώνωση...28 2.2.6 Δομές..31 2.2.7 Συνοδές αποθέσεις.33 3. ΣΧΕΣΕΙΣ ΥΠΑΙΘΡΟΥ ΚΑΙ ΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ ΤΟΥ ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΗ ΤΟΥ ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΥ.....35 3.1 Επιφανειακή εξάπλωση και όρια του Ιγκνιμβρίτη.....35 3.2 Οι μονάδες ψύξης του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου και η μεταξύ τους σχέση..39 3.3 Περιγραφή των μονάδων 42

3.3.1 Το Λατυποπαγές Βάσης..42 3.3.2 Οι κατώτερες μονάδες του Ιγκνιμβρίτη...45 3.3.3 Η μονάδα Ιώδους Ιγκνιμβρίτη....48 3.3.4 Οι μονάδες Μεγαφιάμμα Ιγκνιμβρίτη......51 3.3.5 Η μονάδα Ιγκνιμβρίτη Λατομείου....55 4. ΟΙ ΠΗΓΕΣ ΤΟΥ ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΗ....56 4.1 Η μέθοδος των μέγιστων λιθικών και φιαμμών...56 4.2 Η πηγή των κατώτερων μονάδων του Ιγκνιμβρίτη 67 4.3 Η πηγή της μονάδας του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη..69 4.4 Η πηγή των μονάδων του Μεγαφιάμμα Ιγκνιμβρίτη...74 4.5 Η πηγή της μονάδας του Ιγκνιμβρίτη Λατομείου..78 4.6 Συμπεράσματα...79 5. ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΑ ΤΟΥ ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΗ ΤΟΥ ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΥ 80 5.1 Γενικά..80 5.2 Το Λατυποπαγές Βάσης.81 5.3 Η μονάδα Λευκού Ιγκνιμβρίτη.84 5.4 Η μονάδα Ροδόχρου Ιγκνιμβρίτη..86 5.5 Η μονάδα Γκρίζου Ιγκνιμβρίτη..89 5.6 Η μονάδα Ιώδους Ιγκνιμβρίτη.94 5.7 Οι μονάδες Μεγαφιάμμα Ι, ΙΙ και ΙΙΙ Ιγκνιμβρίτη.....100 5.8 Η μονάδα Ιγκνιμβρίτη Λατομείου.105 5.9 Συμπεράσματα...106 6. ΟΡΥΚΤΟΧΗΜΕΙΑ.111 6.1 Μέθοδοι...111 6.2 Αλκαλικοί Άστριοι...111 6.3 Πλαγιόκλαστα. 117 6.4 Βιοτίτης....135

6.5 Πυρόξενοι 145 6.6 Οξείδια Fe-Ti...149 6.7 Συμπεράσματα.150 7. ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ..153 7.1 Μέθοδοι...153 7.1.1 Ηλεκτρονικός Μικροαναλυτής...153 7.1.2 Φθορισμός ακτίνων Χ......153 7.1.3 Laser ablation microprobe...153 7.2 Κατανομές Κύριων Στοιχείων και Ιχνοστοιχείων στις μονάδες του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου. 154 7.2.1 Χημική Ταξινόμηση των μονάδων του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου....154 7.2.2 Συμπεράσματα....163 7.2.3 Κατανομές Κύριων Στοιχείων...163 7.2.3.1 Διαγράμματα Harker για τα Κύρια Στοιχεία....163 7.2.3.2 Παρουσία γυαλιών με διακριτή χημική σύσταση εντός του πληθυσμού των θραυσμάτων ηφαιστειακού γυαλιού και κισσήρεως του ιδίου δείγματος...184 7.2.4 Κατανομές Ιχνοστοιχείων και Σπάνιων Γαιών ως προς το Zr.186 7.2.5 Κατανομές Σπανίων Γαιών..191 7.2.6 Κατανομές Ιχνοστοιχείων 195 7.3 Χημική ταξινόμηση και συσχετισμός της μονάδας του Ροδόχρου Ιγκνιμβρίτη του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου και του Sarimsak Stone 204 7.4 Συμπεράσματα....208

8. ΠΕΤΡΟΓΕΝΕΣΗ.208 8.1 Κλασματική Κρυστάλλωση...208 8.2 Μείξη.221 8.3 Συμπεράσματα...224 9. ΣΥΖΗΤΗΣΗ.226 10. ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ.231 11. ΜΕΛΛΟΝΤΙΚΗ ΕΡΕΥΝΑ..232 12. ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ 13. ΠΑΡΑΡΤΗΜΑΤΑ

1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Οι ροές ιγκνιμβριτών αποτελούν το πιο καταστροφικό ηφαιστειακό φαινόμενο. Μέχρι πρόσφατα οι αποθέσεις τους συγχέονταν με λάβες. Η πολυπλοκότητα των αποθέσεων και το πλήθος των πληροφοριών που μπορούν να δώσουν για το μαγματικό θάλαμο από τον οποίο προήλθαν καθώς και για την ιστορία της ηφαιστειακής έκρηξης κάνουν τους ιγκνιμβρίτες ένα εξαιρετικά ενδιαφέρον αντικείμενο έρευνας. 1.1. Στόχοι της Διατριβής Η παρούσα διατριβή ασχολήθηκε με τον Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου της νήσου Λέσβου, μία σύνθετη απόθεση που καλύπτει σχεδόν το ένα τρίτο της έκτασης του νησιού. Στόχοι της διατριβής ήταν: 1. Η μελέτη της στρωματογραφίας του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου 2. Ο προσδιορισμός της προέλευσης του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου 3. Η μελέτη της πετρογραφίας, ορυκτοχημείας και γεωχημείας των μονάδων του Ιγκνιμβρίτη 4. Η μελέτη της διαφοροποίησης των μαγμάτων στους υποηφαιστειακούς μαγματικούς θαλάμους και ο πιθανός ρόλος της μείξης μαγμάτων. 1.2. Εργασία Υπαίθρου Η εργασία υπαίθρου πραγματοποιήθηκε σε τρεις περιόδους στο χρονικό διάστημα 1999-2003. Αποτέλεσε μέρος της συμμετοχής μου στο ΠΕΝΕΔ 99- ΕΔ 127 με τίτλο «Διερεύνηση των δυνατοτήτων της τηλεπισκόπησης για την ανίχνευση πολυτίμων μετάλλων στα γεωθερμικά πεδία των νήσων Λέσβου και Νισύρου με πιλοτική μελέτη της νήσου Μήλου» και επιστημονικό υπεύθυνο τον καθηγητή του Ε.Μ.Π. Δ. Ρόκο. Το Σεπτέμβριο του 1999 μελετήθηκε η στρωματογραφία του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου και έγινε η πρώτη δειγματοληψία για την κατασκευή λεπτών τομών με βάση τις οποίες έγινε η πετρογραφική μελέτη των μονάδων του Ιγκνιμβρίτη, καθώς και οι πρώτες γεωχημικές αναλύσεις. Το Νοέμβριο του 2000 έγινε συμπληρωματική, λεπτομερέστερη δειγματοληψία και οριστικοποιήθηκε η στρωματογραφία. Έγιναν επίσης μετρήσεις του μεγέθους των λιθικών τεμαχών και των φιαμμών των κύριων μονάδων του Ιγκνιμβρίτη, ακολουθώντας τη μέθοδο των Cas & Wright που περιγράφεται αναλυτικά στο 1

Κεφ.4. Οι μετρήσεις αυτές αποτέλεσαν τη βάση των δεδομένων για τον προσδιορισμό της προέλευσης των τεσσάρων μονάδων του Ιγκνιμβρίτη που παρουσιάζουν τη μεγαλύτερη εξάπλωση στη Λέσβο. Τον Ιούλιο του 2003 έγινε λεπτομερής εργασία μέτρησης του μεγέθους των λιθικών τεμαχών και των φιαμμών των μεσαίων μονάδων του Ιγκνιμβρίτη σε όλη την έκταση που καλύπτει αυτός και σε πυκνό δίκτυο εμφανίσεων. Επίσης έγιναν ενδεικτικές μετρήσεις του μεγέθους των λιθικών τεμαχών και των φιαμμών της ανώτερης μονάδας του Ιγκνιμβρίτη καθώς και μίας από τις κατώτερες μονάδες, οι οποίες έδωσαν ενδείξεις για την προέλευση δύο αλλόχθονων μονάδων. Τον Αύγουστο του 2003 έγινε εργασία υπαίθρου στις γειτονικές ακτές της Μ. Ασίας, δειγματοληψία του Sarimsak Stone, ο οποίος πιθανά σχετιζόταν με μία από τις κατώτερες μονάδες του Ιγκνιμβρίτη, καθώς και ενδεικτικές μετρήσεις του μεγέθους των λιθικών τεμαχών και των φιαμμών του. 1.3. Προηγούμενες και παράλληλες με την παρούσα διατριβή εργασίες Οι πρώτες αναφορές στην πετρολογία και γεωχημεία των ηφαιστειακών πετρωμάτων της Λέσβου έγιναν από τους Georgalas (1949) και Prager (1966). Οι Borsi et al. (1972) ασχολήθηκαν αρχικά με την πετρολογία και τη γεωχρονολόγηση των ηφαιστειακών πετρωμάτων της Λέσβου. Χαρτογράφηση της ηφαιστειακής ακολουθίας έγινε από τον Hecht (1972-5). Αναφορά στα ηφαιστειακά πετρώματα της Λέσβου γίνεται επίσης σε εργασίες των Fytikas et al. (1979, 1984) και Innocenti et al. (1982, 1984) οι οποίοι ασχολήθηκαν με την ηφαιστειότητα της ευρύτερης περιοχής του Αιγαίου. Η πρώτη μελέτη των ηφαιστειακών πετρωμάτων της Λέσβου γίνεται από την Pe-Piper η οποία αναφέρει για πρώτη φορά τις μονάδες ψύξης των ιγκνιμβριτών και τις διευθύνσεις ροής τους (Pe-Piper, 1977, 1978, 1980b). Από την Pe-Piper αναγνωρίστηκαν 10 μονάδες ψύξης, οι οποίες ονομάστηκαν A-J. Στη συνέχεια μελετάται η γεωχημεία των σωσωνιτικών πετρωμάτων της Λέσβου (Pe-Piper, 1980a, 1984, Pe-Piper & Piper, 1980, 1992), η στρωματογραφία και πετρογραφία της Μειοκαινικής ηφαιστειακής ακολουθίας (Pe-Piper, 1980b, Pe-Piper & Piper, 1993) και ο ρόλος της μείξης μαγμάτων στην πετρογένεση σωσωνιτικών διεισδύσεων και λαβών της Λέσβου (Pe-Piper et al., 2003). 2

Η Τσώλη- Καταγά (1981, 1982, 1983) ασχολήθηκε με τις αργιλικές εξαλλοιώσεις των ηφαιστειακών πετρωμάτων της Λέσβου. Οι Vamvoukakis et al. (2000, 2001, 2004), Seymour et al. (2001b, 2002), Rokos et al. (2000a, b) και Μαυρατζά (2000, 2002) ασχολούνται με τα κοιτάσματα επιθερμικού χρυσού στις ζώνες υδροθερμικής εξαλλοίωσης των ηφαιστειακών πετρωμάτων της Λέσβου. Οι Kouli et al. (2001a,b, 2002), Kouli and Seymour (2003) και Seymour et al. (2001b, 2003a, 2003b) ασχολούνται με την αναγνώριση καλδέρων και λοιπών ηφαιστειακών δομών στο ηφαιστειακό πεδίο της Λέσβου με τη χρήση τεχνικών τηλεπισκόπισης σε συνδυασμό με γεωλογικά στοιχεία υπαίθρου. Στην παρούσα διδακτορική διατριβή μελετήθηκε η στρωματογραφία του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου. Αναγνωρίστηκαν 8 μονάδες ψύξης, οι οποίες δεν στάθηκε δυνατό να αντιστοιχηθούν με τις μονάδες ψύξης A-J της Pe-Piper, όμως αυτό αποτελεί αντικείμενο για μελλοντική έρευνα και συνεργασία. Τα πρώτα αποτελέσματα της μελέτης της στρωματογραφίας, πετρογραφίας, ορυκτοχημείας και γεωχημείας των μονάδων του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου ανακοινώθηκαν το 2001 (Lamera et al., 2001a, 2001b). Στη συνέχεια μελετήθηκαν εκτενέστερα η ηφαιστειακή στρωματογραφία, η γεωχημεία και οι πηγές του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου (Lamera & Seymour, 2004a, Lamera et al., 2004c) καθώς και η λαχαρική απόθεση βάσης του Ιγκνιμβρίτη (Lamera et al., 2004b). Μελετήθηκε ακόμα η σχέση μίας από τις μονάδες του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου με τον ιγκνιμβρίτη Sarimsak Stone στα παράλια της Μ. Ασίας (Seymour et al., 2004a). Τέλος, μελετήθηκε η χρήση της ανώτερης από τις μονάδες του Ιγκνιμβρίτη ως πρώτη ύλη για την κατασκευή μνημείων (Seymour et al., 2004b). Εκ των υστέρων έγινε αναφορά στους ιγκνιμβρίτες της Λέσβου από τους Helbling & Altherr (2003). 1.4. Γεωλογικό πλαίσιο Η νήσος Λέσβος βρίσκεται στο ανατολικό Αιγαίο πέλαγος, κοντά στις τουρκικές ακτές μεταξύ 39 0 Β πλάτους και 26 0 Δ μήκους (Εικ.1.4, σελ.14). Το μέγιστο μήκος του νησιού, από Α προς Δ, είναι περίπου 70 Km, ενώ το μέγιστο πλάτος του, από Β προς Ν, είναι περίπου 45 Km. Οι κορυφές των ψηλότερων βουνών του φτάνουν τα 968 m υψόμετρο. 3

1.4.1. Στρωματογραφία Η νήσος Λέσβος δομείται κυρίως από αλπικούς και προαλπικούς σχηματισμούς καθώς και από κλαστικά και ηφαιστειακά πετρώματα Τεταρτογενούς και Νεογενούς ηλικίας. Οι Katsikatsos et al. (1986) κατατάσσουν τους σχηματισμούς αυτούς στην Πελαγονική ζώνη, ενώ αντίθετα ο Παπανικολάου (1986) θεωρεί τη Λέσβο ανεξάρτητη ενότητα και αναφέρει ότι πολλά από τα γεωλογικά χαρακτηριστικά της είναι παραπλήσια με αυτά της Περιροδοπικής ζώνης. Ο Hecht (1972, 1974) διαχωρίζει τους αλπικούς και προαλπικούς σχηματισμούς από τα κατώτερα προς τα ανώτερα μέλη, σε τρεις ενότητες. Στην πρώτη επικρατούν σχιστόλιθοι και μάρμαρα Λιθανθρακοφόρου ηλικίας, στην επόμενη εμφανίζονται κυρίως σχιστόλιθοι, φυλλίτες και μάρμαρα Λιθανθρακοφόρου-Τριαδικής ηλικίας, ενώ η τρίτη δομείται από υπερβασικά πετρώματα. Οι τρεις αυτές ενότητες βρίσκονται σε τεκτονική σχέση μεταξύ τους. Οι Katagas & Panagos (1979) περιγράφουν από το νότιο τμήμα της Λέσβου, όπου απαντώνται Ανω-Παλαιοζωϊκά -Τριαδικά μάρμαρα και φυλλίτες με παρεμβολές βασικών μετα- ηφαιστειτών, ορυκτολογικές παραγενέσεις χαρακτηριστικές της πρασινοσχιστολιθικής φάσης, η θερμοκρασία σχηματισμού των οποίων καθορίζεται στους 270-360 C και η πίεση σε λιγότερο από 5 kb. Σύμφωνα με εκτεταμένες υπαίθριες εργασίες των Katsikatsos et al. (1982, 1986), στη γεωλογική δομή της Λέσβου συμμετέχουν από κάτω προς τα πάνω οι ακόλουθες ενότητες (Εικ.1.1): α) Αυτόχθονη σειρά αλπικών και προαλπικών σχηματισμών: Πρόκειται για σειρά σχηματισμών χωρίς στρωματογραφικές ασυνέχειες, που αποτελείται εξολοκλήρου από μετακλαστικά πετρώματα (σχιστόλιθους, φυλλίτες, μεταψαμμίτες) με φακούς και ενστρώσεις κρυσταλλικών ασβεστολίθων και δολομιτών. Χαρακτηρίζεται από χαμηλού βαθμού 4

Μετα-αλπικοί Σχηματισμοί Οφιόλιθοι Ηφαιστειο-ιζηματογενείς Σχηματισμοί Τριαδικοί Σχηματισμοί Νέο-παλαιοζωϊκοί Σχηματισμοί Εικόνα 1. 1: Σχηματική στρωματογραφική στήλη της γεωλογικής δομής της Λέσβου (σκαρίφημα από τη στρωματογραφία Katsikatsos et al., 1982, 1986) μεταμόρφωση και την απουσία μαγματικών πετρωμάτων. Η ηλικία της οριοθετείται στο Λιθανθρακοφόρο-Τριαδικό (Hecht, 1972, 1974, Katsikatsos et al., 1982). Η αυτόχθονη σειρά περιλαμβάνει από τη βάση προς την κορυφή: 1) Νεο-παλαιοζωϊκούς σχηματισμούς, με εκτεταμένη εμφάνιση στο ΝΑ τμήμα του νησιού (Κόλπος Γέρας, Εικ.1.3), όπου το μέγιστο ορατό πάχος τους είναι μεγαλύτερο των 1000 m, και πιο περιορισμένη εμφάνιση στο ΒΔ τμήμα του νησιού, όπου βρίσκονται κάτω από μετα-αλπικούς ηφαιστειακούς και λιμναίους σχηματισμούς και έχουν πάχος εως μερικές εκατοντάδες μέτρα. Πρόκειται κυρίως για σχιστόλιθους, εξαλλοιωμένους κατά τόπους, μεταψαμμίτες και χαλαζίτες. Οι σχηματισμοί αυτοί έχουν υποστεί μεταμόρφωση χαμηλού βαθμού, στα όρια της πρασινοσχιστολιθικής φάσης. 2) Τριαδικούς σχηματισμούς, οι οποίοι εκτείνονται στο ΝΑ μέρος του νησιού. Αποτελούνται κυρίως από σχιστόλιθους και μεταψαμμίτες με ενστρώσεις κρυσταλλικών ανθρακικών ιζημάτων μεγάλου πάχους. Χαρακτηρίζονται από την παρουσία λατυποπαγών και ανθρακικών ιζημάτων, κυρίως στους ανώτερους ορίζοντες του σχηματισμού. Σύμφωνα με τους Katsikatsos et al. (1986) η παρουσία των τελευταίων μέσα στους τριαδικούς σχηματισμούς οφείλεται στην έντονη τεκτονική δραστηριότητα κατά τη διάρκεια του Τριαδικού, όταν σχηματίστηκε η Τηθύς. Η εκτεταμένη διάβρωση των αυτόχθονων σχηματισμών της Λέσβου κατά την περίοδο πριν την 5

τοποθέτηση της αλλόχθονης σειράς ευθύνεται για το γεγονός ότι τα ανθρακικά πετρώματα του Ιουρασικού, τα οποία εμφανίζονται σε άλλες περιοχές (Χίο, Καραμπουρού), απουσιάζουν από τη Λέσβο. β) Αλλόχθονη σειρά αλπικών σχηματισμών: Η σειρά αυτή έχει επωθηθεί πάνω στους αυτόχθονους σχηματισμούς, σύμφωνα με τους Katsikatsos et al. (1986), και αποτελείται από δύο τεκτονικές ενότητες: 1) Την κατώτερη καλυμματική ενότητα των ηφαιστειοϊζηματογενών σχηματισμών, η οποία καταλαμβάνει μια μεγάλη περιοχή στο ΝΑ τμήμα του νησιού και μια πιο περιορισμένη στο ΒΔ (περιοχή Σιγρίου). Το πάχος της υπερβαίνει κατά τόπους τα 1000 m και αποτελείται από διάφορους τύπους μεταμορφωμένων βασικών μαγματικών πετρωμάτων (μεταβασίτες) και μεταμορφωμένων ιζηματογενών πετρωμάτων. Οι μεταβασίτες επικρατούν στα ανώτερα τμήματα της σειράς και αντιπροσωπεύονται κυρίως από πρασινίτες. Τα μεταϊζήματα αντιπροσωπεύονται κυρίως από κρυσταλλικούς ασβεστόλιθους και δολομίτες και κατά δεύτερο λόγο, από σχιστόλιθους ποικίλης ορυκτολογικής σύστασης και κροκαλοπαγή. Οι κρυσταλλικοί ασβεστόλιθοι και δολομίτες εμφανίζονται με μορφή φακών και ενστρώσεων ποικίλου πάχους (έως μερικές εκατοντάδες μέτρα). Επίσης έχουν βρεθεί μικρά φακοειδή σώματα σερπεντίνη, καθώς και κόκκινου χρώματος χαλαζίτες, που προήλθαν πιθανότατα από τη μεταμόρφωση κερατολίθων. Η ηλικία της ενότητας αυτής οριοθετείται, με βάση χαρακτηριστικά απολιθώματα που βρέθηκαν στα ανθρακικά μέλη της, στο κατώτερο ως μέσο Τριαδικό (Katsikatsos et al., 1982). Η επώθησή τους έλαβε χώρα μετά το ανώτερο Τριαδικό. Οι σχηματισμοί έχουν υποστεί αρχικά χαμηλού βαθμού μεταμόρφωση της ζώνης πουμπελυίτηακτινόλιθου-χλωρίτη. Χαρακτηρίζονται από την παρουσία, κατά τόπους, γλαυκοφανή, η οποία αποτελεί ένδειξη υψηλής πίεσης κατά τη μεταμόρφωση. Θεωρείται από τους Katsikatsos et al. (1986) ότι η ηφαιστειο-ιζηματογενής σειρά της Λέσβου βρισκόταν βορειότερα της αυτόχθονης σειράς, δηλαδή παλαιογεωγραφικά, η περιοχή ιζηματογένεσης της ηφαιστειο-ιζηματογενούς σειράς ήταν η βόρεια προχώρα της Πελαγονικής ζώνης, η οποία υπέστη τεκτονική έκταση κατά το Τριαδικό. Η ηφαιστειοϊζηματογενής σειρά της κατώτερης καλυμματικής ενότητας παρουσιάζει μία ποικιλία οφιολιθικών και 6

μη-οφιολιθικών λιθοτύπων με ετερογενή και χαοτική ανάπτυξη και αναγνωρίστηκε από τους Tsikoura et al. (1994) ως οφιολιθική mélange. 2) Την ανώτερη ενότητα των οφιολίθων, η οποία βρίσκεται επωθημένη πάνω στα πετρώματα της ηφαιστειοϊζηματογενούς σειράς. Οι οφιόλιθοι της Λέσβου, σύμφωνα με τους Katsikatsos et al. (1986), προέρχονται από τον ωκεανό που δημιουργήθηκε προς το εσωτερικό της Πελαγονικής ζώνης μετά το κατώτερο Τριαδικό. Ο ωκεανός αυτός αποτελούσε τη συνέχεια του ωκεανού της Αλμωπίας, από τον οποίο προέρχονται τα οφιολιθικά πετρώματα της Πελαγονικής ζώνης στη χέρσο της Ελλάδας. Οι οφιόλιθοι επωθήθηκαν μεταξύ τέλους του ανώτερου Ιουρασικού και αρχών του κατώτερου Κρητιδικού πάνω στην Πελαγονική ζώνη. Η επώθηση είχε διεύθυνση από βορά προς νότο και είχε σαν αποτέλεσμα την τοποθέτηση των οφιολίθων πάνω στους ηφαιστειοϊζηματογενείς σχηματισμούς και στη συνέχεια την τεκτονική μετατόπιση και των δύο μαζί πάνω στην έντονα διαβρωμένη Πελαγονική ζώνη. Τα οφιολιθικά πετρώματα αποτελούνται από δύο ομάδες (Katsikatsos et al., 1986): i) την ανώτερη ομάδα, που αποτελείται από υπερβασικά οφιολιθικά πετρώματα ποικίλου βαθμού σερπεντινίωσης, τα οποία κατά τόπους διασχίζονται από φλέβες πυροξενιτών και γάβρων, και ii) την κατώτερη ομάδα, που αποτελείται από μεταμορφωμένα βασικά οφιολιθικά πετρώματα (αμφιβολίτες και αμφιβολιτικούς σχιστόλιθους) και εμφανίζεται πάντα ενστρωμένο τεκτονικά μεταξύ της ανώτερης ομάδας οφιολιθικών πετρωμάτων και των υποκείμενων ηφαιστειοϊζηματογενών σχηματισμών. Η κατώτερη ομάδα έχει επωθηθεί πάνω στην ανώτερη (Katsikatsos et al., 1986). Στη βάση της ηφαιστειοϊζηματογενούς σειράς οι Gartzos et al. (1992), περιγράφουν μια σειρά αμφιβολιτών. Τα πετρώματα και των δύο ομάδων του οφιολιθικού καλύμματος έχουν υποστεί τουλάχιστον μία φορά μεταμόρφωση πολύ χαμηλού βαθμού, στη ζώνη πουμπελυίτηακτινόλιθου-χλωρίτη (Katagas & Panagos, 1979), παρόμοια με αυτή που έχουν υποστεί οι σχηματισμοί του ηφαιστειο-ιζηματογενούς τεκτονικού καλύμματος. Η μεταμόρφωση αυτή βρίσκεται χαμηλότερα από το πλαίσιο σταθερότητας του λωζονίτη. Το γεγονός ότι το οφιολιθικό τεκτονικό κάλυμμα εμφανίζεται σε πολλές περιοχές του νότιου τμήματος της Λέσβου με μορφή υπολειμματική αποδεικνύει ότι το κάλυμμα αυτό, εκτός του ότι εκτεινόταν προς τη θάλασσα, 7

κάλυπτε αρχικά ολόκληρο το νότιο τμήμα του νησιού και διαβρώθηκε αργότερα. Επίσης, το γεγονός ότι τα κατάλοιπα του οφιολιθικού καλύμματος βρίσκονται μαζί με κατάλοιπα της ηφαιστειο-ιζηματογενούς σειράς, οδηγεί στο συμπέρασμα ότι οι δύο σχηματισμοί είχαν επωθηθεί μαζί πάνω στους σχηματισμούς της αυτόχθονης σειράς της Λέσβου. γ) Ενότητα μετα-αλπικών σχηματισμών: Πρόκειται κυρίως για ηφαιστείτες και νεογενείς σχηματισμούς λιμναίας φάσης, καθώς και τριτογενείς αποθέσεις, που εκτείνονται σε μεγάλες περιοχές του νησιού. Τα Μειοκαινικά ηφαιστειακά πετρώματα της Λέσβου αποτελούνται από μια κεντρική αλυσίδα ανδεσιτικών κυρίως στρωματοηφαιστείων, με διεύθυνση ΝΔ-ΒΑ, που συνορεύουν πλευρικά προς ανατολή και δύση με εκτεταμένα όξινα πυροκλαστικά πετρώματα μεγάλου πάχους. Τα παλαιότερα πετρώματα που προήλθαν από αυτά τα κέντρα είναι βασάλτες και ανδεσίτες, ισχυρά καολινιτιωμένοι κατά τόπους. Τα πετρώματα αυτά διαδέχονται ανδεσίτες, δακίτες και τοπικά ρυόλιθοι. 1.4.2. Ηφαιστειακή Στρωματογραφία Ο Hecht (1972) διάρθρωσε τα ηφαιστειακά πετρώματα του νησιού, από τα παλαιότερα προς τα νεότερα, ως εξής: α) Λατίτες και άλλα σχετικά πετρώματα (τοπικά με πυροκλαστικά στο ανώτερο τμήμα) - Ενότητα "Κατωτέρων Λαβών" β) Ιγκνιμβρίτες γ) Λατίτες και ανδεσίτες, τοπικά με πυροκλαστικά και βασάλτες - Ενότητα "Ανωτέρων Λαβών" δ) Σκοτεινόχρωμοι, συμπαγείς βασάλτες, που σχηματίζουν τοπικά κώνους, οι οποίοι βρίσκονται πάνω από Πλειοκαινικές μάργες. Η Pe-Piper (1978, 1980b) και Pe-Piper & Piper (1993) αναθεώρησαν και συμπλήρωσαν το παραπάνω σχήμα, λαμβάνοντας υπόψη το κριτήριο της παλαιομαγνήτισης καθώς και ραδιοχρονολογήσεις. Σύμφωνα με τους Pe-Piper & Piper (1993), η αναθεωρημένη λιθοστρωματογραφική διάρθρωση των ηφαιστειακών πετρωμάτων της νήσου, από τα παλαιότερα προς τα νεότερα πετρώματα, είναι η εξής (Εικ.1.2, 1.3): Ενότητα Κατωτέρων Λαβών, Ενότητα 8

Ερεσσού, Ενότητα Σκουτάρου, Ενότητα Όξινων Ηφαιστειτών, Ενότητα Σκαλοχωρίου, Ενότητα Συκαμινιάς, Ενότητα Μυτιλήνης. Ενότητα Μυτιλήνης Ενότητα Συκαμινιάς Ενότητα Σκαλοχωρίου Ενότητα Όξινων Ηφαιστειτών Ιγκνιμβρίτης Πολυχνίτου Ρυόλιθοι Κάπης Πυροκλαστικά Σιγρίου Ενότητα Σκουτάρου Ενότητα Ερεσσού Ενότητα Κατωτέρων Λαβών Εικόνα 1. 2: : Σχηματική στρωματογραφική στήλη των ηφαιστειακών πετρωμάτων της Λέσβου (σκαρίφημα από τη στρωματογραφία Hecht, 1972-75 και Pe-Piper & Piper, 1993) α) «Ενότητα Κατωτέρων Λαβών» Αρχικά στην ενότητα αυτή εντάχθηκαν τα παλαιότερα ηφαιστειακά πετρώματα της νήσου. Όμως ο ανεπίσημος όρος «Ενότητα Κατωτέρων Λαβών» διατηρήθηκε μόνο για κανονικά μαγνητισμένα εξαλλοιωμένα ηφαιστειακά που δεν μοιάζουν με πετρώματα της υπερκείμενης ενότητας Σκουτάρου είτε πετρογραφικά είτε γεωχημικά: 1) ρυοδακίτης που υπόκειται των Πυροκλαστικών του Σιγρίου, 2) εξαλλοιωμένα πετρώματα που περιλαμβάνουν τον βασάλτη που υπόκειται του σχηματισμού Συκαμινιάς. 9

Εικόνα 1.3: Απλουστευμένος γεωλογικός χάρτης της Λέσβου. Τροποποιημένος από Hecht (1972-75) και Pe-Piper & Piper (1993). 10

β) «Ενότητα Ερεσσού» Πρόκειται για διεισδύσεις ανδεσιτών, οι οποίες θεωρήθηκε αρχικά ότι βρίσκονται στην κορυφή της στρωματογραφικής στήλης των λαβών, αλλά η ηλικία τους είναι 21.4 εκατ. χρόνια, οπότε είναι πολύ παλαιότερες. γ) «Ενότητα Σκουτάρου» Πρόκειται για σειρά κανονικά μαγνητισμένων βασαλτικών και ανδεσιτικών ροών από τις οποίες απουσιάζουν οι φάσεις ένυδρων ορυκτών, και είναι περίπου σύγχρονη με τα Πυροκλαστικά Σιγρίου και τους Ιγκνιμβρίτες Πολυχνίτου. Αποτελείται κυρίως από βασάλτες και ανδεσίτες, οι οποίοι στην περιοχή Μανταμάδου υπόκεινται ιγκνιμβριτών, επομένως τα πετρώματα της ενότητας αυτής είναι δυνατό να θεωρηθούν ισόχρονα των ιγκνιμβριτών. Το ανώτερο τμήμα της ενότητας περιλαμβάνει ανδεσίτες και δακίτες που περιέχουν βιοτίτη και κεροστίλβη και ενδιαστρώσεις όξινων πυροκλαστικών της ενότητας Σιγρίου, ενώ μεταβαίνει προς τα πάνω στην ανάστροφα μαγνητισμένη ενότητα Σκαλοχωρίου με διακριτή υβριδική πετρογραφία. Ραδιοχρονολόγηση των Borsi et al. (1972) από την περιοχή Παρακοίλων, η οποία έδωσε ηλικία 18.4, είναι πιθανά από το κατώτερο μέρος του σχηματισμού αυτού. δ) «Ενότητα Όξινων Ηφαιστειτών» Πρόκειται για ενότητα κανονικά μαγνητισμένων λευκοκρατικών πετρωμάτων που υπόκειται του σχηματισμού Συκαμινιάς, υπέρκειται της ενότητας Κατωτέρων Λαβών και αποτελείται από τις εξής υποενότητες: Α. «Πυροκλαστικά Σιγρίου»: Πρόκειται για μη-συγκολλημένα συσσωματώματα αποθέσεων πτώσης, τα οποία απαντώνται με μεγαλύτερο πάχος στο δυτικό άκρο του νησιού και περιλαμβάνουν το περίφημο απολιθωμένο δάσος. Εμφανίσεις όξινων πυροκλαστικών μικρότερου πάχους υπάρχουν και σε άλλες περιοχές του νησιού. Τα πυροκλαστικά αυτά είναι δυνατό να υπέρκεινται ή να υπόκεινται των κύριων ιγκνιμβριτικών καλυμμάτων, ενώ στο δυτικό τμήμα του 11

νησιού υπόκεινται ή αποτελούν, πιθανά, πλευρική μετάβαση αρκετών ιγκνιμβριτικών καλυμμάτων. Β. «Καλύμματα Ιγκνιμβριτών»: απαντώνται κυρίως στο ανατολικό τμήμα του νησιού, μεταξύ Πολυχνίτου και Μανταμάδου, αλλά και σε απομονωμένες εμφανίσεις κοντά στη Σκόπελο και την Άντισσα. Η ηλικία των ιγκνιμβριτών είναι 17 εκ. έτη. Αναγνωρίστηκαν 10 μονάδες ψύξης (μονάδες Α-J). Γ. «Ρυόλιθοι Κάπης»: πρόκειται για δόμους και ροές δακίτη και ρυολίθου, που κατά τόπους συνδέονται με λευκοκρατικά πυροκλαστικά και ακολουθούν ΒΑ- ΝΔ διεύθυνση. Οι σχέσεις υπαίθρου δείχνουν διάφορες ηλικίες, σύγχρονες με τους σχηματισμούς Σκουτάρου και Σκαλοχωρίου. Τα πετρώματα αυτά υπέρκεινται της κύριας σειράς πυροκλαστικών του Σιγρίου, με τις ενδιαστρώσεις λαβών του σχηματισμού Σκουτάρου, και υπόκεινται της ενότητας Συκαμινιάς. ε) «Ενότητες Συκαμινιάς και Σκαλοχωρίου» Πρόκειται για σειρά αντίστροφα μαγνητισμένων ενδιάμεσων λαβών και λίγων πυροκλαστικών που σχηματίζουν στρωματοηφαίστεια στη βόρεια και κεντρική Λέσβο, πάνω από το σχηματισμό Σκουτάρου. Στην κεντρική Λέσβο, αντίστροφα μαγνητισμένες ενδιάμεσες λάβες μεταξύ του σχηματισμού Σκουτάρου και του κύριου τμήματος του σχηματισμού Συκαμινιάς, οι οποίες περιέχουν μεγακρυστάλλους αστρίων και συνδέονται συχνά με μαφικούς ξενόλιθους, ορίζονται ως «Σχηματισμός Σκαλοχωρίου». Με εξαίρεση το σχηματισμό αυτό, όλη η αντίστροφα μαγνητισμένη σειρά στρωματοηφαιστείων στην κεντρική Λέσβο ανήκει στο σχηματισμό Συκαμινιάς. Οι λάβες Συκαμινιάς διαφέρουν από τις λάβες Σκουτάρου ως προς το ποσοστό κεροστίλβης και βιοτίτη, που είναι πιο άφθονα στο σχηματισμό Συκαμινιάς. Στην κεντρική Λέσβο η ηφαιστειακή δραστηριότητα υπήρξε συνεχής, από την έναρξη της έκχυσης των πετρωμάτων της ενότητας Σκουτάρου (κανονική μαγνήτιση) ως το τέλος της έκχυσης των πετρωμάτων της ενότητας Συκαμινιά (αντίστροφη μαγνήτιση). Η συνεχής αυτή έκχυση δεν παρατηρείται σε άλλες περιοχές του νησιού. Στρωματογραφικό κενό υπάρχει μεταξύ των ιγκνιμβριτών (ενότητα Όξινων Ηφαιστειτών) και της ενότητας Συκαμινιάς. Δακιτικές διεισδύσεις με αντίστροφη 12

μαγνήτιση διασχίζουν τις λάβες της ενότητας Σκουτάρου και τοπικά και τις κατώτερες λάβες της ενότητας Συκαμινιάς και φαίνεται ότι τροφοδότησαν τις λάβες της ενότητας αυτής. Την κύρια φάση ηφαιστειότητας φαίνεται ότι ακολούθησε τοπικά απόθεση μαργών και ασβεστολίθων γλυκών νερών η οποία συχνά συνδέεται και με πυροκλαστικά πετρώματα. Πρόκειται για αποθέσεις Αν. Μειοκαίνου- Κ. Πλειοκαίνου. στ) «Ενότητα Μυτιλήνης» Πρόκειται για τοπικές βασαλτικές ροές που εμφανίζονται στις περιοχές Μυτιλήνης και Πολυχνίτου, οι οποίες σύμφωνα με τον Prager (1966) υπέρκεινται των πλειοκαινικών μαργών.ο σχηματισμός Μυτιλήνης είναι χρονολογικά τμήμα της κύριας σειράς ηφαιστειακής δραστηριότητας της Λέσβου. Στην περιοχή Πολυχνίτου, αντίστροφα μαγνητισμένος βασάλτης έχει ηλικία 17.4 εκατ. χρόνια και φαίνεται να είναι η τελική φάση ηφαιστειότητας του σχηματισμού Συκαμινιάς. Στην περιοχή Μυτιλήνης, κανονικά μαγνητισμένος βασάλτης έχει ηλικία 16.8 εκατ. χρόνια. ζ) Διεισδύσεις Οι περισσότερες ακολουθίες λαβών τέμνονται από φλέβες παρόμοιας λιθολογίας. Σε ορισμένες περιοχές αναγνωρίζονται επίσης νεότερες φλέβες. Δακιτικές φλέβες με βιοτίτη κόβουν τα πυροκλαστικά Σιγρίου οπότε είναι νεότερες από το σχηματισμό Ερεσσού. Πετρογραφικά μοιάζουν με τις λάβες με κεροστίλβη και βιοτίτη της ενότητας Σκουτάρου. Στην περιοχή Ερεσσού-Άγρας εμφανίζονται δακιτικές φλέβες που διαφέρουν από τις άλλες φλέβες και λάβες της περιοχής ως προς το ότι έχουν επιπλέον μικροφαινοκρυστάλλους πυροξένων. Αυτές ονομάζονται φλέβες Μεσοτόπου. Η ηλικία τους είναι πιθανά 16.2 εκατ. χρόνια (Borsi et al. 1972). 1.4.3. Τεκτονικό πλαίσιο Η περιοχή του Βορείου Αιγαίου, που περιλαμβάνει την περιοχή της Λέσβου, χαρακτηρίζεται αφενώς μεν από μία ΒΑ-ΝΔ και ΒΔ-ΝΑ «basin and range» 13

