ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΓΕΝΙΚΗΣ, ΘΑΛΑΣΣΙΑΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΚΑΙ ΓΕΩΔΥΝΑΜΙΚΗΣ

Transcript

1 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΓΕΝΙΚΗΣ, ΘΑΛΑΣΣΙΑΣ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΚΑΙ ΓΕΩΔΥΝΑΜΙΚΗΣ Διπλωματική εργασία στο πλαίσιο του μεταπτυχιακού προγράμματος σπουδών <<Γεωεπιστήμες και περιβάλλον>> με θέμα: Η συμβολή των αποθέσεων υφαλοκρηπίδας του Ολιγοκαίνου στο νησί της Λήμνου στην ανάπτυξη μητρικών πετρωμάτων στη λεκάνη της Θράκης ΕΠΙΒΛΕΠΩΝ: Α. ΖΕΛΗΛΙΔΗΣ ΕΠΙΜΕΛΕΙΑ: ΔΗΜΗΤΡΑ ΝΙΩΤΗ Τα µέλη της τριµελούς Εξεταστικής Επιτροπής: Καθηγητής Αβραάµ Ζεληλίδης (Επιβλέπων) Καθηγητής Νικόλαος Κοντόπουλος Αναπληρωτής Καθηγητής Γεώργιος Παπαθεοδώρου Πάτρα, Απρίλιος 2013

2 Η εργασία αφιερώνεται στους γονείς και τον αδερφό μου.

3 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ 1.ΠΡΟΛΟΓΟΣ-ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Eισαγωγή Κύριοι παράγοντες γένεσης υδρογονανθράκων Μητρικό πέτρωμα Τύποι κηρογόνου Μετανάστευση πετρελαίου Ωριμότητα Αποταμιευτήριο πέτρωμα Περιφερειακός μονωτήρας Παγίδες Η ΠΕΡΙΟΧΗ ΜΕΛΕΤΗΣ Η λεκάνη της Θράκης στην περιοχή της ΒΑ Τουρκίας Τεκτονική της τουρκικής λεκάνης της Θράκης Δυνατότητα του αποταμιευτήρα και του μητρικού πετρώματος της τουρκικής λεκάνης της Θράκης ΜΕΛΕΤΗ ΤΩΝ ΙΖΗΜΑΤΩΝ ΣΤΟ ΝΗΣΙ ΤΗΣ ΛΗΜΝΟΥ Φάσεις ιζηματογένεσης στο νησί της Λήμνου Αποθέσεις λοβών Αποθέσεις μεταξύ των λοβών Αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων Αποθέσεις καναλιών Αποθέσεις αναχωμάτων Αποθέσεις κατωφέρειας Αποθέσεις υφαλοκρηπίδας Κοκκομετρική ανάλυση Γεωχρονολόγηση Παλαιορευματική ανάλυση Ανόργανη γεωχημεία Πετρογραφική ανάλυση Οργανική γεωχημεία 48

4 3.8 Ποιότητα ρεζερβουάρ ΑΝΤΙΚΕΙΜΕΝΟ ΠΑΡΟΥΣΑΣ ΕΡΕΥΝΑΣ Στρωματογραφική ανάλυση Εργαστηριακή ανάλυση Ποσοτικός προσδιορισμός οργανικού άνθρακα (Corg) Ποσοτικός προσδιορισμός ανθρακικού ασβεστίου CaCO Συγκριτικά αποτελέσματα-συσχέτιση TOC-CaCO ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ Ξενόγλωσση Ελληνόγλωσση Διαδίκτυο

5 1.ΠΡΟΛΟΓΟΣ-ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Η εργασία αυτή πραγματοποιήθηκε στα πλαίσια του Μεταπτυχιακού Προγράμματος Σπουδών «Γεωεπιστήµες & Περιβάλλον» της κατεύθυνσης «Γεωλογικές Διεργασίες στη Λιθόσφαιρα και Γεωπεριβάλλον» του τµήµατος Γεωλογίας της σχολής θετικών Επιστηµών του Πανεπιστηµίου Πατρών. Η πραγµατοποίηση της εργασίας αυτής δεν θα ήταν δυνατή χωρίς την βοήθεια κάποιων ανθρώπων, που µε τον ένα ή τον άλλο τρόπο συνέβαλαν στην επιτυχή ολοκλήρωσή της. Ξεκινώντας από τα µέλη της επιτροπής: Θα ήθελα πρώτα να ευχαριστήσω τον Καθηγητή εµπνευστή και επιβλέποντα της εργασίας κ. Αβραάµ Ζεληλίδη για την ανάθεση και την επίβλεψη της διπλωματικής αυτής εργασίας και την συμβολή του στην εκπόνηση της διπλωματικής αυτής εργασίας. Ευχαριστώ θερµά τον κ. Κοντόπουλο Νικόλαο, καθηγητή του Τµήµατος Γεωλογίας του Πανεπιστηµίου Πατρών, για την βοήθειά του στις εργαστηριακές αναλύσεις. Θερμές ευχαριστίες στον μεταδιδακτορικό ερευνητή του Εργαστηρίου Ιζηµατολογίας κ. Άγγελο Μαραβέλη και τον υποψήφιο διδάκτορα κ. Παναγιώτη Τσερόλα για την καθοριστική βοήθειά τους και τον χρόνο που διέθεσαν κατά τη διάρκεια της ολοκλήρωσης της διατριβής. Eυχαριστώ θερµά την οικογένειά µου για την υλική και ηθική υποστήριξη καθ όλη την διάρκεια των σπουδών µου. Τέλος, ευχαριστώ τους συμφοιτητές μου που μαζί περάσαμε τις πιο όμορφες και δύσκολες στιγμές κατά την διάρκεια των σπουδών μας. Σκοπός της παρούσας μεταπτυχιακής διατριβής είναι η συστηματική μελέτη των Ολιγοκαινικών αποθέσεων υφαλοκρηπίδας στο ΝΔ/κό άκρο της Λεκάνης της Θράκης (Νήσος Λήμνος). Ο κύριος στόχος είναι ο ακριβής προσδιορισμός των παραμέτρων οργανικής γεωχημείας των συγκεκριμένων ιζημάτων και η πιθανότητα να αποτελούν το κύριο μητρικό πέτρωμα του πετρελαϊκού συστήματος της Λεκάνης της Θράκης. Στην παρούσα έρευνα συμπεριλαμβάνονται και χρησιμοποιούνται τα αποτελέσματα και οι ερμηνείες προγενέστερων ερευνών με σκοπό την όσο το δυνατόν πληρέστερη περιγραφή των κύριων συστατικών του υπό μελέτη πετρελαϊκού συστήματος (πηγή, ωριμότητα, ποιότητα ταμιευτήρα, μετανάστευση, παγίδευση και μόνωση). Επιπλέον, στην διατριβή περιλαμβάνονται τα αποτελέσματα από εργαστηριακές αναλύσεις του προσδιορισμού του ανθρακικού ασβεστίου και του οργανικού υλικού. 1

6 1.1 Eισαγωγή Η γένεση του πετρελαίου είναι μια αντίληψη ή μοντέλο του πως μπορούν να συνδεθούν ένας αποταμιευτήρας, ένα πετρελαϊκό σύστημα φόρτισης, ένας περιφερειακός μονωτήρας και παγίδες, για να παράγουν πετρελαϊκές συγκεντρώσεις σε ιδιαίτερα στρωματογραφικά επίπεδα. Η πρόβλεψη των μητρικών πετρωμάτων, των αποταμιευτήρων, των μονωτήρων και των παγίδων απαιτεί την κατανόηση της δομικής και στρωματογραφικής εξέλιξης των αποθετικών ακολουθιών εσωτερικά μιας λεκάνης (Zelilidis, 1995). Το αντικείμενο της παρούσας έρευνας είναι ο ποσοτικός προσδιορισμός του οργανικού άνθρακα με την μέθοδο της τιτλοδότησης εβδομήντα επτά δειγμάτων από επιφανειακές εμφανίσεις ιλυολίθων και ψαμμιτών από την περιοχή της Λήμνου. Η έρευνα εστιάζεται στην αξιολόγηση των οργανικών γεωχημικών χαρακτηριστικών των παραπάνω δειγμάτων και της δυνατότητας γένεσης υδρογονανθράκων. Επίσης, στα υπό μελέτη πετρώματα έγινε ανάλυση ανθρακικού ασβεστίου σύμφωνα με την διάσπαση ανθρακικού ασβεστίου με την χρήση οξικού οξέος. 1.2 Κύριοι παράγοντες γένεσης υδρογονανθράκων Η πρώτη απαίτηση για την γένεση πετρελαίου είναι να υπάρχει πετρελαϊκή φόρτιση. Το πετρελαϊκό σύστημα φόρτισης (εικόνα 1) συνθέτει μητρικά πετρώματα θερμικά ώριμα τα οποία είναι ικανά για παραγωγή και αποβολή πετρελαίου μέσα στο πορώδες των στρωμάτων μεταφοράς καθώς και μία δίοδο μεταφοράς των ρευστών αυτών μέσα σε αποταμιευτήριες μονάδες στις θέσεις συγκέντρωσης (παγίδες). Το πετρέλαιο θα τείνει να κινηθεί στην πραγματική διεύθυνση κλίσης της οροφής του στρώματος μεταφοράς ή κατά μήκος των υβωμάτων όπου υπάρχουν (Zelilidis, 1995). Εικόνα 1 : Σχήμα που δείχνει το πετρελαϊκό σύστημα ( 2

7 Για να παραχθεί και να διατηρηθεί μεγάλη συγκέντρωση πετρελαίου θα πρέπει να τοποθετηθούν με τη σωστή σειρά μέσα στο γεωλογικό χρόνο οι παρακάτω πέντε κύριοι παράγοντες: α) το μητρικό πέτρωμα (source rock) που προσφέρει τη γένεση, β) τα ρήγματα, οι διακλάσεις ή το πρωτογενές πορώδες που προσφέρουν τους δρόμους μετανάστευσης των υδρογονανθράκων, γ) το αποταμιευτήριο πέτρωμα ικανό να αποθηκεύσει τα ρευστά πετρελαίου, δ) το ιδανικό πέτρωμα κάλυψης / μονωτήριο πέτρωμα που είναι λεπτόκοκκο, εύπλαστο και πλευρικά συνεχές, του οποίου το πάχος και το βάθος ταφής δεν φαίνεται να είναι κρίσιμα, ε) οι παγίδες οι οποίες συγκεντρώνουν το πετρέλαιο σε ιδιαίτερες θέσεις επιτρέποντας την εμπορική εκμετάλλευση (Zelilidis, 2009) Μητρικό πέτρωμα Ως μητρικά πετρώματα ορίζονται τα λεπτόκοκκα ιζήματα τα οποία δημιουργήθηκαν στο φυσικό τους περιβάλλον και θα απελευθερώσουν αρκετό υδρογονάνθρακα, ούτως ώστε να σχηματίσουν μια αξιοσημείωτη συγκέντρωση από πετρέλαιο ή φυσικό αέριο (Brooks et al., 1987). Τα μητρικά πετρώματα είναι ιζήματα πλούσια σε οργανικό υλικό, προερχόμενο από φωτοσυντιθέμενα θαλάσσια ή λιμναία φύκη και χερσαία φυτά τα οποία περιέχουν χημικά συνθετικά, γνωστά σαν λιπίδια. Τα λιπίδια διατηρούνται όταν τα ιζήματα έχουν αποτεθεί κάτω από ανοξικές συνθήκες. Το οργανικό υλικό εκτός από τα λιπίδια αποτελείται επίσης από ένυδρους άνθρακες, πρωτεΐνες και ξυλίτες από όλα αυτά όμως μόνο τα λιπίδια και οι ξυλίτες είναι ανθεκτικά και έχουν την δυνατότητα να ταφούν και να ενσωματωθούν στα ιζήματα. Το οργανικό υλικό των μητρικών πετρωμάτων υποδιαιρείται σε δύο ομάδες που είναι: 1) η Πισσάσφαλτος (Bitumen) όπου το οργανικό υλικό είναι διαλυτό σε οργανικούς διαλύτες και αποτελεί ένα μικρό μόνο μέρος του συνολικού οργανικού υλικού (TOC) και 2) το Κηρογόνο (Kerozen) όπου το οργανικό υλικό είναι αδιάλυτο σε οργανικούς διαλύτες, σε μη οξειδωνούμενα μεταλλικά οξέα και υδατικά οργανικά διαλύματα. Το Κηρογόνο αντικατοπτρίζει πάντα τον όγκο του συνολικού οργανικού υλικού (TOC). Τα μητρικά πετρώματα σχηματίζονται όταν μια μικρή αναλογία του οργανικού άνθρακα που συμμετέχει στον κύκλο του άνθρακα ταφεί σε ιζηματογενή περιβάλλοντα όπου επικρατούν ανοξικές συνθήκες (Zelilidis, 1995). Επιπλέον παράμετροι που επηρεάζουν την απόθεση των μητρικών πετρωμάτων είναι ο χρόνος μεταφοράς του οργανικού υλικού μέσω της στήλης του νερού από την ευφωτική ζώνη μέχρι τον πυθμένα της θάλασσας, το κοκκομετρικό μέγεθος των ιζημάτων και ο ρυθμός ιζηματογένεσης. 3

8 Οι ανοξικές / αναερόβιες συνθήκες είναι απαραίτητες για την διατήρηση του οργανικού υλικού στα ιζήματα (Zelilidis, 2009). Αυτό σημαίνει ότι τα μητρικά πετρώματα κατά κανόνα αναμένεται να αναπτύσσονται κάτω από ανοξικές συνθήκες παρ όλο που σε εξαιρετικές περιστάσεις μπορούν να έχουν αποτεθεί και κάτω από οξειδωτικές συνθήκες. Στην πραγματικότητα, οι ανοξικές συνθήκες εμποδίζουν την αποικοδόμηση του νεκρού οργανικού υλικού από τα βακτήρια και την βιοαναμόχλευση των επιφανειακών ιζημάτων από την βενθονική πανίδα (Zelilidis, 2009). Οι ανοξικές συνθήκες λοιπόν σηματοδοτούν ότι το διαθέσιμο οξυγόνο είναι ανεπαρκές για τις βιολογικές διαδικασίες των οργανισμών που ζουν στο περιβάλλον απόθεσης. Παρ όλο που η κρίσιμη συγκέντρωση οξυγόνου διαφέρει ανάλογα με τους παραπάνω οργανισμούς, μία αναλογία 0,5ml / l είναι συνήθως το όριο του οξειδωτικού /ανοξικού επιπέδου. Τα μητρικά πετρώματα μπορούν να αναπτυχθούν σε κλειστές λεκάνες με περιορισμένη κυκλοφορία οξυγόνου ή σε ανοιχτές υφαλοκρηπίδες και κατωφέρειες όπου το υδάτινο στρώμα με το ελάχιστο οξυγόνο έχει μετατοπιστεί προς τα επιφανειακά νερά (Zelilidis, 2009). Πέρα από τις λίμνες, τα δέλτα και τις θαλάσσιες λεκάνες, τα έλη γλυκών νερών, οι μη δελταϊκές ακτογραμμές, οι ηπειρωτικές κατωφέρειες και τα υβώματα αποτελούν επίσης μικρότερης σημασίας θέσεις απόθεσης των μητρικών πετρωμάτων (Zelilidis, 1995) (εικόνα 2). Εικόνα 2: Σχήμα με τις θέσεις απόθεσης των μητρικών πετρωμάτων (Mc Geary and Plummer, 1992). 4