τοπογραφία που οφείλεται στη φλοιϊκή διαστολή και απολέπτυνση που άρχισε κατά το Άνω Μειόκαινο (Mercier et al., 1989, Roussos and Lysimachou, 1991), αφετέρου δε, από το μεγάλο ρήγμα μετασχηματισμού της βόρειας Ανατολίας (NAF) (Εικ.1.4). Το αποτέλεσμα είναι ένα καθεστός διαγώνιου εφελκυσμού (transtensional) (McKenzie, 1972, Dewey and Sengor, 1979, Kiratzi, 2002, Koukouvelas and Aydin, 2002) στο οποίο οφείλεται ο σχηματισμός ΒΒΑ-ΝΝΔ και ΒΔ-ΝΑ ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης (strike-slip) στη Λέσβο, με Β-Ν ως ΒΒΔ-ΝΝΑ διεύθυνση μέγιστης τάσης (σ3 άξονας) (Fytikas et al., 1999). Στο κεντρικό τμήμα της Λέσβου μία μεγάλη τεκτονική ζώνη ΒΒΑ-ΝΝΔ διεύθυνσης, η οποία τέμνει και παραμορφώνει την Καλδέρα της Στύψης (Kouli & Seymour, 2003, Rokos et al., 2000a, b) φαίνεται ότι έχει ελέγξει την εξάπλωση του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου. Κατά μήκους της ζώνης αυτής εμφανίζονται μεγάλα ηφαιστειακά κέντρα, όπως η καλδέρα του κόλπου της Καλλονής και τα κέντρα που έδωσαν τους ρυόλιθους της Κάπης. Εικόνα 1.4: Χάρτης της Ελλάδας από McKenzie, 1972 14

2. ΣΤΟΙΧΕΙΑ ΗΦΑΙΣΤΕΙΟΛΟΓΙΑΣ ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΩΝ (ΠΥΡΟΜΒΡΙΤΩΝ) Στην παρούσα διδακτορική διατριβή γίνεται συχνή αναφορά στις πυροκλαστικές ροές και τις αποθέσεις τους. Επομένως θεωρήθηκε σκόπιμη η παράθεση ορισμένων στοιχείων από την ελληνική και διεθνή βιβλιογραφία που τις αφορούν. Τα στοιχεία προέρχονται κατά κύριο λόγο από τη διδακτορική διατριβή Vougioukalakis (2002) καθώς και από τους Williams & McBirney (1979), Best (1982), Fisher & Schmincke (1984), Cas & Wright (1987), Seymour (1996), Sparks et al. (1997), Gilbert & Sparks (1998) και Freundt & Rossi (1998). 2.1 Πυροκλαστικές ροές Πυροκλαστική ροή ονομάζεται ένα υπερκινητικό, θερμό μίγμα αερίων και ηφαιστειακών αναβλημάτων που κινείται γρήγορα και κοντά στην επιφάνεια του εδάφους, απομακρυνόμενο από τον ηφαιστειακό πόρο από τον οποίο προήλθε και διατηρώντας το ρευστό χαρακτήρα του. Πρόκειται για το πιο καταστροφικό ηφαιστειακό φαινόμενο, εξαιτίας των υψηλών θερμοκρασιών, της μεγάλης κινητικότητας, χάρη στην οποία η ροή έχει την ικανότητα να υπερπηδά τοπογραφικά εμπόδια και να αποτίθεται σε μεγάλες αποστάσεις από τον ηφαιστειακό πόρο, καθώς και του μεγάλου μεγέθους ορισμένων αποθέσεων. Οι αποθέσεις πυροκλαστικών ροών παρέχουν στοιχεία για τον ελάχιστο όγκο των μαγματικών θαλάμων κοντά στην επιφάνεια του εδάφους καθώς και την κατακόρυφη χημική και ορυκτολογική σύσταση των μαγματικών στηλών ακριβώς πριν από την έκρηξη. 2.1.1. Είδη αποθέσεων πυροκλαστικών ροών Αποθέσεις πυροκλαστικών ροών βρίσκονται σε όλα τα ηφαιστειοτεκτονικά περιβάλλοντα και σε γεωλογικούς σχηματισμούς όλων των ηλικιών. Στις σύγχρονες πυροκλαστικές αποθέσεις διακρίνονται 3 είδη πυροκλαστικών ροών: α) Ροές σποδού και ογκολίθων: μη-συμπαγοποιημένες μονολιθολογικές μονάδες, οι οποίες περιέχουν ογκόλιθους ηφαιστειακού γυαλιού χωρίς φλυκταινώδη ιστό, με ρωγμές ψύξης, ενσωματωμένους σε ηφαιστειακή σποδό. 15

β) Ροές σκωρίας: μη-συμπαγοποιημένες αποθέσεις που αποτελούνται από ογκόλιθους βασαλτικής ή ανδεσιτικής σκωρίας με σχοινοειδή επιφάνεια, ενσωματωμένους σε σποδό. Μπορεί επίσης να περιέχουν τεμάχη λάβας χωρίς φλυκταινώδη ιστό. γ) Ροές κίσσηρης ιγκνιμβρίτες (πυρομβρίτες): αποθέσεις με διαφορετικό βαθμό συμπαγοποίησης που αποτελούνται από λαπίλλους και ογκολίθους κίσσηρης καθώς και λιθικά τεμάχη ενσωματωμένα σε μεταβλητή ποσότητα ηφαιστειακής σποδού. 2.1.2. Τρόποι δημιουργίας πυροκλαστικών ροών Οι πυροκλαστικές ροές δημιουργούνται με τους εξής τρόπους: α) Κεκλιμένες εκρήξεις από τη βάση προεξέχοντος οβελίσκου ή δόμου. β) Κατακρήμνηση αναπτυσσόμενου δόμου. γ) Βρασμό μάγματος πλούσιου σε αέρια (boiling over) από ανοιχτό πόρο που συνοδεύεται από εκτεταμένη φυσαλίδωση και επίπλευση και έχει σαν αποτέλεσμα τη ροή σαν μάζα θραυσμάτων. δ) Βαρυτική κατάρρευση υπερφορτωμένης κατακόρυφης εκρηκτικής στήλης, λόγω μείωσης της ταχύτητας εκροής του μάγματος, μείωσης του ποσοστού των μαγματικών αερίων ή διεύρυνσης του πόρου (Εικ.2.1.β). p στήλης < p ατμοσφαιρική p στήλης > p ατμοσφαιρική διεύθυνση ανέμου (α) (β) Εικόνα 2. 1: Μοντέλα εκρηκτικών στηλών που συνδέονται με την ηφαιστειότητα των ιγκνιμβριτών. (α) Πλίνια έκρηξη, (β) σχηματισμός ιγκνιμβρίτη. 16

Όσον αφορά την βαρυτική κατάρρευση, σύμφωνα με τους Cas & Wright (1987) υπάρχουν τρία μοντέλα εκρήξεων που δημιουργούν ιγκνιμβρίτες, ανάλογα με το ύψος της εκρηκτικής στήλης, την ταχύτητα των αερίων και το περιεχόμενο σε αέρια. Σύμφωνα με το πρώτο σενάριο, η ακτίνα του ηφαιστειακού πόρου μεταβάλλεται ενώ το περιεχόμενο σε νερό παραμένει σταθερό. Το ύψος της εκρηκτικής στήλης αυξάνεται σταθερά μέχρι που συμβαίνει η κατάρρευση και εμφανίζεται ένας χαμηλός πίδακας που δημιουργεί τον ιγκνιμβρίτη. Η ταχύτητα των αναβλυμμάτων στον ηφαιστειακό πόρο αυξάνεται αργά κατά τη διάρκεια της έκρηξης. Σύμφωνα με το δεύτερο σενάριο, η ακτίνα του ηφαιστειακού πόρου αυξάνεται ενώ το περιεχόμενο σε απομεμιγμένα αέρια μειώνεται. Η διακύμανση του ύψους της εκρηκτικής στήλης είναι παρόμοια με αυτή της προηγούμενης περίπτωσης, όμως το ύψος του πίδακα μειώνεται μετά την κατάρρευση της στήλης. Η ταχύτητα των αναβλυμμάτων μειώνεται κατά τη διάρκεια της έκρηξης, λόγω της μείωσης του περιεχομένου σε αέρια. Σύμφωνα με το τρίτο σενάριο, η ακτίνα του ηφαιστειακού πόρου παραμένει σταθερή και το περιεχόμενο σε αέρια μειώνεται κατά τη διάρκεια της έκρηξης. Η διακύμανση στο ύψος της εκρηκτικής στήλης είναι πολύ μικρότερη απ' ότι στις δύο προηγούμενες περιπτώσεις. Το ύψος του πίδακα και πάλι μειώνεται σταδιακά μετά την κατάρρευση της στήλης. Εκρήξεις που σταματούν πριν φτάσουν στις συνθήκες κατάρρευσης στήλης παράγουν μόνο Πλίνιες αποθέσεις πτώσης (Εικ.2.1.α). Η Πλίνια φάση όμως δεν προηγείται απαραίτητα του σχηματισμού των ιγκνιμβριτών. Φάση φρεατομαγματικής δραστηριότητας είναι δυνατό να παρεμβάλλεται μεταξύ των δύο προηγούμενων φάσεων και να περιπλέκει τη μετάβαση από τη μία φάση στην άλλη. Ορισμένες αποθέσεις δημιουργούνται από πιο σύνθετες εκρηκτικές στήλες και μονάδες ροής ιγκνιμβρίτη εναλλάσσονται με Πλίνιες αποθέσεις πτώσης. Οι μηχανισμοί που δημιουργούν σύνθετες πυροκλαστικές ακολουθίες περιλαμβάνουν: μεγάλη αύξηση του περιεχομένου σε αέρια, αύξηση της αναλογίας πτητικών με μικρό μοριακό βάρος, ξαφνικό κλείσιμο του πόρου από ρηγμάτωση ή κατάρρευση τοιχώματος, αύξηση του νερού και κατάρρευση φρεατοπλίνιας στήλης. Όταν οι πυρακτωμένες μάζες καταρρεύσουν από τον πίδακα της εκρηκτικής στήλης σχηματίζονται τα ρεύματα αιώρησης (suspension currents). Αυτά είναι τυρβώδεις 17

πολυφασικές ροές στις οποίες τα σωματίδια μεταφέρονται από τη στροβιλότητα των ρευστών. Για ένα μάγμα που περιέχει νερό σε ποσοστό μικρότερο από 6-7% και με πίεση εξόδου 1 bar, το αρχικό ρεύμα που καταρρέει θα είναι έντονα διαστελόμενο, με ολική πυκνότητα μεταξύ 1-10 kg/m 3. Τα ρεύματα αιώρησης ρέουν οριζόντια υπό την επίδραση της βαρύτητας και διακρίνονται σε δύο μέρη: την κεφαλή της ροής που είναι έντονα ασταθής και σε υπερπίεση, και το σώμα, το οποίο είναι αρκετά σταθερό, με πίεση κοντά στην υδροστατική. Η δυναμική της ροής στα ρεύματα που έχουν παρατεταμένη τροφοδοσία ελέγχεται κυρίως από το σώμα, ενώ σ αυτά που παρουσιάζουν έντονη αστάθεια ή παλμική τροφοδοσία ελέγχεται από την κεφαλή. Ο αριθμός Richardson (Ri) είναι ο λόγος των δυνάμεων βαρύτητας που οδηγούν τη ροή προς τις δυνάμεις αδράνειας που προκύπτουν. Όταν Ri>1 τα ρεύματα ονομάζονται υποοριακά (subcritical), είναι σχετικά αργά (<100m/s), μεγάλου πάχους (1000-3000m) και δεν έχουν αρκετή ενέργεια ώστε να συμπαρασύρουν ατμοσφαιρικό αέρα. Η δυναμική τους ελέγχεται κυρίως από την απόθεση των σωματιδίων. Τα ρεύματα με Ri<1 ονομάζονται υπεροριακά (supercritical), είναι σχετικά γρήγορα (>100m/s), μικρού πάχους (500-1000m) και συμπαρασύρουν αποτελεσματικά αέρα. Αυτό προκαλεί πτώση της πυκνότητας του ρεύματος που μετατρέπεται γρήγορα σε ανοδικό αφήνοντας το έδαφος. Γι αυτό τα υπερ-οριακά ρεύματα καλύπτουν μικρότερες αποστάσεις. Η τιμή Ri μειώνεται με την αύξηση του ύψους κατάρρευσης καθώς είναι εντονότερη η διαστολή του νέφους και μεγαλύτερη η αρχική του ταχύτητα. Επομένως το είδος της ροής εξαρτάται από τις συνθήκες κατάρρευσης της στήλης. Ο μόνος παράγοντας που μπορεί να οδηγήσει μία ροή από τη μία κατάσταση στην άλλη είναι απότομες αλλαγές στο τοπογραφικό ανάγλυφο. Αμέσως μετά το σχηματισμό του το ρεύμα αιώρησης στρωματώνεται έντονα. Καθώς κινείται μακριά από τον πόρο επιβραδύνεται και κύματα από διαρκώς μικρότερης διαμέτρου σωματίδια βυθίζονται προς τη βάση της ροής. Έτσι η ολική πυκνότητα διαρκώς μειώνεται μέχρι να πέσει κάτω από την ατμοσφαιρική οπότε απογειώνεται και δημιουργεί ανοδικά συν-ιγκνιμβριτικά νέφη τέφρας (buoyant coignimbrite ash clouds). To κατώτερο τμήμα του ρεύματος ακολουθεί τα τοπογραφικά χαμηλά. Όταν συναντήσει εμπόδιο, το ανώτερο, λιγότερο πυκνό μέρος του το προσπερνά, ενώ το κατώτερο είτε σταματά, είτε το 18

παρακάμπτει εάν υπάρχει δυνατότητα. Το κρίσιμο αυτό όριο ονομάζεται διαχωριστική γραμμή ρεύματος (streamline). Τα ρεύματα αιώρησης δημιουργούν 3 είδη αποθέσεων με βαθμιαία μετάβαση από το ένα στο άλλο. Αποθέσεις έλξης, από αναπήδηση, κύλιση ή ερπυσμό, που αποθέτουν ορίζοντες με επίπεδη, κυματοειδή ή διασταυρούμενη στρώση. Υπό ορισμένες συνθήκες ο ορίζοντας φορτίου βάσης (bed-load) παίρνει τη μορφή μιας ολισθαίνουσας μάζας που ονομάζεται τάπητας έλξης (traction carpet). Αυτή διατηρείται λόγω της ενδοκοκκώδους πίεσης διασποράς και της διατμητικής δράσης του υπερκείμενου αιωρήματος. Κάθε τάπητας έλξης «παγώνει» για να σχηματίσει ένα αντίστροφα διαβαθμισμένο ορίζοντα πάχους λίγων ως αρκετών εκατοστών. Αποθέσεις αιώρησης, χωρίς ή με ελάχιστη έλξη στα τελευταία στάδια της απόθεσης, που δημιουργεί άστρωτους ορίζοντες. Διαβάθμιση εμφανίζεται στις περιπτώσεις εξασθένισης (κανονική διαβάθμιση) ή ενδυνάμωσης (αντίστροφη προς κανονική διαβάθμιση) της ροής, ή λόγω ρευστοποίησης από διαφυγή αερίων ή κωλυόμενη καθίζηση. Οι αποθέσεις αυτές καλύπτουν το τοπογραφικό ανάγλυφο παχαίνοντας στα τοπογραφικά χαμηλά. Αποθέσεις υποροής, όπου τα καθιζάνοντα σωματίδια διαχωρίζονται άμεσα και σχηματίζουν υψηλής συγκέντρωσης υποροές (πυροκλαστικές ροές). Αυτές αποκόβονται από τα ρεύματα αιώρησης και οδηγούνται προς τα τοπογραφικά χαμηλά λόγω βαρύτητας, πληρώνοντας κοιλάδες. Οι φυσικές παράμετροι που ελέγχουν τους παραπάνω μηχανισμούς δεν έχουν κατανοηθεί πλήρως. Η συγκέντρωση των θραυσμάτων, η βαθμίδα πυκνότητας της ροής, η ταχύτητα και η κοκκομετρική κατανομή πρέπει να επηρεάζουν καθοριστικά τη διαδικασία ροής και απόθεσης. Οι ιγκνιμβρίτες αποτίθενται από υψηλού φορτίου ρεύματα ως υποροές από τη βάση του έντονα στρωματωμένου ρεύματος. Εάν ο ρυθμός τροφοδοσίας της ροής είναι συνεχής και σταθερός υπάρχει συνεχής τροφοδοσία των υποροών και συναπόθεσή τους ώστε να δημιουργούν άστρωτους ιγκνιμβριτικούς σχηματισμούς υψηλού λόγου εμφάνισης (μεγάλου πάχους και μικρής σχετικά έκτασης). Στα τοπογραφικά υψηλά όπου η πυκνότητα 19

του νέφους είναι χαμηλή, αποτίθενται τα ιγκνιμβριτικά επιστρώματα χωρίς να το εξομαλύνουν). Όταν η πυκνότητα της ροής, λόγω της συνεχούς απόθεσης σωματιδίων γίνει μικρότερη της ατμοσφαιρικής, αυτή απογειώνεται σαν συν-ιγκνιμβριτικό νέφος τέφρας (Εικ.2.2). Ο μηχανισμός ροής που επιτρέπει στις υψηλής συγκέντρωσης υποροές να κινούνται με τέτοιες ταχύτητες και να διασχίζουν τέτοιες αποστάσεις θεωρείται αυτός της «ταχείας ροής κόκκων» (rapid granular flow). Για την απόθεση ιγκνιμβριτών χαμηλού λόγου εμφάνισης θεωρείται υπεύθυνη η υψηλού ρυθμού εκροή μάγματος και η κατάρρευση κεφαλή σώμα καταρρέουσα στήλη ροή αερίων συμπίεση λατυποπαγές λατυποπαγές υστέρησης ηφαιστ. πόρος Εικόνα 2. 2: Ροή κίσσηρης από υψηλό εκρηκτικό πίδακα τεραστίων όγκων σε μικρό χρονικό διάστημα. Προτείνονται δύο διαφορετικά πρότυπα μεταφοράς, το ένα από σχετικά αραιά μεγάλης ταχύτητας και πάχους ρεύματα αιώρησης, και το άλλο από πυκνά, λεπτά, μεγάλης ταχύτητας (>150m/s) πυροκλαστικά ρεύματα (Βουγιουκαλάκης, 2002). 2.2. Ιγκνιμβρίτες (Πυρομβρίτες) Πυροκλαστικές Ροές Κίσσηρης Ιγκνιμβρίτης ονομάζεται το πέτρωμα ή η απόθεση που σχηματίζεται από κισσηρώδη πυροκλαστική ροή, ανεξάρτητα από τη συγκόλληση ή το μέγεθός του (Sparks et al., 1973). 20

Ο πυροκλαστικός σχηματισμός του Πολυχνίτου της Λέσβου ονομάζεται ιγκνιμβρίτης γιατί πληροί τα κριτήρια αυτού του ορισμού. 2.2.1. Κίνηση και σχέση με την τοπογραφία Οι μικρού μεγέθους πυροκλαστικές ροές κίσσηρης ταξιδεύουν με ταχύτητες ως λίγες δεκάδες m/s και τείνουν να λιμνάζουν σε τοπογραφικά χαμηλά, δημιουργώντας αποθέσεις με επίπεδη οροφή, μεγαλύτερου πάχους στο κέντρο κοιλάδων, οι οποίες λεπταίνουν προς τα περιθώριά τους. Οι μεγάλες ροές, αντίθετα, χαρακτηρίζονται από την ιδιότητά τους να υπερπηδούν τοπογραφικά εμπόδια ύψους ως 1500 μέτρα (Taupo, New Zealand) εξομαλύνοντας με τον τρόπο αυτό το τοπογραφικό ανάγλυφο και δημιουργώντας μεγάλης έκτασης καλύμματα (sheets). Η οροφή των καλυμμάτων είναι επίπεδη και κεκλιμένη προς τη φορά της ροής, με κλίσεις λίγων μοιρών (3 ο -4 ο ). Κατά την κίνησή τους πάνω από εμπόδια αφήνουν ραβδώσεις και λιθικά τεμάχη στις πλαγιές. Μεταφέρονται σε μεγάλες αποστάσεις από τον ηφαιστειακό πόρο (>100Km) ακόμα και με μηδενική ή αρνητική κλίση, κινούμενες με ταχύτητες ως 150m/s. Η ιδιότητά τους να υπερπηδούν τοπογραφικά εμπόδια δείχνει ότι είτε η ροή είναι πολύ διεσταλμένη και υψηλότερη από το εμπόδιο, είτε ότι είναι λεπτή και πυκνή αλλά με τόσο υψηλή ορμή ώστε να καταφέρει να το υπερπηδήσει. Σε ορισμένους ιγκνιμβρίτες τα πληρώματα των κοιλάδων συνδέονται μεταξύ τους με μικρού πάχους εμφανίσεις που καλύπτουν τα τοπογραφικά υψηλά, δείχνοντας έτσι ότι μέρος της ροής δεν ελέγχεται από το ανάγλυφο. Για ορισμένες ροές υπάρχουν ενδείξεις ότι έχουν ταξιδέψει για αρκετή απόσταση πάνω στο νερό (Κω, Campania- Ιταλία, Koya- Ιαπωνία). Αυτό σημαίνει ότι τουλάχιστον τα ανώτερα μέλη αυτών των ροών ήταν αρκετά μικρότερης πυκνότητας από αυτή του νερού. Σημαντικό ρόλο στην κίνηση της ροής παίζει το φαινόμενο της ρευστοποίησης. Σύμφωνα με τη φυσική, όταν ένα σύστημα χαλαρών σωματιδίων τοποθετηθεί σε σωλήνα με πορώδη βάση και διοχετευθεί στο σύστημα αέριο με αυξανόμενη ταχύτητα, το στρώμα των σωματιδίων αρχίζει να συμπεριφέρεται σαν ρευστό. Αυτό συμβαίνει σε οριακή ταχύτητα αερίων, ικανή να υποστηρίζει το βάρος κάθε σωματιδίου (Βουγιουκαλάκης, 2002). Η ρευστοποίηση αλλάζει ριζικά τη μηχανική συμπεριφορά ενός κοκκώδους υλικού. Το ρόλο των αερίων της ρευστοποίησης στην περίπτωση της πυροκλαστικής ροής παίζει ο 21

ατμοσφαιρικός αέρας που εγκολπώνεται στο μέτωπο της ροής, αέρια που απομιγνύονται από τα τεμαχίδια γυαλιού καθώς και αέρια που απελευθερώνονται από διάρρηξη της επιφάνειας θερμών θραυσμάτων κατά την κίνηση της ροής. Κατά την κίνηση της ροής παρατηρείται απώλεια λεπτόκοκκου υλικού, το οποίο είτε αποτίθεται, είτε μεταφέρεται στο υπερκείμενο νέφος (Εικ.2.2), καθώς και απώλεια αερίων τα οποία μεταφέρονται από το στρώμα βάσης προς τα ανώτερα στρώματα της ροής και προς το νέφος. Αυτό έχει σαν συνέπεια τη μείωση της κινητικότητας του στρώματος βάσης, το οποίο αποτίθεται, ενώ αντίθετα τα υπερκείμενα στρώματα, εμπλουτισμένα σε αέρια που αυξάνουν την κινητικότητά τους, συνεχίζουν την πορεία τους. Η φτωχή ταξιθέτηση των αποθέσεων πυροκλαστικών ροών ενισχύει την υπόθεση της τυρβώδους ροής, αν και παρόμοιες αποθέσεις δημιουργούνται επίσης από γραμμική ροή με υψηλή συγκέντρωση στερεών σωματιδίων. Αντίθετα, το γεγονός της διατήρησης της θερμικής ενέργειας για μεγάλο χρονικό διάστημα, όπως αποδεικνύεται από την ύπαρξη σωλήνων διαφυγής αερίων και τη συγκόλληση θραυσμάτων γυαλιού, υποστηρίζει την υπόθεση της γραμμικής ροής, καθώς τυρβώδης ροή θα εγκλώβιζε ψυχρό ατμοσφαιρικό αέρα με αποτέλεσμα την απώλεια θερμότητας. 2.2.2. Μέγεθος της πυροκλαστικής ροής κίσσηρης, επιφανειακή εξάπλωση και όρια των ιγκνιμβριτών Το μέγεθος των πυροκλαστικών ροών κίσσηρης εξαρτάται από το ύψος της στήλης και τη διάρκεια της κατάρρευσης η οποία μπορεί να είναι από λίγα λεπτά ως αρκετές ώρες. Αποθέσεις μικρού μεγέθους (0,001-1 km 3 ) προέρχονται από μικρά ηφαίστεια με κεντρικό ηφαιστειακό πόρο τα οποία συνδέονται με σύστημα μαγματικού τόξου και διανύουν αποστάσεις από εκατοντάδες μέτρα ως λίγα χιλιόμετρα. Μεσαίου μεγέθους αποθέσεις (1-100 km 3 ) συνδέονται με μεγάλα στρωματοηφαίστεια, ενώ αποθέσεις μεγάλου μεγέθους (100-5000 km 3 ) συνδέονται με μεγάλες καλδερικές κατακρημνίσεις. Αυτές οι πυροκλαστικές ροές κίσσηρης καλύπτουν αποστάσεις δεκάδων χιλιομέτρων. Προέρχονται κυρίως από εκρήξεις πυριτικών ασβεσταλκαλικών μαγμάτων και τείνουν να σχηματίζουν εκτεταμένα καλύμματα, σε αντίθεση με τις μικρότερου μεγέθους αποθέσεις που περιορίζονται σε τοπογραφικά χαμηλά. Μία από τις μεγαλύτερες πυροκλαστικές αποθέσεις στον κόσμο είναι το Fish 22

Canion Tuff στο ηφαιστειακό πεδίο San Juan, η οποία εκτιμάται ότι έχει ελάχιστο μέγεθος 3000 km 3. Η μεγάλη εξάπλωση ενός ιγκνιμβρίτη δείχνει υψηλή παροχή υλικού, ενώ το μεγάλο πάχος της απόθεσης σε τοποθεσίες απομακρυσμένες από τον υποθετικό όρο σχετίζεται με τη διάρκεια του γεγονότος της ροής (Freundt, 1999). 2.2.3. Πετρογραφικά στοιχεία των ιγκνιμβριτών Τα συστατικά της ροής, τα οποία βρίσκονται σε διάπυρη κατάσταση, είναι τα εξής: α) Τεμάχη κίσσηρης μεγέθους τέφρας (<2mm) ως λαπίλλου (2-64mm) τα οποία προέρχονται από το μάγμα που προκάλεσε την ηφαιστειακή δράση. Η κίσσηρης είναι το πιο κοινό προϊόν της εκρηκτικής ηφαιστειακής δράσης που τροφοδοτείται από ιξώδη ενδιάμεσα ως όξινα μάγματα. Είναι συνήθως ανοιχτόχρωμη, με υψηλό ποσοστό κρυστάλλων. Αποτελείται από γυαλί, κρυστάλλους και διάκενα που αντιπροσωπεύουν το χώρο που καταλάμβανε η απομεμιγμένη αέρια φάση. Ο σχηματισμός του γυαλιού εξαρτάται από το ρυθμό ψύξης, το ποσοστό του διαλυμένου νερού και το ιξώδες του τήγματος. Στα πυροκλαστικά πετρώματα, η απόμιξη και η αδιαβατική διαστολή των αερίων προκαλούν σημαντική και απότομη πτώση της θερμοκρασίας. Το μεγαλύτερο όμως μέρος της ψύξης πραγματοποιείται κατά τη μεταφορά από τον ηφαιστειακό πόρο στο σημείο της απόθεσης και εξαρτάται τόσο από το μέγεθος του θραύσματος όσο και από την απόσταση μεταφοράς. Άνυδρα μάγματα υψηλού ιξώδους όπως είναι οι ρυόλιθοι μετατρέπονται εύκολα σε γυαλί, ενώ αντίθετα, τήγματα με χαμηλό ιξώδες, όπως οι βασάλτες, ή με αρκετό διαλυμένο νερό ψύχονται δύσκολα σε γυαλί, καθώς τα διάφορα ορυκτά κρυσταλλώνονται στο τήγμα γρήγορα. Όσον αφορά το σχήμα των φυσαλίδων απαντώνται δύο τυπικές μορφές: σωληνοειδείς παράλληλες δέσμες φυσαλίδων και σφαιρικές φυσαλίδες. Η δημιουργία της πρώτης αποδίδεται σε προσανατολισμένη παράλληλα με τον αγωγό τάση αποσυμπίεσης, ενώ η δημιουργία της δεύτερης σε υψηλή πίεση ατμού σε πιο στατικές συνθήκες. β) Κρύσταλλοι μεγέθους <2mm, οι οποίοι εμφανίζονται στις αποθέσεις συνήθως σπασμένοι, σε αντίθεση με τους κρυστάλλους που βρίσκονται στις λάβες, γεγονός που δείχνει ότι το σπάσιμο οφείλεται στην έκρηξη, τη μεταφορά και τη συμπίεση μετά την απόθεση της ροής. Οι κρύσταλλοι εμφανίζουν υψηλότερη συγκέντρωση στην κύρια μάζα της ροής. Μέσα στις μονάδες απόθεσης παρουσιάζεται αύξηση της συγκέντρωσης των 23

κρυστάλλων προς τα ανώτερα τμήματα της απόθεσης, ενώ παράλληλα η σύστασή τους γίνεται πιο μαφική. Η συγκέντρωση των κρυστάλλων σε αποθέσεις πυροκλαστικής ροής είναι μεγαλύτερη απ' ότι σε συνοδές λάβες ίδιας σύστασης κατά 0-50%. Οι περισσότεροι φαινοκρύσταλλοι είναι χαλαζίας, σανίδινο, πλαγιόκλαστο, λίγος αμφίβολος, πυρόξενος, βιοτίτης, οξείδια Fe/Ti,και ως συμπληρωματικά ορυκτά ζιρκόνιο και τιτανίτης. Είναι επίσης δυνατό να εμφανίζεται ανορθόκλαστο. Κρύσταλλοι που έχουν διαχωριστεί από τη θραύση παλαιότερων της έκρηξης πετρωμάτων ονομάζονται ξενοκρύσταλλοι. γ) Λιθικά τεμάχη, τα οποία είναι θραύσματα πετρωμάτων που προϋπήρχαν της έκρηξης. Είναι δυνατό να προέρχονται από το φλοιό ψυγμένου μάγματος από τα τοιχώματα είτε του θαλάμου είτε του αγωγού (accessory) ή να ενσωματώθηκαν στη ροή κατά την κίνησή της στην επιφάνεια του εδάφους (accidental). Από τις δύο πρώτες περιπτώσεις και εφόσον η στρωματογραφία της περιοχής είναι γνωστή, εξάγονται συμπεράσματα για το βάθος του μαγματικού θαλάμου. δ) Κύρια μάζα, η οποία αποτελείται από μικροκρυστάλλους και λεπτά τεμαχίδια γυαλιού (glass shards) μεγέθους <2mm. Τα glass shards προέρχονται από θραύση των τοιχωμάτων των φυσαλίδων γυαλιού και είτε έχουν σχήμα Υ είτε είναι πολύλοβα. Το μέγεθος των θραυσμάτων είναι σημαντικό γιατί αντικατοπτρίζει το αρχικό εύρος μεγέθους των θραυσμάτων, το είδος και την αποτελεσματικότητα του μηχανισμού διάρρηξης του μάγματος, την ικανότητα του μέσου μεταφοράς και απόθεσης να μεταφέρει τα μεγέθη αυτά και τέλος το βαθμό τριβής κατά τη μεταφορά και την απόθεση. 2.2.4. Ψύξη, Συγκόλληση και Κρυστάλλωση Αέριας Φάσης Η διαδικασία ψύξης μιας πυροκλαστικής ροής μπορεί να διαρκέσει ως και δεκάδες χρόνια. Η θερμοκρασία διατηρείται συνήθως στους 500-650 C για μερικές ώρες ως μέρες, σε βάθος μερικών cm ως m. Παρατηρείται γρήγορος ρυθμός ψύξης στην επιφάνεια της απόθεσης και πιο αργή στο κέντρο. Το φαινόμενο αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι αδιαβατική εκτόνωση και ενσωμάτωση αέρα γίνεται μόνο στην αρχή, ενώ κατά τη διάρκεια της ροής η απορρόφηση αέρα είναι ελάχιστη και γίνεται μόνο από την επιφάνεια. Ο χρόνος ψύξης εξαρτάται από το πάχος της απόθεσης και την αρχική της θερμοκρασία. Η δε αρχική θερμοκρασία της απόθεσης εξαρτάται από τη θερμοκρασία τήξης του μάγματος, το ύψος της 24

εκρηκτικής στήλης (όσο μεγαλύτερο είναι το ύψος της, τόσο περισσότερο ψυχρός αέρας ενσωματώνεται) καθώς και τον όγκο της ροής. Εξετάζοντας το μηχανισμό απόθεσης των συγκολλημένων ιγκνιμβριτών, όλες οι ενδείξεις από τη δομή τους (συγκόλληση, φιάμμες, ρεομορφισμός) συνηγορούν για την παρουσία τηγμένων σωματιδίων. Η ύπαρξη των τηγμένων σωματιδίων σημαίνει ότι δεν είναι δυνατή η ελαστική αλληλεπίδραση τους, καθώς αν αυτά έρθουν σε επαφή θα συγκολληθούν και η στήλη θα καταρρεύσει. Μοναδικός τρόπος μεταφοράς τους λοιπόν σε μεγάλη απόσταση από τον πόρο είναι μέσω τυρβώδους ροής αραιών θερμών αιωρημάτων. Τέτοια θερμά πυροκλαστικά ρεύματα αιώρησης μπορούν να αποθέσουν συγκολλημένους ιγκνιμβρίτες σε όλη την έκτασή τους αν T o >T mw, όπου Τ ο η αρχική θερμοκρασία των πυροκλαστικών ρευμάτων και T mw η ελάχιστη θερμοκρασία συγκόλλησης. Υψηλοί ρυθμοί εκροής και μεγάλο ποσοστό λεπτόκοκκου υλικού συμβάλει στην απόθεση μεγάλης έκτασης συγκολλημένων ιγκνιμβριτών. Κατά την ψύξη της απόθεσης λαμβάνουν χώρα τρεις κύριες διεργασίες: α) Συγκόλληση (welding) β) Κρυστάλλωση αέριας φάσης γ) Αφυάλωση Η συγκόλληση των θερμών τεμαχών κίσσηρης και των λεπτών τεμαχιδίων γυαλιού (glass shards) υπό την πίεση του υπερκείμενου πετρώματος, ελέγχεται από το ιξώδες του γυαλιού (που εξαρτάται από τη θερμοκρασία και τη χημική σύσταση) καθώς και από το λιθοστατικό φορτίο (που εξαρτάται από το πάχος της απόθεσης). Πειραματικές μελέτες έχουν δείξει ότι η συγκόλληση ξεκινά σε θερμοκρασίες 600-750 C για ρυολιθικές συστάσεις και εξαρτάται από το περιεχόμενο του γυαλιού σε νερό. Κύριος παράγοντας ελέγχου της συγκόλλησης σε μια απόθεση είναι ο χρόνος παραμονής της θερμοκρασίας πάνω από κάποια οριακή τιμή. Σε θερμοκρασίες κάτω από 550 C η παραμόρφωση των θραυσμάτων του γυαλιού είναι ασήμαντη. Ανάλογα με το βαθμό συγκόλλησης διακρίνονται τρεις ζώνες: ζώνη έντονης συγκόλλησης, ζώνη μερικής συγκόλλησης και μη-συγκολλημένη ζώνη (Smith, 1960). Η εντονότερη συγκόλληση παρατηρείται στο κάτω μέρος της ροής, αλλά όχι ακριβώς στη 25