9 Οι λιμναίες λεκάνες είναι οι πιο σπουδαίες θέσεις για την απόθεση των μητρικών πετρωμάτων. Οι συνθήκες είναι ευνοϊκές στις βαθιές λίμνες όπου τα νερά του πυθμένα δεν αναμειγνύονται από την επιφανειακή δράση του ανέμου. Το πάχος των μητρικών πετρωμάτων και η ποιότητά τους είναι βελτιωμένα σε λίμνες με μεγάλη γεωλογική διάρκεια και ελάχιστη κλαστική απόθεση (Zelilidis, 1995). Τα δέλτα μπορούν να είναι σημαντικές θέσεις απόθεσης μητρικών πετρωμάτων. Το οργανικό υλικό μπορεί να προέρχεται από φύκη και βακτήρια σε έλη και λίμνες που δημιουργούνται στη δελταϊκή πλατφόρμα, από θαλάσσιο φυτοπλαγκτόν και βακτήρια στη δελταϊκή κατωφέρεια, στην προδελταϊκή περιοχή και από μεταφερόμενα χερσαία φυτά που αναπτύσσονται στη δελταϊκή πλατφόρμα (Zelilidis, 1995). Επίσης, την απόθεση μητρικών πετρωμάτων ευνοούν τα χαμηλά γεωγραφικά πλάτη δηλαδή το ξηρό κλίμα. Τα ανθρακικά ιζήματα που περιέχουν τουλάχιστον 0,3-0,6 % οργανικού άνθρακα και οι σχιστόλιθοι με 0,5-1 % οργανικού άνθρακα μπορούν να θεωρηθούν σαν μητρικά πετρώματα. Τα κατώτερα όρια οργανικού άνθρακα εξαρτώνται από τον τύπο Κηρογόνου που είναι παρών σε αυτά τα πετρώματα (Zelilidis, 1995). Για πλούσια μητρικά πετρώματα (>5kg / t) η απόδοση σε πετρέλαιο μπορεί να είναι πολύ υψηλή (60-90%) (Zelilidis, 1995) Τύποι Κηρογόνου Η σύνθεση Κηρογόνου στα διαφορετικά μητρικά πετρώματα ελέγχεται σημαντικά από διάφορες συνθήκες. Οι πιο σημαντικοί παράγοντες για την χημική διάσπαση του Κηρογόνου σε πετρέλαιο είναι η θερμοκρασία και ο χρόνος. Οι χαμηλοί ρυθμοί ιζηματογένεσης, κάτω από συνθήκες καλής οξυγόνωσης επιτρέπουν τη διατήρηση μόνο του ινερτινίτη (inertinite) ενώ αναερόβια περιβάλλοντα απόθεσης επιτρέπουν την διατήρηση μεγάλης ποσότητας Κηρογόνου πλούσιου σε υδρογόνο (Η), του λιπτινίτη (liptnite). Σε αντίθεση με την πισσάσφαλτο η οποία μπορεί να μεταναστεύσει, το κηρογόνο είναι προσκολλημένο στο ίζημα. Όμως, είναι δυνατόν και το κηρογόνο να παράγει ικανό για μετανάστευση βαρύ πετρέλαιο και αέριο. Για να υπολογίσουμε αυτή την δυνατότητα γένεσης υδρογονανθράκων χρειάζεται να προσδιορίσουμε την ποσότητα και την σύνθεση του Κηρογόνου. Για τον σκοπό αυτό το Κηρογόνο βάσει κάποιων μεθόδων (οπτικές μέθοδοι /οργανική πετρογραφία, φυσικές μέθοδοι και οργανική γεωχημική ανάλυση περιλαμβάνοντας βεβαιωμένους γεωχημικούς (βιολογικούς) δείκτες (Durand 1980; Tissot and Welte, 1984; Brooks et al., 1987; Tissot et al., 1987) ταξινομείται σε τέσσερις κύριους τύπους: 1) ΛΙΠΤΙΝΙΤΙΚΟΣ ΤΥΠΟΣ ΚΗΡΟΓΟΝΟΥ (Liptinite- type kerozen) που προέρχεται κύρια 5

10 από λιποειδή συνθετικά, από τα υλικά φυκών (algal material), μετά από μερικό βακτηριακό υποβιβασμό, μεταβαλλόμενο από αποσύνθεση, συμπύκνωση και πολυμερισμό. Οι αποθέσεις που είναι πλούσιες σε λιπτινίτη είναι τυπικά σκούρες, πολύ λεπτά ελασματωμένες ή λιγότερο δομημένες και πλούσιες σε ΤΟC. Ο λιπτινίτης αποτίθεται κυρίως σε λιμναία και λιμνοθαλάσσια περιβάλλοντα καθώς επίσης αποτελεί σημαντικό συστατικό του οργανικού υλικού των θαλασσίων περιβαλλόντων. Ο λιπτινίτης είναι σχετικά πλούσιος σε υδρογόνο και συνεπώς εμφανίζει ένα υψηλό λόγο Η/C ενώ λόγω του χαμηλού ποσοστού οξυγόνου ο λόγος Ο/C είναι χαμηλός. Το Κηρογόνο που αποτελείται κυρίως από λιπτινίτη ταξινομείται σε τύπο Κηρογόνου I (Tissot and Welte, 1984). Μητρικά πετρώματα πλούσια σε λιπτινίτη έχουν μια πολύ καλή δυνατότητα γένεσης πετρελαίου (εικόνα 3). Ο τύπος Κηρογόνου I έχει μια δυνατότητα γένεσης πετρελαίου και αερίου μέχρι 80-90% (Τissot and Welte, 1984), 2) ΕΞΙΝΙΤΙΚΟΣ ΤΥΠΟΣ ΚΗΡΟΓΟΝΟΥ (Exinite-type kerogene) του οποίου το υλικό προέρχεται κυρίως από τα σχετικά ανθιστάμενα μεμβρανώδη φυτικά θραύσματα τέτοια όπως οι σπόροι, η γύρις, τα νεκρά φύλλα, το ρετσίνι και το κερί. Tα παραπάνω φυτικά συστατικά μπορούν να παραχθούν είτε στην χέρσο απ όπου σαρώνονται μέσα σε έλη και λίμνες σχηματίζοντας έτσι κάποιες ποικιλίες κάρβουνου ή αλλιώς παράγονται πρωτογενώς μέσα σε λίμνες και ωκεανούς. Ο εξινίτης έχει υψηλό ποσοστό υδρογόνου (Η) και αναλογία H/C και μέτριο ποσοστό οξυγόνου (Ο) και συνεπώς λόγο O/C. Τα μητρικά πετρώματα πλούσια σε εξινίτη έχουν μια καλή δυνατότητα γένεσης πετρελαίου, αερίων συμπυκνωμάτων και υγρού αερίου. Ο τύπος κηρογόνου ΙΙ έχει μια δυνατότητα γένεσης πετρελαίου και αερίου περίπου 60% (Τissot and Welte, 1984) (εικόνα 3) 3) ΒΙΤΡΙΝΙΤΙΚΟΣ ΤΥΠΟΣ ΚΗΡΟΓΟΝΟΥ (Vitrinite kerogen) που προέρχεται κυρίως από ξυλώδη υλικά των ανώτερων φυτών τα οποία έχουν λίγο-πολύ αποσυντεθεί. Ο βιτρινίτης έχει ένα σχετικά χαμηλό ποσοστό Η και αναλογία Η/C, αλλά μια υψηλή αναλογία O/C. Ο βιτρινίτης αποτίθεται σε θαλάσσια και λιμναία ιζήματα. Το οργανικό υλικό που αποτελείται κυρίως από βιτρινίτη αντιστοιχεί στον τύπο κηρογόνου ΙΙΙ, ο οποίος έχει μεγάλη δυνατότητα γένεσης αερίων και περιορισμένες δυνατότητες γένεσης πετρελαίου και συμπυκνωμάτων αερίου. Ο τύπος κηρογόνου ΙΙΙ έχει μια δυνατότητα γένεσης πετρελαίου και αερίου που φθάνει μόνο περίπου το 25% (Τissot and Welte, 1984), (εικόνα 3) 4) ΙΝΕΡΤΙΝΙΤΙΚΟΣ ΤΥΠΟΣ ΚΗΡΟΓΟΝΟΥ (Inertinite type kerogene) / νεκρός άνθρακας / τύπος κηρογόνου ΙΙΙβ ή ΙV (dead carbon,type IIIb or IV kerogen) που αποτελείται από επανατοποθετημένο, φυτικό, οργανικό υλικό -μαύρα, αδιαφανή θραύσματα υψηλής μεταμόρφωσης. Λόγω της αρχικής οξείδωσης και/ή του υψηλού επιπέδου ανθρακοποίησης το ποσοστό Η και η αναλογία Η/ C του ινερτινίτη είναι 6