βάση, λόγω της ταχύτερης ψύξης στην επαφή με το έδαφος. Στην περιοχή εντονότερης συγκόλλησης παρατηρείται επίσης η μέγιστη πυκνότητα και το ελάχιστο πορώδες. Στις συγκολλημένες ζώνες εμφανίζονται οι φιάμμες (φακοειδή τεμάχη κίσσηρης στα οποία έχει καταρρεύσει εντελώς ο φλυκταινώδης ιστός). Αν και στις περισσότερες περιπτώσεις οι φιάμμες είναι πεπλατυσμένα θραύσματα κίσσηρης, είναι δυνατό να είναι επίσης πρωτογενή θραύσματα γυαλιού χωρίς φυσαλίδες (Gibson & Tazief, 1967). Οι φιάμμες έχουν μορφή ασυνεχών φακών με επιφάνειες πλάγιες στη φολίωση και απολήξεις με μορφή "φλόγας". Εμφανίζονται επιμηκυσμένες κάθετα στη διεύθυνση συμπίεσης. Αποτέλεσμα της συμπίεσης και συγκόλλησης είναι η δημιουργία ευταξιτικού ιστού, ο οποίος, εκτός από την ύπαρξη φιαμμών και τη διάταξή τους παράλληλα στο επίπεδο απόθεσης, χαρακτηρίζεται επίσης από την ανάλογη διάταξη τεμαχιδίων γυαλιού (glass shards), καθώς και τη στροφή συμπαγών κρυστάλλων ορυκτών (όπως βιοτίτη και αστρίων) μέσα στην πλαστική υαλώδη μάζα, και την ευθυγράμμισή τους με παρόμοιο προσανατολισμό. Η συγκόλληση συχνά προκαλεί αλλαγές στο χρώμα της κίσσηρης. Ενώ η φρέσκια, υαλώδης κίσσηρης έχει χρώμα λευκό, γκρίζο ή καφέ ανάλογα με τη σύσταση, οι φιάμμες στις έντονα συγκολλημένες ζώνες έχουν χρώμα σκούρο ως εντελώς μαύρο και μοιάζουν με οψιδιανό. Ακραίες συνθήκες συγκόλλησης μπορεί να δώσουν ζώνες γυαλιού που μοιάζει επίσης με οψιδιανό. Μπορεί να είναι ομοιογενές ή πορφυριτικό γυαλί με υψηλό ποσοστό λιθικών και κρυστάλλων. Η συγκόλληση συνδέεται επίσης με αλλαγές χρώματος ολόκληρης της μονάδας, που οφείλονται στο διαφορετικό βαθμό οξείδωσης του σιδήρου. Έντονα συγκολλημένες αποθέσεις έχουν υαλώδη όψη και συχνά εμφανίζουν καλά ανεπτυγμένη στηλοειδή κατάτμηση. Ο βαθμός πλάτυνσης των τεμαχών κίσσηρης, δηλαδή ο λόγος μήκους προς ύψος κάθε τεμάχους, αυξάνεται προς τα κάτω και αποτελεί ένδειξη του κατά πόσο η μονάδα ψύξης είναι σύνθετη ή όχι. Επίσης αποτελεί μέτρο της πίεσης που δέχεται η απόθεση λόγω του υπερκείμενου βάρους (Ragan & Sheridan, 1972). Εάν το πορώδες της απόθεσης δείχνει μεγαλύτερο βαθμό συγκόλλησης απ' ότι ο βαθμός πλάτυνσης, το πέτρωμα έχει υποστεί διαγένεση και κρυστάλλωση. 26

Στις περισσότερες συγκολλημένες αποθέσεις πυροκλαστικών ροών οι φιάμμες και τα θραύσματα γυαλιού εμφανίζονται πεπλατυσμένα λόγω συμπίεσης. Σε ορισμένες καλά συγκολλημένες αποθέσεις όμως, οι φιάμμες είναι επιμηκυσμένες λόγω έλξης (stretched) και ευθυγραμμισμένες (lineation). Αυτό δείχνει ότι κατά τη διάρκεια της συγκόλλησης και συμπαγοποίησης έλαβε χώρα δευτερογενής ροή μάζας (ρεομορφισμός). Μερικές φορές δημιουργούνται επίσης πτυχές ροής. Οι Wolf & Wright (1981) υποστηρίζουν ότι η δημιουργία των φιαμμών είναι δευτερογενής διεργασία που περιλαμβάνει αρχικά παραμόρφωση λόγω συμπίεσης και στη συνέχεια ροή σε πλαγιά. Οι Schmincke & Swanson (1967) και Chapin & Lowell (1979) θεώρησαν ότι η έκταση των φιαμμών είναι πρωτογενές χαρακτηριστικό των τελευταίων σταδίων της ροής. Ο Smith (1960) θεώρησε ότι για τη δημιουργία των φιαμμών ευθύνονται διεργασίες μέσα στην εκρηκτική στήλη. Τέλος ο Sparks (1978) εξήγησε τη συγκόλληση με βάση το μοντέλο κατάρρευσης της εκρηκτικής στήλης. Εκρήξεις με χαμηλό περιεχόμενο σε αέρια δημιουργούν χαμηλή εκρηκτική στήλη, επομένως η απώλεια θερμότητας είναι σχετικά μικρή και η συγκόλληση μετά την κατάρρευση της στήλης είναι έντονη. Αντίθετα, το υψηλό ποσοστό αερίων ευθύνεται για τις χαμηλές θερμοκρασίες απόθεσης και επομένως για τη λιγότερο έντονη συγκόλληση των αποθέσεων. Ο βαθμός συγκόλλησης αυξάνεται προς τα ανώτερα στρώματα της απόθεσης, λόγω του ότι οι πιο πρόσφατες μονάδες ροής αποτίθενται σε υψηλότερες θερμοκρασίες, καθώς το ποσοστό των αερίων μειώνεται κατά τη διάρκεια της έκρηξης. Χαρακτηριστικά που διακρίνουν τις αποθέσεις πυροκλαστικών ροών κίσσηρης από αποθέσεις παρόμοιας μορφής, όπως λαχάρες και αποθέσεις χιονοστοιβάδων και παγετώνων, είναι τα εξής: Θερμοεναπομένουσα μαγνήτιση Ανώτερη ζώνη ροζ-γκρι ως κόκκινου χρώματος (που οφείλεται στην κίσσηρη) Πρισματικά ενωμένα μπλοκ που αποσαθρώνονται σε κορήματα Απανθρακωμένο ξύλο και σωλήνες απαγωγής αερίων πάνω απ' αυτό Όσον αφορά τη θερμοεναπομένουσα μαγνήτιση, θραύσματα που αποτίθενται και ηρεμούν σε θερμοκρασία μεγαλύτερη των 400 C (Curie point) έχουν παρόμοιες διευθύνσεις, ενώ τυχαίες διευθύνσεις θερμοεναπομένουσας μαγνήτισης δείχνουν ότι τα θραύσματα περιστράφηκαν κατά τη μεταφορά τους μετά την πτώση της θερμοκρασίας. 27

Η κρυστάλλωση αέριας φάσης συμβαίνει ταυτόχρονα με τη διαδικασία συμπίεσης και συγκόλλησης. Τα παγιδευμένα στην απόθεση θερμά αέρια, τα οποία προέρχονται είτε από τα λεπτά θραύσματα γυαλιού, είτε από εδαφικό νερό που θερμάνθηκε, διαφεύγουν στην ατμόσφαιρα, κυρίως μέσα από σωλήνες διαφυγής αερίων (φουμαρόλες). Κατά την άνοδό τους ψύχονται και αποθέτουν ορυκτά (κυρίως άστριους, τριδυμίτη και χρυστοβαλίτη) στα τοιχώματα των πόρων. Η κρυστάλλωση ορυκτών συμβαίνει στα ανώτερα στρώματα της απόθεσης, όπου λόγω ασθενέστερης συγκόλλησης αφθονούν τόσο οι κοιλότητες στην κύρια μάζα όσο και οι πόροι στα θραύσματα κίσσηρης Τέλος, η αφυάλωση είναι κρυστάλλωση μετασταθούς γυαλιού σε θερμοκρασίες πάνω από τη θερμοκρασία στερεοποίησης (solidus) (Ross & Smith, 1961, Lofgren, 1970), η οποία συμβαίνει στα μεσαία και ανώτερα στρώματα της απόθεσης, προσδίδοντάς της πετρώδη όψη, χρώματος κόκκινου, ροζ, καφέ ή ιώδους, σε αντίθεση με το υποκείμενο, μη αφυαλωμένο πέτρωμα, που εμφανίζεται μαύρο και υαλώδες. Οι λεπτοί κισσηρώδεις και υαλοκλαστικοί ιστοί είναι δυνατό να διατηρηθούν, ακόμα και σε πλήρως κρυσταλλωμένα πετρώματα. Σε άλλες περιπτώσεις όμως, η αφυάλωση εξαλείφει τα περιγράμματα των θραυσμάτων, οι υαλοκλαστικοί και ευταξιτικοί ιστοί χάνονται και το πέτρωμα μοιάζει με ροή λάβας. 2.2.5. Ζώνωση Στα καλύμματα μεσαίου ως μεγάλου μεγέθους εμφανίζεται κατακόρυφη συστασιακή ζώνωση, η οποία αντικατοπτρίζει ζωνωμένο μαγματικό θάλαμο. Το έντονα διαφοροποιημένο μάγμα που βρίσκεται στο επάνω μέρος του μαγματικού θαλάμου εκρήγνυται σχεδόν εξολοκλήρου ενώ το υποκείμενο πιο μαφικό μάγμα εκρήγνυται μερικά. Έτσι, παρατηρείται αύξηση του ποσοστού των κρυστάλλων προς τα πάνω, αλλαγές στο είδος και τη σύσταση των ορυκτών, αλλαγές στη σύσταση του ηφαιστειακού γυαλιού καθώς και διαφορές στο βαθμό συγκόλλησης. Σε αρκετούς ιγκνιμβρίτες είναι δυνατό να διακριθούν στρώματα με χαρακτηριστική δομή και διαβάθμιση, τα οποία ονομάζονται μονάδες ροής (flow units). Κάθε μονάδα ροής αποτελεί μία ξεχωριστή ροή ή λοβό ροής ή έναν ξεχωριστό παλμό μιας παρατεταμένης αλλά ασταθούς ροής. Η κλασική θεώρηση της μονάδας ροής είναι ότι αποτελεί την απόθεση ενός 28

πυροκλαστικού ρεύματος που ακινητοποιείται en masse όταν η ταχύτητά του ή η κλίση του εδάφους πέσει κάτω από μία οριακή τιμή, έτσι ώστε, παίρνοντας υπόψη την αφαίρεση του αέρα και τη συμπίεση του υλικού, το πάχος της μονάδας ροής και της πυροκλαστικής ροής να είναι περίπου ίδια. Σήμερα υπάρχουν ισχυρές ενδείξεις ότι οι περισσότερες μονάδες ροής αποτίθενται από βαθμιαία αυξανόμενη συναπόθεση (progressive aggradation Branney & Kokelaar, 1992) από τις πυροκλαστικές ροές σε συγκεκριμένη περίοδο. Οι ιγκνιμβρίτες που αποτελούνται από μία μονάδα ροής ονομάζονται απλοί (simple) ενώ αυτοί με πολλές μονάδες ροής ονομάζονται σύνθετοι (compound). Διακρίνονται τρεις τύποι μονάδων ροής: Τύπος 1: παρουσιάζει ανάστροφη διαβάθμιση των μεγάλων τεμαχών τα οποία συνήθως προεξέχουν από την ανώμαλη ανώτερη επιφάνεια της ροής, δείχνοντας το υψηλό όριο διαρροής (yield strength) του υλικού. Τύπος 2: στη βάση της απόθεσης εμφανίζεται ένας μικρού πάχους (10-50cm) λεπτόκοκκος ορίζοντας στον οποίο κίσσηρης και λιθικά είναι ανάστροφα διαβαθμισμένα. Αυτός δημιουργείται από την αλληλεπίδραση ροής και υποστρώματος, ενώ παρατηρείται και στην επαφή με κατακόρυφα τοιχώματα κοιλάδων. Το κύριο τμήμα της μονάδας ροής συνήθως εμφανίζει ανάστροφη διαβάθμιση των μεγάλων τεμαχών κίσσηρης και κανονική διαβάθμιση των μεγάλων λιθικών τεμαχών (διαβάθμιση πυκνότητας). Ανάστροφη διαβάθμιση των τεμαχών κίσσηρης έχει παρατηρηθεί σε πολλά πεδία ιγκνιμβριτών στην Ιταλία, τα Κανάρια Νησιά, τις Αζόρες, τη Χιλή, τις Δυτ. Ινδίες, την Ελλάδα και την Ιαπωνία (Kuno 1941, Self 1972, 1973, Sparks, Self & Walker 1973). Κανονική διαβάθμιση λιθικών τεμαχιδίων έχει επίσης παρατηρηθεί σε πολλά μέρη (Noble 1967, Yokoyama 1974, Sparks, Self & Walker 1973). Η απουσία διαβάθμισης είναι όμως εξίσου συνηθισμένη. Κανονική διαβάθμιση κίσσηρης έχει επίσης παρατηρηθεί (Fisher 1966, Fisher & Mattinson 1968, Smith 1960). Ο Ιγκνιμβρίτης του Πολυχνίτου ανήκει πιθανότατα στον τύπο 2, καθώς έχει παρατηρηθεί στις περισσότερες περιπτώσεις κανονική διαβάθμιση των λιθικών και ανάστροφη διαβάθμιση των τεμαχών κίσσηρης. Τύπος 3: η διαβάθμιση των θραυσμάτων είναι πολύ πιο έντονη, με συσσωρεύσεις της κίσσηρης στην οροφή του κυρίου σώματος της ροής και κανονική διαβάθμιση των 29

λιθικών. Εδώ παρατηρούνται συνήθως σωλήνες διαφυγής αερίων (segregation pipes). Οι μονάδες ροής τύπου 3 παρατηρούνται στους ιγκνιμβρίτες χαμηλού λόγου εμφάνισης (μικρού πάχους αλλά μεγάλης έκτασης). Ο συντελεστής επιμήκυνσης (aspect ratio) είναι ο λόγος του μέσου πάχους της απόθεσης δια τη διάμετρο ενός κύκλου ίσης επιφάνειας με αυτή της εμφάνισης. Η διαφορετική διαβάθμιση στις μονάδες τύπου 3 οφείλεται στην ταξινόμηση ρευστοποίησης. Σε εργαστηριακά πειράματα ρευστοποίησης στρωμάτων ιγκνιμβριτών παρατηρήθηκαν αντίστοιχες δομές. Σε πολύ χαμηλή ροή αερίων δεν παράγεται καμία ταξινόμηση. Όταν η ροή του αερίου ξεπεράσει ένα κρίσιμο όριο, η διασπορά αερίου και λεπτών σωματιδίων συμπεριφέρεται ως ρευστό στο οποίο τα λιθικά τεμαχίδια βυθίζονται ενώ η κίσσηρης επιπλέει αναπαράγοντας δομές αντίστοιχες με αυτές της μονάδας ροής τύπου 2. Σε πολύ υψηλή ροή αερίου παράγονται δομές όπως αυτές της μονάδας ροής τύπου 3. Στα πειράματα αυτά δεν έγινε δυνατό να αναπαραχθούν δομές ανάστροφης διαβάθμισης όπως αυτές των μονάδων ροής τύπου 1 και του ορίζοντα βάσης στις μονάδες ροής τύπου 2 και 3. Έτσι αυτές αποδίδονται σε δυναμικά φαινόμενα διατμητικών τάσεων και πίεσης διασποράς κατά τη διάρκεια της ροής. Δύο ακόμα αποθέσεις συχνά συνδέονται με ιγκνιμβρίτες και των τριών τύπων. Ένα λεπτό στρώμα στη βάση των ιγκνιμβριτών, το οποίο αποτίθεται συνήθως στο μέτωπο της ροής και στη συνέχεια καλύπτεται από το κύριο σώμα της ροής (Εικ. 2.2). Ορισμένες φορές το βασικό στρώμα αυτό παρουσιάζει ιζηματολογικές δομές έλξης π.χ. διασταυρούμενη στρώση, οι οποίες ερμηνεύονται ως αποθέσεις μεγακυμάτων. Ορισμένα στρώματα βάσεως, τα οποία είναι συνηθισμένα σε ιγκνιμβρίτες χαμηλού συντελεστή επιμήκυνσης, είναι πλούσια σε λιθικά και κρυστάλλους και ονομάζονται ορίζοντες εδάφους (ground layers). Οι ορίζοντες εδάφους μπορεί να έχουν πάχος ως 2 μέτρα κοντά στον πόρο και να περιέχουν λιθικά τεμάχη διαμέτρου δεκάδων εκατοστών, ενώ στις μακρυνές αποθέσεις μεταβαίνουν σε λεπτόκοκκη απόθεση πάχους λίγων εκατοστών. Τέλος, ένα λεπτόκοκκο στρώμα που καλύπτει τις μονάδες ροής ερμηνεύεται ως απόθεση πτώσης λεπτόκοκκης τέφρας. Όταν πολλές μονάδες ροής συσσωρευτούν και ψυχθούν μαζί, δημιουργούν μία μονάδα ψύξης, η οποία μπορεί να είναι απλή (όταν η θερμοκρασιακή βαθμίδα παραμένει σταθερή κατά τη διάρκεια της ψύξης) ή σύνθετη (όταν υπάρχει μεταβολή της θερμοκρασιακής βαθμίδας). 30

Στους περισσότερους ιγκνιμβρίτες διακρίνεται μια αδρή στρώση, πολλές φορές πλευρικά ασυνεχής, η οποία οφείλεται σε εναλλαγές χονδρόκοκκου και λεπτόκοκκου υλικού, σε αδρό προσανατολισμό επιμήκων και πεπλατυσμένων τεμαχιδίων, καθώς και σε αλλαγές χρώματος. Χαρακτηριστικές δομές για τις αποθέσεις πυροκλαστικών ροών αποτελούν οι σωλήνες απαγωγής αερίων (segregation pipes), ο μεγάλος αριθμός των οποίων αποτελεί ένδειξη υψηλής θερμοκρασίας της απόθεσης. Αυτές εμφανίζονται στην κορυφή της ζώνης αέριας φάσης και είναι πιο πολυάριθμες σε περιοχές έντονης κρυστάλλωσης της απόθεσης και στην κορυφή μη- συγκολλημένων αποθέσεων, ενώ απουσιάζουν από αποθέσεις παχιές, έντονα συγκολλημένες και υαλώδεις. Στους σωλήνες αυτούς παρατηρείται μεγάλη συγκέντρωση κρυστάλλων και λιθικών, που μεταφέρθηκαν από τα αέρια κατά την πορεία τους προς τα πάνω, ενώ απουσιάζει το λεπτόκοκκο υλικό (τέφρα), που παρασύρθηκε κατά την έξοδο των αερίων. Επίσης παρατηρούνται ζώνες οξείδωσης και αυξημένη συγκέντρωση ορισμένων στοιχείων που οφείλεται στην απόθεση ορυκτών λόγω πτώσης της θερμοκρασίας των αερίων. Πρόβλημα αποτελεί η πηγή των διαφυγόντων αερίων κατά τη διάρκεια της ροής. Είναι δυνατό να προέρχονται από απόμιξη από τα θραύσματα γυαλιού, από εγκλωβισμό ατμοσφαιρικού αέρα στο μέτωπο της ροής ή από αποβολή του ενδιάμεσου αερίου από την κωλυόμενη καθίζηση (hindered settling: άνοδος των αερίων και των λεπτόκοκκων υλικών λόγω της καταβύθισης των βαριών αδρόκοκκων θραυσμάτων) που προκαλεί αυτορευστοποίηση (self-fluidization) σε μέσης ως υψηλής συγκέντρωσης αιωρήματα. 2.2.6. Δομές Οι αποθέσεις πυροκλαστικών ροών χαρακτηρίζονται από όχι καλά ανεπτυγμένη διαβάθμιση. Γενικά όμως, η διαβάθμιση βελτιώνεται και το μέγεθος των θραυσμάτων ελαττώνεται με την απόσταση μεταφοράς από την πηγή. Οι πλευρικές μεταβολές που παρατηρούνται σε έναν ιγκνιμβρίτη οφείλονται σε ένα συνδυασμό διαδικασιών που λαμβάνουν χώρα στην κινούμενη ροή τέφρας. Μία διαδικασία είναι ο συνεχής μηχανικός θρυμματισμός της κίσσηρης που οδηγεί στην αποστρογγύλωση των θραυσμάτων και στην προοδευτική μείωση του μέγιστου μεγέθους αυτών. Μία άλλη διαδικασία είναι η συνεχής βαρυτική καθίζηση των 31

λιθικών τεμαχιδίων και των κρυστάλλων, και η ταυτόχρονη μετακίνηση των τεμαχών κίσσηρης προς το ανώτερο τμήμα της ροής, λόγω διαφορών πυκνότητας (Walker & Wilson, 1983). Μεγάλα τεμάχη κίσσηρης συγκεντρώνονται επίσης στα περιθώρια και τα μέτωπα των αποθέσεων, λόγω επίπλευσης (Sparks, 1976). Οι καμπύλες κατανομής μεγέθους των θραυσμάτων τείνουν ν' ακολουθούν την κατανομή Gauss, γεγονός που δείχνει ότι η διαβάθμιση συμβαίνει κατά την έκρηξη και τη μεταφορά. Η κατανομή των πλούσιων σε κίσσηρη ή λιθικά φάσεων δεν εξαρτάται μόνο από την απόσταση από τη πηγή. Πλούσιες σε κίσσηρη φάσεις σε μικρές ή μέσες αποστάσεις από την πηγή μπορεί να δείχνουν ροή μικρής ταχύτητας, τα περιθώρια ροής μέσα σε κοιλάδα ή ακόμα την κισσηρώδη κορυφή μιας ροής της οποίας η πορεία αναχαιτίστηκε από τοπογραφικά εμπόδια (Calder et al., 2000). Λατυποπαγή μπορεί να σχηματιστούν σε μεγάλες αποστάσεις από τον πόρο όταν τοπικές τοπογραφικές συνθήκες, όπως περιορισμός του πλάτους της ροής, εμπόδια ή ξαφνική αλλαγή της κλίσης, προκαλέσουν επιτάχυνση της ροής και αύξηση της διαβρωτικής της ικανότητας (Calder et al., 2000). Κατακόρυφη διαβάθμιση δεν παρατηρείται πάντα και ποικίλει από μονάδα σε μονάδα. Συνήθως όμως, παρατηρείται ένα λεπτόκοκκο στρώμα βάσης καθώς και κατακόρυφη διαβάθμιση των μεγάλων κλαστικών τεμαχών, κανονική για τα λιθικά τεμάχη και αντίστροφη για την κίσσηρη, γεγονός που δικαιολογείται από τις διαφορετικές πυκνότητες (Sparks et al., 1973). Παρατηρείται επίσης αυξημένη συγκέντρωση τεμαχών κίσσηρης τόσο στην κορυφή της απόθεσης, όσο και κοντά στη βάση. Αντίστροφη διαβάθμιση των τεμαχών κίσσηρης έχει παρατηρηθεί σε πολλά πεδία ιγκνιμβριτών στην Ιταλία, τα Κανάρια Νησιά, τις Αζόρες, τη Χιλή, τις Δυτ. Ινδίες, την Ελλάδα και την Ιαπωνία (Kuno 1941, Self 1972, 1973, Sparks, Self & Walker 1973). Κανονική διαβάθμιση λιθικών τεμαχών έχει επίσης παρατηρηθεί σε πολλά μέρη (Noble 1967, Yokoyama 1974, Sparks, Self & Walker 1973). Η απουσία διαβάθμισης είναι όμως εξίσου συνηθισμένη. Κανονική διαβάθμιση κίσσηρης έχει επίσης παρατηρηθεί (Fisher 1966, Fisher & Mattinson 1968, Smith 1960) αλλά αυτό είναι σπάνιο (Sparks, 1976). Πολλαπλή διαβάθμιση μπορεί να οφείλεται σε συνεχώς επαναλαμβανόμενα κύματα μέσα στη ροή (Smith, 1960), σε μηχανική διαφοροποίηση λόγω διατμητικής τάσης κατά τη διάρκεια της κίνησης μέσα στη ροή ή σε διακριτές ροές που επαναλαμβάνονται σε σχετικά μικρά χρονικά διαστήματα (Sparks, 1976). 32

Ο διαχωρισμός των τεμαχιδίων με βαρυτική καθίζηση, τόσο μέσα στον ηφαιστειακό αγωγό και την εκρηκτική στήλη, όσο και κατά τη ροή, οδηγεί στον εμπλουτισμό των αποθέσεων σε κρυστάλλους και λιθικά σε σχέση με τα λεπτά υαλώδη τεμαχίδια (glass shards). Αυτό συμβαίνει γιατί τα τεμαχίδια με μικρές ταχύτητες είτε μεταφέρονται ψηλά στην ατμόσφαιρα και δεν μπαίνουν στη ροή, είτε διαφεύγουν από την κορυφή της ροής καθώς αυτή κινείται. Ο εμπλουτισμός είναι εντονότερος στη βάση και σε σωλήνες διαφυγής αερίων. Αυτό οφείλεται σε επιλεκτική απώλεια τεμαχιδίων γυαλιού και σε μηχανική διάβρωση των τεμαχών κίσσηρης. 2.2.7. Συνοδές αποθέσεις 1) Συν- ιγκνιμβριτικό λατυποπαγές (Co-ignimbrite breccia) Πρόκειται για αδρόκοκκη, πλούσια σε λιθικά απόθεση, η οποία αποτελεί μέρος του ιγκνιμβρίτη, εφόσον εμφανίζει την ίδια συστασιακή ζώνωση με αυτόν. Το λατυποπαγές συσσωρεύεται ταυτόχρονα με το σχηματισμό του ιγκνιμβρίτη στην περιοχή κατάρρευσης της εκρηκτικής στήλης, από πυροκλαστικά τεμάχη πολύ μεγάλα ή πολύ βαριά για να τα υποστηρίξει η στήλη, επομένως πρόκειται για απόθεση πτώσης. Λόγω της γρήγορης συσσώρευσης από διαρκή, ισχυρή εκρηκτική στήλη, απουσιάζουν οι λεπτόκοκκες μονάδες πτώσης (μεγέθους θραυσμάτων <2mm) καθώς και τα ευδιάκριτα επίπεδα στρώσης. Σε άλλες αποθέσεις συν-ιγκνιμβριτικών λατυποπαγών, εκτός από τη διεργασία πτώσης συμβαίνει επίσης και απόθεση από ροή. Στις αποθέσεις αυτές παρατηρούνται σωλήνες συσσώρευσης και δομές εμπλουτισμένες σε λιθικά και φτωχές σε λεπτομερές υλικό, γεγονός που δείχνει υψηλό βαθμό ρευστοποίησης των πλησιέστερων ροών κίσσηρης. Η σχέση μεταξύ λατυποπαγών και ιγκνιμβριτών και η μετάβαση από τη μια απόθεση στην άλλη είναι συχνά περίπλοκη. Υπάρχουν δύο είδη λατυποπαγών, τα οποία είναι δυνατό να συνυπάρχουν στην ίδια μονάδα ροής (Εικ.2.2): α) Η συσσώρευση λιθικών συμβαίνει μέσα στο σώμα της ροής και αυτά απαντώνται πάνω από το στρώμα βάσης (λατυποπαγές υστέρησης - lag-breccia). β) Η συσσώρευση λιθικών συμβαίνει στην ισχυρά ρευστοποιημένη κεφαλή της κινούμενης ροής (λατυποπαγές βάσης - ground breccia). 33

Η απότομη εμφάνιση λατυποπαγούς μέσα σε ιγκνιμβρίτες αποτελεί ένδειξη μετάβασης από σημειακό ηφαιστειακό πόρο σε κατάρρευση καλδέρας (π.χ. Θήρα). Αυτό έχει σαν συνέπεια την αυξημένη έξοδο υλικού, τη διάβρωση και κατάρρευση του υλικού της οροφής και την εκτόξευση του διαβρωμένου υλικού μαζί με την πυροκλαστική ροή από πολλαπλά σημεία κατά μήκος του συστήματος διάρρηξης της καλδέρας. Αποτέλεσμα είναι ο σχηματισμός πολλαπλών, τοπικών αποθέσεων λατυποπαγούς (lag-breccia). Στη συνέχεια, η απόθεση κανονικού ιγκνιμβρίτη σηματοδοτεί την επάνοδο σε σταθερό εκρηκτικό πόρο. Άλλοι τύποι λατυποπαγών μπορεί να δημιουργηθούν από κατάρρευση καλδέρας και ολίσθηση στα τοιχώματά της (megabreccias). Αποτέλεσμα είναι η δημιουργία λατυποπαγών με μέγεθος θραυσμάτων ως εκατοντάδες μέτρα. Τα λατυποπαγή αυτά παρατηρούνται σε ενδοκαλδερικούς ιγκνιμβρίτες. Τέλος, τα λατυποπαγή πλημμύρας χαρακτηρίζουν τους Μινωϊκούς ιγκνιμβρίτες. 2) Συν-ιγκνιμβριτικές αποθέσεις πτώσης τέφρας (Co-ignimbrite ash fall) Ιγκνιμβρίτες μεγάλου μεγέθους χαρακτηρίζονται από συνοδές αποθέσεις πτώσης τέφρας, μεγάλης εξάπλωσης, που δημιουργούνται ταυτόχρονα με τον ιγκνιμβρίτη. Συνήθως στους ιγκνιμβρίτες παρατηρείται αυξημένη συγκέντρωση κρυστάλλων στην κύρια μάζα, σε σχέση με το πρωτογενές μαγματικό υλικό. Αυτό οφείλεται στη μεγάλη απώλεια τέφρας κατά την έκρηξη και τη ροή, η οποία φτάνει ως και το 35% του συνολικού εκρυγνυόμενου μάγματος και δίνει στη συνέχεια τις αποθέσεις πτώσης. Δύο είναι οι πηγές της τέφρας που δημιουργεί τις παραπάνω αποθέσεις: η κορυφή της στήλης που καταρρέει και η κορυφή της κινούμενης ροής. Στην πρώτη περίπτωση, ρεύματα μεταφοράς υψώνονται πάνω από τον εκρηκτικό πόρο, δημιουργώντας εκρηκτική στήλη μεγάλου ύψους, ενώ στη δεύτερη, χαμηλά νέφη λεπτόκοκκης τέφρας υψώνονται πάνω από τη ροή. Η επιλεκτική απώλεια υαλώδους υλικού λόγω των ρευμάτων μεταφοράς ευθύνεται για την αύξηση του ποσοστού των κρυστάλλων στους ιγκνιμβρίτες. Αποθέσεις πτώσης τέφρας δημιουργούνται και από άλλα είδη εκρήξεων, όμως οι αποθέσεις μεγάλης εξάπλωσης είναι πιθανότερο να σχετίζονται με τη δημιουργία ιγκνιμβριτών. 34

3. ΣΧΕΣΕΙΣ ΥΠΑΙΘΡΟΥ ΚΑΙ ΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΑ ΤΟΥ ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΗ ΤΟΥ ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΥ Ο Ιγκνιμβρίτης του Πολυχνίτου ανήκει σρην ενότητα των Όξινων Ηφαιστειακών Πετρωμάτων, η οποία έχει περιγραφεί από την Pe-Piper (Pe-Piper, 1980, Pe-Piper & Piper, 1993). 3.1. Επιφανειακή εξάπλωση και όρια του Ιγκνιμβρίτη Ο Ιγκνιμβρίτης του Πολυχνίτου καλύπτει επιφάνεια 163 km 2 στο ανατολικό τμήμα της Λέσβου (Kouli, 2004). Η οριοθέτηση του έγινε με χρήση της δορυφορικής εικόνας LANDSAT-TM (Εικ.3.1, Lamera et al., 2004c). Σε γενικές γραμμές η εξάπλωση του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου καθορίστηκε από το παλαιοανάγλυφο. Στα όρια του Ιγκνιμβρίτη με τον περιδοτίτη (Εικ.3.1), όμως, παρατηρούνται, στο κεντρικό τμήμα, πολύ μικρές κλίσεις, τόσο στον Ιγκνιμβρίτη, όσο και στον περιδοτίτη, επομένως ο περιδοτίτης δεν ήταν ένα τοπογραφικό υψηλό που αναχαίτησε την πορεία της ροής του Ιγκνιμβρίτη. Αντίθετα, στο ανατολικό και δυτικό άκρο της επαφής τους, οι κλίσεις του περιδοτίτη είναι μεγαλύτερες. Επομένως, μεγάλα τεκτονικά ρήγματαπρέπει να έδρασαν είτε ως αναχώματα στη ροή του Ιγκνιμβρίτη, είτε ως αυλάκια που τροφοδοτήθηκαν με αυτήν (Kouli, 2004). Στο βόρειο τμήμα του νησιού, τα όρια μεταξύ του Ιγκνιμβρίτη και των δόμων λάβας (Εικ.3.1) δεν είναι σαφή. Παρατηρήθηκε μία πιθανά μεταβατική ζώνη στην οποία περνάμε από ιγκνιμβρίτη, με μεγάλες επιμήκεις φιάμμες, σε πέτρωμα με ρεομορφικά χαρακτηριστικά (Φωτ. 3.1α,β). Ανοιχτόχρωμο και σκούρο γκρίζο γυαλί φαίνεται να έχουν υποστεί μηχανική μίξη και να έχουν ρεύσει μαζί, παρασύροντας μεγάλα λιθικά τεμάχη. Διακρίνονται πτυχές ροής και κατά τόπους οι σκούρες ζώνες μοιάζουν με φιάμμες. Σε αυτό το υλικό έγινε δειγματοληψία και κατασκευάστηκε λεπτή τομή. Η μικροσκοπική παρατήρησή της όμως δεν έδειξε τα χαρακτηριστικά του Ιγκνιμβρίτη (φιάμμες, λεπτά θραύσματα γυαλιού). Παρόμοιος ιγκνιμβρίτης με ρεομορφικά χαρακτηριστικά που μοιάζει με λάβα έχει παρατηρηθεί στο Gran Canaria (Ignimbrite TL, Sumner & Branney, 2002). Πρόκειται για 35

ΚΟΛΠΟΣ ΚΑΛΛΟΝΗΣ ΕΠΑΦΗ ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΗ- ΠΕΡΙΔΟΤΙΤΗ Εικόνα 3.1: Οριοθέτηση του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου με χρήση της δορυφορικής εικόνας LANDSAT-TM (Lamera et al., 2004c). Η λευκή γραμμή είναι τα όρια του Ιγκνιμβρίτη και η κόκκινη γραμμή οριοθετεί δόμο λάβας που βρίσκεται μέσα στα όρια του Ιγκνιμβρίτη. 36

α β Φωτογραφία 3. 1: Σχέσεις υπαίθρου-επαφές του Ιγκνιμβρίτη με τα γειτονικά πετρώματα. Φαίνεται μία μεταβατική ζώνη με ρεομορφικά χαρακτηριστικά μεταξύ του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου και λαβών (GPS: N 39 20 33, E 26 20 07). 37

έναν σύνθετο, συστασιακά ζωνωμένο, ρεομορφικό ιγκνιμβρίτη, ο οποίος τοπικά δείχνει χαρακτηριστικά που μέχρι πρόσφατα θεωρούνταν διαγνωστικά των λαβών. Παρόλα αυτά, η εξάπλωσή του σε σχέση με την τοπογραφία, η κατακόρυφη χημική και λιθολογική ζώνωση και η κατά τόπους διατήρηση του υαλοκλαστικού ιστού και των φιαμμών οδήγησαν στο συμπέρασμα ότι πρόκειται για ιγκνιμβρίτη (Sumner & Branney, 2002). Ένα άλλο παράδειγμα ρεομορφικού ιγκνιμβρίτη είναι ο Pagosa Peak Dacite, San Juan, Colorado (Bachmann et al., 20000), ο οποίος περιέχει υψηλό ποσοστό πρωτογενούς μαγματικού υλικού (φιάμμες), που αποτέθηκαν ως μάγμα υψηλού ιξώδους, με χαμηλότερο ποσοστό φυσσαλίδων απ ότι η συνηθισμένη κίσσηρης. Τα μακροσκοπικά χαρακτηριστικά του μοιάζουν με αυτά των λαβών. Η απόθεση δημιουργήθηκε από κατάρρευση μιας εκρηκτικής στήλης μικρού ύψους και μεταφέρθηκε σαν πυροκλαστική ροή φτωχή σε αέρια (Bachmann et al., 20000). Η διάκριση μεταξύ πυριτικών λαβών και είναι αμφιλεγόμενη (Sumner & Branney, 2002). Οι φιάμμες και ο ευταξιτικός ιστός που χαρακτηρίζουν τους συγκολλημένους ιγκνιμβρίτες έχουν παρατηρηθεί τοπικά και σε ροές λάβας, λόγω θρυμματισμού και διατμητικής παραμόρφωσης θερμών κισσηρωδών αυτολατυποπαγών (Pichler, 1981, Dadd, 1992, Sparks et al., 1993, Manley, 1995, 1996, Sumner & Branney, 2002). Από την άλλη πλευρά, λιθοφάσεις που μοιάζουν με λάβα και στις οποίες απουσιάζει ο υαλοκλαστικός ιστός έχουν παρατηρηθεί σε ορισμένους ιγκνιμβρίτες, λόγω της συγκόλλησης και ρεομορφικής παραμόρφωσης θερμών τεμαχών γυαλιού χαμηλού ιξώδους κατά τη διάρκεια της απόθεσης (Branney et al., 1992, Freundt & Schmincke, 1995). Ο μόνος τρόπος να διακριθούν αυτοί οι ιγκνιμβρίτες από τις λάβες είναι η παρατήρηση στην ύπαιθρο των μεταβολών τους, τόσο πλευρικά όσο και σε σχέση με τη απόσταση από την πηγή προέλευσης (Sumner & Branney, 2002). Η παρουσία απότομου ορίου της απόθεσης στο οποίο παρατηρείται αυτολατυποπαγές είναι χαρακτηριστικό των λαβών (Henry & Wolff, 1992). Αντίθετα, οι ιγκνιμβρίτες τείνουν να απολεπτύνονται στα απομακρυσμένα από την πηγή όριά τους. Όσον αφορά τον Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου, τα ακριβή όριά του με τις γειτονικές λάβες παραμένουν ασαφή και αποτελούν αντικείμενο μελλοντικής έρευνας. 38

3.2. Οι Μονάδες Ψύξης του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου και η μεταξύ τους Σχέση Στα πλαίσια της παρούσας διατριβής μελετήθηκε η στρωματογραφία του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου και η στρωματογραφική στήλη ορίστηκε από κάτω προς τα πάνω ως εξής (Εικ. 3.2, Φωτ. 3.2): Λατυποπαγές Βάσης (Basal Breccia-BR) Μονάδα Λευκού Ιγκνιμβρίτη (White Ignimbrite-WH) Μονάδα Γκρίζου Ιγκνιμβρίτη (Grey Ignimbrite-GR) Μονάδα Ροδόχρου Ιγκνιμβρίτη (Pink Ignimbrite-PI) Μονάδα Ιώδους Ιγκνιμβρίτη (Purple Ignimbrite-PU) Μονάδα Ιγκνιμβρίτη Μεγαφιάμμα Ι (Megafiamma I Ignimbrite-MGF I) Μονάδα Ιγκνιμβρίτη Μεγαφιάμμα ΙΙ (Megafiamma II Ignimbrite-MGF II) Μονάδα Ιγκνιμβρίτη Μεγαφιάμμα ΙΙΙ (Megafiamma III Ignimbrite-MGF III) Μονάδα Ιγκνιμβρίτη Λατομείου (Quarry Ignimbrite-ZV) Η στρωματογραφική ανάπτυξη του Ιγκνιμβρίτη είναι ελλειπής σε όλες τις γεωλογικές τομές. Οι πιο αντιπροσωπευτικές γεωλογικές τομές παρατηρήθηκαν στις περιοχές του κόλπου της Καλλονής και των Μυστεγνών (Εικ. 1.3). Οι μονάδες του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου αντιπροσωπεύουν διαδοχικές εκχύσεις από τουλάχιστον δύο υποηφαιστειακούς μαγματικούς θαλάμους, οι οποίες απλώθηκαν σαν φύλλα σχηματίζοντας αναβαθμίδες (μεγάλες επίπεδες επιφάνειες στην οροφή κάθε μονάδας) (Φωτ. 3.3, 3.4) πάνω στις οποίες αναγνωρίζονται οι γραμμές ροής (Φωτ. 3.3). Οι επιφάνειες επαφής μεταξύ των μονάδων ψύξης είναι σαφείς και συνήθως επίπεδες (Φωτ. 3.5). Σε ορισμένες περιπτώσεις παρατηρείται διάβρωση της επιφάνειας επαφής που οφείλεται στην κίνηση του υπερκείμενου φύλλου πάνω στην μη-συμπαγοποιημένη ακόμα υποκείμενη μονάδα. Η ανώτερη επιφάνεια ψύξης μίας εκ των μονάδων, που είναι ιδιαίτερα πλούσια σε αέρια, είναι «σπογγοειδής» (Φωτ. 3.6). Οι αναβαθμίδες του Ιγκνιμβρίτη καθώς και οι γραμμές ροής αναγνωρίζονται τόσο στην ύπαιθρο όσο και στις δορυφορικές εικόνες (Kouli et al., 2002). 39

ZV MGF III MGF II MGF I PU PI GR WH BR ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΗΣ ΛΑΤΟΜΕΙΟΥ (ZV) ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΗΣ ΜΕΓΑΦΙΑΜΜΑ ΙΙΙ ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΗΣ ΜΕΓΑΦΙΑΜΜΑ ΙΙ ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΗΣ ΜΕΓΑΦΙΑΜΜΑ Ι (MGF I) ΙΩΔΗΣ ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΗΣ (PU) ΡΟΔΟΧΡΟΥΣ ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΗΣ (PI) ΓΚΡΙΖΟΣ ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΗΣ (GR) ΛΕΥΚΟΣ ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΗΣ (WH) ΛΑΤΥΠΟΠΑΓΕΣ ΒΑΣΗΣ ( BR) 1 m MGF III MGF II MGF I PU PI GR Φωτογραφία 3.2: Χαρακτηριστική εμφάνιση των περισσοτέρων από τις μονάδες του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου στην παραλία Μυστεγνών. Λείπει η ανώτερη μονάδα (ZV) καθώς και οι δύο κατώτερες (WH και BR). Εικόνα 3.2: Σχηματική στρωματογραφική στήλη του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου (παρούσα διατριβή) 40

Φωτογραφία 3.3 : Επιφάνεια αναβαθμίδας του Ιγκνιμβρίτη στην περιοχή μεταξύ Μαμνταμάδου και Αγ. Παρασκευής, στην οποία αναγνωρίζονται οι γραμμές ροής. Φωτογραφία 3.4: Επίπεδες επιφάνειες αναβαθμίδων του ιγκνιμβρίτη στην περιοχή της παραλίας Ν. Κυδωνιών. Οι αναβαθμίδες δημιουργούνται από τις διαφορετικές μονάδες ψύξης. 41

MGF PU Φωτογραφία 3. 5: Επίπεδη επαφή μεταξύ δύο μονάδων ψύξης (επάνω η μονάδα Μεγαφιάμμα και κάτω η μονάδα Ιώδους Ιγκνιμβρίτη) Φωτογραφία 3.6: Η σπογγοειδής ανώτερη επιφάνεια της πλούσιας σε αέρια μονάδας MGF III 3.3. Περιγραφή των Μονάδων 3.3.1. Το Λατυποπαγές Βάσης Στη βάση των μονάδων του Ιγκνιμβρίτη παρατηρείται λατυποπαγές το οποίο χαρτογραφήθηκε αρχικά από τον Hecht (1972-74). Πρόκειται για ένα πολυμικτικό λατυποπαγές, με φτωχή ως καθόλου διαβάθμιση και αναλογία συνδετικού προς κλαστικό υλικό 60/40 ως 40/60 (Φωτ. 3.7, 3.8). Το συνδετικό υλικό είναι λεπτά θραύσματα γυαλιού, σύστασης ρυολιθικής ως τραχειτικής. Τα κλαστικά τεμάχη είναι υπογωνιώδη ως υποστρόγγυλα και το μέγεθός τους κυμαίνεται από 2mm ως 35cm. Η προέλευσή τους είναι 100% ηφαιστειακή και προέρχονται κυρίως από τις υποκείμενες λάβες. Συνήθως δεν 42

παρατηρείται διαβάθμιση του υλικού, όπου όμως αυτή είναι παρούσα, είναι αντίστροφη (π.χ. στη Ν. Μπαρμπαλιά, Εικ.1.3, σελ.10). Το χρώμα του συνδετικού υλικού, το είδος των κρυστάλλων που παρατηρούνται σ αυτό, καθώς και τα λεπτά θραύσματα γυαλιού είναι παρόμοια μ αυτά που παρατηρούνται στην κύρια μάζα των υπερκείμενων μονάδων του Ιγκνιμβρίτη. Συνδετικό υλικό γκρίζου χρώματος χαρακτηρίζει το λατυποπαγές που υπόκειται της μονάδας του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη ενώ ροδόχρουν συνδετικό υλικό χαρακτηρίζει το λατυποπαγές που υπόκειται της μονάδας του Μεγαφιάμμα Ιγκνιμβρίτη. Το Λατυποπαγές Βάσης εντοπίζεται κατά μήκος παλαιορευματικών διευθύνσεων. Η παρουσία διαβρωμένων επιφανειών μέσα στο λατυποπαγές (Φωτ. 3.9) βοήθησε να εκτιμηθούν οι παλαιορευματικές διευθύνσεις (Lamera et al., 2004b). Το ροδόχρουν λατυποπαγές παρατηρήθηκε ότι σχηματίζει κανάλια μέσα στο προϋπάρχον, γκρίζου χρώματος λατυποπαγές. Παλαιορευματική ανάλυση (Tzortzi, 2003, Lamera et al., 2004b) έδειξε ότι το ροδόχρουν λατυποπαγές κινήθηκε από την καλδέρα της Στύψης (Pe-Piper, 1998, Kouli et al., 2002) προς το Μανταμάδο (Εικ.1.3), ενώ το γκρίζου χρώματος λατυποπαγές που παρατηρείται στα ΒΑ παράλια της Λέσβου και στη Ν. Μπαρμπαλιά (Εικ.1.3) δείχνει ότι κινήθηκε από τον Κόλπο της Καλλονής (Εικ.1.3) με διεύθυνση ΒΒΑ, ακολουθώντας το παλαιοανάγλυφο που είναι ελεγχόμενο από την τεκτονική της περιοχής. Αρχικά θεωρήθηκε ότι επρόκειτο για δύο διακριτά επεισόδια δεβριτικής ροής, ενώ στη συνέχεια αποδείχτηκε (Lamera et al., 2004b) ότι το λατυποπαγές που υπόκειται του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου συγκεντρώνει τα χαρακτηριστικά λαχαρικής απόθεσης που έχουν δώσει οι Fisher and Schmincke το 1984, δηλ. παρουσία κλαστικών τεμαχών μεγέθους ογκολίθου, φτωχή διαβάθμιση, αφθονία λεπτόκοκκου συνδετικού υλικού, απουσία διαβάθμισης ή ανάστροφη διαβάθμιση, κλαστικά τεμάχη 100% ηφαιστειακής προέλευσης, απουσία απανθρακωμένου ξύλου, συνδετικό υλικό πλούσιο σε λεπτά θραύσματα γυαλιού και εξάπλωση κατά μήκος κοιλάδων. Παρόμοιο λατυποπαγές που εμφανίζεται μέσα σε κοιλάδα στο Mazama Ignimbrite, Oregon, USA, σε απόσταση 7-10 km από την πηγή, ερμηνεύθηκε από τους Druitt & Bacon (1986) ως πλούσιο σε λιθικά υλικό της ροής. Σε άλλες περιπτώσεις, λατυποπαγή έχουν ερμηνευθεί ως αποθέσεις διακριτής ροής πλούσιας σε λιθικά (Walker, 1985), ή ως αποτέλεσμα διαδικασιών διαχωρισμού της πλούσιας σε λιθικά βάσης της ροής από το 43

Φωτογραφία 3.7: Το λαχαρικής προέλευσης Λατυποπαγές Βάσης στα βορειοανατολικά παράλια της Λέσβου. Το συνδετικό υλικό είναι γκρίζου χρώματος, επομένως υπόκειται της μονάδας του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη (Lamera et al., 2004b). Tα λιθικά τεμάχη είναι ηφαιστειακής προέλευσης. Φωτογραφία 3.8: Το λαχαρικής προέλευσης Λατυποπαγές Βάσης στη Ν. Μπαρμπαλιά. Το συνδετικό υλικό είναι ροδόχρουν και το λατυποπαγές υπόκειται των μονάδων Μεγαφιάμμα Ιγκνιμβρίτη. 44

4 2 3 1 Φωτογραφία 3. 9: Διαβρωσιγενείς επιφάνειες μέσα στο λατυποπαγές βάσης, οι οποίες δείχνουν την παρουσία τουλάχιστον τεσσάρων αναστομωμένων λοβών, στη Ν. Μπαρμπαλιά (από Lamera et al., 2004b). πλούσιο σε κίσσηρη τμήμα της, λόγω των διαφορετικών ιδιοτήτων ροής των δύο τμημάτων (Buesch, 1992). 3.3.2. Οι κατώτερες μονάδες του Ιγκνιμβρίτη Οι κατώτερες μονάδες περιορίζονται γύρω από τον κόλπο της Καλλονής και μέχρι τα Βασιλικά (Εικ.1.3). Η μονάδα του Λευκού Ιγκνιμβρίτη είναι η λιγότερο συγκολλημένη μονάδα του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου. Χαρακτηρίζεται από την ύπαρξη τεμαχιδίων ασυμπίεστης λευκής κίσσηρης και ελάχιστων φιαμμών (Φωτ. 3.10). Πολύ χαμηλό είναι το ποσοστό των λιθικών. Στο ανώτερο μέρος της μονάδας όμως παρατηρείται 45

Φωτογραφία 3. 10: Ο Λευκός Ιγκνιμβρίτης παρουσιάζει μεγάλη συγκέντρωση λιθικών που δημιουργούν στρώση στο ανώτερο τμήμα του. Στη φωτογραφία η μονάδα έχει στραφεί από ρήγματα και η ζώνη υψηλής συγκέντρωσης των λιθικών φαίνεται στα αριστερά. Η φωτογραφία είναι από τα ΒΑ παράλια του κόλπου της Καλλονής (GPS: N 39 10 75, E 26 17 18). Φωτογραφία 3. 11: Ο Γκρίζος Ιγκνιμβρίτης με λευκά τεμάχη κίσσηρης που μοιάζουν με οφθαλμούς και αποστρογγυλομένα λιθικά. Η φωτογραφία είναι από τα ΒΑ παράλια του κόλπου της Καλλονής (GPS: N 39 10 75, E 26 17 18). 46

πλούσιο σε κίσσηρη τμήμα της, λόγω των διαφορετικών ιδιοτήτων ροής των δύο τμημάτων (Buesch, 1992). μεγάλη συγκέντρωση λιθικών που δημιουργούν στρώση. Κατά τόπους παρατηρήθηκε διασταυρωμένη στρωμάτωση, η οποία δείχνει ότι πρόκειται για απόθεση μεγακύματος. Η μονάδα του Γκρίζου Ιγκνιμβρίτη χαρακτηρίζεται από κομμάτια ασυμπίεστης λευκής κίσσηρης σε σχήμα «οφθαλμού» (Φωτ. 3.11). Το πέτρωμα δεν είναι έντονα συγκολλημένο γι αυτό η κίσσηρης έχει διατηρήσει το αρχικό της σχήμα και δεν δημιουργήθηκαν φιάμμες. Περιέχει αποστρογγυλωμένα λιθικά τεμαχίδια παρόμοια με αυτά της υπερκείμενης μονάδας του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη. Η σημαντικότερη εμφάνιση του Γκρίζου Ιγκνιμβρίτη παρατηρείται στα νοτιοανατολικά του Κόλπου της Καλλονής. Η μονάδα του Ροδόχρου Ιγκνιμβρίτη χαρακτηρίζεται από μικρές, λεπτές, φιάμμες γκρίζου-ροζ χρώματος καθώς και από μικρά, γωνιώδη, λιθικά τεμαχίδια (Φωτ. 3.12). Σε διαβρωσιγενείς επιφάνειες του πετρώματος ορισμένες από τις φιάμμες έχουν διαβρωθεί και εμφανίζονται κενοί χώροι στο σχήμα των φιαμμών. Το πέτρωμα έχει υποστεί μέτρια συγκόλληση. Φωτογραφία 3. 12: Ο Ροδόχρους Ιγκνιμβρίτης με λευκά τεμάχη ασυμπίεστης κίσσηρης και καφέ γωνιώδη λιθικά. Η φωτογραφία είναι από τα ΒΑ παράλια του κόλπου της Καλλονής (GPS: N 39 10 75, E 26 17 18). 47

3.3.3. Η μονάδα Ιώδους Ιγκνιμβρίτη Η μονάδα του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη είναι η μονάδα με τη μεγαλύτερη εξάπλωση, καθώς παρατηρείται σε ολόκληρο σχεδόν το ανατολικό τμήμα του νησιού και στη νήσο Μπαρμπαλιά (Εικ.1.3). Η μεγάλη εξάπλωση ενός ιγκνιμβρίτη σχετίζεται με υψηλή παροχή υλικού, όπως αναφέρθηκε στο Κεφ.2, επομένως στη μονάδα του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη η παροχή υλικού θα πρέπει να ήταν μεγαλύτερη απ ότι στις υπόλοιπες μονάδες. Η μονάδα PU χαρακτηρίζεται από μαύρες, έντονα συγκολλημένες, επιμήκεις φιάμμες ισότροπου γυαλιού, με το τυπικό σχήμα με απολήξεις σε «μορφή φλόγας» (Φωτ. 3.13). Οι φιάμμες έχουν μέγεθος από 150 cm (κόλπος Καλλονής) έως μερικά mm. Η πυκνότητα εμφάνισής τους ποικίλει. Το ιξώδες του μάγματος που έδωσε τις φιάμμες της μονάδας PU θα πρέπει να είναι μικρότερο από αυτό του μάγματος που έδωσε τις φιάμμες των υπόλοιπων μονάδων του Ιγκνιμβρίτη, καθώς οι φιάμμες της μονάδας PU έχουν υποστεί τη μεγαλύτερη συγκόλληση. Χαρακτηριστικά επίσης είναι τα λιθικά, τα οποία είναι αποστρογγυλωμένα τεμάχη πετρωμάτων που προέρχονται από λάβες και περιδοτίτες, το υπόβαθρο δηλαδή πάνω στο οποίο έρευσε ο ιγκνιμβρίτης. Το χρώμα της μονάδας είναι ιώδες έως γκρίζο. Παρουσιάζει στηλοειδή κατάτμηση (Φωτ. 3.14, 3.15), η οποία αποτελεί ένδειξη ότι πρόκειται για απόθεση εν θερμώ. Η βάση της μονάδας αποτελείται από μαύρο έντονα συγκολλημένο πέτρωμα που μοιάζει με οψιδιανό (Φωτ. 3.16). Αρχικά θεωρήθηκε ότι πρόκειται για φακούς γυαλιού (Pe- Piper & Piper, 1993). Όμως το γεγονός ότι διακρίνονται σ αυτό μικρές φιάμμες συνηγορεί ότι είναι ιγκνιμβρίτης. Η έντονη συγκόλληση που έχει υποστεί οφείλεται στην υψηλή θερμοκρασία απόθεσης της μονάδας. Η ζώνη αυτή έχει μαύρο υελώδες χρώμα γιατί δεν έχει υποστεί αφυάλωση. Τα μεσαία και ανώτερα στρώματα της μονάδας, όμως, τα οποία έχουν υποστεί έντονη αφυάλωση έχουν χρώμα κόκκινο, καφέ ή ιώδες (Φωτ. 3.13, 3.14). Σε αποθέσεις που έχουν υποστεί αφυάλωση, αφανιτικές συμφύσεις χαλαζία (χριστοβαλίτη) και αστρίων αντικαθιστούν το γυαλί. Στη βάση της μονάδας του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη παρατηρείται μεγάλη αύξηση του ποσοστού των λιθικών, το οποίο φτάνει το 45%, σε αντίθεση με την υπόλοιπη μονάδα στην οποία το ποσοστό των λιθικών είναι γύρω στο 25%. 48

Φωτογραφία 3. 13: Ο Ιώδης Ιγκνιμβρίτης με μαύρες, συγκολλημένες, λεπτές φιάμμες. Η φωτογραφία είναι από τα ΒΑ παράλια του κόλπου της Καλλονής (GPS: N 39 10 75, E 26 17 18). Φωτογραφία 3. 14: Ο Ιώδης Ιγκνιμβρίτης στα βορειοανατολικά παράλια της Λέσβου, απέναντι από τη Ν. Μπαρμπαλιά. Φαίνεται η στηλοειδής κατάτμηση και μία ακόμη αναβαθμίδα του Ιγκνιμβρίτη μέσα στο νερό. 49

Φωτογραφία 3. 15: Δύο από τις μεσαίες μονάδες του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου στη Ν. Μπαρμπαλιά. Διακρίνεται η μεταξύ τους διαχωριστική επιφάνεια (βέλος) και η στηλοειδής κατάτμηση, απόδειξη ότι πρόκειται για απόθεση «εν θερμώ». Φωτογραφία 3.16: Η βάση του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη έχει μαύρο χρώμα και μοιάζει με οψιδιανό. Έχει υποστεί έντονη συγκόλληση. Η φωτογραφία είναι από τον εθνικό δρόμο Καλλονής-Μυτιλήνης (GPS: N 39 10 97, E 26 19 73). 50

3.3.4. Οι μονάδες Μεγαφιάμμα Ι, ΙΙ και ΙΙΙ Ιγκνιμβρίτη Οι μονάδες Μεγαφιάμμα Ι, ΙΙ, ΙΙΙ παρατηρούνται κυρίως στο βόρειο τμήμα του νησιού και δυτικά, κοντά στην Άντισσα (Εικ.1.3). Πρόκειται για μεγάλης σκληρότητας πέτρωμα, κόκκινου-ιώδους χρώματος, που αποτελείται από τρεις μονάδες ψύξης (Μεγαφιάμμα Ι, ΙΙ και ΙΙΙ). Οι μονάδες ψύξης αντιπροσωπεύουν την εκκένωση στρωματωμένου μαγματικού θαλάμου, αποτέθηκαν διαδοχικά και ψύχθηκαν μαζί. Μεταξύ τους υπάρχουν σαφείς επιφάνειες ψύξης (Φωτ. 3.5, 3.6), σε ορισμένες θέσεις διαβρωσιγενείς λόγω της ροής. Χαρακτηρίζονται από μεγάλου μεγέθους φιάμμες από τις οποίες οι μονάδες πήραν το όνομά τους. Οι φιάμμες δεν είναι πολύ πεπλατυσμένες και από τις περισσότερες διαβρωμένες επιφάνειες απουσιάζουν (Φωτ. 3.17). Το γεγονός ότι οι φιάμμες δεν έχουν συγκολληθεί τόσο έντονα όσο αυτές της μονάδας του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη δικαιολογεί την έντονη διάβρωσή τους από μετεωρικό νερό. Όμως σε επιφάνειες κοντά στην θάλασσα η κύρια μάζα του Ιγκνιμβρίτη έχει διαβρωθεί πολύ πιο έντονα από τις φιάμμες, με αποτέλεσμα αυτές να προεξέχουν σαν πάγκοι στην τομή (Φωτ. 3.18). Οι μεγαλύτερου μεγέθους φιάμμες βρίσκονται στην στρωματογραφικά ανώτερη μονάδα Μεγαφιάμμα ΙΙΙ. Οι διαβρωμένες φιάμμες σε συνδυασμό με μεγάλες φυσσαλίδες που οφείλονται στην απώλεια αερίων και με ένα σύστημα έντονων διακλάσεων, προσδίδουν στην μονάδα MGF III τη χαρακτηριστική «σπογγοειδή μορφή» (Φωτ. 3.19). Οι μονάδες Μεγαφιάμμα Ι και ΙΙ που υπόκεινται χαρακτηρίζονται επίσης από την απουσία φιαμμών από τις περισσότερες διαβρωσιγενείς επιφάνειες. Όπου αυτές εμφανίζονται, είναι μικρότερου μεγέθους και περισσότερο πεπλατυσμένες. Αντίθετα, το μέγεθος των λιθικών αυξάνεται προς τις κατώτερες μονάδες. Οι μονάδες MGF I και ΙΙ είναι εντονότερα συγκολλημένες σε σχέση με την υπερκείμενη μονάδα MGF III. Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι το λιθοστατικό φορτίο που δέχεται η ανώτερη στρωματογραφικά μονάδα MGF III είναι μικρότερο από αυτό των υποκείμενων μονάδων και η απώλεια θερμότητας είναι μεγαλύτερη. Παρατηρείται ελαφρά διαφοροποίηση στο χρώμα μεταξύ των μονάδων Μεγαφιάμμα Ι και ΙΙ. Η μονάδα Μεγαφιάμμα ΙΙ είναι πιο κοκκινωπή ενώ η υποκείμενη μονάδα Μεγαφιάμμα Ι έχει ιώδες χρώμα (Φωτ. 3.20). Στη βάση της μονάδας Μεγαφιάμμα παρατηρείται υπομονάδα με κύρια μάζα μαύρου χρώματος και κόκκινες φιάμμες (Φωτ. 3.21). Αρχικά θεωρήθηκε ότι ανήκει στην 51

Φωτογραφία 3. 17: Διαβρωμένες φιάμμες της μονάδας MGF III. Η φωτογραφία είναι από τα ΒΑ παράλια του κόλπου της Καλλονής (GPS: N 39 10 75, E 26 17 18). ΦΙΑΜΜΕΣ Φωτογραφία 3.18: Φιάμμες της μονάδας MGF II που προεξέχουν σαν πάγκοι καθώς το υπόλοιπο πέτρωμα έχει υποστεί εντονότερη διάβρωση. Η φωτογραφία είναι από τα ΒΑ παράλια της Λέσβου, κοντά στην παραλία Ν.Κυδωνιών. 52

MGF III PU Φωτογραφία 3.19: Η μονάδα MGF III, πάνω από την μονάδα PU, έχει «σπογγοειδή» μορφή, η οποία οφείλεται κυρίως στο ότι ήταν πλουσιότερη σε αέρια. Η φωτογραφία είναι από περιοχή κοντά στον Πολυχνίτο. MGF II MGF I Φωτογραφία 3. 20: Οι μονάδες Μεγαφιάμμα Ι (κάτω) και Μεγαφιάμμα ΙΙ (επάνω). Φαίνεται η επιφάνεια ψύξης και η διαφορά στο χρώμα. Η φωτογραφία είναι από τα ΒΑ παράλια της Λέσβου, κοντά στην παραλία Ν.Κυδωνιών. 53

Φωτογραφία 3.21: Η βάση της μονάδας Μεγαφιάμμα είναι επίσης έντονα συγκολλημένη. Οι φιάμμες έχουν κεραμιδί χρώμα που οφείλεται σε πυριτίωση. Λόγω της έντονης συγκόλλησης δεν διαβρώθηκαν όπως οι περισσότερες φιάμμες των μονάδων Μεγαφιάμμα. Η φωτογραφία είναι από την περιοχή Αγ. Χαραλάμπους. Φωτογραφία 3.22: : Η μονάδα Λατομείου με κογχώδη θραυσμό, ελάχιστες φιάμμες και λιθικά χρησιμοποιείται ως δομικό υλικό. Διακρίνονται «λιθοφύσες». Η φωτογραφία είναι από το λατομείο στην περιοχή Ν. Κυδωνιών, από το οποίο πήρε το όνομά της η μονάδα αυτή. 54

υποκείμενη μονάδα του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη. Όμως τόσο το σχήμα των φιαμμών που δεν είναι τόσο πεπλατυσμένες όσο αυτές του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη, όσο και η υφή τους (το γυαλί δεν είναι συμπαγές και ομοιογενές στις μεγάλες φιάμμες, αλλά γεμάτο μικρές φυσσαλίδες) οδήγησαν στο συμπέρασμα ότι πρόκειται για τη βάση της μονάδας Μεγαφιάμμα, η οποία έχει υποστεί έντονη συγκόλληση. 3.3.5. Η μονάδα Ιγκνιμβρίτη Λατομείου Η μονάδα Λατομείου εμφανίζεται στην περιοχή των Ν. Κυδωνιών (Εικ.1.3) καθώς και στο νότιο τμήμα του νησιού. Πρόκειται για πολύ συμπαγές πέτρωμα, μεγάλης σκληρότητας, ροζ-μωβ ή και γκρίζου χρώματος, το οποίο χρησιμοποιείται ως δομικό υλικό στην περιοχή της Λέσβου (Φωτ. 3.22). Από ιγκνιμβρίτη που ανήκει στην μονάδα Λατομείου έχει κατασκευαστεί η εκκλησία του Ταξιάρχη στο Αϊβαλί της Μ. Ασίας. Εντοπίστηκε για πρώτη φορά σε λατομείο στην περιοχή των Κυδωνιών απ όπου πήρε και το όνομά του. Χαρακτηρίζεται από κογχώδη θραυσμό και από την ύπαρξη πολύ μικρών και σε μικρή σχετική αναλογία λιθικών τεμαχιδίων και λεπτών φιαμμών. 55

4. ΟΙ ΠΗΓΕΣ ΤΟΥ ΙΓΚΝΙΜΒΡΙΤΗ 4.1 Η μέθοδος των μεγίστων λιθικών και φιαμμών Η μέτρηση του μέσου μέγιστου μεγέθους τεμαχών κίσσηρης και λιθικών και η προβολή τους σε σχέση με την απόσταση από υποθετική πηγή είναι μια σημαντική τεχνική υπαίθρου για τους ιγκνιμβρίτες γιατί δίνει σημαντικές πληροφορίες για την πηγή προέλευσής τους (Cas and Wright, 1987). Σύμφωνα με αυτή, μετράται σε μεγάλο αριθμό θέσεων ο μέγιστος άξονας πολλών από τα μεγαλύτερα τεμαχίδια της απόθεσης (3, 5 ή 10 τεμαχίδια) και υπολογίζεται ο μέσος όρος. Τα μέσα μέγιστα μεγέθη κίσσηρης και λιθικών προβάλλονται σε χάρτες ισομεγεθών. Αυτοί είναι σημαντικοί για τον προσδιορισμό της θέσης του ηφαιστειακού πόρου από τον οποίο προήλθαν οι αποθέσεις πυροκλαστικών ροών. Η μέθοδος προτάθηκε αρχικά για χρήση σε μη-συγκολλημένους ιγκνιμβρίτες (Cas and Wright, 1987), στη συνέχεια όμως εφαρμόστηκε και σε συγκολλημένες αποθέσεις από τους Sparks (1975) και Kuno et al. (1963). Το μέσο μέγιστο μέγεθος των λιθικών τεμαχών μειώνεται με αύξηση της απόστασης από την πηγή (Kuno et al. 1964, Fisher 1966, Yokoyamma 1974, Sparks 1975, Self, 1973, Allen and Cas, 1998). Επίσης, η κατανομή τους μπορεί να είναι σημαντική για την κατανόηση και ποσοτικοποίηση των διαδικασιών έκρηξης και μεταφοράς (Cas and Wright, 1987). Οι μεγαλύτερες διακυμάνσεις στην κατανομή μεγέθους των λιθικών τεμαχιδίων αναμένονται μέσα στα πρώτα 15 km από την πηγή (Wright and Walker, 1977, Suzuki-Kamata and Kamata, 1990). Τα λιθικά τεμάχη ενός ιγκνιμβρίτη είναι δυνατόν να προέρχονται από τα τοιχώματα του ηφαιστειακού θαλάμου, τα τοιχώματα του αγωγού και του ηφαιστειακού πόρου, ή από διάβρωση της επιφάνειας πάνω στην οποία κινείται η ροή (Wright and Walker, 1977, Druitt and Sparks, 1982, Walker, 1985, Druitt and Bacon, 1986, Valentine and Wohletz, 1989, Suzuki-Kamata, 1988, Buesch, 1992, Bryan et al., 1998). Τα λιθικά που προέρχονται από διάβρωση του υποβάθρου αναμιγνύονται με τη ροή, αλλά τα περισσότερα από αυτά παραμένουν στη βάση της, είτε επιστρέφουν εκεί λόγω βαρυτικής καθίζησης. Επομένως, τα λιθικά τεμάχη τοπικής προέλευσης είναι πιο άφθονα κοντά στη βάση της ροής ενώ αυτά που προέρχονται από τον ηφαιστειακό πόρο είναι πιο άφθονα στην κορυφή της ροής (Buesch, 1992). Τα λιθικά του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου είναι σχεδόν εξολοκλήρου 56

ηφαιστειακής προέλευσης. Λίγα λιθικά που προέρχονται από τον περιδοτίτη έχουν παρατηρηθεί στη βάση μόνο της μονάδας PU. Η ερμηνεία της κατανομής των λιθικών τεμαχών περιπλέκεται από την κατά τόπους είσοδο λιθικών από το έδαφος, λόγω αυξημένης τυρβώδους ροής γύρω από τοπογραφικά εμπόδια (Buesch, 1992) ή σε περιοχές αλληλεπίδρασης με νερό (Streck and Grunder, 1995). Τα τεμάχη που προέρχονται από διάβρωση του υποβάθρου είναι συχνά μεγαλύτερου μεγέθους από αυτά που προέρχονται από τον πόρο (Calder et al., 2000). Ανεξάρτητα από τον τρόπο εισόδου των λιθικών, η μείωση του μέσου μέγιστου μεγέθους των τεμαχών που μεταφέρονται από τη ροή με την αύξηση της απόστασης από τον ηφαιστειακό πόρο, δείχνει ότι η ικανότητα μεταφοράς της ροής μειώνεται με την απόσταση α) ανάλογα με το μέγεθος και την πυκνότητα του πυροκλαστικού τεμάχους β) αντιστρόφως ανάλογα με την πυκνότητα, το ιξώδες, τη διατμητική τάση και την ταχύτητα τυρβώδους κίνησης της πυροκλαστικής ροής (Katsui, 1963, Kuno et al, 1964, Fisher, 1966, Yokoyama, 1974, Wright and Walker, 1977, Moore and Sisson, 1981, Fisher and Schmincke, 1984, Cas and Wright, 1987, Streck and Grunder, 1995, Calder et al., 2000). Το μέσο μέγιστο μέγεθος των τεμαχών κίσσηρης φαίνεται να έχει μικρότερη σημασία για τον προσδιορισμό της θέσης του ηφαιστειακού πόρου καθώς λόγω μικρής μηχανικής αντοχής οι φιάμμες τείνουν να θρυμματίζονται εύκολα κατά τη μεταφορά τους (Walker, 1972). Ένας άλλος λόγος για τον οποίο το μέσο μέγιστο μέγεθος των λιθικών τεμαχών σχετίζεται καλύτερα με την απόσταση απ ότι το μέσο μέγιστο μέγεθος των τεμαχών κίσσηρης (Sparks, 1975, Cas and Wright, 1987, Suzuki-Kamata and Kamata, 1990) είναι ότι τα λιθικά τεμάχη έχουν πολύ μεγαλύτερη πυκνότητα από τη ροή τέφρας, ενώ τα τεμάχη κίσσηρης μπορεί να έχουν πυκνότητα μεγαλύτερη ή μικρότερη από τη ροή. Οι μεταβολές του μέσου μέγιστου μεγέθους των τεμαχιδίων σχετίζονται ακόμα με το πάχος των αποθέσεων στους ιγκνιμβρίτες, το οποίο επίσης μειώνεται με την απόσταση από την πηγή (Le Pennec et al, 1994). Οι χάρτες ισομεγεθών όμως υπερέχουν των χαρτών ισοπαχών, καθώς σε ορισμένες θέσεις το πάχος της απόθεσης που μετράται μπορεί να μην είναι το αρχικό αλλά να έχει αυξηθεί ή ελαττωθεί λόγω δευτερογενών διεργασιών (Cas & 57

Wright, 1987), η ακόμα να μην είναι ορατό ολόκληρο το πάχος της ροής και επομένως να μην μπορεί να μετρηθεί. Η μέθοδος των μέγιστων λιθικών και φιαμμών εφαρμόστηκε στον Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου προκειμένου να εντοπιστεί η πηγή προέλευσης των μονάδων Μεγαφιάμμα και Ιώδους Ιγκνιμβρίτη, οι οποίες παρουσιάζουν την μεγαλύτερη εξάπλωση και είναι πλούσιες τόσο σε λιθικά όσο και σε φιάμμες. Για τη μονάδα του Ιγκνιμβρίτη Λατομείου, που επίσης παρουσιάζει μεγάλη εξάπλωση, έγιναν μόνο ενδεικτικές μετρήσεις, αλλά δεν κατασκευάστηκαν χάρτες ισομεγεθών, γιατί τα τεμαχίδια λιθικών και οι φιάμμες είναι πολύ λίγα και μικρού μεγέθους σ αυτή τη μονάδα. Έγιναν μετρήσεις σε 90 πλαίσια (1x1 m) για την μονάδα Ιώδους Ιγκνιμβρίτη και 80 πλαίσια για τις μονάδες Μεγαφιάμμα Ιγκνιμβρίτη (Εικ. 4.1, 4.2, Πιν. 4.1, 4.2). Η διάκριση των μονάδων Μεγαφιάμμα σε μονάδες Ι, ΙΙ και ΙΙΙ ήταν δυνατή μόνο όπου εμφανιζόταν και οι τρεις στη στρωματογραφική στήλη. Εφόσον αυτό δεν συνέβαινε τις περισσότερες φορές, η μέθοδος των μέγιστων λιθικών και φιαμμών εφαρμόστηκε θεωρώντας και τις τρεις ως μία μονάδα. Σε κάθε εμφάνιση του Ιγκνιμβρίτη μετρήθηκε ο μέγιστος άξονας των 10 μεγαλύτερων τεμαχών λιθικών και των 10 μεγαλύτερων φιαμμών (κίσσηρης). Από αυτές τις 10 τιμές αφαιρέθηκαν οι 4 μεγαλύτερες για να αποκλειστεί η επίδραση τοπικών φαινομένων, όπως η είσοδος στη ροή μεγάλων λιθικών που παρασύρθηκαν από το έδαφος. Υπολογίστηκε ο μέσος όρος των 6 υπόλοιπων μετρήσεων. Τα μεγέθη αυτά (μέση μέγιστη διάμετρος) για τα λιθικά και τις φιάμμες, καθώς και η μέγιστη τιμή από τις 10 αρχικές για τα λιθικά και τις φιάμμες σε κάθε θέση, χρησιμοποιήθηκαν για την κατασκευή χαρτών ισομεγεθών. Για την επεξεργασία των δεδομένων μέσων μέγιστων λιθικών και φιαμμών και την κατασκευή των χαρτών ισομεγεθών χρησιμοποιήθηκαν τα προγράμματα ArcView 3.2 και Surfer 8. Σε αρκετές περιοχές, κυρίως ανατολικά-νοτιοανατολικά του Μανταμάδου (Εικ. 1.3), εμφανίζεται ιγκνιμβρίτης της μονάδας Μεγαφιάμμα με μορφή εκτεταμένων καλυμμάτων (αναβαθμίδες: χαμηλές εμφανίσεις - επιφάνειες με πολύ μικρή κλίση και μεγάλη έκταση, Εικ. 3.3, 3.4). Στις περιοχές αυτές παρατηρήθηκαν πολύ μικρά μεγέθη λιθικών τεμαχών καθώς και φιαμμών. Πρόκειται πιθανά για την ανώτερη επιφάνεια μονάδας ψύξης. Η κανονική κατακόρυφη διαβάθμιση των λιθικών που παρατηρείται συνήθως στους ιγκνιμβρίτες (Noble 1967, Yokoyama 1974, Sparks, Self and Walker, 1973) 58

δικαιολογεί την ύπαρξη πολύ μικρών λιθικών στο ανώτερο τμήμα της μονάδας ψύξης. Οι μετρήσεις αυτών των μεγεθών αποκλείστηκαν από την κατασκευή των χαρτών ισομεγεθών ως μη-αντιπροσωπευτικές. Στη βάση των μονάδων PU και MGF του Ιγκνιμβρίτη παρατηρούνται φακοί μαύρου, έντονα συγκολλημένου ιγκνιμβρίτη, ο οποίος μοιάζει με οψιδιανό, με υψηλό ποσοστό λιθικών τεμαχών, μικρότερου όμως μεγέθους από αυτά των λιγότερο συγκολλημένων τμημάτων των μονάδων. Τα μεγέθη των λιθικών που μετρήθηκαν στη βάση των μονάδων αποκλείστηκαν από την κατασκευή χαρτών ισομεγεθών, αρχικά γιατί δεν ήταν σίγουρη η σχέση του συγκολλημένου ιγκνιμβρίτη με την υπόλοιπη μονάδα. 4.2 Η πηγή των κατώτερων μονάδων του Ιγκνιμβρίτη Η πηγή προέλευσης της μονάδας του Λευκού Ιγκνιμβρίτη δεν μελετήθηκε λόγω της περιορισμένης εμφάνισής της. Η μονάδα παρατηρήθηκε μόνο στις ακτές του Κόλπου της Καλλονής καθώς και στην περιοχή Αγ. Παρασκευής (Εικ.1.3). Η έρευνα για τον εντοπισμό της πηγής προέλευσής της βρίσκεται σε εξέλιξη. Η μονάδα του Ροδόχρου Ιγκνιμβρίτη ταυτίζεται λιθολογικά, πετρογραφικά και γεωχημικά με τον ιγκνιμβρίτη Sarimsak Stone (Seymour et al., 2004) στην περιοχή Κυδωνιές (Ayvalik) της Μ. Ασίας. Ενδεικτικές μετρήσεις των μέσων μέγιστων λιθικών και φιαμμών δείχνουν ότι η μονάδα είναι αλλόχθονη και προέρχεται από καλδέρα στην περιοχή Biga Peninsula της Μ. Ασίας (Εικ. 4.3). Η ακριβής πηγή προέλευσής της δεν έχει ακόμα τεκμηριωθεί και αποτελεί θέμα για μελλοντική έρευνα. 59