11 πολύ χαμηλά. Πετρώματα που περιέχουν μόνο ινερτινίτη πρακτικά δεν έχουν καμία δυνατότητα γένεσης πετρελαίου ή αερίου (Zelilidis, 1995) (εικόνα 3). Εικόνα 3: Διαλυτό και αδιάλυτο (κηρογόνο) οργανικό υλικό μητρικών πετρωμάτων υδρογονανθράκων ( τύποι κηρογόνου από Tisot & Welte,1984 και δυνατότητες υδρογονανθράκων Brooks et al., 1987). Το διάγραμμα τύπων του Van Krevelen (εικόνα 4) είναι βασισμένο στις αναλογίες των τριών πιο σημαντικών στοιχείων του Κηρογόνου C, H και O. Το διάγραμμα εφαρμόζεται μόνο σε ανώριμο οργανικό υλικό. Οι καμπύλες των διαφορετικών τύπων κηρογόνου στο διάγραμμα μεταβάλλονται εάν αυξηθεί η ωριμότητα του οργανικού υλικού. Mε την αύξηση του βάθους ταφής και την αύξηση της θερμοκρασίας, η σύνθεση του κηρογόνου μετακινείται σε χαμηλότερες τιμές αναλογιών Η/C και Ο/C (ανθρακικός εμπλουτισμός, απώλεια Η 2 Ο και CH 4 ). Όλοι οι τύποι κηρογόνου γίνονται σχετικά πλουσιότεροι σε C, αλλά χάνουν H και O επειδή απελευθερώνουν H 2 O, CH 4 και άλλους υδρογονάνθρακες (Zelilidis, 1995) (εικόνα 4). Εικόνα 4: Γενικό σχέδιο εξέλιξης του Κηρογόνου που παρουσιάζεται στο διάγραμμα Van Krevelen. Φαίνονται τα κύρια προϊόντα που δημιουργούνται κατά την ωρίμανση του οργανικού υλικού (Tissot, 1973). 7

12 Σε ρηχά βάθη ταφής μερικών εκατοντάδων μέτρων το Κηρογόνο παραμένει σχετικά σταθερό. Όμως, σε μεγαλύτερα βάθη ταφής, κάτω από συνθήκες υψηλότερων θερμοκρασιών και πιέσεων, γίνεται ασταθές και επαναδιευθετείται η δομή του με σκοπό να διατηρηθεί η θερμοκρασιακή του ισορροπία. Καθώς η δομή του Κηρογόνου τείνει να φτάσει αυτή της υψηλότερης τάξης, του γραφίτη γεννιούνται τα συνθετικά του πετρελαίου (ετεροατομικά συνθετικά, υδρογονάνθρακες, διοξείδιο του άνθρακα, νερό). Η γένεση του πετρελαίου είναι επομένως ένα φυσικό επακόλουθο της προσαρμογής του Κηρογόνου στις συνθήκες αυξημένης θερμοκρασίας και πίεσης (Zelilidis, 1995). Αφού ταφεί και καθώς αυξάνεται η θερμοκρασία το οργανικό υλικό υφίσταται μια σειρά από γεωχημικές αντιδράσεις που μετατρέπουν τα συστατικά του από βιοπολυμερή σε γεωπολυμερή. Σαν αποτέλεσμα των διαφορετικών βιοχημικών, χημικών και φυσικοχημικών διαδικασιών, τα πρωταρχικά οργανικά συνθετικά μετασχηματίζονται σε αδιάλυτο Κηρογόνο ή στην περίπτωση εξέλιξης του κάρβουνου σε καφέ, υπο-πισσώδη κάρβουνο. Αυτό το πρώτο στάδιο εξέλιξης ονομάζεται διαγένεση και ολοκληρώνεται όταν σταματήσουν να αποβάλλονται τα υγρά οξέα. Στην συνέχεια, στη ζώνη της καταγένεσης όπου κύρια γεννάται το πετρέλαιο και τα αέρια, τμήμα του κηρογόνου μετατρέπεται σε υδρογονάνθρακες. Ακόμα, το κάρβουνο μετατρέπεται σε πισσώδες σκληρό κάρβουνο το οποίο επίσης απελευθερώνει αέρια και πετρέλαιο. Στην επόμενη ζώνη, στην μεταγένεση τόσο το μητρικό πέτρωμα όσο και το σκληρό κάρβουνο απελευθερώνουν κυρίως αέρια (Zelilidis, 1995) (εικόνα 5). Εικόνα 5: Γενικό διάγραμμα του σχηματισμού υδρογονανθράκων που προκύπτει από τον ενταφιασμό του μητρικού πετρώματος. Καθώς αυξάνεται η θερμοκρασία του σχηματισμού,καθώς προχωράει ο ενταφιασμός, το στάδιο ανωριμότητας διαδέχεται τα στάδια δημιουργίας πετρελαίου, διάσπασης πετρελαίου (στάδιο υγρού αερίου) και τελικά την δημιουργία ξηρού αερίου (Tissot and Welte, 1978.). 8