Α: LS120, LS380, LS382, LS383, LS384 B : LS123, LS124, LS125, LS126, LS131A, LS166, LS316, LS317, LS318, LS322, LS390 Γ: LS134, LS135, LS136 Δ: LS141, LS142, LS143, LS324, LS325, LS329, LS365, LS367 E: LS2, LS31, LS32, LS144, LS145, LS146, LS147, LS148, LS150, LS152, LS153, LS300, LS301, LS398, LS399 Z: LS30, LS155, LS372, LS393, LS394 H: LS29, LS159, LS160, LS183, LS184, LS185, LS186, LS187, LS190 Θ: LS198, LS202, LS203, LS204, LS207, LS397 LS38 LS356 LS164 LS347 Β LS303 LS137 LS117 LS332 Ε LS138 LS139 Γ A LS162 LS163 LS331 LS169 LS168 LS161 LS113 LS112 LS370 Ζ LS156 LS192 LS157 Η LS188 LS191 LS209 LS211 LS220 LS210 Εικόνα 4. 1: Έγχρωμο φυσικό σύνθετο 3,2,1 (R,G,B) της Landsat-TM δορυφορικής εικόνας της Λέσβου με τις θέσεις δειγματοληψίας για τη μονάδα PU 60

LS346 LS342 LS343 LS346 LS151 LS340 LS381 LS380 LS382 LS307 LS137 LS118 LS119 LS308 LS116 LS379 LS306 LS374 LS378 LS359 LS358 LS310 L5375 LS377 LS330 LS364 LS376 LS361 LS331 LS328 LS363 LS323 LS357 LS302 LS327 LS326 LS129 LS366 LS367 LS391 LS385 LS315 LS319 LS313 LS386 LS149 LS322 LS388 LS389 LS321 LS320 LS387 LS311 LS300 LS314 LS312 LS398 LS392 LS368 LS30 LS399 LS301 LS154 LS370 LS371 LS373 LS395 LS396 LS121 LS115 LS360 LS362- LS140 LS141 LS168 LS170 LS134 LS135 LS185 Εικόνα 4. 2: Έγχρωμο φυσικό σύνθετο 3,2,1 (R,G,B) της Landsat-TM δορυφορικής εικόνας της Λέσβου με τις θέσεις δειγματοληψίας για τις μονάδες MGF 61

Πίνακας 4. 1: Μετρήσεις της μέγιστης διαμέτρου των μέγιστων λιθικών τεμαχών και φιαμμών για την μονάδα του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη. Ο τρόπος υπολογισμού των μέσων μέγιστων λιθικών και φιαμμών εξηγείται στο κείμενο. ΜΕΓΙΣΤΟ ΜΕΣΟ ΜΕΓΙΣΤΟ ΜΕΓΙΣΤΗ ΔΕΙΓΜΑ ΠΕΡΙΟΧΗ GPS GPS ΛΙΘΙΚΟ (cm) ΛΙΘΙΚΟ (cm) ΦΙΑΜΜΑ (cm) LS2 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N3910745 E2617618 11.0 2.9 100.0 LS21 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ 2.5 35.0 LS26 ΚΥΔΩΝΙΕΣ 3.5 24.0 LS29 ΒΑΣΙΛΙΚΑ Ν3906082 E2614757 2.0 18.0 LS30 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N3910970 E2619732 2.0 LS31 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N3911083 E2619013 4.5 3.3 LS32 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N3911024 E2618872 35.0 LS38 ΑΝΤΙΣΣΑ N3914276 E2559464 3.0 12.5 LS111 ΜΥΣΤΕΓΝΑ N391224 E262904 4.0 2.3 10.0 LS112 ΜΥΣΤΕΓΝΑ N391449 E262545 4.0 2.2 20.0 LS113 ΜΥΣΤΕΓΝΑ N391511 E262504 2.5 1.1 20.0 LS117 ΑΓ. ΣΤΕΦΑΝΟΣ N391758 E262348 6.0 2.7 LS120 ΠΑΛΙΟΣ N391908 E262416 5.0 2.9 LS123 ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ N391444 E261653 10.0 3.0 15.0 LS124 ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ N391443 E261658 8.0 3.2 30.0 LS125 ΑΓ ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ N391436 E261716 5.0 2.3 45.0 LS131A ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ N391337 E261906 6.0 61.0 LS134 ΑΓ. ΧΑΡΑΛΑΜΠΟΣ N391308 E262402 10.0 3.0 35.0 LS136 ΚΥΔΩΝΙΕΣ N391253 E262436 4.4 3.0 20.0 LS137 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ N391803 E262104 7.5 4.3 LS138 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ N391703 E262207 5.0 3.0 LS139 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ N391655 E262210 4.0 2.8 LS141 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ N391513 E262453 5.0 2.0 36.0 LS142 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ N391507 E262503 5.0 3.4 LS143 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ N391450 E262542 5.0 3.7 10.0 LS144 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391114 E261953 9.0 4.7 LS145 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391121 E261910 6.0 3.3 LS146 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391119 E2619013 8.0 3.8 LS147 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391116 E261845 3.0 2.5 LS148 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391135 E261732 11.0 7.2 LS150 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391106 E261753 6.0 4.2 LS152 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391057 E261745 13.00 6.8 LS153 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391044 E261746 10.0 5.9 LS155 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N390940 E261737 6.0 3.5 12.0 LS156 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N390639 E261517 7.0 2.8 LS159 ΒΑΣΙΛΙΚΑ N390536 E261236 6.0 3.2 LS160 ΒΑΣΙΛΙΚΑ N390427 E261127 5.0 2.2 20.0 ΜΕΣΗ ΜΕΓΙΣΤΗ ΦΙΑΜΜΑ (cm) 62

Πίνακας 4. 1 (συνέχεια): Μετρήσεις της μέγιστης διαμέτρου των μέγιστων λιθικών τεμαχών και φιαμμών για την μονάδα του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη. Ο τρόπος υπολογισμού των μέσων μέγιστων λιθικών και φιαμμών εξηγείται στο κείμενο. ΔΕΙΓΜΑ ΠΕΡΙΟΧΗ GPS GPS ΜΕΓΙΣΤΟ ΛΙΘΙΚΟ (cm) ΜΕΣΟ ΛΙΘΙΚΟ (cm) ΜΕΓΙΣΤΟ ΜΕΓΙΣΤΗ LS161 ΜΥΣΤΕΓΝΑ N391305 E262834 4.0 2.3 12.0 LS162 Ν. ΜΠΑΡΜΠΑΛΙΑ N391857 E262606 5.0 3.2 LS163 Ν. ΜΠΑΡΜΠΑΛΙΑ N391828 E262559 7.5 3.8 LS168 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ N391407 E262708 5.5 3.1 36.0 LS169 ΚΥΔΩΝΙΕΣ N391410 E262647 3.5 1.5 LS170 ΕΞΑΜΠΕΛΙΑ N391119 E2619013 7.0 2.4 LS183 ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΣ N390505 E261115 2.5 1.5 LS184 ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΣ N390531 E261121 4.0 1.7 LS185 ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΣ N390522 E261120 2.5 1.2 LS186 ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΣ N390427 E261127 5.5 3.3 LS187 ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΣ N390341 E261138 5.0 3.3 LS188 ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΣ N390510 E261319 5.0 2.1 LS190 ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΣ N390506 E261319 3.5 1.9 LS191 ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΣ N390445 E261346 4.0 1.9 LS192 ΒΑΣΙΛΙΚΑ N390558 E261432 3.5 2.0 LS198 ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΣ N390436 E261502 5.5 3.3 LS202 ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΣ N390422 E261601 3.0 1.3 LS204 ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΣ N390420 E261611 2.5 1.1 LS207 ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΣ N390416 E261630 2.0 1.3 LS209 ΑΚΡΑΣΙ N390141 E261028 3.0 2.0 LS210 ΑΚΡΑΣΙ N390141 E261821 3.5 1.9 LS211 ΑΚΡΑΣΙ N390127 E261753 2.5 1.3 LS220 ΑΚΡΑΣΙ N390141 E261821 4.5 2.3 92.0 LS224 ΠΑΛΙΟΣ 4.5 2.8 ΦΙΑΜΜΑ LS300 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ Ν391057 Ε261746 17.5 8.4 97 17 LS301 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ Ν391046 Ε261746 9.0 6.6 32 14 LS303 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ Ν391944 Ε261847 7.0 4.8 26 11 LS317 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ Ν391354 Ε261741 3.5 2.0 30 14 LS318 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ Ν391345 Ε261705 8.7 5.4 41 24 LS322 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ Ν391306 Ε261700 4.0 2.2 41 9 LS324 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ Ν391519 Ε262409 3.9 2.6 12 6 LS325 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ Ν391507 Ε262316 3.8 2.5 12 6 LS329 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ Ν391606 Ε262046 2.5 1.1 15 7 LS331 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ Ν391541 Ε261900 4.0 2.3 26 6 LS365 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ Ν391612 Ε262248 4.1 1.9 26 7 LS367 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ Ν391507 Ε262503 4.0 3.3 24 17 LS370 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ Ν390924 Ε261719 3.0 2.4 18 9 LS372 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ Ν390824 Ε261626 3.0 2.3 126 21 LS380 ΠΑΛΙΟΣ Ν391707 Ε262417 4.2 2.8 21 8 (cm) ΜΕΣΗ ΜΕΓΙΣΤΗ ΦΙΑΜΜΑ (cm) 63

Πίνακας 4.1 (συνέχεια): Μετρήσεις της μέγιστης διαμέτρου των μέγιστων λιθικών τεμαχών και φιαμμών για την μονάδα του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη. Ο τρόπος υπολογισμού των μέσων μέγιστων λιθικών και φιαμμών εξηγείται στο κείμενο. ΔΕΙΓΜΑ ΠΕΡΙΟΧΗ GPS GPS ΜΕΣΗ ΜΕΓΙΣΤΟ ΜΕΣΟ ΜΕΓΙΣΤΟ ΜΕΓΙΣΤΗ ΜΕΓΙΣΤΗ ΛΙΘΙΚΟ ΛΙΘΙΚΟ ΦΙΑΜΜΑ ΦΙΑΜΜΑ (cm) (cm) (cm) (cm) LS383 ΠΑΛΙΟΣ Ν391945 Ε262447 4.0 2.2 24 10 LS384 ΠΑΛΙΟΣ Ν392003 Ε262526 2.3 1.4 11 5 LS390 ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ Ν391336 Ε261858 4.5 1.9 68 31 LS393 ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ Ν39094 Ε261734 3.0 2.5 58 27 LS394 ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ Ν390918 Ε261647 5.2 3.6 40 19 LS398 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ Ν391119 Ε261843 3.7 1.7 22 11 Πίνακας 4. 2: Μετρήσεις της μέγιστης διαμέτρου των μέγιστων λιθικών τεμαχών και φιαμμών για τη συγκολλημένη βάση της μονάδας του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη. Ο τρόπος υπολογισμού των μέσων μέγιστων λιθικών εξηγείται στο κείμενο. ΜΕΓΙΣΤΟ ΜΕΣΟ ΜΕΓΙΣΤΟ ΜΕΓΙΣΤΗ GPS GPS ΔΕΙΓΜΑ ΠΕΡΙΟΧΗ ΛΙΘΙΚΟ ΛΙΘΙΚΟ ΦΙΑΜΜΑ LS126 ΑΓ.ΠΑΡΑΣΚEYH N391412 E261750 5.0 1.6 15.0 LS135 ΚΥΔΩΝΙΕΣ N391302 E262418 9.0 3.9 LS157 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N390617 E261452 3.0 1.6 13.0 LS203 ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΣ N390420 E261612 2.5 0.8 LS316 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391355 E261732 3.5 1.8 47.0 LS332 ΑΓ.ΠΑΡΑΣΚEYH N391526 E261846 12.0 4.3 17.0 LS347 ΑΝΤΙΣΣΑ N391149 E255842 3.0 2.1 11.0 LS356 ΑΝΤΙΣΣΑ N391348 E255944 11.2 2.1 6.2 LS397 ΒΑΣΙΛΙΚΑ N390617 E261452 2.2 1.6 16.0 LS399 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391121 E261911 5.2 14.0 8.7 64

Πίνακας 4. 3: Μετρήσεις της μέγιστης διαμέτρου των μέγιστων λιθικών τεμαχών και φιαμμών για τις μονάδες Μεγαφιάμμα Ο τρόπος υπολογισμού των μέσων μέγιστων λιθικών και φιαμμών εξηγείται στο κείμενο. ΔΕΙΓΜΑ ΠΕΡΙΟΧΗ GPS GPS ΜΕΣΗ ΜΕΓΙΣΤΟ ΜΕΣΟ ΜΕΓΙΣΤΟ ΜΕΓΙΣΤΗ ΜΕΓΙΣΤΗ ΛΙΘΙΚΟ ΛΙΘΙΚΟ ΦΙΑΜΜΑ ΦΙΑΜΜΑ LS115 ΑΣΠΡΟΠΟΤΑΜΟΣ N391726 E262303 5.0 2.8 LS116 ΑΣΠΡΟΠΟΤΑΜΟΣ N391745 E262325 18.0 2.8 LS118 ΠΑΛΙΟΣ N391854 E262408 4.0 2.8 LS119 ΠΑΛΙΟΣ N391904 E262413 3.0 2.1 LS121 ΠΑΛΙΟΣ N391943 E262437 3.5 1.8 20.0 LS129 ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ N391400 E261821 15.0 4.1 55.0 LS134 ΑΓ.ΧΑΡΑΛΑΜΠΟΣ N391308 E262402 8.0 3.6 LS135 ΚΥΔΩΝΙΕΣ N391302 E262418 4.5 2.5 LS137 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ N391803 E262104 10.0 5.3 LS141 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ N391513 E262453 4.0 2.9 LS149 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391149 E261710 6.0 5.3 10.0 LS151 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391058 E261756 10.0 3.8 30.0 LS154 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N390942 E261722 4.0 2.7 LS168 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ N391407 E262708 5.0 3.2 LS170 ΕΞΑΜΠΕΛΙΑ N391119 E2619013 8.0 2.8 LS185 ΠΟΛΥΧΝΙΤΟΣ N390522 E261120 6.5 3.2 LS300 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391057 E261746 6.5 4.7 71.0 43.5 LS301 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391046 E261746 15.0 8.6 61.0 40.0 LS302 ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ N391526 E261745 3.5 2.2 31.0 6.5 LS306 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ N391751 E261956 54.0 25.0 LS307 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ N391819 E262020 3.0 1.8 38.0 18.0 LS307 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ N391819 E262020 11.0 3.2 5.0 4.0 LS308 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ N391801 E262026 5.5 2.3 21.5 8.5 LS310 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ N391736 E262014 7.5 3.0 58.0 17.0 LS313 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391222 E261832 4.0 1.8 16.0 8.5 LS314 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391243 E261755 1.9 1.3 16.0 6.0 LS315 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391331 E261735 3.0 1.3 24.0 13.5 LS319 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391318 E261702 3.0 1.5 21.0 6.0 LS320 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391301 E261703 4.0 2.0 37.5 6.0 LS321 ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ N391322 E261659 3.8 2.1 22.0 11.0 LS322 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391306 E261700 4.0 2.2 41.0 9.0 LS323 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ N391545 E262400 4.0 1.6 22.0 6.0 LS326 ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ N391517 E262237 2.4 1.7 9.0 5.5 LS327 ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ N391533 E262103 4.0 2.7 21.0 8.0 LS328 ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ N391557 E262102 2.8 1.8 12.5 6.0 LS330 ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ N391539 E261906 2.3 0.9 14.0 6.0 LS330 ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ N391541 E261900 4.0 3.0 42.0 6.5 LS340 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ N392033 E261958 8.3 4.1 6.0 3.0 LS342 ΑΝΤΙΣΣΑ N391319 E255842 3.0 1.3 11.5 5.5 65

Πίνακας 4. 3 (συνέχεια): Μετρήσεις της μέγιστης διαμέτρου των μέγιστων λιθικών τεμαχών και φιαμμών για τις μονάδες Μεγαφιάμμα Ο τρόπος υπολογισμού των μέσων μέγιστων λιθικών και φιαμμών εξηγείται στο κείμενο. ΔΕΙΓΜΑ ΠΕΡΙΟΧΗ GPS GPS ΜΕΓΙΣΤΟ ΛΙΘΙΚΟ ΜΕΣΟ ΜΕΓΙΣΤΟ ΜΕΓΙΣΤΗ ΛΙΘΙΚΟ ΦΙΑΜΜΑ LS343 ΑΝΤΙΣΣΑ N391325 E255848 2.8 1.7 9.5 3.5 LS346 ΑΝΤΙΣΣΑ N391305 E255831 1.5 1.1 10.5 2.0 LS349 ΛΑΨΑΡΝΑ N391713 E255509 3.1 1.6 17.5 6.5 LS357 ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ N391603 E261736 2.2 1.5 11.0 6.0 LS358 ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ N391638 E261754 3.5 1.5 12.0 6.0 LS359 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ N391739 E262142 2.0 1.3 8.0,6 5.0 LS360 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ N391708 E262200 3.5 1.7 6.0 4.0 LS361 ΑΣΠΡΟΠΟΤΑΜΟΣ N391635 E262219 3.5 2.3 12.5 3.5 LS362 ΑΣΠΡΟΠΟΤΑΜΟΣ N391630 E262147 3.2 2.1 5.4 3.0 LS363 ΑΣΠΡΟΠΟΤΑΜΟΣ N391633 E262132 4.1 2.3 15.0 4.5 LS364 ΑΣΠΡΟΠΟΤΑΜΟΣ N391653 E262040 4.5 1.8 24.0 13.0 LS366 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ N391528 E262437 4.0 2.8 25.0 9.0 LS367 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ N391507 E262503 2.5 1.0 16.0 7.5 LS368 ΒΑΣΙΛΙΚΑ N391043 E261748 5.0 3.2 23.0 8.5 LS370 ΒΑΣΙΛΙΚΑ N390924 E261719 1.5 1.2 16.0 8.5 LS374 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ N391827 E262039 3.2 2.1 9.9 5.0 LS375 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ N391709 E262216 3.2 1.9 31.0 12.5 LS376 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ N391648 E262214 2.8 2.0 26.0 15.0 LS377 ΑΣΠΡΟΠΟΤΑΜΟΣ N391700 E262249 5.8 1.8 37.0 14.0 LS378 ΑΣΠΡΟΠΟΤΑΜΟΣ N391751 E262324 4.0 3.1 6.6 3.0 LS379 ΑΣΠΡΟΠΟΤΑΜΟΣ N391825 E262329 3.1 1.7 14.0 6.0 LS380 ΠΑΛΙΟΣ N391907 E262417 4.8 2.4 24.0 8.0 LS381 ΠΑΛΙΟΣ N391938 E262431 2.9 1.4 19.0 4.0 LS382 ΠΑΛΙΟΣ N391944 E262438 2.1 1.3 22.0 10.0 LS385 ΣΚ. Ν. ΚΥΔΩΝΙΩΝ N391504 E262518 2.4 1.5 34.5 18.0 LS386 ΑΓ. ΧΑΡΑΛΑΜΠΟΣ N391316 E262439 4.0 1.7 20.0 7.0 LS387 ΑΓ. ΧΑΡΑΛΑΜΠΟΣ N391311 E262407 4.0 2.3 9.1 5.0 LS391 ΑΓ. ΠΑΡΑΣΚΕΥΗ N391357 E261827 3.5 2.2 21.0 10.5 LS392 ΒΑΣΙΛΙΚΑ N390943 E261720 3.9 2.5 16.2 12.0 LS399 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391121 E261911 4.9 3.0 11.8 6.5 ΜΕΣΗ ΜΕΓΙΣΤΗ ΦΙΑΜΜΑ 66

Πίνακας 4. 4: Μετρήσεις της μέγιστης διαμέτρου των μέγιστων λιθικών τεμαχών και φιαμμών για τη συγκολλημένη βάση των μονάδων Μεγαφιάμμα. Ο τρόπος υπολογισμού των μέσων μέγιστων λιθικών και φιαμμών εξηγείται στο κείμενο. ΜΕΣΟ ΜΕΣΗ ΜΕΓΙΣΤΟ ΜΕΓΙΣΤΗ ΠΕΡΙΟΧΗ GPS GPS ΜΕΓΙΣΤΟ ΜΕΓΙΣΤΗ ΔΕΙΓΜΑ ΛΙΘΙΚΟ ΦΙΑΜΜΑ ΛΙΘΙΚΟ ΦΙΑΜΜΑ LS30 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391097 E2619732 3.5 8.0 LS140 ΜΑΝΤΑΜΑΔΟΣ N391612 E262248 7.0 3.1 25.0 LS311 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391134 E261725 5.6 3.5 34.0 17.8 LS312 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391108 E261755 8.0 3.9 27.0 16.4 LS371 ΒΑΣΙΛΙΚΑ N390836 E261621 5.0 2.9 30.0 13.7 LS373 ΒΑΣΙΛΙΚΑ N390747 E261615 4.0 2.5 66.0 23.9 LS387 ΑΓ.ΧΑΡΑΛΑΜΠΟ Ν391311 Ε262407 2.3 1.4 39.0 9.8 LS388 ΑΓ.ΧΑΡΑΛΑΜΠΟ N391334 E262340 2.5 1.8 7.1 3.8 LS389 ΑΓ.ΧΑΡΑΛΑΜΠΟ N391325 E262325 2.5 1.7 2.6 1.6 LS395 ΒΑΣΙΛΙΚΑ N390834 E261638 6.0 3.4 27.0 13.0 LS396 ΒΑΣΙΛΙΚΑ N390700 E261500 11.5 4.7 70.0 40.9 LS398 Κ. ΚΑΛΛΟΝΗΣ N391119 E261843 5.9 3.2 34.0 13.3 Η μονάδα του Γκρίζου Ιγκνιμβρίτη παρατηρείται εκτός από τις περιοχές γύρω από τον Κόλπο της Καλλονής και σε περιοχές από τον Πολυχνίτο μέχρι τα νότια όρια του Ιγκνιμβρίτη (Εικ. 1.3). Ενδεικτικές μετρήσεις των μέσων μέγιστων λιθικών και φιαμμών δείχνουν ότι η καλδέρα της Καλλονής είναι μια πιθανή πηγή προέλευσής της. Η έρευνα για την επιβεβαίωση της πηγής προέλευσής της συνεχίζεται. 4.3 Η πηγή της μονάδας του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη Ο χάρτης ισομεγεθών (Εικ. 4.5) που κατασκευάστηκε με βάση τις τιμές των μέσων μέγιστων λιθικών σε κάθε θέση υποδεικνύει ως την πιθανότερη πηγή προέλευσης της μονάδας του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη περιοχή στα ανατολικά-βορειοανατολικά παράλια του Κόλπου της Καλλονής. Οι θέσεις δειγματοληψίας φαίνονται στην Εικόνα 4.1. Το σχεδόν κυκλικό σχήμα του βορείου χείλους του 67

Εικόνα 4.3: Χάρτης της ευρύτερης περιοχής της Λέσβου και της γειτονικής Τουρκίας (τροποποιημένος από Aldanmaz et al., 2000). 4.3 Η πηγή της μονάδας του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη 68

κόλπου και τα ακτινωτά ρήγματα που τέμνουν το χείλος αυτό (Kouli, 2004), συνηγορούν στο ότι αυτός αποτελεί καλδέρα. Σχετικά μεγάλες τιμές μέσων μέγιστων λιθικών παρατηρούνται επίσης κατά μήκος μεγάλης τεκτονικής ζώνης με διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ (Εικ. 4.4). Η ζώνη αυτή αποτέλεσε το γεωγραφικό τόπο όπου βρήκαν διέξοδο τα μάγματα της περιοχής. Κατά μήκος αυτής εμφανίζονται πολλά ηφαιστειακά κέντρα, όπως οι καλδέρες της Στύψης και της Καλλονής και τα ηφαιστειακά κέντρα που έδωσαν τους ρυόλιθους της Κάπης. Φαίνεται ότι η πυροκλαστική ροή που απέθεσε την μονάδα του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη κινήθηκε κατά μήκος της ζώνης αυτής προς βορρά. Οι περισσότεροι ιγκνιμβρίτες κινούνται υπό την επίδραση της βαρύτητας κατά μήκος τοπογραφικών χαμηλών (Sparks, 1976). Εφόσον δεν χρειάστηκε να υπερπηδήσει τοπογραφικά εμπόδια, η κινητική του ενέργεια 5 6 ΚΑΛΔΕΡΑ ΣΤΥΨΗΣ 1 P F 2 3 ΚΑΛΔΕΡΑ ΚΟΛΠΟΥ ΚΑΛΛΟΝΗΣ 4 ΤΕΚΤΟΝΙΚΗ ΤΑΦΡΟΣ (GRABEN) ΚΟΛΠΟΥ ΚΑΛΛΟΝΗΣ Εικόνα 4. 4: Δορυφορική εικόνα της Λέσβου στην οποία φαίνονται οι καλδέρες (Kouli et al., 2004) και η τεκτονική τάφρος ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης (Lamera et al., 2001) 69

διατηρήθηκε σε υψηλά επίπεδα για μεγάλο χρονικό διάστημα με αποτέλεσμα την δυνατότητα μεταφοράς μεγάλων λιθικών τεμαχών σε σχετικά μεγάλες αποστάσεις. Κατά μήκος της τεκτονικής αυτής ζώνης φαίνεται ότι κινήθηκε και η λαχαρική ροή που απέθεσε το Λατυποπαγές Βάσης γκρίζου χρώματος που συνδέεται με την μονάδα του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη (Lamera et al., 2004b). Όσον αφορά την κατανομή των μέγιστων μεγεθών λιθικών (Εικ. 4.6), παρατηρούνται μεγάλες τιμές γύρω από τον κόλπο της Καλλονής, που είναι η πηγή της μονάδας, στην Αγ. Παρασκευή και στον Αγ. Χαράλαμπο (Εικ. 1.3). Η Αγ. Παρασκευή βρίσκεται μέσα στην ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης τεκτονική ζώνη που φαίνεται ότι έχει ελέγξει την εξάπλωση της ροής (Kouli and Seymour, 2004). Αύξηση της διαβρωτικής ικανότητας της ροής λόγω του περιορισμού του πλάτους της (όταν εισήλθε στην περιορισμένου πλάτους τεκτονική ζώνη) πιθανά προκάλεσε την ενσωμάτωση μεγάλων λιθικών από το έδαφος. Στα ίδια συμπεράσματα κατέληξαν και οι Calder et al. (2000) για τον ιγκνιμβρίτη στο Lascar Volcano, Chile. Στην περιοχή Αγ. Χαραλάμπους οι υψηλές τιμές των μέγιστων λιθικών οφείλονται πιθανά σε τοπικές επιδράσεις, όπως π.χ. τυρβώδη ροή γύρω από τοπογραφικό εμπόδιο. Για το λόγο αυτό, με αφαίρεση των 4 μέγιστων τιμών από τις 10 αρχικές η κατανομή ομαλοποιείται και παραμένει μόνο το μέγιστο στον κόλπο της Καλλονής στην κατανομή των μέσων μέγιστων λιθικών (Εικ. 4.5). Σε περιοχές όπου παρατηρούνται μεγάλης έκτασης επίπεδες αναβαθμίδες της μονάδας Μεγαφιάμμα, συνήθως δεν είναι ορατή η υποκείμενη μονάδα του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη. Όπου υπάρχουν εμφανίσεις της μονάδας του Ιώδους οι τιμές των λιθικών είναι μικρές. Αυτό συμβαίνει γιατί παρατηρείται το ανώτερο τμήμα της μονάδας, το οποίο βρίσκεται σε επαφή με την υπερκείμενη μονάδα Μεγαφιάμμα. Λόγω της κανονικής διαβάθμισης των λιθικών που παρατηρείται συνήθως στους ιγκνιμβρίτες (Noble 1967, Yokoyama 1974, Sparks, Self & Walker, 1973) τα μικρά μεγέθη είναι αναμενόμενα στις εμφανίσεις αυτές. Τέτοιες είναι οι περιοχές στις οποίες διακρίνονται οι γραμμές ροής της μονάδας MGF στις δορυφορικές εικόνες. Στην έντονα συγκολλημένη βάση της μονάδας του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη η μέγιστη μέση τιμή λιθικών παρατηρήθηκε σε περιοχή νοτιοανατολικά της Αγ. Παρασκευής. Σχετικά μεγάλες τιμές παρατηρήθηκαν επίσης στην περιοχή Αγ. Χαραλάμπους (Πιν. 4.2). 70

Εικόνα 4. 5: Χάρτης ισομεγεθών μέσων μέγιστων λιθικών για την μονάδα του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη. Τα νούμερα πάνω σε κάθε ισομεγέθη αντιπροσωπεύουν τη μέση μέγιστη διάμετρο των λιθικών τεμαχών σε cm. 71

Εικόνα 4. 6: Χάρτης ισομεγεθών μέγιστων λιθικών για την μονάδα του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη. Τα νούμερα πάνω σε κάθε ισομεγέθη αντιπροσωπεύουν τη μέγιστη διάμετρο των λιθικών τεμαχών σε cm. 72

Εικόνα 4. 7: Χάρτης ισομεγεθών μέγιστων φιαμμών για την μονάδα του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη. Τα νούμερα πάνω σε κάθε ισομεγέθη αντιπροσωπεύουν τη μέγιστη διάμετρο των φιαμμών σε cm. 73

Η κατανομή των μέγιστων φιαμμών φαίνεται να περιπλέκει τα πράγματα καθώς οι περιοχές όπου παρατηρούνται οι μέγιστες τιμές φιαμμών (Εικ. 4.7) δεν συμπίπτουν με αυτές όπου παρατηρούνται οι αντίστοιχες μέγιστες τιμές των λιθικών (Εικ. 4.5, 4.6). Αντίθετα, οι μέγιστες τιμές φιαμμών παρατηρούνται σε θέσεις που συμπίπτουν σχεδόν με τις θέσεις εμφάνισης των ελάχιστων τιμών λιθικών 4.4 Η πηγή των μονάδων Μεγαφιάμμα Ιγκνιμβρίτη Η διάκριση των μονάδων Μεγαφιάμμα Ι, ΙΙ και ΙΙΙ, οι οποίες αποτελούν μονάδες ψύξης, είναι δυνατή μόνο όταν εμφανίζονταν στην ύπαιθρο και οι τρεις μονάδες. Για το λόγο αυτό, κατά την εργασία υπαίθρου και τη διαδικασία κατασκευής των χαρτών ισομεγεθών θεωρήθηκαν ως μία ενιαία μονάδα. Οι θέσεις δειγματοληψίας φαίνονται στην Εικόνα 4.2. Η κατανομή των μετρήσεων των μέγιστων λιθικών (Εικ. 4.8) έδειξε δύο μέγιστα: ένα νοτιοανατολικά της Αγ. Παρασκευής, και ένα ανατολικά του Μανταμάδου (Εικ. 1.3). Τα δύο μέγιστα ισαπέχουν από την καλδέρα της Στύψης (Kouli et al., 2002). Μεταξύ τους παρεμβάλλεται μία ράχη με μικρά μεγέθη λιθικών. Πρόκειται για το ανώτερο τμήμα της ροής, στο οποίο εντοπίζονται και οι γραμμές ροής του Ιγκνιμβρίτη στις δορυφορικές εικόνες (Εικ. 4.8, 4.9), το οποίο παρουσιάζει μικρές τιμές λιθικών λόγω της κανονικής διαβάθμισης των λιθικών στους ιγκνιμβρίτες. Επιτόπια έρευνα απέδειξε ότι πράγματι οι περιοχές αυτές αντιπροσωπεύουν σχεδόν επίπεδες επιφάνειες αναβαθμίδων του Ιγκνιμβρίτη (Φωτ. 3.3, 3.4), πάνω στις οποίες αναγνωρίστηκαν οι γραμμές ροής. Εκατέρωθεν της ράχης αυτής τα κατώτερα τμήματα της ροής, με τα μεγαλύτερα μεγέθη λιθικών, αποκαλύπτονται λόγω της επίδρασης ρηγμάτων σε συνδυασμό με τη διάβρωση κατά μήκους αυτών. Η κατανομή των μέσων μέγιστων λιθικών (Εικ.4.9) δείχνει επίσης δύο μέγιστα, τα οποία βρίσκονται στην ίδια σχεδόν διεύθυνση με τα δύο προηγούμενα. Το ένα μέγιστο είναι μετατοπισμένο δυτικά-βορειοδυτικά, κοντά στο Μανταμάδο, ενώ το άλλο είναι μετατοπισμένο νότια-νοτιοδυτικά, στον Κόλπο της Καλλονής (Εικ. 1.3). Δύο μεγάλες καλδερικές δομές στην περιοχή, η καλδέρα του Κόλπου της Καλλονής και η καλδέρα της Στύψης, θα μπορούσαν να είναι πηγές προέλευσης ενός ογκώδους και εκτεταμένου ιγκνιμβρίτη όπως ο MGF. Το ένα μέγιστο της κατανομής 74

συμπίπτει σχεδόν με την καλδέρα του Κόλπου της Καλλονής. Το άλλο μέγιστο, όμως, βρίσκεται σε μεγάλη απόσταση από αυτήν. Επιπλέον, στο μεταξύ των δύο μεγίστων Εικόνα 4.8: Χάρτης ισοπληθών μέγιστων λιθικών για την μονάδα του Μεγαφιάμμα Ιγκνιμβρίτη. Τα νούμερα πάνω σε κάθε ισομεγέθη αντιπροσωπεύουν τη μέγιστη διάμετρο των λιθικών τεμαχών σε cm. 75

Εικόνα 4.9: Χάρτης ισομεγεθών μέσων μέγιστων λιθικών για την μονάδα του Μεγαφιάμμα Ιγκνιμβρίτη. Τα νούμερα πάνω σε κάθε ισομεγέθη αντιπροσωπεύουν τη μέση μέγιστη διάμετρο των λιθικών τεμαχών σε cm. 76

διάστημα παρατηρούνται μικρές τιμές λιθικών, ακόμα και κατά μήκος της μεγάλης ΒΑ-ΝΔ διευθυνόμενης τεκτονικής ζώνης (Εικ. 4.4), η οποία θα μπορούσε να είχε δράσει ως «διάδρομος» για τις μονάδες MGF σε περίπτωση που αυτές είχαν προέλθει από την καλδέρα του Κόλπου της Καλλονής. Επομένως, η καλδέρα του Κόλπου της Καλλονής αποκλείεται ως πηγή των μονάδων MGF. Η καλδέρα της Στύψης είναι η άλλη πιθανή πηγή προέλευσης των μονάδων MGF. Φαίνεται ότι ο Ιγκνιμβρίτης έχει κινηθεί από κάποιο σημείο κοντά στην καλδέρα της Στύψης προς δύο κατευθύνσεις: προς τον Κόλπο της Καλλονής και προς τον Κόλπο της Ν. Μπαρμπαλιά (Εικ. 1.3, 4.8, 4.9). Οι δύο αυτές κατευθύνσεις συμπίπτουν σχεδόν με τις κύριες διευθύνσεις ρηγμάτων στην περιοχή. Το γεγονός ότι τα δύο μέγιστα δεν παρατηρούνται στην καλδέρα της Στύψης αλλά σε κάποια απόσταση από αυτήν, δείχνει ότι, στην περίπτωση που ο Ιγκνιμβρίτης προήλθε από την καλδέρα της Στύψης, τα μεγέθη των λιθικών αρχικά αυξάνονται με την απόσταση από την πηγή, φτάνουν ένα μέγιστο και στη συνέχεια μειώνονται με την απόσταση από την πηγή. Κάτι ανάλογο συμβαίνει στο ηφαίστειο Roccamonfina στην Ιταλία, όπου το μέγεθος των λιθικών (μέγιστη διάμετρος και μέση μέγιστη διάμετρος) αυξάνεται με την αύξηση της απόστασης από την πηγή και φτάνει σε μία μέγιστη τιμή στο σημείο που μειώνεται απότομα η κλίση του αναγλύφου. Στο σημείο αυτό παρατηρείται και το μέγιστο πάχος της απόθεσης. Στη συνέχεια παρατηρείται μείωση του μεγέθους των λιθικών καθώς και του πάχους της απόθεσης με αύξηση της απόστασης από τον ηφαιστειακό πόρο (Giordano, 1998). Σε μεγάλα στρωματοηφαίστεια, η απότομη μείωση της κλίσης του παλαιοαναγλύφου είναι δυνατό να ασκεί σημαντική επίδραση στις πυροκλαστικές ροές (Clark, 1984, Freundt & Schmincke, 1985, Robool et al., 1987, Giordano & Dobran, 1994). Λόγω της μείωσης της κλίσης, μειώνεται η ταχύτητα και η κινητική ενέργεια της ροής, άρα και η μεταφορική της ικανότητα, με αποτέλεσμα την απόθεση των μεγάλων λιθικών που δεν μπορεί να μεταφέρει πλέον (Giordano, 1998). Αυτό συμβαίνει σε κάποια απόσταση από την πηγή προέλευσης των ιγκνιμβριτών, και όχι στο χείλος της καλδέρας. Οι περιοχές στις οποίες παρατηρούνται τα δύο μέγιστα στην κατανομή των μέσων μέγιστων λιθικών των μονάδων MGF του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου (Εικ. 4.9), αντιστοιχούν σε τοπογραφικά χαμηλά. Επομένως, πρόκειται για περιοχές στις οποίες οι δύο «λοβοί» του Ιγκνιμβρίτη έχασαν την ταχύτητα και την κινητική τους ενέργεια και απέθεσαν τα λιθικά με τα μεγαλύτερα μεγέθη. 77

Μία τρίτη εκδοχή για την πηγή προέλευσης των μονάδων MGF του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου, είναι αυτή της γραμμικής πηγής (fissure vent). Το γεγονός ότι οι κατανομές τόσο των μέγιστων όσο και των μέσων μέγιστων μεγεθών λιθικών (Εικ. 4.8, 4.9), υποδεικνύουν δύο μέγιστα, διατεταγμένα στην ίδια διεύθυνση, η οποία είναι σχεδόν παράλληλη με τη ΒΑ-ΝΔ διεύθυνσης τεκτονική ζώνη (Εικ. 4.4), μπορεί να οδηγήσει στο συμπέρασμα ότι οι δύο ροές διαφορετικής κατεύθυνσης που απέθεσαν τις μονάδες MGF προέρχονται από δύο διαφορετικές πηγές, οι οποίες βρίσκονται μέσα στην παραπάνω τεκτονική ζώνη. Η σημασία των γραμμικών εκρήξεων στη γένεση των ιγκνιμβριτών έχει τονιστεί από πολλούς ερευνητές στο παρελθόν και έχει θεωρηθεί ως ο τρόπος γένεσης των μεγάλων σε όγκο αποθέσεων (Cas & Wright, 1987). Παρότι φαίνεται ότι μία γραμμική πηγή θα μπορούσε να δώσει τις μονάδες MGF του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου, δεν υπάρχουν αρκετά στοιχεία που να αποδεικνύουν κάτι τέτοιο. Σύμφωνα με τον Walker (1969), σε ιγκνιμβρίτες που έχουν προέλθει από γραμμικές πηγές, αναγνωρίζονται δομές όπως πλάτυνση, επιμήκυνση και παραμόρφωση των φιαμμών παράλληλα με το επίπεδο της γραμμικής ροής, λόγω των διατμητικών τάσεων που ασκήθηκαν μέσα στις γραμμικές ζώνες. Αυτές οι δομές δεν μοιάζουν με εκείνες που οφείλονται στη συμπίεση και συγκόλληση σε άλλους ιγκνιμβρίτες. Τέτοιες δομές δεν έχουν παρατηρηθεί στις μονάδες MGF του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου. Επομένως, η πιθανότερη πηγή προέλευσης των μονάδων MGF του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου φαίνεται ότι είναι η καλδέρα της Στύψης. 4.5 Η πηγή της μονάδας Ιγκνιμβρίτη Λατομείου Η ανώτερη μονάδα του Ιγκνιμβρίτη Λατομείου παρατηρείται σε θέσεις σχετικά απομακρυσμένες από τις καλδέρες τόσο της Στύψης όσο και της Καλλονής (Ν.Κυδωνιές, Άντισσα, νότια όρια του Ιγκνιμβρίτη Εικ. 1.3), οι οποίες είναι πολύ μικρές για να φανούν στο χάρτη. Η μέθοδος των μέσων μέγιστων λιθικών και φιαμμών δεν εφαρμόστηκε στην ενότητα αυτή λόγω του πολύ μικρού μεγέθους των τεμαχιδίων της. Έγιναν όμως ενδεικτικές μετρήσεις του μεγέθους των λιθικών και φιαμμών. Το μέγιστο πάχος της μονάδας παρατηρήθηκε νότια του Πολυχνίτου, στα νοτιότερα όρια της εμφάνισης του Ιγκνιμβρίτη. Στην ίδια περιοχή παρατηρήθηκαν τα μέγιστα μεγέθη λιθικών τεμαχών (0.7-0.8 cm) τα οποία μειώνονται προς βορά (0.5 cm στην περιοχή Μανταμάδου). Οι φιάμμες στην περιοχή του Πολυχνίτου είναι 78

εντονότερα συγκολλημένες από αυτές που παρατηρήθηκαν στην περιοχή της Άντισσας, επομένως ο Πολυχνίτος βρίσκεται πλησιέστερα στην πηγή προέλευσης της μονάδας. Όλα τα παραπάνω υποδεικνύουν μία πηγή ανάμεσα στα νοτιοανατολικά παράλια της Λέσβου και στην περιοχή Περγάμου- Σμύρνης, στα παράλια της Τουρκίας (Εικ. 4.1), πιθανόν μία καταβυθισμένη καλδέρα. 4.6 Συμπεράσματα Η πηγή της αυτόχθονης μονάδας του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη είναι η καλδέρα της Καλλονής. Η πηγή των αυτόχθονων μονάδων ψύξης Μεγαφιάμμα Ι, ΙΙ και ΙΙΙ είναι η καλδέρα της Στύψης. Η πηγή της μονάδας του Ιγκνιμβρίτη Λατομείου βρίσκεται στην περιοχή μεταξύ των νοτιοανατολικών παραλίων της Λέσβου και της περιοχής Περγάμου- Σμύρνης στα παράλια της Μ. Ασίας. Η πηγές των μονάδων του Λευκού και Γκρίζου Ιγκνιμβρίτη δεν έχουν βρεθεί και αποτελούν αντικείμενο μελλοντικής έρευνας. 79

5. ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΑ 5.1. Γενικά Στα πλαίσια της μελέτης της πετρογραφίας του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου εξετάστηκαν 168 λεπτές τομές σε πετρογραφικό μικροσκόπιο. Ορισμένες από αυτές παραχωρήθηκαν από συλλογή της Dr Pe-Piper, ενώ άλλες κατασκευάστηκαν μετά από δειγματοληψία που έγινε στη Λέσβο στα πλαίσια της διατριβής. Ο Ιγκνιμβρίτης του Πολυχνίτου είναι έντονα συγκολλημένος (welded) και σε μεγάλο βαθμό αφυαλωμένος. Αποτελείται από φαινοκρυστάλλους ορυκτών, λιθικά τεμάχη και θραύσματα κίσσηρης μέσα σε συγκολλητική ύλη (matrix) αποτελούμενη από λεπτά θραύσματα γυαλιού (glass shards) και μικροκρυστάλλους. Οι κύριες φάσεις ορυκτών είναι πλαγιόκλαστο, καλιούχος άστριος και βιοτίτης ενώ εμφανίζονται επίσης σε μικρά ποσοστά κλινοπυρόξενος, οξείδια Fe-Ti (τιτανομαγνητίτης ιλμενίτης), χαλαζίας, τανταλίτης, απατίτης, αλλανίτης και μοναζίτης. Τα λιθικά τεμάχη που απαντώνται στον Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου μπορούν να ταξινομηθούν σε τρεις ομάδες: τεμάχη μεταμορφωμένων, πλουτώνιων και ηφαιστειακών πετρωμάτων. Τα τεμάχη των ηφαιστειακών πετρωμάτων είναι πάρα πολύ άφθονα σε όλα τα δείγματα ιγκνιμβριτών. Επικρατούν οι ρυολιθικές συστάσεις αλλά περιλαμβάνονται επίσης λιθολογίες με συστάσεις ανδεσιτικές, δακιτικές και βασαλτικές. Στις τομές που μελετήθηκαν το ποσοστό των λιθικών τεμαχών φτάνει το 25% σε ορισμένα δείγματα, συνήθως όμως περιορίζεται στο 10%. Το μέγεθός τους ποικίλει και κυμαίνεται από κόκκους που είναι ορατοί μόνο μικροσκοπικά ως τεμάχη μεγέθους πάνω από 10 cm. Τα λιθικά τεμάχη είναι συνήθως αποστρογγυλομένα ή υπογωνιώδη. Καθώς δεν μπορούν να δεχτούν πλαστική παραμόρφωση λόγω συμπίεσης και συγκόλλησης του πετρώματος, συμπιέζουν και παραμορφώνουν τις γειτονικές φιάμμες και τα λεπτά θραύσματα γυαλιού (blocking effect). Η συγκολλητική ύλη μεταξύ των τεμαχών λιθικών και κίσσηρης και των φαινοκρυστάλλων αποτελείται από λεπτά θραύσματα γυαλιού (glass shards). Τα λεπτά θραύσματα γυαλιού, όπως αναφέρθηκε στο Κεφ. 3, έχουν προέλθει από πλήρη κατάρρευση του ιστού της κίσσηρης λόγω μηχανικής καταπόνησης και μικρής αντοχής του υλικού κατά τη διάρκεια της έκρηξης και της ροής. Το μεγαλύτερο μέρος των λεπτών θραυσμάτων γυαλιού είναι αφυαλωμένο, ενώ το μικροσκοπικά καθαρό, ισότροπο γυαλί είναι σπάνιο. Στα δείγματα με αφυαλωμένη κύρια μάζα 80

αναγνωρίζεται ο χαρακτηριστικός υαλοκλαστικός ιστός, με την προϋπόθεση το δείγμα να μην έχει υποστεί έντονη συγκόλληση, η οποία έχει ως αποτέλεσμα τη δημιουργία ευταξιτιού ιστού. Σε ορισμένες περιπτώσεις η κύρια μάζα έχει υποστεί έντονη συγκόλληση, με αποτέλεσμα την παραμόρφωση του τυπικού σχήματος Υ των θραυσμάτων του γυαλιού καθώς και την ευθύγραμμη διάταξη των επιμήκων συστατικών του ιγκνιμβρίτη (φιάμμες, φαινοκρύσταλλοι). Στην παραπάνω διεργασία οφείλεται η δημιουργία του ευταξιτικού ιστού. Παρατηρούνται δύο ειδών τεμάχη κίσσηρης. Το πρώτο είδος είναι θραύσματα ακανόνιστου σχήματος με σφαιρικές φυσαλίδες. Πρόκειται για κίσσηρη σε σχετικά χαμηλή θερμοκρασία τη στιγμή της απόθεσης, η οποία δεν ήταν πλέον εύπλαστη ώστε να συμπιεστεί και να παραμορφωθεί, οπότε διατήρησε σε σημαντικό βαθμό τα αρχικά της χαρακτηριστικά (σχήμα και δομή). Το δεύτερο και συχνότερα εμφανιζόμενο είδος είναι οι φιάμμες. Πρόκειται για τεμάχη κίσσηρης σε πλαστική κατάσταση κατά τη στιγμή της απόθεσης, τα οποία συμπιέστηκαν υπό το βάρος των υπερκείμενων πετρωμάτων και συγκολλήθηκαν (welded). Σαν αποτέλεσμα οι φυσαλίδες είτε κατέρρευσαν, είτε επιμηκύνθηκαν, ενώ η κίσσηρης απέκτησε πεπλατυσμένη μορφή με απολήξεις σε μορφή «φλόγας» (μικρές διακλαδούμενες προεξοχές γυαλιού) και προσανατολίστηκε παράλληλα με τον ευταξιτικό ιστό (Κεφ.2). Οι φιάμμες αποτελούνται από πρωτογενές ηφαιστειακό γυαλί και έχουν κρυστάλλους ίδιους με αυτούς που απαντώνται στον υπόλοιπο ιγκνιμβρίτη. Σε αντίθεση με τα τεμάχη ασυμπίεστης κίσσηρης και τα λεπτά θραύσματα γυαλιού, οι φιάμμες συνήθως δεν είναι αφυαλωμένες. Αυτό οφείλεται πιθανά στην ελάττωση της επιφάνειάς τους εξαιτίας της συγκόλλησης. Συχνά παρατηρείται κρυστάλλωση τριδυμίτη στον κενό χώρο των φυσαλίδων (κρυστάλλωση αέριας φάσης) και δημιουργία σφαιρυλίθων στο γυαλί. Το ποσοστό των φιαμμών στις τομές που μελετήθηκαν κυμαίνεται έως 25%, ενώ το ποσοστό των ασυμπίεστων τεμαχών κίσσηρης έως 30%. Το μέγεθος των φιαμμών ποικίλει και κυμαίνεται από μερικά mm μέχρι 150 cm. Το σχήμα τους και ο βαθμός πλάτυνσης επίσης ποικίλει, ανάλογα με το βαθμό συμπίεσης και συγκόλλησης που έχουν υποστεί. 5.2. Το Λατυποπαγές Βάσης (BR) Το λατυποπαγές βάσης (Φωτ.5.1-5.4) αποτελείται από λιθικά τεμάχη ηφαιστειακής κυρίως προέλευσης (ανδεσίτες, βασάλτες) που συνδέονται με αργιλικής σύστασης συγκολλητική ύλη η οποία περιλαμβάνει λεπτά θραύσματα γυαλιού και κρυστάλλους 81

ορυκτών. Η σχετική αναλογία συγκολλητικής ύλης προς λιθικά τεμάχη κυμαίνεται από 60/40 ως 40/60. Τα λιθικά τεμάχη δεν βρίσκονται σε επαφή μεταξύ τους. Είναι υποστρόγγυλα ως υπογωνιώδη και το μέγεθός τους είναι 2 mm ως 35 cm. Μέσα στη συγκολλητική ύλη παρατηρούνται οι ίδιοι φαινοκρύσταλλοι με αυτούς του υπερκείμενου ιγκνιμβρίτη σε ποσοστό ως 15%. Φωτογραφία 5. 1: Αφυαλωμένα λεπτά θραύσματα γυαλιού σε σχήμα Υ (πυροκλαστικά) και με μορφή «μπλοκ» (υαλοκλαστικά- επάνω αριστερά στη φωτογραφία), θραύσμα αστρίου και 4 αποστρογγυλομένα λιθικά τεμάχη ρυολιθικής σύστασης σε συγκολλητικό υλικό αργιλικής σύστασης στο λατυποπαγές βάσης. Ημιδιασταυρωμένα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. 82

Φωτογραφία 5. 2: Αφυαλωμένα και οξειδωμένα λεπτά θραύσματα γυαλιού σε συγκολλητικό υλικό αργιλικής σύστασης μαζί με αποστρογγυλομένα λιθικά τεμάχη ρυολιθικής σύστασης στο λατυποπαγές βάσης. Στο κάτω αριστερό τμήμα της φωτογραφίας, εξαλλοιωμένο λιθικό και στο άνω αριστερό τμήμα σπασμένος κρύσταλλος καλιούχου αστρίου. Ημιδιασταυρωμένα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. Φωτογραφία 5. 3: Πυροκλαστικά θραύσματα, αποστρογγυλομένα λιθικά ρυολιθικής σύστασης με περιθώρια γυαλιού και θραύσμα αλκαλικού αστρίου σε αργιλικής σύστασης συγκολλητικό υλικό στο λατυποπαγές βάσης. Παράλληλα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. 83

Φωτογραφία 5. 4: Λεπτά θραύσματα γυαλιού (πυροκλαστικά) σε σχήμα Υ, γωνιώδες, ιζηματογενές λιθικό και εξαλλοιωμένο ηφαιστειακό λιθικό (μικρότερου μεγέθους) μέσα σε αργιλικής σύστασης συγκολλητικό υλικό στο λατυποπαγές βάσης. Ημιδιασταυρωμένα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. 5.3. Η μονάδα Λευκού Ιγκνιμβρίτη (WH) Η μονάδα του Λευκού Ιγκνιμβρίτη (Φωτ. 5.5-5.7) είναι ένα λευκοκρατικό λατυποπαγές. Αποτελείται από τεμάχη λευκής κίσσηρης με ιστούς ροής, τα οποία βρίσκονται σε επαφή μεταξύ τους, 15% υποστρόγγυλα λιθικά τεμάχη μεγέθους 2-10mm τα οποία προέρχονται από πορφυριτικές λάβες με κρυστάλλους πλαγιοκλάστου και από οψιδιανό, καθώς και από φαινοκρυστάλλους βιοτίτη (5%) και αστρίου (5%). Το πέτρωμα είναι καολινιτιωμένο. 84

Φωτογραφία 5. 5: Θραύσματα κίσσηρης ο ιστός της οποίας έχει καταρρεύσει (ιστός ροής), θραύσματα περλιτικού γυαλιού (λεπτομέρεια του οποίου φαίνεται στη Φωτ. 5.6) και «μπλοκ» γυαλιού (στο μέσο της φωτογραφίας), τα οποία έχουν συγκολληθεί μαζί, στη μονάδα WH. Παράλληλα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. Φωτογραφία 5. 6: Λεπτομέρεια από το περλιτικό γυαλί της Φωτ. 5.5. Ημιδιασταυρωμένα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 0.4 mm. 85

Φωτογραφία 5. 7: Γυαλί με φυσσαλίδες σε ρευστή κατάσταση γύρω από θραύσμα γυαλιού στη μονάδα WH. Ημιδιασταυρωμένα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 0.4 mm. 5.4. Η μονάδα Ροδόχρου Ιγκνιμβρίτη (PI) Στη μονάδα του Ροδόχρου Ιγκνιμβρίτη (Φωτ. 5.8-5.12) παρατηρούνται λιθικά τεμάχη ηφαιστειακής προέλευσης σε ποσοστό 25-30%. Πρόκειται για τεμάχη λάβας με υαλοκλαστικό ιστό και κρυστάλλους πλαγιοκλάστου. Το μέγεθός τους κυμαίνεται από 0.5mm εως 20 mm αλλά κατά μέσο όρο δεν ξεπερνά το 1 mm. Ορισμένα τεμάχη είναι εξαλλοιωμένα σε καολίνη ή λειμωνίτη. Οι φιάμες φτάνουν σε ποσοστό 25-30%. Στην πλειοψηφία τους έχουν μέγεθος 1x5mm, είναι συγκολλημένες, υελώδεις, με απολήξεις σε μορφή «φλόγας» και δημιουργούν ευταξιτικό ιστό. Ορισμένες φιάμμες φτάνουν σε μέγεθος 20-25mm,έχουν ροζ χρώμα και είναι λιγότερο συγκολλημένες. Η μονάδα ΡΙ περιλαμβάνει φαινοκρυστάλλους βιοτίτη και αστρίων σε ποσοστό 10%. Η κύρια μάζα από λεπτά θραύσματα γυαλιού φτάνει σε ποσοστό 30% και είναι καολινιτιωμένη. 86

Φωτογραφία 5. 8: Εξαλλοιωμένο λιθικό με κρυστάλλους πλαγιοκλάστου σε υαλοκλαστικό ιστό, φαινοκρύσταλλοι πλαγιοκλάστου και λεπτά εξαλλοιωμένα θραύσματα γυαλιού σε ευταξιτικό ιστό στη μονάδα PI. Φωτογραφία 5. 9: Φιάμμα με απολήξεις σε μορφή φλόγας, μικρότερες λεπτές φιάμμες, ευεδρικοί κρύσταλλοι πλαγιοκλάστου, πολύ λεπτά θραύσματα γυαλιού αφυαλωμένα και εξαλλοιωμένα, και υποστρόγγυλα λιθικά τεμάχη που προέρχονται από το οφιολιθικό υπόβαθρο, σε ευταξιτικό ιστό στη μονάδα PI. 87

Φωτογραφία 5. 10: Μεγάλη εξαλλοιωμένη φιάμμα και μικρότερες φιάμμες σε ευταξιτικό ιστό, κρύσταλλοι μαγνητίτη, και περλιτικό γυαλί στην κύρια μάζα (επάνω αριστερά) ανάμεσα σε αφυαλωμένα λεπτά θραύσματα γυαλιού στη μονάδα PI. Ημιδιασταυρωμένα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. Φωτογραφία 5. 11: Έντονα αφυαλωμένη φιάμμα με απολήξεις σε μορφή φλόγας και περλιτικό ιστό, παράλληλη στον ευταξιτικό ιστό στη μονάδα PI. Δύο διαφορετικά είδη ηφαιστειακών θραυσμάτων. Καλιούχος άστριος, θραύσματα πλαγιοκλάστου και οξείδια Fe-Ti σε αφυαλωμένο συγκολλητικό υλικό σε μέγεθος αργίλου. Ημιδιασταυρωμένα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. 88

Φωτογραφία 5. 12: Φιάμμα στη μονάδα PI, σπασμένος κρύσταλλος βιοτίτη κολλημένος πάνω σε κρύσταλλο πλαγιοκλάστου και λιθικά τεμάχη στην κύρια μάζα. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. 5.5. Η μονάδα Γκρίζου Ιγκνιμβρίτη (GR) Η μονάδα GR (Φωτ. 5.13-5.21) περιλαμβάνει τεμάχη κίσσηρης μεγέθους 0.5-1.5cm σε ποσοστό 15%. Πρόκειται για μη-συγκολλημένες ως έντονα συγκολλημένες λευκές φιάμμες. Περιλαμβάνει επίσης υπογωνιώδη τεμάχη αφυρικής λάβας κεραμιδί ως γκριζοπράσινου χρώματος, μεγέθους 1mm ως 1cm, σε ποσοστό 20%. Οι φαινοκρύσταλλοι αστρίων και βιοτίτη φτάνουν σε ποσοστό 10%. 89

Φωτογραφία 5. 13: Πυροκλαστικά μη-συγκολλημένα λεπτά θραύσματα γυαλιού σε πιθανά αφυαλωμένο συγκολλητικό υλικό σε μέγεθος αργίλου στη μονάδα GR. Ηφαιστειακής προέλευσης λιθικό με πλαγιόκλαστα. Ημιδιασταυρωμένα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. Φωτογραφία 5. 14: Πυροκλαστικάμη-συγκολλημένα λεπτά θραύσματα γυαλιού σε αργιλικό, πιθανά αφυαλωμένο συγκολλητικό υλικό στη μονάδα GR. Κρύσταλος πλαγιοκλάστου, εξαλλοιωμένο λιθικό ηφαιστειακής προέλευσης και στο κέντρο της εικόνας ένα από τα λεπτά θραύσματα γυαλιού με μορφή «μπλοκ», πιθανά υαλοκλαστικό. Ημιδιασταυρωμένα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. 90

Φωτογραφία 5. 15: Μη-συγκολλημένα ως πολύ ελαφρά συγκολλημένα υαλοκλαστικά (με μορφή «μπλοκ») και πυροκλαστικά (λεπτά, σε σχήμα Υ) θραύσματα γυαλιού σε αφυαλωμένη κύρια μάζα, κρύσταλλοι βιοτίτη και πλαγιοκλάστων στη μονάδα GR. Ημιδιασταυρωμένα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. Φωτογραφία 5. 16: Μη-συγκολλημένα ως πολύ ελαφρά συγκολλημένα υαλοκλαστικά (με μορφή «μπλοκ») και πυροκλαστικά (λεπτά, σε σχήμα Υ) θραύσματα γυαλιού σε αφυαλωμένη κύρια μάζα και εξαλλοιωμένο, οξειδωμένο λιθικό στη μονάδα GR. Ημιδιασταυρωμένα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. 91

Φωτογραφία 5. 17: Λεπτά (πυροκλαστικά) και σε μορφή «μπλοκ» (υαλοκλαστικά) αφυαλωμένα και οξειδωμένα θραύσματα γυαλιού μέσα σε συγκολλητικό υλικό σε μέγεθος αργίλου στη μονάδα GR. Κρύσταλλοι βιοτίτη, καλιούχων αστρίων και πλαγιοκλάστων. Ημιδιασταυρωμένα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. Φωτογραφία 5. 18: Λεπτά θραύσματα γυαλιού (πυροκλαστικά και υαλοκλαστικά) σε ευταξιτικό ιστό στη μονάδα GR. Το αριστερό τμήμα της φωτογραφίας καταλαμβάνεται από γωνιώδες λιθικό με πλαγιόκλαστα και αφυαλωμένη και οξειδωμένη κύρια μάζα. Στο δεξιό τμήμα της φωτογραφίας το γυαλί με τη ρευστική υφή προήλθε από τη μερική κατάρρευση κίσσηρης που διατηρεί εν μέρει τη φλυκταινώδη υφή της. Παράλληλα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. 92

Φωτογραφία 5. 19: Μη-συγκολλημένα λεπτά (πυροκλαστικά) και σε μορφή «μπλοκ» (υαλοκλαστικά) θραύσματα γυαλιού σε αφυαλωμένο συγκολλητικό υλικό μεγέθους αργίλου στη μονάδα GR. Κρύσταλλοι βιοτίτη και αστρίων. Ηφαιστειακής προέλευσης λιθικό με πλαγιόκλαστα και κόκκινου χρώματος (οξειδωμένη), αφυαλωμένη κύρια μάζα. Ημιδιασταυρωμένα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. Φωτογραφία 5. 20: Μη-συγκολλημένα λεπτά (πυροκλαστικά) και σε μορφή «μπλοκ» (υαλοκλαστικά) θραύσματα γυαλιού σε αφυαλωμένο συγκολλητικό υλικό μεγέθους αργίλου στη μονάδα GR. Κρύσταλλοι βιοτίτη και αστρίων. Ηφαιστειακής προέλευσης λιθικό με πλαγιόκλαστα και κόκκινου χρώματος (οξειδωμένη), αφυαλωμένη κύρια μάζα. Ημιδιασταυρωμένα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. 93

Φωτογραφία 5. 21: Θραύσμα γυαλιού σε μορφή «μπλοκ» μέσα σε αφυαλωμένο συγκολλητικό υλικό σε μέγεθος αργίλου στη μονάδα GR. Ημιδιασταυρωμένα Nicols. Εύρος οπτικού πεδίου 0.4 mm. 5.6. Η μονάδα Ιώδους Ιγκνιμβρίτη (PU) Στην μονάδα PU (Φωτ. 5.22-5.29) παρατηρήθηκαν φαινοκρύσταλλοι αστρίων σε ποσοστό 10-20%. Σε ορισμένους κρυστάλλους αστρίου παρατηρήθηκαν ρωγμές, που πιθανά οφείλονται σε σπάσιμο των κρυστάλλων κατά την έκρηξη. Οι φαινοκρύσταλλοι βιοτίτη φτάνουν σε ποσοστό 10% και εμφανίζονται με δύο διαφορετικές μορφές στο ίδιο δείγμα (Φωτ. 5.28). Η πρώτη είναι κρύσταλλοι υγιείς ενώ η δεύτερη και επικρατέστερη είναι κρύσταλλοι έντονα οξειδωμένοι και διαλυμένοι έως σκελετικοί. Μικροί ζωνωμένοι κρύσταλλοι κλινοπυροξένου, με απορροφημένα περιθώρια, σε ποσοστό έως 2% παρατηρούνται κυρίως στην ενότητα αυτή (Φωτ. 5.25). Επίσης, παρατηρούνται ψευδόμορφοι κρύσταλλοι βιοτίτη που έχουν αντικαταστήσει τον κλινοπυρόξενο. Τέλος, παρατηρούνται ιδιόμορφοι και υπιδιόμορφοι κρύσταλλοι οξειδίων Fe-Ti σε ποσοστό έως 3%. Παρατηρούνται υπογωνιώδη ως υποστρόγγυλα τεμάχη αφυρικής λάβας μωβμπεζ χρώματος μεγέθους 0.25-8mm καθώς και πορφυριτικής λάβας καφέ χρώματος με φαινοκρυστάλους πλαγιοκλάστου, μεγέθους 0.25mm ως 1.25cm σε ποσοστό που φτάνει το 60%. Ορισμένα λιθικά τεμάχη έχουν περιστραφεί όταν το γυαλί ήταν ακόμα σε πλαστική κατάσταση. Η μονάδα PU χαρακτηρίζεται από την παρουσία μαύρων, έντονα συγκολλημένων φιαμμών με τις τυπικές «απολήξεις σε μορφή φλόγας», οι οποίες φτάνουν σε ποσοστό 20% συνήθως, αλλά κατά τόπους παρατηρείται πολύ 94

μεγαλύτερη πυκνότητα εμφάνισής τους. Το γυαλί των φιαμμών δεν έχει υποστεί αφυάλωση, γι αυτό και διατηρεί το μαύρο χρώμα του, σε αντίθεση με τα λεπτά θραύσματα γυαλιού της κύριας μάζας, τα οποία λόγω της αφυάλωσης έχουν χρώμα ιώδες. Συχνά οι φιάμμες εμφανίζουν περλιτικό ιστό. Το μέγεθος των φιαμμών φτάνει έως 150cm. Οι μεγαλύτερες φιάμμες παρατηρήθηκαν στην περιοχή του Κόλπου της Καλλονής (Εικ. 1.2). Οι φιάμμες προσανατολίζονται παράλληλα δημιουργόντας τον ευταξιτικό ιστό και παραμορφώνονται από γειτονικά λιθικά τεμάχη που τις συμπιέζουν. Συνήθως εμφανίζουν περλιτικό ιστό, ενώ λόγω της έντονης συγκόλλησης ο κισσηρώδης ιστός έχει καταρρεύσει πλήρως με αποτέλεσμα να μην αναγνωρίζονται πια οι φυσαλίδες. Μεγάλοι φαινοκρύσταλλοι αστρίου και βιοτίτη, αλλά και μικρότεροι φαινοκρύσταλλοι πυροξένου, παρατηρούνται μέσα στις φιάμμες. Παρατηρούνται ομοιόμορφα κατανεμημένες φυσαλίδες στα τοιχώματα των οποίων αναπτύσσονται κρύσταλλοι τριδυμίτη. Μέσα σε ορισμένες φιάμμες διακρίνονται ταινίες πιο ανοιχτόχρωμου γυαλιού (banded glass), το οποίο είναι ορατό σε δείγματα χειρός από την περιοχή του Κόλπου της Καλλονής. Πιθανά πρόκειται για το αποτέλεσμα μηχανικής μείξης (mingling) μεταξύ δύο γυαλιών με ακραίες συστάσεις (Πιν. 7.1). Παρατηρήθηκε γυαλί με πολύ μικρές φυσαλίδες (ocelli) (Φωτ. 5.29). Πρόκειται για γυαλί διαφορετικής σύστασης από το υπόλοιπο, το οποίο σχηματίζει συγκεντρικές δομές με κενό χώρο στο κέντρο. Η ύπαρξη ocelli αποτελεί ένδειξη μείξης μαγμάτων, καθώς είτε προέρχεται από απόμείξη, είτε υποδηλώνει χάσμα μείξης μεταξύ δύο γυαλιών. Τα λεπτά θραύσματα γυαλιού (glass shards) είναι συνήθως ευδιάκριτα, καφέ χρώματος και προσανατολισμένα παράλληλα στη φολίωση, συμβάλλοντας στη δημιουργία του ευταξιτικού ιστού. Η συμπίεση του πετρώματος έχει παραμορφώσει τα shards γύρω από φαινοκρυστάλλους. Σε ορισμένα δείγματα, λόγω της έντονης συγκόλλησης, τα glass shards δεν διακρίνονται πλέον και ο ιστός της κύριας μάζας είναι περλιτικός. Στη βάση της μονάδας PU παρατηρούνται συχνά φακοί γυαλιού που μοιάζουν με οψιδιανό. Περισσότερο επισταμένη όμως παρατήρηση δείχνει την ύπαρξη μαύρων, έντονα συγκολλημένων φιαμμών, μεγέθους ως 3 cm. Επομένως οι φακοί αυτοί αποτελούν αναπόσπαστο τμήμα του Ιγκνιμβρίτη PU και αντιπροσωπεύουν ζώνες ισχυρής συγκόλλησης (welding) λόγω απόθεσης της μονάδας εν θερμώ. 95

Φωτογραφία 5. 22: Κρύσταλλοι πλαγιοκλάστου και αλκαλικού αστρίου καθώς και λιθικό ηφαιστειακής προέλευσης με πλαγιόκλαστα μέσα σε αφυαλωμένη συγκολλητική ύλη με λεπτά θραύσματα γυαλιού στη μονάδα PU. Η συγκολλητική ύλη ήταν σε πλαστική κατάσταση τη στιγμή της απόθεσης και παραμορφώθηκε γύρω από τον κρύσταλλο πλαγιοκλάστου. Διασταυρωμένα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. Φωτογραφία 5. 23: Φιάμμα με περλιτικό ιστό (ανοιχτό χρώμα) μέσα σε αφυαλωμένο συγκολλητικό υλικό με ευταξιτικό ιστό στη μονάδα PU. Θραύσματα αστρίων και οξειδίων Fe-Ti μέσα στο συγκολλητικό υλικό. Διασταυρωμένα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. 96

Φωτογραφία 5. 24: Ηφαιστειακής προέλευσης λιθικά με πλαγιόκλαστα και θραύσματα αστρίων μέσα σε αφυαλωμένο συγκολλητικό υλικό με λεπτά θραύσματα γυαλιού στη μονάδα PU. Ημιδιασταυρωμένα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. Φωτογραφία 5. 25: Κίσσηρης ο ιστός της οποίας έχει καταρρεύσει (φιάμμα) με περλιτικό ιστό (ανοιχτό καφέ χρώμα) σε ευταξιτικό ιστό με αφυαλωμένα λεπτά θραύσματα γυαλιού με σχήμα Υ στη μονάδα PU. Κρύσταλλος πυροξένου (πάνω αριστερά) καθώς και κρύσταλλοι πλαγιοκλάστων και οξειδίων Fe-Ti. Ημιδιασταυρωμένα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. 97

Φωτογραφία 5. 26: Ηφαιστειακής προέλευσης λιθικά, κρύσταλλοι καλιούχων αστρίων και βιοτίτη και αφυαλωμένο συγκολλητικό υλικό με λεπτά θραύσματα γυαλιού σε ευταξιτικό ιστό στη μονάδα PU. Ημιδιασταυρωμένα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. Φωτογραφία 5. 27: Ηφαιστειακής προέλευσης λιθικά, κρύσταλλοι καλιούχων αστρίων και βιοτίτη και αφυαλωμένο συγκολλητικό υλικό με λεπτά θραύσματα γυαλιού σε ευταξιτικό ιστό στη μονάδα PU. Ημιδιασταυρωμένα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. 98

Φωτογραφία 5. 28: Δύο διαφορετικοί φαινοκρύσταλλοι βιοτίτη στο ίδιο δείγμα, στη μονάδα PU, από τους οποίους ο ένας είναι υγιής ενώ ο άλλος έχει αντικατασταθεί από οξείδια. Φωτογραφία 5. 29: Φιάμμα με ocelli από τη μονάδα PU. Έχει απομιχθεί γυαλί διαφορετικής σύστασης 99

5.7. Οι μονάδες Μεγαφιάμμα Ι, ΙΙ και ΙΙΙ (MGF) Στις μονάδες MGF (Φωτ. 5.30-5.36) το ποσοστό των φαινοκρυστάλλων αστρίου φτάνει το 20-25%, ενώ οι φαινοκρύσταλλοι βιοτίτη φτάνουν το 10%. Σε ορισμένους κρυστάλλους πλαγιοκλάστου της μονάδας MGF III παρατηρήθηκαν διαλυμένοι πυρήνες (fritty core). Παρατηρήθηκαν επίσης συσσωματώματα (agglomerates) κρυστάλλων πλαγιοκλάστου, Κ-αστρίου, βιοτίτη και οξειδίων Fe-Ti, οι οποίοι συσσωρεύθηκαν στο κατώτερο τμήμα του μαγματικού θαλάμου (accumulation) και σχημάτισαν αυτόλιθους. Τα συσσωματώματα κρυστάλλων είναι περισσότερα στην μονάδα MGF III σε σύγκριση με τις μονάδες MGF I και ΙΙ. Στην μονάδα MGF III παρατηρούνται επίσης φαινοκρύσταλλοι μεγαλύτερου μεγέθους σε σχέση με αυτούς των μονάδων MGF Ι και ΙΙ. Η μονάδα MGF ΙΙΙ είναι η κατώτερη μέσα στο ζωνωμένο μαγματικό θάλαμο MGF (Κεφ.8). Επομένως, οι φαινοκρύσταλλοι της μονάδας αυτής παρέμειναν για μεγαλύτερο χρονικό διάστημα μέσα στο μάγμα και για το λόγο αυτό αναπτύχθηκαν περισσότερο σε μέγεθος. Στην μονάδα MGF III παρατηρήθηκαν επίσης κρύσταλλοι αστρίου και βιοτίτη μέσα στις φιάμμες σε αντίθεση με τις μονάδες MGF I και ΙΙ, στις οποίες φαινοκρύσταλλοι παρατηρήθηκαν μόνο μέσα στην κύρια μάζα. Η παραμονή του μάγματος της μονάδας MGF III για μεγαλύτερο χρονικό διάστημα στο μαγματικό θάλαμο έδωσε αρκετό χρόνο στους φαινοκρυστάλλους για ν αναπτυχθούν και μέσα στις φιάμμες. Μέσα σε κρυστάλλους αστρίου έχουν αναπτυχθεί δευτερογενώς μικροί κρύσταλλοι βιοτίτη, οξειδίων και απατίτη. Σε ορισμένες περιπτώσεις τα πλαγιόκλαστα είναι κατακερματισμένα και παρατηρείται συγκέντρωση οξειδίων στις ρωγμές. Οι φαινοκρύσταλλοι βιοτίτη φτάνουν έως 10% και εμφανίζονται συνήθως διαλυμένοι. Σε ορισμένα όμως δείγματα συνυπάρχουν με υγιείς κρυστάλλους. Ψευδόμορφος βιοτίτης ο οποίος έχει αντικαταστήσει κλινοπυρόξενο, λόγω αύξησης της πίεσης του νερού στα ανώτερα τμήματα του μαγματικού θαλάμου υπάρχει και στις τρεις μονάδες MGF Ι, ΙΙ και ΙΙΙ. Παρατηρούνται φιάμμες με απολήξεις σε «μορφή φλόγας», οι οποίες όμως διατηρούν τις σφαιρικού σχήματος φυσαλίδες τους, σε ευταξιτικό ιστό. Στα τοιχώματα των φυσαλίδων κρυσταλλώνεται τριδυμίτης. Σε ορισμένες φιάμμες αναπτύσσονται σφαιρύλιθοι. Φαινοκρύσταλλοι αστρίου και βιοτίτη παρατηρούνται μόνο μέσα στις φιάμμες της ανώτερης στρωματογραφικά μονάδας MGF III. Αντίθετα, στο μάγμα που έδωσε τις φιάμμες των μονάδων MGF I και II δεν δόθηκε ο 100