13 Συνεπώς, το οργανικό υλικό θαμμένο στα ιζήματα είναι σε αδιάλυτη μορφή, γνωστό ως Κηρογόνο. Το πετρέλαιο παράγεται όταν το Κηρογόνο διασπασθεί λόγω αύξησης της θερμοκρασίας. Σε μικρά βάθη ταφής από το αvώριμο oργαvικό υλικό μπoρεί vα απoδεσμευτεί μόvo βιoγεvές αέριο μεθανίου που παράγεται μέσω της ζύμωσης με την βοήθεια βακτηρίων καθώς και μικρές πoσότητες από βαρύτερoυς υδρoγovάvθρακες. Στο πρώιμο και μέτριο στάδιο ωριμότητας (60 ο C-80 ο C και 120 ο C-150 ο C αντίστοιχα) γεννιούνται μεγάλες πoσότητες πετρελαίου (Zelilidis, 1995) Μετανάστευση πετρελαίου Η μετανάστευση του πετρελαίου γίνεται με την βοήθεια διόδων μετανάστευσης όπως ρήγματα, διακλάσεις και γίνεται με πρωτογενή και δευτερογενή τρόπο. Η διαδικασία της μετανάστευσης περιλαμβάνει δύο στάδια: αρχικά μέσω του μητρικού πετρώματος και στη συνέχεια μέσω ενός περατού συστήματος. Η μετανάστευση στο περατό σύστημα πραγματοποιείται λόγω της διαφοράς πυκνότητας των ρευστών, και οδηγεί τους υδρογονάνθρακες είτε στην επιφάνεια, είτε σε κάποιο σχηματισμό όπου παγιδεύονται (παγίδα-trap) (Zelilidis, 2009) (εικόνα 6). Εικόνα 6: Πρωτογενής και Δευτερογενής μετανάστευση υδρογονανθράκων ( Κατά την πρωτογενής μετανάστευση, παρατηρούμε την αποβολή υδρογονανθράκων από το μητρικό πέτρωμα διαμέσου μικροδομών, που δικαιολογείται από την απελευθέρωση της 9

14 υπερπίεσης. Η αιτία της υπερπίεσης στο μητρικό πέτρωμα, μπορεί να είναι ο συνδυασμός της γένεσης πετρελαίου και αερίων, η διαστολή των ρευστών σε αυξημένες θερμοκρασίες, η συμπύκνωση των μεμονωμένων μονάδων μητρικού πετρώματος, η απελευθέρωση του νερού σε αφυδατωμένα αργιλικά ορυκτά. Επιπλέον, η αύξηση της πίεσης των πόρων στο μητρικό πέτρωμα αιτιολογείται από την μετατροπή του κηρογόνου σε πετρέλαιο. Η υπερπίεση μπορεί να προκαλέσει μικροσπασίματα μέσω των οποίων απελευθερώνεται η πίεση. Τα ρήγματα, διακλάσεις επιτρέπουν την μετανάστευση του πετρελαίου έξω από το μητρικό πέτρωμα και μέσα σε γειτονικά στρώματα μεταφοράς, από τα οποία ξεκινάει η δευτερογενής μετανάστευση. Η πρωταρχική μετανάστευση μπορεί να λάβει χώρα τόσο προς τα πάνω όσο και προς τα κάτω, έξω από τα μητρικά πετρώματα, καθώς επηρεάζεται από τοπικές βαθμίδες πίεσης. Η δευτερογενής μετανάστευση εμφανίζεται με την μορφή πολυφασικών ροών, δηλαδή με την μορφή σταγόνων πετρελαίου ή φυσαλίδων αερίου στο νερό των πόρων που τείνουν να κινηθούν προς τα πάνω λόγω της πλευστότητας ή οδηγούμενες από υδροδυναμικές συνθήκες. Τα τελευταία σημεία της δευτερογενούς μετανάστευσης είναι οι παγίδες ή οι εκροές στην επιφάνεια. Εάν μια παγίδα διαμελιστεί κάποια στιγμή τότε το πετρέλαιο που είχε συγκεντρωθεί σε αυτήν μεταναστεύει εκ νέου είτε μέσα σε άλλες παγίδες ή εκρέει στην επιφάνεια. Οι ζώνες ρηγμάτων μπορούν να λειτουργήσουν τόσο σαν αγωγοί όσο και σαν φραγμοί στην δευτερογενή μετανάστευση. Αυτό εξαρτάται από το υλικό που έσπασε λόγω της τριβής από την κίνηση του ρήγματος που αν είναι στεγανό δεν επιτρέπει την διέλευση του πετρελαίου. Επίσης, οι διακλάσεις είτε σε πεσμένο είτε σε ανεβασμένο τέμαχος αν παραμείνουν ανοιχτές αποτελούν διόδους μετανάστευσης (Zelilidis, 1995) Ωριμότητα Ένα μητρικό πέτρωμα με ισχνή πετρελαϊκή τάση δεν μπορεί να παράγει επαρκείς υδρογονάνθρακες που προκαλούν μικροσπασίματα. Σαν αποτέλεσμα δεν εμφανίζονται αποβολές πετρελαίου. Σε υψηλότερο βαθμό ωριμότητας, το πετρέλαιο διασπάται σε αέριο και αέρια συμπυκνώματα που αποβάλλονται λόγω υπερπίεσης. Στο πρώτο στάδιο ωριμότητας ( ο C) έχουμε πρώιμη ωρίμανση μόνο στα στρώματα του κατώτερου τμήματος της ακολουθίας από όπου μπορεί να ξεκινήσει η γένεση και αποβολή βαρέως πετρελαίου. Στο δεύτερο στάδιο κατά το οποίο αυξάνεται το βάθος ταφής τα περισσότερα στρώματα της ακολουθίας έχουν φτάσει σε πρώιμο ενδιάμεσο ή τελευταίο στάδιο ωριμότητας και μπορούν να αποδώσουν βαρύ και ελαφρύ πετρέλαιο καθώς και συμπυκνώματα Τo σχετικά βαρύ πετρέλαιo βασικά συvτίθεται από μόρια με 15 και περισσότερα άτoμα C (C 15 + υδρoγovάvθρακες), τέτoια όπως παραφίvες και αρωματικές 10

15 εvώσεις. Στους ο C παράγεται ξηρό αέριο ενώ στο τελευταίo στάδιo ωριμότητας, τμήμα των μεγάλων οργανικών μορίων σπάζουν για vα σχηματίσουν ελαφρούς υδρoγovάvθρακες τoυ κλάσματος C 2-7 (υγρό αέριo) και μεθάvιo (ξηρό αέριo) (Zelilidis, 1995) Αποταμιευτήριο πέτρωμα Τα αποταμιευτήρια πετρώματα (εικόνα 7) μπορούν να προκύψουν από απόθεση σε καθένα σχεδόν από τα πολύ μεγάλου εύρους αποθετικά περιβάλλοντα. Για να προβλέψουμε τα αποταμιευτήρια πετρώματα απαιτείται προσεχτική ερμηνεία των ιζηματογενών φάσεων μέσα σε κάθε αποθετική ακολουθία. Η τεκτονική και τα περιβάλλοντα απόθεσης επηρεάζουν την γεωμετρία και τη σύσταση των αποταμιευτήρων (Zelilidis, 1995). Μια απαραίτητη προϋπόθεση για την πετρελαιογένεση είναι η ύπαρξη αποταμιευτηρίου πετρώματος με καλό πορώδες και διαπερατότητα. Το πορώδες και η διαπερατότητα επηρεάζονται από την αποθετική γεωμετρία των πόρων των ιζημάτων του αποταμιευτήρα και τις διαγενετικές αλλαγές που λαμβάνουν χώρα μετά την απόθεση (Zelilidis, 2009). Εικόνα 7:Διάταξη του μητρικού πετρώματος, του αποταμιευτήρα, του περιφερειακού μονωτήρα και της παγίδας με τέτοιον τρόπο ώστε να επιτρέπεται η συσσώρευση υδρογονανθράκων ( Ένα αποταμιευτήριο πέτρωμα πρέπει να είναι αρκετά πορώδες, και οι πόροι του πρέπει να συνδέονται μεταξύ τους σε ικανοποιητικό βαθμό, έτσι ώστε να επιτρέπεται στο περιεχόμενο πετρελαϊκό ρευστό, να ρέει διαμέσου του πετρώματος κατά την εξόρυξη των υδρογοναναθράκων από την γεώτρηση. Το πορώδες (εικόνα 8) του αποταμιευτήρα επηρεάζει τα αποθέματα ενός πιθανού ή υπαρκτού πετρελαϊκού πεδίου ενώ η διαπερατότητα (εικόνα 9) 11

16 επηρεάζει τον ρυθμό με τον οποίο τα πετρελαϊκά ρευστά κινούνται έξω από τον αποταμιευτήρα κατά την διάρκεια της παραγωγής. Εικόνα 8: Πορώδες θεωρείται ο λόγος του όγκου των κενών ενός πετρώματος, ως προς τον συνολικό όγκο του πετρώματος (co2crc.com.au). Εικόνα 9: Διαπερατότητα είναι η ικανότητα ενός πορώδους πετρώματος να επιτρέπει την κυκλοφορία ρευστών μέσα από τους πόρους του (co2crc.com.au). Οι αποταμιευτήρες χωρίζονται σε ανθρακικούς και αμμούχους. Οι ανθρακικοί αποταμιευτήρες χαρακτηρίζονται από υπερβολικά ανομοιογενές πορώδες και διαπερατότητα ανάλογα με το περιβάλλον απόθεσης και την μετατροπή από την πρωτογενή στην δευτερογενή δομή του πετρώματος. Κατά την διαγένεση, τις αλλαγές στο πορώδες και την διαπερατότητα προκαλούν η διαλυτοποίηση, η δολομιτοποίηση, ο κατακερματισμός, η τσιμεντοποίηση και η επανακρυστάλλωση. Στους αμμούχους αταμιευτήρες το πορώδες και η διαπερατότητα εξαρτώνται από το μέγεθος των κόκκων, τη διαβάθμιση και την ταξιθέτηση των ιζημάτων ενώ η διαπερατότητα μειώνεται όσο μειώνεται το κοκκομετρικό μέγεθος και η ταξιθέτηση (Zelilidis, 1995) Περιφερειακός μονωτήρας Η ύπαρξη ενός πετρελαϊκού πεδίου εξαρτάται από την παρουσία ενός αποτελεσματικού περιφερειακού μονωτήρα (cap rock, top seal). Ένας περιφερειακός μονωτήρας ή πέτρωμα κάλυψης, είναι απαραίτητος για να μονώσει το πετρέλαιο στην μονάδα αποθήκευσης. Ένας μονωτήρας είναι αποτελεσματικός εάν η ισχύς του ή η κατανεμημένη πίεσή του, υπερβαίνει την προς τα πάνω πίεση της πλευστότητας που παράγεται από την υποκείμενη στήλη υδρογονανθράκων. Η πίεση της πλευστότητας προσδιορίζεται από την πυκνότητα των υδρογονανθράκων και το ύψος της στήλης τους. Απαιτείται ένας μονωτήρας με υπερβολικά μικρό μέγεθος πόρων, για να εμποδίσει την ανύψωση της επίπλευσης-πλευστότητας μιας υψηλής υποκείμενης στήλης αερίων. Το ιδανικό πέτρωμα κάλυψης είναι από λεπτόκοκκη 12

17 λιθολογία και είναι εύπλαστο και πλευρικά συνεχές. Οι αποτελεσματικότερες λιθολογίες μονωτήρων είναι τα λεπτόκοκκα κλάσματα και οι εβαπορίτες. Η πλαστικότητα είναι και αυτή μια σημαντική απαίτηση, ιδιαίτερα σε τεκτονισμένες περιοχές. Το αλάτι και ο ανυδρίτης είναι τα πιο εύπλαστα υλικά, ακολουθούμενα από σχιστόλιθους πλούσιους σε οργανικό υλικό. Οι μονωτήρες δεν είναι απαραίτητο να έχουν μεγάλο πάχος για να είναι αποτελεσματικοί, φτάνει να διατηρούνται πλευρικά σε μεγάλες αποστάσεις. Ομοίως το βάθος ταφής δεν φαίνεται να είναι κρίσιμο, διότι η μόνωση μπορεί να είναι αποτελεσματική σε όλα τα βάθη (εικόνα 10). Εικόνα 10: Ο μονωτήρας μονώσει το πετρέλαιο στην μονάδα αποθήκευσης ( Παγίδες Η τελική απαίτηση για την λειτουργία της πετρελαϊκής γένεσης είναι η παρουσία των παγίδων εσωτερικά του πεδίου των πλωτών διόδων. Η σπουδαιότερη και σημαντικότερη παράμετρος των παγίδων είναι ότι, δεν φτάνει μόνο να υπάρχει μια ιδανικής γεωμετρίας μονωτήρια παγίδα για την ύπαρξη μιας πετρελαϊκής παγίδας, αλλά ο χρόνος της ανάπτυξής της, θα πρέπει να θεωρείται σύγχρονος. Η παγίδα αντικατοπτρίζει την θέση ενός επιφανειακού εμποδίου στη μετανάστευση του πετρελαίου προς την επιφάνεια της γης που οδηγεί στην τοπική συγκέντρωση πετρελαίου. Οι παγίδες ταξινομούνται σε: (α) δομικές, (β) στρωματογραφικές και (γ) υδροδυναμικές. Οι δομικές (εικόνα 11) παγίδες σχηματίστηκαν από τεκτονικές, διαπυρικές και βαρυτικές διαδικασίες. Παραδείγματα δομικών παγίδων είναι οι πτυχές, τα αντίκλινα, οι αλατούχοι δόμοι και οι διαπυρικές δομές. 13

18 Εικόνα 11: Τεκτονικές (α-ε) παγίδες ορυκτών υδρογονανθράκων: α. αντίκλινο, β-δ ρηξιγενείς παγίδες, ε. δόμος άλατος (Δερμιτζάκης, 1986). Οι στρωματογραφικές (εικόνα 12) παγίδες κληρονομήθηκαν από την πρωτογενή αποθετική μορφολογία, ή τις ασυνέχειες μέσα στη λεκάνη πλήρωσης, ή από μεταγενέστερες διαγενετικές επιδράσεις. Παραδείγματα στρωματογραφικών παγίδων είναι τα ποτάμια κανάλια, τα φραγματικά αναχώματα-φραγμοί, τα υποθαλάσσια ριπίδια, οι ανθρακικοί ύφαλοι κ.α. Υδροδυναμικές παγίδες που σχηματίστηκαν από την κίνηση των εσωτερικά ευρισκόμενων ρευστών διαμέσου της λεκάνης, και σε παγκόσμιο πλαίσιο είναι γενικά σπάνιες, αλλά σημαντικές σε μερικές λεκάνες προχώρας. Μία μονωτήρια παγίδα ιδανικής γεωμετρίας για να είναι πετρελαϊκή παγίδα χρειάζεται ο χρόνος της ανάπτυξής της να θεωρείται σύγχρονος. Έτσι, η κατανόηση της ιστορίας ανάπτυξης των ανεξάρτητων παγίδων, μαζί με την ιστορία ταφής και θέρμανσης της λεκάνης, είναι βασική για την ανάπτυξη πιθανών πετρελαϊκών κοιτασμάτων (Zelilidis, 1995). 14