απαραίτητος χρόνος και έτσι οι φιάμμες αυτών των μονάδων δεν έχουν φαινοκρυστάλλους. Στις μονάδες MGF I και II οι φιάμμες είναι έντονα συγκολλημένες, υελώδεις και μικρότερου μεγέθους σε σύγκριση με αυτές της μονάδας MGF III. Το μεγαλύτερο μέγεθος των φιαμμών της μονάδας MGF III δείχνει ότι στα τελευταία στάδιά της η έκρηξη έγινε πιο βίαιη, πιθανά εξαιτίας της διεύρυνσης του ηφαιστειακού πόρου. Το ποσοστό των φιαμμών στη μονάδα MGF ΙΙΙ φτάνει έως 10%, και μειώνεται στο 5% στη μονάδα MGF I. Η συνδετική ύλη εμφανίζεται κατά τόπους ανοιχτόχρωμη και μικροκρυσταλλική ενώ αλλού τα λεπτά θραύσματα γυαλιού έχουν σκούρο καφέ χρώμα. Το ποσοστό των λεπτών θραυσμάτων γυαλιού στις τομές φτάνει έως 40%. Σε δείγματα της μονάδας MGF III παρατηρείται ο χαρακτηριστικός ευταξιτικός ιστός, ενώ σε δείγματα της μονάδας MGF I ο ευταξιτικός ιστός δεν είναι καλά ανεπτυγμένος. Σε ορισμένα δείγματα παρατηρούνται οξειδωμένα κόκκινα shards μέσα σε αφυαλωμένη, μικροκρυσταλλική κύρια μάζα. Η αφυάλωση δεν έχει επηρεάσει όλο το γυαλί, γι αυτό και μερικά λεπτά θραύσματα γυαλιού διατηρούνται. Σε ορισμένες τομές η κύρια μάζα είναι πλήρως αφυαλωμένη και είναι ορατό μόνο το περίγραμμα των λεπτών θραυσμάτων γυαλιού. Συνήθως παρατηρείται εντονότερη αφυάλωση της κύριας μάζας γύρω από κρυστάλλους και λιθικά τεμάχη. Είναι δυνατό το γυαλί της κύριας μάζας να σχηματίζει σφαιρύλιθους (Φωτ.5.36), στο κέντρο των οποίων παρατηρούνται κρύσταλλοι οξειδίων. Απόθεση κρυστάλλων τριδυμίτη έχει παρατηρηθεί σε κενό χώρο μέσα στην κύρια μάζα. Τα glass shards είναι δυνατό να δημιουργήσουν «ιστό μανδύα» γύρω από τεμάχη κίσσηρης ή φαινοκρυστάλλους. Συσσώρευση glass shards πίσω από τεμάχη λιθικών ή μεγάλους κρυστάλλους κατά τη διεύθυνση ροής (blocking effect) παρατηρείται σε ορισμένες τομές με έντονη φολίωση. Παρατηρούνται λιθικά σε ποσοστό ως 20%. Πρόκειται για υπογωνιώδη τεμάχη μικροφυρικής λάβας το μέγεθος των οποίων φτάνει τα 7 mm στη μονάδα MGF III και αυξάνεται προς τη μονάδα MGF I. Ορισμένα λιθικά εμφανίζουν εξαλλοιωμένα ορυκτά. 101

Φωτογραφία 5. 30: Κρύσταλλος βιοτίτη που εγκλείει μικρούς κρυστάλλους ζιρκονίου και μοναζίτη και έναν μεγαλύτερο κρύσταλλο απατίτη στη μονάδα MGF II. Ημιδιαστυρωμένα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 0.4 mm. Φωτογραφία 5. 31: Αφυαλωμένα λεπτά θραύσματα γυαλιού σε ευταξιτικό ιστό περιβάλλουν κρύσταλλο καλιούχου αστρίου στη μονάδα MGF II. Ημιδιασταυρωμένα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 0.4 mm. 102

Φωτογραφία 5. 32: Κρύσταλλοι βιοτίτη και πλαγιοκλάστου και αφυαλωμένο συγκολλητικό υλικό με λεπτά θραύσματα γυαλιού σε ευταξιτικό ιστό στη μονάδα MGF II. Ημιδιασταυρωμένα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. Φωτογραφία 5. 33: Αυτόλιθος από κρυστάλλους βιοτίτη και πλαγιοκλάστων και υποστρόγγυλο λιθικό ηφαιστειακής προέλευσης (κέντρο-αριστερά) σε αφυαλωμένο συγκολλητικό υλικό με λεπτά θραύσματα γυαλιού σε ευταξιτικό ιστό στη μονάδα MGF II. Ημιδιασταυρωμένα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. 103

Φωτογραφία 5. 34: Αφυαλωμένα και οξειδωμένα λεπτά θραύσματα γυαλιού σε ευταξιτικό ιστό. Αφυαλωμένο και οξειδωμένο άκρο φιάμμας (επάνω αριστερά) και κρύσταλλοι βιοτίτη στη μονάδα MGF II. Ημιδιασταυρωμένα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 0.4 mm. Φωτογραφία 5. 35: Φιάμμα (λευκή) από αριστερά προς το κέντρο, κρύσταλλοι βιοτίτη και θραύσματα αστρίων σε ευταξιτικό ιστό μέσα σε αφυαλωμένο συγκολλητικό υλικό από λεπτά θραύσματα γυαλιού στη μονάδα MGF II. Παράλληλα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. 104

Φωτογραφία 5. 36: Σφαιρύλιθοι στο γυαλί φιάμμας από τη μονάδα MGF I, οι οποίοι δείχνουν αφυάλωση. 5.8. Η μονάδα Ιγκνιμβρίτη Λατομείου (ZV) Οι φαινοκρύσταλλοι της μονάδας Λατομείου (Φωτ. 5.37-5.42) είναι άστριοι σε ποσοστό ως 15%. Οι κρύσταλλοι πλαγιοκλάστου είναι συνήθως ζωνωμένοι και εμφανίζουν διαλυμένους πυρήνες (sieve texture) καθώς και διαλυμένα περιθώρια. Ορισμένοι κρύσταλλοι πλαγιοκλάστου δημιουργούν συμφύσεις. Συχνά παρατηρείται δευτερογενής ανάπτυξη μικρών κρυστάλλων πλαγιοκλάστου μέσα σε φαινοκρυστάλλους πλαγιοκλάστου. Οι φαινοκρύσταλλοι βιοτίτη εμφανίζονται σε ποσοστό 5-10%. Παρατηρούνται και οι δύο μορφές φαινοκρυστάλλων βιοτίτη (υγιείς και σκελετικοί κρύσταλλοι) ενώ σε ορισμένες περιπτώσεις φαίνεται ότι οι κρύσταλλοι βιοτίτη έχουν υποστεί μηχανική καταπόνηση, με αποτέλεσμα να εμφανίζονται καμπυλωμένοι (Φωτ.5.42).Μικροί κρύσταλλοι οξειδίων Fe-Ti συμμετέχουν σε ποσοστό ως 3% ενώ παρατηρούνται και ορισμένοι μεγάλοι, ιδιόμορφοι κρύσταλλοι οξειδίων. Η μονάδα ZV χαρακτηρίζεται από τις πολύ μικρού μεγέθους φιάμμες, που δεν ξεπερνούν σε μήκος τα 2 cm, και οι οποίες έχουν διατηρήσει το αρχικό σχήμα και τις σχεδόν σφαιρικές φυσαλίδες τους. Στο γυαλί των φιαμμών εμφανίζονται σφαιρύλιθοι 105

ενώ δεν παρατηρούνται φαινοκρύσταλλοι. Το ποσοστό των φιαμμών δεν ξεπερνά το 10%. Στη μονάδα αυτή παρατηρούνται λιθοφύσες. Πρόκειται για στρογγυλές μάζες, διαμέτρου μερικών εκατοστών συνήθως, που αποτελούνται από συγκεντρικά κελύφη αφανιτικού υλικού. Η προέλευσή τους είναι αβέβαιη αλλά φαίνεται ότι συνδέονται με τη ρυθμική απόμιξη και διαστολή πτητικών κατά τη διάρκεια της κρυστάλλωσης (Best, 1982). Στην μονάδα του Ιγκνιμβρίτη Λατομείου, εμφανίζεται τόσο ο υαλοκλαστικός όσο και ο ευταξιτικός ιστός. Η συγκολλητική ύλη κόκκινου-κεραμιδί χρώματος φτάνει σε ποσοστό 40%. Τα λεπτά θραύσματα γυαλιού είναι αφυαλωμένακαι η αφυάλωση είναι εντονότερη γύρω από φαινοκρυστάλλους και λιθικά. Συχνά δημιουργούν «ιστό μανδύα» γύρω από τα λιθικά και τους φαινοκρυστάλλους. Συσσώρευση λεπτών θραυσμάτων γυαλιού παρατηρείται πίσω από τεμάχη λιθικών ή μεγάλους κρυστάλλους κατά τη διεύθυνση ροής σε τομές με έντονη φολίωση (blocking effect). Κρυστάλλωση τριδυμίτη παρατηρείται και σε κοιλότητες στην κύρια μάζα. Η μονάδα του Ιγκνιμβρίτη Λατομείου χαρακτηρίζεται από την παρουσία πολύ μικρών λιθικών τεμαχών, συνήθως μεγέθους μερικών mm. Πρόκειται για υπογωνιώδη τεμάχη λάβας το ποσοστό των οποίων φτάνει μέχρι 15%. 5.9. Συμπεράσματα α Οι φαινοκρυσταλλικές φάσεις που παρατηρούνται στις μονάδες του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου είναι καλιούχοις άστριοι, πλαγιόκλαστα, βιοτίτης και οξείδια Fe-Ti. Στις μονάδες PU και MGF III παρατηρούνται επίσης φαινοκρύσταλλοι κλινοπυροξένου σε πολύ μικρό ποσοστό, ενώ στις υπόλοιπες μονάδες οι κλινοπυρόξενοι έχουν αντικατασταθεί από δευτερογενή βιοτίτη. Παρατηρούνται διαφορές μεταξύ των μονάδων όσον αφορά το μέγεθος και τις σχετικές αναλογίες των φαινοκρυστάλλων. 106

Φωτογραφία 5. 37: Λεπτά θραύσματα γυαλιού και καλιούχος άστριος σε συγκολλητικό υλικό μεγέθους αργίλου στη μονάδα ZV. Ημιδιασταυρωμένα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 0.4 mm. Φωτογραφία 5. 38: Αφυαλωμένα και οξειδωμένα λεπτά θραύσματα γυαλιού και κρύσταλλοι βιοτίτη, πλαγιοκλάστου, καλιούχου αστρίου και οξειδίων Fe-Ti μέσα σε συγκολλητικό υλικό μεγέθους αργίλου σε ευταξιτικό ιστό στη μονάδα ZV. Ο ευταξιτικός ιστός, κρύσταλλοι που έχουν περιστραφεί και η φολίωση του γυαλιού που περιβάλλει τους φαινοκρυστάλλους οφείλονται στην έντονη συγκόλληση που έχει υποστεί το πέτρωμα. Στην επάνω αριστερή γωνία εξαλλοιωμένο λιθικό ηφαιστειακής προέλευσης. Διασταυρωμένα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. 107

Φωτογραφία 5. 39: Αφυαλωμένα και οξειδωμένα λεπτά θραύσματα γυαλιού και κρύσταλλοι βιοτίτη, πλαγιοκλάστου, καλιούχου αστρίου και οξειδίων Fe-Ti μέσα σε συγκολλητικό υλικό μεγέθους αργίλου σε ευταξιτικό ιστό στη μονάδα ZV. Ημιδιασταυρωμένα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. Φωτογραφία 5. 40: Μη-εξαλλοιωμένος κρύσταλλος βιοτίτη μέσα στον οποίο έχει αναπτυχθεί κρύσταλλος μαγνητίτη, καθώς και κρύσταλλος καλιούχου αστρίου βρίσκονται μέσα σε συγκολλητικό υλικό σε μέγεθος αργίλου με αφυαλωμένα και οξειδωμένα λεπτά θραύσματα γυαλιού στη μονάδα ZV. Ημιδιασταυρωμένα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. 108

Φωτογραφία 5. 41: Εξαλλοιωμένος κρύσταλλος βιοτίτη και πλαγιόκλαστο μέσα σε συγκολλητικό υλικό σε μέγεθος αργίλου με αφυαλωμένα και οξειδωμένα λεπτά θραύσματα γυαλιού στη μονάδα ZV. Αποστρογγυλωμένο λιθικό με πλαγιόκλαστα. Ημιδιασταυρωμένα Nicholls. Εύρος οπτικού πεδίου 2 mm. Φωτογραφία 5. 42: Παραμορφωμένος φαινοκρύσταλλος βιοτίτη, λόγω της έκρηξης, από τη μονάδα ZV. γ α γ α γ 109

Στις περισσότερες μονάδες (PI, PU, MGFI, II, III, ZV) παρατηρούνται φαινοκρύσταλλοι βιοτίτη με δύο μορφές: υγιείς και απορροφημένοι κρύσταλλοι. Οι απορροφημένοι κρύσταλλοι είναι αυτοί που σχηματίστηκαν σε αρχικά στάδια της διαφοροποίησης του μαγματικού θαλάμου και στη συνέχεια δεν βρίσκονταν σε ισορροπία με το γυαλί που τους περιέβαλλε. Στις περισσότερες περιπτώσεις οι φαινοκρύσταλλοι πλαγιοκλάστου είναι ζωνωμένοι. Παρατηρούνται δύο ειδών τεμάχη κίσσηρης: ασυμπίεστα τεμάχη με σφαιρικές φυσσαλίδες και συγκολλημένα τεμάχη που έχουν δημιουργήσει φιάμμες. Η κίσσηρης από τη συγκόλληση της οποίας δημιουργήθηκαν οι φιάμμες βρισκόταν σε πλαστική κατάσταση τη στιγμή της απόθεσης του Ιγκνιμβρίτη, για το λόγο αυτό ο κισσηρώδης ιστός κατέρρευσε και η κίσσηρης συγκολλήθηκε. Αντίθετα τα μη-συγκολλημένα τεμάχη της κίσσηρης ενσωματώθηκαν στη ροή ως λιθικά. Φαινοκρύσταλλοι μέσα στις φιάμμες παρατηρούνται μόνο στις μονάδες MGF III και PU. Τα λεπτά θραύσματα γυαλιού άλλοτε διατηρούν το αρχικό σχήμα Υ και άλλοτε έχουν συμπιεστεί και συγκολληθεί τόσο ώστε το σχήμα τους να μην είναι αναγνωρίσιμο. Είναι προσανατολισμένα παράλληλα στο επίπεδο του ευταξιτικού ιστού όπως και τα υπόλοιπα επιμήκη συστατικά του Ιγκνιμβρίτη (φιάμμες και φαινοκρυστάλλους). Συνήθως είναι αφυαλωμένα. Τα λιθικά τεμάχη είναι σχεδόν αποκλειστικά ηφαιστειακής προέλευσης σε όλες τις μονάδες εκτός της ZV όπου παρατηρούνται επίσης ψαμμίτες και χαλαζίτες. Το μέγεθος και η σχετική αναλογία τους ως προς τα υπόλοιπα συστατικά του Ιγκνιμβρίτη ποικίλουν. 110

6. ΟΡΥΚΤΟΧΗΜΕΙΑ 6.1. Μέθοδοι Οι αναλύσεις ορυκτών φάσεων έγιναν σε λεπτές στιλπνές τομές από 10 δείγματα, στο κέντρο Ηλεκτρονικού Μικροαναλυτή του McGill University (Earth and Planetary Sciences Department) με χρήση ενός πλήρως αυτόματου μικροαναλυτή JEOL 8900, εξοπλισμένου με σύστημα διάχυσης της ενέργειας (EDS) και ευκολίες SEM. Οι συνθήκες λειτουργίας ήταν συνεχής ηλεκτρονική δέσμη 15kV και 10nA, και χρονικά διαστήματα 20 δευτερολέπτων. Για τις διορθώσεις ZAF και την εξαγωγή αποτελεσμάτων χρησιμοποιήθηκε το λογισμικό πακέτο της Cameca. Οι ορυκτές φάσεις που αναλύθηκαν ήταν πλαγιόκλαστο, καλιούχος άστριος, βιοτίτης και πυρόξενος. Προσδιορίστηκαν τα στοιχεία Na, Mg, Ti, K, Mn, Si, Al, Cr, Ca, Fe 2+, Ba. Στους μεγάλους, ζωνωμένους φαινοκρυστάλλους αστρίου, βιοτίτη και πυροξένου έγιναν σειρές διαδοχικών αναλύσεων από τον πυρήνα προς την περιφέρεια του κρυστάλλου με βήμα λίγα μm για να μελετηθεί η αλλαγή της σύστασης στις διάφορες ζώνες. Στους μικρούς και μη-ζωνωμένους κρυστάλλους έγιναν ενδεικτικές αναλύσεις της σύστασης του κρυστάλλου. Αναλύσεις φαινοκρυστάλλων έγιναν μόνο σε δείγματα από τις μεσαίες και ανώτερες μονάδες του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου, οι οποίες παρουσιάζουν τη μεγαλύτερη εξάπλωση στη Λέσβο (ενότητες PU, MGF I, MGF II, MGF III και ZV). 6.2. Αλκαλικοί Άστριοι Οι αλκαλικοί άστριοι είναι μέλη της σειράς KAlSi 3 O 8 και NaAlSi 3 O 8. Συνήθως όμως περιέχουν και μικρό ποσοστό CaAl 2 Si 2 O 8 σε στερεό διάλυμα, το οποίο είναι γενικά λιγότερο από 5% για συστάσεις μεταξύ Or 100 Ab 0 και Or 60 Ab 40, ενώ είναι ελαφρά υψηλότερο για τα πιο νατριούχα μέλη της σειράς. Οι βαριούχοι άστριοι μοιάζουν πολύ με τους αλκαλικούς αστρίους. Ο υαλοφανής (K,Na,Ba)[(Al, Si) 4 O 8 ] έχει γενικά 5-30% από το ακραίο μέλος κελσιανό BaAl 2 Si 2 O 8. Όταν το Ba ξεπερνά το 2%, οι άστριοι μπορούν να ονομαστούν υαλοφανείς, ενώ όταν το Ba είναι λιγότερο από 2% θεωρείται ότι αντικαθιστά το κάλιο. Μπορεί όμως να αντικαταστήσει επίσης το νάτριο ή το ασβέστιο (Deer et al., 1962-63). Οι περισσότεροι από τους αλκαλικούς 111

Πίνακας 6.1: Αντιπροσωπευτικές* μικροαναλύσεις καλιούχων αστρίων Μονάδα PU MGF I MGF II MGF III ZV Ανάλυση 760 857 82A 746 914 SiO 2 63.250 64.160 63.328 62.593 63.512 TiO 2 0.067 0.109 0.007 0.061 0.158 Al 2 O 3 19.694 19.886 20.196 19.888 19.366 FeO t 0.159 0.202 0.076 0.161 0.208 MgO 0.000 0.000 0.000 0.009 0.000 BaO 2.717 2.884 2.531 3.369 2.757 CaO 0.647 0.643 0.693 0.665 0.624 Na 2 O 4.484 4.692 4.465 4.537 4.807 K 2 O 9.143 9.094 8.648 8.853 8.744 Total 100.16 101.66 99.94 100.14 100.18 Si 11.666 11.666 11.644 11.599 11.703 Ti 0.010 0.015 0.001 0.008 4.202 Al 4.277 4.260 4.374 4.341 0.022 Fe t 0.025 0.031 0.012 0.025 0.032 Mg 0.000 0.000 0.000 0.003 0.000 Ba 0.197 0.205 0.182 0.245 0.199 Ca 0.128 0.125 0.136 0.133 0.123 Na 1.602 1.652 1.594 1.631 1.717 K 2.151 2.108 2.029 2.092 2.055 Total 20.056 20.062 19.972 20.077 20.053 An 3.3 3.2 3.6 3.4 3.2 Or 55.4 54.3 54.0 54.3 52.8 Ab 41.3 42.5 42.4 42.3 44.1 * Όλες οι αναλύσεις των αστρίων δίνονται στο Παράρτημα Β. ** Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 32 Ο. αστρίους του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου μπορούν να ονομαστούν υαλοφανείς, εφόσον το ποσοστό του βαρίου ξεπερνά το 2% (Πιν.6.1, 6.2) και είναι ζωνωμένοι ως προς το Ba (Φωτ. 6.1). 112

Πίνακας 6.2: Μέσος όροςμικροαναλύσεων καλιούχων αστρίων Μονάδα PU MGF I MGF II MGF III ZV Αρ. αναλύσεων [9] [26] [21] [4] [23] Αρ. κρυστάλλων [5] [7] [5] [2] [4] SiO 2 63.12 63.15 63.22 62.51 63.27 TiO 2 0.06 0.12 0.04 0.08 0.13 Al 2 O 3 19.75 19.59 20.06 19.93 19.49 FeO t 0.18 0.17 0.12 0.18 0.18 MgO 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 BaO 2.76 2.8 2.83 3.27 2.85 CaO 0.67 0.67 0.75 0.69 0.71 Na 2 O 4.55 4.64 4.50 4.54 4.77 K 2 O 8.94 8.86 8.49 8.93 8.63 Total 99.78 99.69 99.67 99.75 99.61 Si 11.654 11.666 11.640 11.586 11.679 Ti 0.008 0.016 0.005 0.011 0.018 Al 4.295 4.262 4.353 4.349 4.236 Fe t 0.028 0.026 0.018 0.027 0.027 Mg 0.001 0.001 0.003 0.002 0.001 Ba 0.200 0.203 0.204 0.238 0.207 Ca 0.131 0.133 0.147 0.137 0.140 Na 1.629 1.6262 1.606 1.631 1.709 K 2.106 2.089 1.997 2.113 2.032 Total 19.889 20.000 19.667 20.000 20.00 An 3.1 3.0 3.5 3.0 3.1 Or 54.1 53.3 52.8 54.0 52 Ab 41.7 42.3 42.3 41.5 43.7 * Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 32 Ο. Στις Εικ. 6.1, 6.2, 6.9-6.13 οι αλκαλικοί άστριοι του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου προβάλλονται στο πεδίο του σανίδινου καθώς το βάριο δεν φαίνεται σ αυτά τα 113

Φωτογραφία 6. 1: Εικόνα οπίσθιας σκέδασης (backscattered) από SEM, στην οποία φαίνεται η ζώνωση Κ-Βα σε φαινοκρυστάλλους ανορθοκλάστου Or του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου Sanidine Ksp MGF I πυρήνας Ksp MGF I περιφέρεια Anorthoclase AlbiteOligoclaseAndesineLabradorite BytowniteAnorthite Εικόνα 6.1: Φαινοκρύσταλλος αλκαλικού αστρίου από την μονάδα Μεγαφιάμμα Ι (αναλύσεις 16-20, Πιν.6.3). Ab An Or Sanidine Anorthoclase AlbiteOligoclaseAndesineLabradorite BytowniteAnorthite Ab An Εικόνα 6. 2: Φαινοκρύσταλλος αλκαλικού αστρίου από την μονάδα Μεγαφιάμμα Ι (αναλύσεις 33-40, Πιν.6.4). 114

Πίνακας 6.3: Μικροαναλύσεις αλκαλικού αστρίου της μονάδας MGF I για τον κρύσταλλο της Εικ.6.1 Ανάλυση 16 17 18 19 20 Σημείο 1 2 3 4 5 Μονάδα MGF MGF MGF MGF MGF I I I I I SiO 2 63.09 63.11 62.64 63.09 63.18 TiO 2 0.13 0.12 0.10 0.12 0.11 Al 2 O 3 19.68 19.49 19.79 19.55 19.66 FeO t 0.17 0.16 0.15 0.19 0.17 MgO 0 0 0 0 0 MnO 0 0 0 0 0 BaO 3.02 2.98 3.27 2.85 2.70 CaO 0.69 0.60 0.69 0.66 0.75 Na 2 O 4.61 4.59 4.65 4.67 4.57 K 2 O 8.61 8.95 8.71 8.87 8.86 Total 100 100 100 100 100 Si 11.656 11.676 11.611 11.663 11.661 Ti 0.018 0.017 0.014 0.017 0.015 Al 4.282 4.246 4.320 4.256 4.273 Fe t 0.026 0.025 0.023 0.029 0.026 Mg 0 0 0 0 0 Mn 0 0 0 0 0 Ba 0.219 0.216 0.238 0.206 0.195 Ca 0.137 0.119 0.137 0.131 0.148 Na 1.652 1.647 1.671 1.674 1.636 K 2.029 2.112 2.060 2.092 2.086 Total 20.019 20.058 20.074 20.068 20.040 An 3.6 3.1 3.5 3.4 3.8 Or 53.1 54.5 53.3 53.7 53.9 Ab 43.3 42.5 43.2 43.0 42.3 * Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 32 Ο. 115

Πίνακας 6.4: Μικροαναλύσεις αλκαλικού αστρίου της μονάδας MGF I για τον κρύσταλλο της Εικ.6.2 Ανάλυση 33 34 35 36 37 38 39 40 Σημείο 1 2 3 4 5 6 7 8 Μονάδα MGF MGF MGF MGF MGF MGF MGF MGF I I I I I I I I SiO 2 62.48 63.99 62.28 62.81 62.86 62.87 62.99 62.95 TiO 2 0.13 0.11 0.13 0.15 0.12 0.12 0.16 0.12 Al 2 O 3 19.88 19.34 19.80 19.65 19.59 19.70 19.63 19.54 FeO t 0.19 0.17 0.17 0.17 0.15 0.18 0.16 0.18 MgO 0 0 0 0 0 0 0 0 MnO 0 0 0 0 0 0 0 0 BaO 3.29 1.97 3.55 3.15 3.07 3.13 2.88 2.82 CaO 0.81 0.65 0.69 0.66 0.71 0.67 0.68 0.67 Na 2 O 4.72 4.65 4.61 4.53 4.66 4.56 4.57 4.61 K 2 O 8.51 8.11 8.76 8.87 8.84 8.77 8.93 9.10 Total 100.01 99.99 99.99 99.99 100 100 100 99.99 Si 11.582 11.750 11.580 11.637 1.642 11.638 11.648 11.652 Ti 0.018 0.015 0.018 0.021 0.017 0.017 0.022 0.017 Al 4.340 4.182 4.336 4.287 4.273 4.295 4.275 4.259 Fe t 0.029 0.026 0.026 0.026 0.023 0.028 0.025 0.028 Mg 0 0 0 0 0 0 0 0 Mn 0 0 0 0 0 0 0 0 Ba 0.239 0.142 0.259 0.229 0.223 0.227 0.209 0.205 Ca 0.161 0.128 0.137 0.131 0.141 0.133 0.135 0.133 Na 1.697 1.656 1.662 1.627 1.673 1.637 1.639 1.655 K 2.012 2.134 2.078 2.096 2.089 2.071 2.107 2.149 Total 20.078 20.033 20.096 20.054 20.081 20.046 20.060 20.098 Ab 43.9 42.3 42.9 42.2 42.9 42.6 42.2 42.0 An 4.2 3.3 3.5 3.4 3.6 3.5 3.5 3.4 Or 52.0 54.5 53.6 54.4 53.5 53.9 54.3 54.6 * Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 32 Ο. 116

διαγράμματα. Το υψηλό ποσοστό του βαρίου στους καλιούχους αστρίους είναι χαρακτηριστικό των σωσωνιτικών πετρωμάτων, καθώς οι άστριοι έχουν την τάση να προσρροφούν λιθόφιλα στοιχεία όπως το Βα. Σε ορισμένους κρυστάλλους παρατηρείται μικρή αύξηση του μορίου Or ή Ab προς την περιφέρεια (Εικ.6.2). Το υψηλότερο ποσοστό Κ μετρήθηκε σε αλκαλικούς αστρίους της μονάδας του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη (Πιν.6.2). Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις αλκαλικών αστρίων φαίνονται στον Πίνακα 6.1., ενώ ο μέσος όρος των αναλύσεων καλιούχου αστρίου για κάθε μονάδα φαίνεται στον Πίνακα 6.2. 6.3. Πλαγιόκλαστα Τα περισσότερα πλαγιόκλαστα του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου είναι ζωνωμένα ως προς το ασβέστιο. Παρατηρείται επίσης αύξηση του Na προς την περιφέρεια του κρυστάλλου (Πιν. 6.5, 6.6., 6.7). Στους περισσότερους ζωνωμένους κρυστάλλους πλαγιοκλάστου όλων των μονάδων του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου παρατηρείται κανονική ζώνωση (Εικ.6.3-6.7). Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις πλαγιοκλάστων του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου φαίνονται στον Πίνακα 6.5, ενώ η μέση σύσταση στον πυρήνα και την περιφέρεια των ζωνωμένων κρυστάλλων πλαγιοκλάστου φαίνεται στους Πίνακες 6.6 και 6.7 αντίστοιχα. Στις μονάδες ZV, MGF II και MGF III προσδιορίστηκαν πλαγιόκλαστα με σύσταση ανδεσίνη ως ολιγόκλαστο. Ορισμένοι κρύσταλλοι δεν είναι ζωνωμένοι και η σύστασή τους είναι εξ ολοκλήρου ολιγόκλαστο. Σπανιότερα, ένας ανδεσίνης μπορεί να περιβάλεται από μανδύα ανορθοκλάστου (Εικ.6.11, 6.12, 6.13). Στην μονάδα Μεγαφιάμμα Ι (Εικ. 6.10) εκτός από τα κανονικά ζωνωμένα πλαγιόκλαστα με σύσταση ανδεσίνη ως ολιγόκλαστο, παρατηρήθηκαν επίσης ξενοκρύσταλλοι με σύσταση ανδεσίνη ως λαβραδόριο και ανάστροφη ή παλίνδρομη ζώνωση, γεγονός που υποδηλώνει ότι δεν βρίσκονται σε ισορροπία με το γυαλί που τα περιβάλει. Η μικροσκοπική παρατήρηση των κρυστάλλων επιβεβαιώνει ότι πρόκειται για θραύσματα ξενοκρυστάλλων. 117

Πίνακας 6.5: Αντιπροσωπευτικές* μικροαναλύσεις πλαγιοκλάστων Μονάδα PU MGF I MGF II MGF III ZV Ανάλυση 766 774 23 21 114B 118B 736 745 947 950 core rim core rim core rim core rim core rim SiO 2 58.270 61.990 57.788 62.671 60.165 61.765 56.747 61.030 59.791 62.160 TiO 2 0.018 0.005 0.050 0.032 0.008 0.004 0.007 0.000 0.026 0.000 Al 2 O 3 24.993 22.528 25.858 22.796 24.398 23.378 26.036 23.042 24.142 23.138 FeO t 0.329 0.258 0.345 0.272 0.238 0.152 0.420 0.258 0.344 0.264 MgO 0.031 0.007 0.010 0.015 0.010 0.017 0.018 0.001 0.021 0.027 BaO 0.282 0.334 0.334 0.333 0.254 0.256 0.232 0.361 0.35 0.430 CaO 6.750 4.040 8.074 4.589 5.997 4.627 7.835 4.747 6.322 5.047 Na 2 O 6.423 7.469 6.354 7.665 7.281 7.457 5.899 7.203 7.131 7.477 K 2 O 0.945 2.046 0.796 1.968 1.415 2.002 0.750 1.759 1.127 1.736 Total 98.04 98.68 99.609 100.341 99.75 99.64 97.96 98.40 99.25 100.28 Si 10.639 11.203 10.439 11.162 10.805 11.067 10.398 11.074 10.799 11.086 Ti 0.003 0.001 0.007 0.004 0.001 0.000 0.001 0.000 0.004 0.000 Al 5.374 4.795 5.502 4.782 5.160 4.934 5.619 4.923 5.134 4.860 Fe t 0.051 0.039 0.053 0.040 0.036 0.022 0.065 0.039 0.052 0.039 Mg 0.008 0.003 0.003 0.003 0.003 0.005 0.005 0.000 0.005 0.007 Ba 0.020 0.023 0.024 0.023 0.018 0.018 0.016 0.026 0.025 0.030 Ca 1.320 0.782 1.564 0.875 1.154 0.888 1.539 0.924 1.224 0.964 Na 2.274 2.618 2.226 2.647 2.535 2.590 2.096 2.534 2.496 2.586 K 0.222 0.473 0.184 0.447 0.325 0.458 0.176 0.408 0.261 0.395 Total 19.911 19.937 20.002 19.983 20.037 19.982 19.915 19.928 20.00 19.967 An 34.6 20.2 22.0 39.4 24.9 27.1 40.4 23.9 30.7 24.4 Or 5.8 12.2 11.3 4.6 10.0 8.1 4.6 10.6 6.6 10.0 Ab 59.6 67.6 66.7 56.0 65.1 64.9 55.0 65.5 62.7 65.6 * Όλες οι αναλύσεις των αστρίων δίνονται στο Παράρτημα Β. ** Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 32 Ο. 118

Πίνακας 6.6: Μέσος όρος μικροαναλύσεων πλαγιοκλάστων Μονάδα PU MGFI MGFII MGFIII ZV Αρ. αναλ. [12] [18] [16] [24] [21] [18] [8] [9] [5] [7] Αρ. κρυστ. [5] [5] [8] [8] [8] [8] [2] [2] [3] [3] core rim core rim core rim core rim core rim SiO 2 61.13 61.59 59.10 59.73 60.00 60.51 57.97 61.65 60.69 61.60 TiO 2 0.04 0.02 0.04 0.03 0.00 0.01 0.02 0.02 0.03 0.04 Al 2 O 3 23.85 23.55 25.28 24.83 24.88 24.47 26.44 23.71 23.95 23.30 FeO t 0.34 0.30 0.32 0.30 0.19 0.16 0.38 0.28 0.32 0.28 MgO 0.03 0.02 0.03 0.02 0.01 0.01 0.03 0.01 0.02 0.02 BaO 0.46 0.34 0.25 0.24 0.26 0.36 0.22 0.44 0.38 0.43 CaO 5.51 5.12 7.37 6.87 6.42 5.84 7.96 5.03 5.98 5.24 Na 2 O 7.28 7.45 6.57 6.78 6.90 7.14 6.14 7.22 7.25 7.48 K 2 O 1.44 1.60 1.02 1.23 1.33 1.51 0.82 1.64 1.33 1.66 Total 100.00 99.56 99.50 99.71 99.52 99.56 99.25 99.67 99.40 99.71 Si 10.936 11.011 10.606 10.707 10.744 10.833 10.410 11.014 10.880 11.024 Ti 0.005 0.003 0.006 0.004 0.000 0.001 0.002 0.002 0.004 0.005 Al 5.024 4.959 5.344 5.243 5.247 5.159 5.593 4.988 5.056 4.910 Fe t 0.051 0.045 0.048 0.045 0.028 0.024 0.058 0.041 0.048 0.042 Mg 0.007 0.005 0.008 0.005 0.003 0.003 0.007 0.003 0.004 0.006 Ba 0.033 0.024 0.018 0.016 0.019 0.025 0.016 0.031 0.027 0.031 Ca 1.056 0.980 1.418 1.321 1.232 1.122 1.536 0.963 1.149 1.005 Na 2.525 2.582 2.286 2.357 2.395 2.478 2.138 2.500 2.521 2.595 K 0.328 0.365 0.234 0.280 0.304 0.345 0.187 0.375 0.303 0.378 Total 19.083 19.222 19.063 19.292 19.381 19.278 19.000 19.000 19.000 19.286 An 26.6 24.4 35.6 33.0 30.9 27.9 39.4 24.6 28.4 24.7 Or 7.8 8.9 5.5 6.6 7.3 8.2 4.3 9.2 7.0 9.3 Ab 64.3 65.3 57.7 59 60.5 62.3 55.0 64.6 63.0 64.7 * Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 32 Ο. 119

Πίνακας 6.7: Μέση χημική σύσταση πλαγιοκλάστων ΕΝΟΤΗΤΑ ΠΥΡΗΝΑΣ ΠΕΡΙΦΕΡΕΙΑ PU Or 7.8 Ab 64.3 An 26.6 Or 8.9 Ab 65.3 An 24.4 MGF Ι Or 5.5 Ab 57.7 An 35.6 Or 6.6 Ab 59 An 33 MGF ΙΙ Or 7.3 Ab 60.5 An 30.9 Or 8.2 Ab 62.3 An 27.9 MGF ΙΙΙ Or 4.3 Ab 55 An 39.4 Or 9.2 Ab 64.6 An 24.6 ZV Or 7 Ab 63 An 28.4 Or 9.3 Ab 64.7 An 24.7 Or Plg MGF III πυρήνας Plg MGF III περιφέρεια Sanidine α β Anorthoclase AlbiteOligoclaseAndesineLabradorite BytowniteAnorthite Ab An Εικόνα 6.3: Φαινοκρύσταλλος πλαγιοκλάστου με κανονική ζώνωση από την μονάδα Μεγαφιάμμα ΙΙΙ (αναλύσεις 736-745, Πιν.6.8). Παρατηρείται μείωση του ποσοστού ανορθίτη από τον πυρήνα (α) (An 40.4 ) προς την περιφέρεια (β) (An 23.9 ). Or α Sanidine β Anorthoclase AlbiteOligoclaseAndesineLabradorite BytowniteAnorthite Ab An Εικόνα 6.4: Φαινοκρύσταλλος πλαγιοκλάστου με κανονική ζώνωση από την μονάδα Μεγαφιάμμα ΙΙΙ (αναλύσεις 750-759). Παρατηρείται μείωση του ποσοστού ανορθίτη από τον πυρήνα (α) (An 44.1 ) προς την περιφέρεια (β) (An 21.3 ). 120

Πίνακας 6.8: Μικροαναλύσεις πλαγιοκλάστου για τον κρύσταλλο της Εικ.6.3. Η ανάλυση 736 έγινε στον πυρήνα του κρυστάλλου και οι επόμενες αναλύσεις έγιναν σε διαδοχικά βήματα προχωρόντας προς το μανδύα του Ανάλυση 736 737 738 740 741 742 744 745 750 Μονάδα MGF MGF MGF MGF MGF MGF MGF MGF MGF ΙII III III III III III III III III SiO 2 57.92 57.29 57.58 57.89 60.13 61.71 61.97 62.02 57.03 TiO 2 0.01 0.05 0.01 0.01 0.03 0.01 0.03 0.00 0.01 Al 2 O 3 26.58 26.99 26.68 26.52 24.91 23.75 23.42 23.41 27.13 FeO t 0.43 0.41 0.39 0.36 0.32 0.27 0.28 0.26 0.37 MgO 0.02 0.02 0.02 0.03 0.02 0.03 0.01 0.00 0.04 MnO 0.02 0.01 0 0 0 0.01 0.03 0 0 BaO 0.23 0.20 0.27 0.20 0.30 0.37 0.36 0.37 0.14 CaO 8.00 8.52 8.27 7.87 6.30 5.13 4.74 4.83 8.85 Na 2 O 6.02 5.78 5.98 6.39 6.84 7.19 7.33 7.32 5.79 K 2 O 0.77 0.72 0.79 0.72 1.15 1.54 1.83 1.79 0.63 Total 100 99.99 99.99 99.99 100 100.01 100 100 99.99 Si 10.398 10.297 10.353 10.396 10.757 11.013 11.068 11.074 10.254 Ti 0.001 0.007 0.001 0.001 0.004 0.001 0.004 0.000 0.001 Al 5.619 5.713 5.649 5.608 5.248 4.992 4.926 4.923 5.745 Fe t 0.065 0.062 0.059 0.054 0.048 0.040 0.042 0.039 0.056 Mg 0.005 0.005 0.005 0.008 0.005 0.008 0.003 0.000 0.011 Mn 0 0 0 0 0 0 0 0 0 Ba 0.016 0.014 0.019 0.014 0.021 0.026 0.025 0.026 0.010 Ca 1.539 1.641 1.593 1.514 1.207 0.981 0.907 0.924 1.705 Na 2.096 2.014 2.085 2.225 2.373 2.488 2.539 2.534 2.019 K 0.176 0.165 0.181 0.165 0.262 0.351 0.417 0.408 0.145 Total 19.915 19.918 19.945 19.985 19.925 19.900 19.931 19.928 19.946 An 40.4 43.0 41.3 38.8 31.4 25.7 23.5 23.9 44.1 Or 4.6 4.3 4.7 4.2 6.8 9.2 10.8 10.6 3.7 Ab 55.0 52.7 54.0 57.0 61.8 65.1 65.7 65.5 52.2 * Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 32 Ο. 121

Πίνακας 6.9: Μικροναλύσεις πλαγιοκλάστου για τον κρύσταλλο της Εικ.6.4. Η ανάλυση 750 έγινε στον πυρήνα του κρυστάλλου και οι επόμενες αναλύσεις έγιναν σε διαδοχικά βήματα προχωρόντας προς το μανδύα του Ανάλυση 750 753 754 755 756 757 758 759 Μονάδα MGF MGF MGF MGF MGF MGF MGF MGF III III III III III III III III SiO 2 56.11 59.37 60.55 61.73 61.86 61.95 61.27 62.20 TiO 2 0.02 0.00 0.01 0.01 0.01 0.03 0.00 0.03 Al 2 O 3 27.70 25.47 24.45 23.65 23.57 23.59 23.86 23.20 FeO t 0.44 0.36 0.31 0.26 0.27 0.25 0.30 0.28 MgO 0.03 0.02 0.02 0.02 0.00 0.01 0.01 0.01 MnO 0 0 0.01 0 0.01 0 0.01 0.01 BaO 0.17 0.27 0.29 0.35 0.42 0.42 0.73 0.63 CaO 9.55 6.90 5.86 5.03 4.90 4.93 5.16 4.26 Na 2 O 5.39 6.64 7.13 7.34 7.27 7.22 7.04 7.39 K 2 O 0.59 0.96 1.36 1.60 1.69 1.59 1.61 2.00 Total 100 99.99 99.99 99.99 100 99.99 99.99 100.01 Si 10.113 10.634 10.836 11.023 11.047 11.054 10.973 11.121 Ti 0.003 0 0.001 0.001 0.001 0.004 0 0.004 Al 5.880 5.373 5.153 4.973 4.957 4.957 5.033 4.885 Fe t 0.066 0.054 0.046 0.039 0.040 0.037 0.045 0.042 Mg 0.008 0.005 0.005 0.005 0 0.003 0.003 0.003 Mn 0 0 0 0 0 0 0 0 Ba 0.012 0.019 0.020 0.024 0.029 0.029 0.051 0.044 Ca 1.844 1.324 1.124 0.962 0.938 0.942 0.990 0.816 Na 1.884 2.306 2.474 2.541 2.517 2.498 2.445 2.562 K 0.136 0.219 0.310 0.364 0.385 0.362 0.368 0.456 Total 19.946 19.934 19.969 19.932 19.914 19.886 19.908 19.933 An 47.7 34.4 28.8 24.9 24.4 24.8 26.0 21.3 Or 3.5 5.7 7.9 9.4 10.0 9.5 9.7 11.9 Ab 48.8 59.9 63.3 65.7 65.5 65.7 64.3 66.8 * Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 32 Ο. 122

Or Plg MGF I πυρήνας Plg MGF I περιφέρεια Sanidine Anorthoclase AlbiteOligoclaseAndesineLabradorite BytowniteAnorthite Εικόνα 6.5: Τμήμα φαινοκρυστάλλου πλαγιοκλάστου από την μονάδα Μεγαφιάμμα Ι (αναλύσεις 21-27). Παρατηρείται απότομη αύξηση του ποσοστού ανορθίτη από An 22 σε An 39.4 από την περιφέρεια (1) προς τον πυρήνα (3) και στη συνέχεια μείωση μέχρι An 27.6 (7). Ab An Or Sanidine Anorthoclase AlbiteOligoclaseAndesineLabradorite BytowniteAnorthite Ab An Εικόνα 6.6: Φαινοκρύσταλλος πλαγιοκλάστου με κανονική ζώνωση από την μονάδα Μεγαφιάμμα Ι (αναλύσεις 41-46). Παρατηρείται μείωση του ποσοστού ανορθίτη από τον πυρήνα (1) (An 34.1 ) προς την περιφέρεια (5, 6) (An 21.7 ). 123

Πίνακας 6.10: Μικροαναλύσεις πλαγιοκλάστου για τον κρύσταλλο της Εικ.6.5 Ανάλυση 21 22 23 24 25 26 27 Μονάδα MGF MGF MGF MGF MGF MGF MGF I I I I I I I SiO 2 62.46 59.79 58.01 59.08 59.27 60.56 60.46 TiO 2 0.03 0.04 0.05 0.03 0.05 0.01 0.02 Al 2 O 3 22.72 24.68 25.96 25.33 25.07 24.38 24.34 FeO t 0.27 0.31 0.35 0.27 0.32 0.28 0.33 MgO 0.10 0.003 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 MnO 0 0 0 0 0 0 0 BaO 0.33 0.36 0.34 0.32 0.36 0.23 0.19 CaO 4.57 6.83 8.11 7.34 7.05 6.36 6.33 Na 2 O 7.64 6.98 6.38 6.67 6.79 6.98 7.41 K 2 O 1.96 1.12 0.80 0.95 1.06 1.19 0.91 Total 99.99 100.09 100.01 100 99.99 100 100 Si 11.162 10.721 10.439 10.603 10.644 10.831 10.814 Ti 0.004 0.005 0.007 0.004 0.007 0.001 0.003 Al 4.782 5.211 5.502 5.354 5.302 5.135 5.127 Fe t 0.040 0.046 0.053 0.041 0.048 0.042 0.049 Mg 0.003 0.001 0.003 0.003 0.005 0.003 0.003 Mn 0 0 0 0 0 0 0 Ba 0.023 0.025 0.024 0.023 0.025 0.016 0.013 Ca 0.875 1.311 1.564 1.411 1.356 1.219 1.213 Na 2.647 2.425 2.226 2.321 2.364 2.421 2.570 K 0.447 0.256 0.184 0.218 0.243 0.272 0.208 Total 19.983 20.001 20.002 19.978 19.994 19.940 20.000 An 22 32.8 39.4 35.7 34.2 31.2 30.4 Or 11.3 6.4 4.6 5.5 6.1 7.0 5.2 Ab 66.7 60.7 56.00 58.8 59.7 61.9 64.4 * Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 32 Ο. 124

Πίνακας 6.11: Μικροαναλύσεις πλαγιοκλάστου για τον κρύσταλλο της Εικ.6.6 Ανάλυση 41 42 43 44 45 46 Μονάδα MGF MGF MGF MGF MGF MGF I I I I I I SiO 2 59.98 59.91 59.62 61.51 61.31 62.63 TiO 2 0.05 0.03 0.05 0.01 0.03 0.02 Al 2 O 3 24.51 24.64 24.93 23.51 23.39 22.67 FeO t 0.28 0.29 0.57 0.33 0.25 0.28 MgO 0.01 0.01 0.16 0.02 0.01 0.00 MnO 0 0 0 0 0 0 BaO 0.57 0.53 0.45 0.42 0.36 0.37 CaO 6.44 6.54 6.75 5.39 5.52 4.46 Na 2 O 6.89 6.89 6.73 7.40 7.50 7.52 K 2 O 1.26 1.16 0.73 1.51 1.63 2.06 Total 99.99 100 99.99 100.09 100 100.01 Si 10.769 10.751 10.687 10.998 10.984 11.188 Ti 0.007 0.004 0.007 0.001 0.004 0.003 Al 5.182 5.207 5.263 4.949 4.935 4.769 Fe t 0.042 0.044 0.085 0.049 0.037 0.042 Mg 0.003 0.003 0.043 0.006 0.003 0.000 Mn 0 0 0 0 0 0 Ba 0.040 0.037 0.032 0.029 0.025 0.026 Ca 1.239 1.257 1.296 1.032 1.060 0.854 Na 2.399 2.397 2.339 2.565 2.605 2.605 K 0.289 0.266 0.167 0.344 0.373 0.469 Total 19.970 19.966 19.919 19.973 20.026 19.956 An 31.6 32.1 34.1 26.2 26.3 21.7 Or 7.4 6.8 4.4 8.7 9.2 11.9 Ab 61.1 61.1 61.5 65.1 64.5 66.3 * Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 32 Ο. 125

Or Plg PU πυρήνας Plg PU περιφέρεια Sanidine α β Anorthoclase AlbiteOligoclaseAndesineLabradorite BytowniteAnorthite Ab An Εικόνα 6. 7: Φαινοκρύσταλλος πλαγιοκλάστου με κανονική ζώνωση από την μονάδα Ιώδους (αναλύσεις 765-774). Παρατηρείται μείωση του ποσοστού ανορθίτη από τον πυρήνα (α) (An 34.6 ) προς την περιφέρεια (β) Or (An 20.2 ). α Sanidine β Anorthoclase AlbiteOligoclaseAndesineLabradorite BytowniteAnorthite Ab An Εικόνα 6. 8: Ζωνωμένος φαινοκρύσταλλος πλαγιοκλάστου από την ενότητα Ιώδους (αναλύσεις 817-831). Παρατηρούνται αυξομειώσεις του ποσοστού ανορθίτη από τον πυρήνα (α) προς την περιφέρεια (β). 126

Πίνακας 6.12: Μικροαναλύσεις πλαγιοκλάστου για τον κρύσταλλο της Εικ.6.7 Ανάλυση 766 768 770 771 772 773 774 Μονάδα PU PU PU PU PU PU PU SiO 2 59.43 61.45 61.25 61.73 61.65 62.02 62.81 TiO 2 0.02 0.00 0.003 0.001 0.003 0.002 0.001 Al 2 O 3 25.49 23.92 24.11 23.65 23.65 23.41 22.83 FeO t 0.34 0.24 0.30 0.29 0.27 0.25 0.26 MgO 0.03 0.01 0.02 0.02 0.02 0.01 0.01 MnO 0.00 0.02 0.02 0.03 0.00 0.00 0.00 BaO 0.29 0.44 0.45 0.44 0.45 0.43 0.33 CaO 6.88 5.07 5.15 4.84 4.96 4.67 4.09 Na 2 O 6.55 7.25 7.15 7.30 7.26 7.38 7.57 K 2 O 0.97 1.60 1.53 1.71 1.72 1.80 2.08 Total 100 100 100.01 100.02 100.01 99.99 99.99 Si 10.639 10.980 10.945 11.028 11.018 11.077 11.203 Ti 0.003 0.000 0.004 0.001 0.004 0.003 0.001 Al 5.374 5.034 5.074 4.976 4.978 4.924 4.795 Fe t 0.051 0.036 0.045 0.043 0.040 0.037 0.039 Mg 0.008 0.003 0.005 0.005 0.005 0.003 0.003 Mn 0 0 0 0 0 0 0 Ba 0.020 0.031 0.032 0.031 0.032 0.030 0.023 Ca 1.320 0.971 0.986 0.926 0.950 0.894 0.782 Na 2.274 2.512 2.477 2.529 2.516 2.556 2.618 K 0.222 0.365 0.349 0.390 0.392 0.410 0.473 Total 19.911 19.932 19.917 19.929 19.935 19.934 19.937 An 34.6 25.2 25.9 24.1 24.6 23.2 20.2 Or 5.8 9.5 9.2 10.1 10.2 10.6 12.2 Ab 59.6 65.3 65.0 65.8 65.2 66.2 67.6 * Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 32 Ο. 127

Πίνακας 6.13: Μικροαναλύσεις πλαγιοκλάστου για τον κρύσταλλο της Εικ.6.8 Ανάλυση 817 818 819 820 821 822 823 Μονάδα PU PU PU PU PU PU PU SiO 2 61.91 61.61 61.67 61.88 61.88 61.96 61.83 TiO 2 0.05 0.06 0.08 0.06 0.05 0.01 0.06 Al 2 O 3 23.24 23.22 23.34 23.08 23.16 23.12 23.08 FeO t 0.31 0.32 0.52 0.36 0.34 0.31 0.33 MgO 0.01 0.00 0.12 0.02 0.00 0.03 0.04 MnO 0 0 0 0 0 0 0 BaO 0.79 0.60 0.61 0.60 0.58 0.55 0.54 CaO 4.72 5.09 4.99 4.94 4.89 4.85 4.77 Na 2 O 7.58 7.53 7.22 7.53 7.58 7.59 7.72 K 2 O 1.71 1.58 1.62 1.53 1.54 1.59 1.64 Total 100.32 100.01 100.17 100.00 100.02 100.01 100.01 Si 11.063 11.037 11.027 11.075 11.070 11.082 11.069 Ti 0.007 0.008 0.011 0.008 0.007 0.001 0.008 Al 4.891 4.899 4.915 4.865 4.879 4.870 4.866 Fe t 0.046 0.048 0.078 0.054 0.051 0.046 0.049 Mg 0.003 0.000 0.032 0.005 0.000 0.008 0.011 Mn 0 0 0 0 0 0 0 Ba 0.055 0.042 0.043 0.042 0.041 0.039 0.038 Ca 0.904 0.977 0.956 0.947 0.937 0.929 0.915 Na 2.626 2.616 2.503 2.613 2.629 2.632 2.680 K 0.390 0.361 0.370 0.349 0.351 0.363 0.375 Total 19.985 19.988 19.935 19.958 19.965 19.970 20.011 An 23.1 24.7 25.0 24.2 23.9 23.7 23.0 Or 9.9 9.1 9.7 8.9 9.0 9.3 9.4 Ab 67.0 66.2 65.4 66.8 67.1 67.1 67.5 * Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 32 Ο. 128

Πίνακας 6.143 (συνέχεια): Μικροαναλύσεις πλαγιοκλάστου για τον κρύσταλλο της Εικ.6.8 Ανάλυση 825 826 827 828 829 830 831 Μονάδα PU PU PU PU PU PU PU SiO 2 61.32 61.66 61.32 62.75 62.50 62.81 62.29 TiO 2 0.03 0.05 0.04 0.00 0.01 0.03 0.02 Al 2 O 3 23.51 23.14 23.46 22.42 22.77 22.70 23.07 FeO t 0.29 0.31 0.31 0.34 0.34 0.29 0.32 MgO 0.03 0.03 0.00 0.03 0.01 0.02 0.01 MnO 0 0 0 0 0 0 0 BaO 0.59 0.60 0.37 0.31 0.22 0.24 0.32 CaO 5.09 4.77 5.28 4.12 4.50 4.33 4.70 Na 2 O 7.53 7.55 7.51 7.90 7.91 7.88 7.72 K 2 O 1.48 1.70 1.43 1.93 1.74 1.70 1.55 Total 99.87 99.81 99.72 99.80 100 100 100 Si 10.995 11.062 10.997 11.224 11.157 11.195 11.116 Ti 0.004 0.007 0.005 0.000 0.001 0.004 0.003 Al 4.964 4.889 4.995 4.723 4.787 4.765 4.848 Fe t 0.043 0.047 0.046 0.051 0.051 0.043 0.048 Mg 0.008 0.008 0.000 0.008 0.003 0.005 0.003 Mn 0 0 0 0 0 0 0 Ba 0.041 0.042 0.026 0.022 0.015 0.017 0.022 Ca 0.978 0.917 1.015 0.790 0.861 0.827 0.899 Na 2.618 2.626 2.611 2.740 2.738 2.723 2.671 K 0.339 0.389 0.327 0.440 0.396 0.387 0.353 Total 19.900 19.987 19.982 19.998 20.009 19.966 19.963 An 24.9 23.3 25.7 19.9 21.6 21.0 22.9 Or 8.6 9.9 8.3 11.1 9.9 9.8 9.0 Ab 66.5 66.8 66.1 69.0 68.5 69.2 68.1 * Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 32 Ο. 129

Or Fsp PU πυρήνας Fsp PU περιφέρεια Sanidine Anorthoclase AlbiteOligoclaseAndesineLabradorite BytowniteAnorthite Ab An Εικόνα 6. 9: Συστασιακό διάγραμμα Or-Ab-An με τις μικροαναλύσεις αστρίων από τη μονάδα του Ιώδους Ιγκνιμβρίτη (PU) του οποίου τα πλαγιόκλαστα έχουν πυρήνες η σύσταση των οποίων κυμαίνεται από Ανδεσίνη ως Ολιγόκλαστο, ενώ οι περιφέρειες έχουν σύσταση Ολιγοκλάστου. Οι καλιούχοι άστριοι είναι σανίδινα και υαλοφανείς που σε αυτό το διάγραμμα επιπίπτουν στην περιοχή των σανιδίνων. 130

Or Fsp MGF I πυρήνας Fsp MGF I περιφέρεια Sanidine Anorthoclase AlbiteOligoclaseAndesineLabradorite BytowniteAnorthite Ab An Εικόνα 6. 10: Συστασιακό διάγραμμα Or-Ab-An με τις μικροαναλύσεις αστρίων από τη μονάδα του Μεγαφιάμμα Ι Ιγκνιμβρίτη (MGF I) του οποίου τα πλαγιόκλαστα έχουν πυρήνες η σύσταση των οποίων κυμαίνεται από Λαβραδορίτη ως Ολιγόκλαστο, ενώ οι περιφέρειες από Ανδεσίνη μέχρι Ολιγόκλαστο. Οι καλιούχοι άστριοι είναι σανίδινα και υαλοφανείς που σε αυτό το διάγραμμα επιπίπτουν στην περιοχή των σανιδίνων. 131

Or Plg MGF II πυρήνας Ksp MGF II πυρήνας Fsp MGF II περιφέρεια Sanidine Anorthoclase AlbiteOligoclaseAndesineLabradorite BytowniteAnorthite Ab An Εικόνα 6. 11: Συστασιακό διάγραμμα Or-Ab-An με τις μικροαναλύσεις αστρίων από τη μονάδα του Μεγαφιάμμα ΙΙ Ιγκνιμβρίτη (MGF II) του οποίου τα πλαγιόκλαστα έχουν σύσταση που κυμαίνεται από Ανδεσίνη ως Ολιγόκλαστο. Οι καλιούχοι άστριοι είναι σανίδινα και υαλοφανείς που σε αυτό το διάγραμμα επιπίπτουν στην περιοχή των σανιδίνων. 132

Or Plg MGF III πυρήνας Plg MGF III περιφέρεια Sanidine Anorthoclase AlbiteOligoclaseAndesineLabradorite BytowniteAnorthite Ab An Εικόνα 6. 12: Συστασιακό διάγραμμα Or-Ab-An με τις μικροαναλύσεις αστρίων από τη μονάδα του Μεγαφιάμμα ΙΙΙ Ιγκνιμβρίτη (MGF IIΙ) του οποίου τα πλαγιόκλαστα έχουν σύσταση που κυμαίνεται από Ανδεσίνη ως Ολιγόκλαστο. Οι καλιούχοι άστριοι είναι σανίδινα και υαλοφανείς που σε αυτό το διάγραμμα επιπίπτουν στην περιοχή των σανιδίνων. 133

Or Fsp ZV πυρήνας Fsp ZV περιφέρεια Sanidine Anorthoclase AlbiteOligoclaseAndesineLabradorite BytowniteAnorthite Ab An Εικόνα 6. 13: Συστασιακό διάγραμμα Or-Ab-An με τις μικροαναλύσεις αστρίων από τη μονάδα του Ιγκνιμβρίτη Λατομείου (ZV) του οποίου τα πλαγιόκλαστα έχουν πυρήνες η σύσταση των οποίων διασχίζει το όριο Ανδεσίνη-Ολιγοκλάστου, ενώ οι περιφέρειες διασχίζουν το όριο Ολιγοκλάστου-Ανορθοκλάστου. Οι καλιούχοι άστριοι είναι σανίδινα και υαλοφανείς που σε αυτό το διάγραμμα επιπίπτουν στην περιοχή των σανιδίνων. 134

6.4. Βιοτίτης Ο γενικός τύπος που περιγράφει τη σύσταση των μαρμαρυγιών είναι X 2 Y 4-6 Z 8 O 20 (O,H,F) 4, όπου: Χ είναι κυρίως Κ, Να, Ca αλλά και Ba, Rb, Cs κλπ Υ είναι κυρίως Al, Mg, Fe αλλά και Mn, Cr, Ti, Li κλπ Ζ είναι κυρίως Si ή Al αλλά ίσως και Fe 3+ και Ti. Κοινό χαρακτηριστικό των μαρμαρυγιών είναι το περιεχόμενό τους σε νερό (4-5%) (Deer et al., 1962-63). Οι μαρμαρυγίες που εμφανίζονται κυρίως στα ηφαιστειακά πετρώματα είναι οι βιοτίτες και συνήθως είναι μερικά ή ολικά απορροφημένοι. Είναι χαρακτηριστική ορυκτή φάση των ενδιάμεσων ασβεσταλκαλικών πετρωμάτων και εμφανίζονται σε αρκετά πετρώματα υβριδικής προέλευσης. Οι βιοτίτες των ηφαιστειακών πετρωμάτων είναι γενικά φτωχότεροι σε Fe 2+ και πλουσιότεροι σε Fe 3+ και Ti απ ότι αυτοί των διεισδύσεων (Deer et al., 1962-63). Στον Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου αναλύθηκαν φαινοκρύσταλλοι βιοτίτη από 8 δείγματα. Αντιπροσωπευτικές αναλύσεις φαίνονται στον Πίνακα 6.15 και η μέση σύσταση των κρυστάλλων στον Πίνακα 6.16. Ο συνολικός Fe μετρήθηκε ως Fe 2+ λόγω αδυναμίας της μεθόδου να προσδιορίσει Fe 3+. Με βάση τις τιμές των οξειδίων Fe και Mg και το διάγραμμα Al IV Fe t /(Fe t +Mg) παρατηρήθηκαν δύο ομάδες αναλύσεων βιοτίτη στις μονάδες PU και MGF ΙΙΙ (Εικ.6.14 και 6.17). Πρόκειται για διαφορετικούς κρυστάλλους βιοτίτη από τους οποίους άλλοι είναι πλουσιότεροι σε Mg και άλλοι φτωχότεροι. Στην μονάδα PU παρατηρήθηκαν μαγνησιούχοι (φλογοπιτικοί) βιοτίτες στο δείγμα LS134b και φτωχότεροι σε Mg βιοτίτες στο δείγμα LS168d (Εικ.6.14). Στην μονάδα MGF ΙΙΙ παρατηρήθηκαν και τα δύο είδη βιοτίτη στο ίδιο δείγμα (LS114) (Εικ.6.17). Ο φτωχός σε Mg βιοτίτης της μονάδας MGF ΙΙΙ είναι διαλυμένος επομένως δεν είναι σε ισορροπία με το γυαλί που τον περιβάλλει. Το γυαλί που αναλύθηκε κοντά στους μαγνησιούχους κρυστάλλους βιοτίτη είναι πιο βασικό από αυτό κοντά στους φτωχότερους σε Mg. Κοντά σε μαγνησιούχους βιοτίτες της μονάδας PU αναλύθηκε γυαλί με SiO 2 : 68.36-68.71% ενώ κοντά στους φτωχότερους σε Mg βιοτίτες αναλύθηκε γυαλί με SiO 2 : 69.41-70%. Αντίστοιχα στην μονάδα MGF ΙΙΙ κοντά σε μαγνησιούχους βιοτίτες αναλύθηκε γυαλί με SiO 2 : 68.5% ενώ κοντά στους 135

Πίνακας 6.154: Αντιπροσωπευτικές* μικροαναλύσεις βιοτίτη Ενότητα PU MGF I MGF II MGF III ZV (1) (2) (1) (2) Ανάλυση 317 301 314 140B 294 299 347 SiO 2 36.97 35.980 36.090 35.914 36.240 36.000 34.656 TiO 2 4.924 6.730 6.636 6.846 6.788 6.681 7.148 Al 2 O 3 14.324 13.605 13.669 13.632 13.917 13.938 13.811 FeO t 14.690 16.610 16.730 15.135 12.950 16.380 17.692 MgO 15.160 12.860 12.870 12.025 0.158 12.450 12.424 MnO 0.268 0.259 0.264 0.236 15.480 0.258 0.214 BaO 1.072 1.980 1.664 1.952 1.776 2.456 3.143 CaO 0.000 0.000 0.000 0.019 0.027 0.009 0.010 Na 2 O 0.708 0.733 0.738 0.637 0.889 0.873 0.742 K 2 O 9.351 8.822 8.891 8.465 8.675 8.848 8.376 Total 98.63 98.90 98.89 94.87 98.12 98.77 99.69 Si 5.712 5.647 5.655 5.743 5.614 5.646 5.486 Ti 0.572 0.795 0.783 0.823 0.791 0.788 0.851 Al IV 2.288 2.353 2.345 2.257 2.386 2.354 2.514 Al VI 0.318 0.163 0.178 0.310 0.153 0.221 0.061 Fe t 1.898 2.180 2.192 2.024 1.678 2.149 2.342 Mg 3.492 3.009 3.006 2.867 3.575 2.911 2.932 Mn 0.035 0.034 0.035 0.032 0.021 0.034 0.029 Ba 0.065 0.122 0.102 0.122 0.108 0.151 0.195 Ca 0.000 0.000 0.000 0.003 0.004 0.002 0.002 Na 0.212 0.223 0.224 0.198 0.267 0.266 0.228 K 1.843 1.766 1.777 1.727 1.714 1.770 1.692 Total 16.436 16.292 16.297 16.107 16.311 16.292 16.332 (1): Μαγνησιούχος βιοτίτης (2): Φτωχός σε μαγνήσιο βιοτίτης * Όλες οι αναλύσεις βιοτίτη φαίνονται στο Παράρτημα Γ. ** Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 24 Ο. 136

φτωχότερους σε Mg βιοτίτες αναλύθηκε γυαλί με SiO 2 : 71.92%. Στις μονάδες MGF I, ΙΙ και ZV παρατηρήθηκαν μόνο φτωχοί σε Mg βιοτίτες (Εικ. 6.19). Το Ti είναι χαμηλότερο στο βιοτίτη της μονάδας PU σε σχέση με όλες τις υπόλοιπες μονάδες, ενώ είναι χαμηλότερο στο βιοτίτη της μονάδας MGF ΙΙΙ από ότι στις μονάδες MGF Ι και ΙΙ (Πιν.6.16). Το όριο διαλυτότητας του Ti στο βιοτίτη μειώνεται με τη θερμοκρασία (Robert and Razzaghekarimi, 1975; Guidotti et al., 1977). Πίνακας 6.165: Μέσος όρος μικροαναλύσεων βιοτίτη PU MGFI MGFII MGFIII ZV Αρ. αναλύσεων [7] [5] [25] [15] [4] [2] [3] Αρ. κρυστάλλων [2] [2] [5] [8] [2] [1] [1] (1) (2) (1) (2) SiO 2 37.28 36.15 36.20 37.27 36.34 36.35 35.03 TiO 2 4.91 6.84 6.84 7.23 6.71 6.78 7.15 Al 2 O 3 14.42 13.92 13.91 14.37 14.36 13.79 14.08 FeO 14.72 16.78 16.91 16.66 12.70 16.67 17.24 MgO 15.54 12.89 12.94 12.53 15.63 12.16 12.59 MnO 0.25 0.26 0.25 0.22 0.14 0.28 0.24 BaO 1.22 2.32 2.06 2.23 2.58 2.11 3.12 CaO 0 0.01 0.01 0.03 0.03 0.00 0.01 Na 2 O 0.67 0.74 0.76 0.68 0.97 0.8 0.74 K 2 O 9.37 8.75 8.89 8.78 8.48 8.91 8.50 Total 99.29 99.20 100.00 99.67 99.5 99.00 99.33 *1: Μαγνησιούχος βιοτίτης *2: Φτωχός σε μαγνήσιο βιοτίτης ** Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 24 Ο. Επομένως η ενότητα PU θα πρέπει να ήταν αυτή με την υψηλότερη θερμοκρασία κατά την κρυστάλλωση του βιοτίτη. Η ενότητα MGF III ήταν σε υψηλότερη θερμοκρασία από τις μονάδες MGF I και ΙΙ. 137

Eastonite 3 Bio PU πυρήνας Bio PU περιφέρεια Siderophyllite Al IV 2 0 1 Phlogopite Fe t /(Fe t +Mg) Annite Εικόνα 6.14: Χημικές συστάσεις φαινοκρυστάλλων βιοτίτη στην μονάδα Ιώδους Ιγκνιμβρίτη (PU) 138

Eastonite 3 Bio MGF I πυρήνας Bio MGF I περιφέρεια Siderophyllite Al IV 2 0 1 Phlogopite Fe t /(Fe t +Mg) Annite Εικόνα 6.15: Χημικές συστάσεις φαινοκρυστάλλων βιοτίτη στην μονάδα Μεγαφιάμμα Ι Ιγκνιμβρίτη (MGF I) 139

Eastonite 3 Siderophyllite Bio MGF II πυρήνας Bio MGF II περιφέρεια Al IV 2 0 1 Phlogopite Fe t /(Fe t +Mg) Annite Εικόνα 6. 16: Χημικές συστάσεις φαινοκρυστάλλων βιοτίτη στην μονάδα Μεγαφιάμμα ΙΙ Ιγκνιμβρίτη (MGF II) 140

Eastonite 3 Bio MGF III πυρήνας Siderophyllite Bio MGF III περιφέρεια Al IV 2 0 1 Phlogopite Fe t /(Fe t +Mg) Annite Εικόνα 6. 17: Χημικές συστάσεις φαινοκρυστάλλων βιοτίτη στην μονάδα Μεγαφιάμμα ΙΙΙ Ιγκνιμβρίτη (MGF III). 141

Eastonite 3 Siderophyllite IV Al 2 0 1 Phlogopite Fe t /(Fe t +Mg) Annite Εικόνα 6. 18: Χημικές συστάσεις φαινοκρυστάλλων βιοτίτη στην μονάδα Ιγκνιμβρίτη Λατομείου (ZV). 142

Eastonite 3 Siderophyllite Al IV 2 0 1 Phlogopite Fe t /(Fe t +Mg) Annite Bio PU περιφέρεια Bio PU πυρήνας Bio MGF III περιφέρεια Bio MGF III πυρήνας Bio MGF II περιφέρεια Bio MGF II πυρήνας Bio MGF I περιφέρεια Bio MGF I πυρήνας Bio ZV περιφέρεια Bio ZV πυρήνας Εικόνα 6. 19: Χημικές συστάσεις φαινοκρυστάλλων βιοτίτη όλων των μονάδων του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου 143

AlIV 3,0 2,9 2,8 2,7 2,6 2,5 2,4 2,3 2,2 2,1 2,0 0,0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 AlVI Bio PU περιφέρεια Bio PU πυρήνας Bio MGF III περιφέρεια Bio MGF III πυρήνας Bio MGF II περιφέρεια Bio MGF II πυρήνας Bio MGF I περιφέρεια Bio MGF I πυρήνας Bio ZV περιφέρεια Bio ZV πυρήνας Εικόνα 6. 20: Χημικές συστάσεις φαινοκρυστάλλων βιοτίτη όλων των μονάδων του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου 144

6.5. Πυρόξενοι Οι ορθοπυρόξενοι έχουν γενικό τύπο (Mg,Fe)SiO 3 ενώ οι κλινιπυρόξενοι ανήκουν στη σειρά CaMgSi 2 O 6 -CaFeSi 2 O 6 -Mg 2 Si 2 O 6 -Fe 2 Si 2 O 6. Οι ισομορφικές αντικαταστάσεις στους πυρόξενους δεν περιορίζονται στην αμοιβαία αντικατάσταση δισθενών ιόντων, αλλά παίρνουν επίσης μέρος μονοσθενή και τρισθενή ιόντα. Υπάρχουν δύο κύριες ομάδες πυροξένων: Σιδηρο-μαγνησιούχοι, στους οποίους άλλα κατιόντα καταλαμβάνουν λιγότερο από 10% των θέσεων Μ 1, Μ 2 στον τύπο [(Μ2)(Μ1)(Si,Al) 2 O 6 ] (ενστατίτης -φερροσιλίτης, κλινοενστατίτης κλινοφερροσιλίτης, πιγεονίτης). Ασβεστούχοι, στους οποίους το Ca καταλαμβάνει περισσότερο από τα 2/3 της θέσης Μ 2 στον παραπάνω τύπο (διοψίδιος σαλίτης εδενβεργίτης, αυγίτης). Επίσης, υπάρχουν οι νατριούχοι πυρόξενοι, στους οποίους η θέση Μ 2 καταλαμβάνεται κυρίως από Na και η Μ 1 από Al, Fe +3 ή Cr (ομφακίτης, αιγιρίνης - αυγίτης), οι ασβεστούχοι-νατριούχοι (ιαδεϊτης, κοσμοχλωρίτης, αιγιρίνης) και οι πλούσιοι σε λίθιο πυρόξενοι (σποδουμένιο). Στον Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου παρατηρήθηκαν φαινοκρύσταλλοι κλινοπυροξένου στις ενότητες PU και MGF III, ενώ ψευδόμορφος βιοτίτης που έχει αντικαταστήσει εν μέρει ή εξ ολοκλήρου τον κλινοπυρόξενο παρατηρήθηκε στις μονάδες PU, MGF Ι, ΙΙ και ΙΙΙ. Αναλύθηκε μόνο ο κλινοπυρόξενος της μονάδας PU (Πιν. 6.17, 6.18). Οι φαινοκρύσταλλοι προβάλλονται στο πεδίο του αυγίτη (Εικ.6.21). 145

Πίνακας 6.16: Αντιπροσωπευτική ανάλυση κλινοπυροξένου από τη μονάδα Ιώδους Ιγκνιμβρίτη Μονάδα PU Ανάλυση 306 SiO 2 53.348 TiO 2 0.277 Al 2 O 3 2.095 Cr 2 O 3 0.495 FeO 5.205 MgO 17.563 MnO 0.145 CaO 21.054 Na 2 O 0.273 K 2 O 0.006 Total 100.498 Si 1.937 Ti 0.008 Al 0.090 Cr 0.014 Fe 0.132 Mg 0.950 Mn 0.005 Ca 0.819 Na 0.019 K 0.000 Total 3.974 Wo 42.381 En 49.192 Fs 8.426 * Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 6 Ο. 146

Πίνακας 6.17: Μέσος όρος μικροαναλύσεων κλινοπυροξένου στην μονάδα Ιώδους Ιγκνιμβρίτη Μονάδα PU Αρ. αναλύσεων [8] Αρ. κρυστάλλων [2] SiO 2 52.53 TiO 2 0.19 Al 2 O 3 1.12 Cr 2 O 3 0.01 FeO 8.88 MgO 13.93 MnO 0.83 CaO 21.76 Na 2 O 0.42 K 2 O 0.03 Total 99.47 Si 1.963 Ti 0.005 Al 0.049 Cr 0.000 Fe 0.231 Mg 0.776 Mn 0.026 Ca 0.871 Na 0.031 K 0.001 Total 3.953 Wo 44.651 En 39.777 Fs 15.572 * Τα κατιόντα έχουν υπολογιστεί με βάση τα 6 Ο. 147

Wo Diopside Hedenbergite Augite Clinoenstatite Pigeonite Clinoferrosillite En Fs Εικόνα 6. 21: Χημικές συστάσεις φαινοκρυστάλλων κλινοπυροξένου στην μονάδα Ιώδους Ιγκνιμβρίτη (PU). Όλες οι αναλύσεις βρίσκονται στην περιοχή του Αυγίτη. Δεν παρατηρείται ζώνωση και οι συστάσεις είναι ομοιογενείς. 148

6.6 Οξείδια Fe-Ti Ο ιλμενίτης είναι συνηθισμένη σύνδρομη φάση (accesory mineral) σε πολλά μαγματικά πετρώματα. Ο χημικός του τύπος είναι (Fe,Mg,Mn)TiO 3, αλλά η πλειοψηφία των ιλμενιτών των γήϊνων πετρωμάτων περιέχει και Fe 2 O 3 ως 5 mol% και ελάχιστο Mg ή Mn (Deer et al., 1963). Ο Μαγνητίτης (Fe 2+ Fe 3+ 2O 4 ) είναι από τα πιο συνηθισμένα οξείδια που εμφανίζονται ως σύνδρομες φάσεις (accesory mineral) στα μαγματικά πετρώματα. Μικρά ποσά Al αντικαθιστούν το Fe 3+, ενώ ανάλογα ποσά Ca, Mn, Mg αντικαθιστούν το Fe 2+. Σημαντικά ποσά Ti μπορούν επίσης να μπουν στη δομή του μαγνητίτη (Deer et al., 1963). Σε όλες τις μονάδες του Ιγκνιμβρίτη του Πολυχνίτου παρατηρήθηκαν οξείδια Fe-Ti (μαγνητίτης, ιλμενίτης) σε ιδιόμορφους ως υπιδιόμορφους κρυστάλλους (Φωτ. 6.2, Πιν. 6.19). Φωτογραφία 6. 2: Εικόνα οπίσθιας σκέδασης (backscatterad) από κρύσταλλο ιλμενίτη της μονάδα Ιώδους Ιγκνιμβρίτη (PU) 149