19 Εικόνα 12: Στρωματογραφικές (στ,ζ), παγίδες ορυκτών υδρογονανθράκων: στ ασβεστόλιθος και ψαμμίτης μέσα σε αδιαπέρατους σχίστες, ζ. ασυμφωνία (Δερμιτζάκης, 1986). 2. Η ΠΕΡΙΟΧΗ ΜΕΛΕΤΗΣ Η περιοχή µελέτης (εικόνα 13) έχει έκταση 476 τετραγωνικά χιλιόμετρα και τοποθετείται στο ΒΑ/κό Αιγαίο, στο Θρακικό πέλαγος. Με βάση τις γεωγραφικές της συντεταγµένες η νήσος Λήμνος εκτείνεται από βόρεια έως νότια και από δυτικά έως ανατολικά. Η νήσος Λήμνος αποτελεί το ελληνικό κομμάτι της λεκάνης της Θράκης (εικόνα 13). Εικόνα 13: Χάρτης της Ελλάδας στον οποίο απεικονίζεται η περιοχή µελέτης (Google-earth). 15

20 Aποτελεί μία επιμήκης περιοχή, που περιλαμβάνει πολλές εκτεταμένες λεκάνες καθώς και την Τάφρο του Β.Αιγαίου (η οποία ανατολικά γειτνιάζει με την Λήμνο). Η τάφρος του Β. Αιγαίου είναι αποτέλεσμα της σύγκλισης της Αφρικανικής και της Ευρασιατικής πλάκας. Δηλαδή, η Eυρασιατική πλάκα προελαύνει προς Νότο, και κάτω από αυτήν υποβυθίζεται η Αφρικανική πλάκα που κινείται προς Βορρά (εικόνα 14). Στο ελληνικό κομμάτι της λεκάνης Θράκης, στην λεκάνη Πρίνου-Καβάλας, στο ΒΑ Αιγαίο, παράγονται αέριο και πετρέλαιο (Proedrou and Sidiropoulos, 1992). Ο χώρος του Αιγαίου τοποθετείται στην περιοχή σύγκλισης τριών μεγάλων λιθοσφαιρικών πλακών, της Αφρικανικής, της Αραβικής και της Ευρασιατικής. Στο άκρο της Ευρασιατικής πλάκας τοποθετούνται οι μικροπλάκες του Αιγαίου, της Απουλίας και της Ανατολίας ενώ στο ανατολικό άκρο της Αφρικανικής πλάκας βρίσκεται η μικροπλάκα της Αραβίας(εικόνα 14). Η Αφρικανική πλάκα καταβυθίζεται κάτω από την μικροπλάκα του Αιγαίου προκαλώντας την μαγματική δραστηριότητα που εκδηλώθηκε και στο Βόρειο Αιγαίο κατά την περίοδο του ανωτέρου Ηωκαίνου έως το κατώτερο Ολιγόκαινο (Harkovska et al., 1989; Marchev and Shanov, 1991). Η μαγματική δραστηριότητα φανερώνεται με το μαγματικό Αιγιακό τόξο το οποίο εκτείνεται από τα βορειοδυτικά στα Σκόπια και την Σερβία, διασχίζει την ζώνη του Αξιού (Bonchev, 1980; Cvetkovic et al., 1995) και συνεχίζει νοτιοανατολικά στην λεκάνη της Θράκης στην ανατολική Τουρκία και στην δυτική Ανατολία (Yilmaz and Polat, 1998; Aldanmaz et al., 2000). Η πλάκα της Σαουδικής Αραβίας κινείται προς βορρά και συγκρούεται με την Ευρασιατική πλάκα αναγκάζοντας την πλάκα της Τουρκίας να κινηθεί προς τα δυτικά, κατά μήκος του ρήγματος της Βόρειας Ανατολίας. Η κίνηση αυτή της Τουρκίας πιέζει τον ηπειρωτικό φλοιό του Αιγαίου από ανατολικά, ο οποίος όμως είναι μπλοκαρισμένος από την δυτική πλευρά του (εικόνα 14). 16

21 Εικόνα 14: Σχηματική αποτύπωση των δυνάμεων που ασκούνται στην λιθόσφαιρα του Αιγαίου. Οι συμπιεστικές δυνάμεις που ασκούν οι γειτονικές λιθοσφαιρικές πλάκες στην λιθόσφαιρα του Αιγαίου απεικονίζονται με τα κόκκινα βέλη. Οι εφελκυστικές δυνάμεις που ασκούνται στην κάτω επιφάνεια της λιθόσφαιρας με τα κίτρινα βέλη (Papazachos, 1989: Από τα παραπάνω προκύπτει ότι στο εξωτερικό τμήμα του Αιγαίου ασκούνται συμπιεστικές τάσεις από την Αφρικανική πλάκα (πλάκα ανατολικής Μεσογείου), από την Απουλία (Αδριατική) πλάκα και από την πλάκα της Τουρκίας, με αποτέλεσμα να δημιουργούνται ανάστροφα ρήγματα. Αντίθετα, στο εσωτερικό τμήμα του Αιγαίου το πεδίο των τάσεων είναι εφελκυστικό και παρατηρούνται κανονικά ρήγματα. Παρ όλα αυτά, κατά το κατώτερο Πλειστόκαινο στο εσωτερικό τμήμα του Αιγαίου η διαστολή άρχισε να τροποποιείται (Angelier et al., 1982) όταν το ρήγμα της Βορείου Ανατολίας ξεκίνησε να ανοίγει την θάλασσα του Μαρμαρά και να διασχίζει τα Δαρδανέλια (Armijo et al., 1999) (εικόνα 15). Αν πράγματι αυτό είναι αλήθεια ο σχηματισμός των λεκανών ιζηματογένεσης στο Αιγαίο είναι πιθανόν να σχετίζεται με συμπίεση αντί για διαστολή (Bonev and Beccaletto, 2007). Η τάση αυτή σε συνδυασμό με τους πολύ μικρούς μέσους ρυθμούς ιζηματογένεσης στην Λήμνο υποδηλώνει ότι η περιοχή επηρεάστηκε κυρίως από την τεκτονική και όχι από τις διακυμάνσεις της στάθμης της θάλασσας (Maravelis et al., 2007). 17

22 Eικόνα 15: Διαμόρφωση των τεκτονικών πλακών στην περιοχή του Αιγαίου, με την λεκάνη της Θράκης όπου:sk Σκόπια, RZ Ζώνη Ροδόπης, VR Ζώνη Βαρδάρη, TB-WA Λεκάνη Θράκης-Δυτική Ανατολία (Maravelis and Zelilidis, 2012). Η περιοχή μελέτης κατά την διάρκεια του ανωτέρου Ηωκαίνου έως το κατώτερο Ολιγόκαινο λειτούργησε ως μία λεκάνη ιζηματογένεσης συστολής μπροστά από το μαγματικό τόξο (contracted forearc basin) (Maravelis, 2009). Σε αυτούς τους τύπους λεκανών, η προς την θάλασσα πλευρά τους συνορεύει με ένα πρίσμα προσαύξησης ενώ η αντίστοιχη προς την χέρσο πλευρά τους με ένα προς την τάφρο βυθιζόμενο τμήμα ηπειρωτικού φλοιού ή έναν ορεινό όγκο νησιωτικού τόξου (Lewis and Hayes, 1984). Έτσι, η περιοχή μελέτης τοποθετείται ανάμεσα στο ενεργό μαγματικό τόξο της ζώνης της Ροδόπης και στο πρίσμα προσαύξησης το οποίο πιθανόν να βρίσκεται στο βόρειο τμήμα του κεντρικού Αιγαίου (εικόνα 16). 18

23 Εικόνα 16: Σχηματικό διάγραμμα στο οποίο απεικονίζεται το περιβάλλον απόθεσης στην περιοχή μελέτης της Λήμνου (Maravelis and Zelilidis 2010b). Η στρωματογραφική διάρθρωση των ακολουθιών ιζηματογένεσης στην περιοχή μελέτης επιδεικνύει προοδευτική προς την χέρσο μετανάστευση του επικέντρου ιζηματογένεσης γεγονός που σύμφωνα με τους Lewis and Hayes, (1984) και Mountney and Westbrook, (1997) οφείλεται στο ότι το πρίσμα προσαύξησης αναγκάζεται να κινηθεί προς τα πάνω και προς την χέρσο εξαιτίας της συνεχιζόμενης προσαύξησης στην άκρη του περιθωρίου. Η μετάβαση από αποθέσεις εξωτερικού σε αποθέσεις εσωτερικού ριπιδίου προς τα πάνω με κατάληξη την επιφανειακή εμφάνιση κροκαλοπαγών δομημένων από τεμάχη γνευσιακών, ραδιολαριτικών, ασβεστολιθικών κ.α. πετρωμάτων πιστοποιούν την προοδευτική μείωση της απόστασης της περιοχής από την πηγή τροφοδοσίας. Επιπλέον, τα μεγέθη των τεμαχών αυτών οδηγούν στο συμπέρασμά ότι η είσοδος των ιζημάτων πραγματοποιείται διαμέσου ενός κύριου τροφοδοτικού καναλιού, παράλληλο στον παλαιορευματικό άξονα. Η επικράτηση μιας κύριας ΒΑ/κής παλαιορευματικής διεύθυνσης οδηγεί στην αναζήτησή της πηγής τροφοδοσίας στα ΝΔ. Σημαντικές μελέτες που έχουν πραγματοποιηθεί σε λεκάνες μπροστά από το τόξο είναι αυτές των Ingersoll (1983) (Great Valley, California), Einsele et al. (1994) (Xigaze forearc basin, Tibet), Samuel et al. (1997) (Sumatra forearc Indonesia), and Fortuin et al. (1997) (Sumba forearc, Indonesia). Σε όλες αυτές τις μελέτες αναγνωρίστηκε η σπουδαιότητα του μαγματικού τόξου ως ο σπουδαιότερος συνεισφέρων υλικό για απόθεση μέσα στην λεκάνη, 19

24 με κάποιες από τις αποθέσεις να σχηματίζουν παχιές ακολουθίες αναπαριστώντας διαφορετικά τμήματα ενός συστήματος υποθαλασσίων ριπιδίων (Einsele et al., 1994; Fortuin et al., 1997; Ito, 1998). Η ανάλυση παλαιορευματικών, πετρογραφικών και γεωχημικών δεδομένων υποδηλώνει ότι η κύρια πηγή τροφοδοσίας υλικού στην περιοχή μελέτης είναι το πρίσμα προσαύξησης που τροφοδοτεί με όξινης και βασικής/υπερβασικής σύστασης, προερχόμενα από οφιόλιθους, πετρώματα, μεταμορφωμένα αλλά και πετρώματα από το ιζηματογενές κάλυμμα. Η πηγή αυτή μεταφέρει βασικά πετρώματα όπως βασάλτη και γάββρο, κερατόλιθο αλλά και πιθανόν ηφαιστειακό υλικό στην λεκάνη μπροστά από το τόξο (νησί της Λήμνου) και πρέπει να αναζητηθεί στα νοτιο/νοτιοανατολικά (περιοχή κεντρικού Αιγαίου?). Η περιοχή της πηγής τροφοδοσίας θα πρέπει να είναι ανώμαλης τοπογραφίας με συχνές ισχυρές και διαβρωτικές διεργασίες. Τέτοιες διεργασίες προκαλούν τη βαθιά και γρήγορη διάνοιξη του οφιολιθικού υποβάθρου επιτρέποντας σε ένα σημαντικό ποσοστό αδρομερούς υλικού που προέρχεται από την γρήγορη ανύψωση της πηγής να αποτεθεί στην λεκάνη (Maravelis, 2011). Τα υποπεριβάλλοντα των υποθαλασσίων ριπιδίων και της υφαλοκρηπίδας αποτελούνται από ιζήματα που αποτίθενται στην λεκάνη ιζηματογένεσης και προέρχονται από τουρβιδιτικά ρεύματα και δεβριτικές ροές (Maravelis, 2009). Ιζήματα υφαλοκρηπίδας (κατώτερο Ολιγόκαινο) και αποθέσεις κατωφέρειας αποτίθενται πάνω από τους τουρβιδίτες με στρωματογραφική συμφωνία (εικόνα 17). Η μετάβαση αυτή δείχνει μια γενική πτώση της στάθμης της θάλασσας (Maravelis et al., 2007). Η απόθεση της υφαλοκρηπίδας οφείλεται στην συνεχιζόμενη τεκτονική δραστηριότητα στην πηγή τροφοδοσίας. 20

25 Εικόνα 17: Στρωματογραφική στήλη των ιζημάτων της νήσου Λήμνος (Maravelis, 2009). Τα υποθαλάσσια ριπίδια στην περιοχή μελέτης (μοντέλο των Vail, 1987; Posamentier et al., 1988 και 1991), αποτίθενται κατά την διάρκεια μίας γενικής πτώσης της στάθμης της θάλασσας και της επακόλουθης επικράτησης χαμηλών ευστατικών συνθηκών και αναπαριστάνουν το λεγόμενο «σύστημα χαμηλών ευστατικών συνθηκών» (εικόνα 18). 21

26 Εικόνα 18: Διαγραμματικά μοντέλα στα οποία απεικονίζεται η προοδευτική εξέλιξη της περιοχής μελέτης (Posamentier and Allen, 1993). Το σύστημα αυτό περιλαμβάνει το «ριπίδιο πεδίου λεκάνης» (basin-floor fan) και το «ριπίδιο κατωφέρειας» (slope fan). Το πρώτο, που αντιστοιχεί στο «ριπίδιο χαμηλών ευστατικών συνθηκών» αποτίθεται κατά την διάρκεια της πτώσης της θάλασσας και είναι το πιο απομακρυσμένο και κατώτερο στρωματογραφικά ενώ το δεύτερο κομμάτι που περιέχει σύγχρονα αποθετικά συστήματα υφαλοκρηπίδας με την μορφή αποθέσεων πλήρωσης διανοιχθέντων κοιλάδων (Posamentier and Vial, 1988), αποτίθεται κατά την διάρκεια της ακόλουθης αργής ανόδου της στάθμης της θάλασσας και είναι λιγότερο απομακρυσμένο και πιο ρηχά τοποθετημένο σύστημα καναλιών και αναχωμάτων (Posamentier et al., 1988, 1991). 22

27 Οι αποθέσεις εσωτερικού ριπιδίου (αποθέσεις καναλιών και αναχωμάτων) αντιστοιχούν στο «πρίσμα χαμηλών ευστατικών συνθηκών» και παρουσιάζονται στρωματογραφικά πάνω από τις αντίστοιχες του εξωτερικού ριπιδίου (αποθέσεις λοβών, μεταξύ των λοβών και μεταξύ των ριπιδίων) ή «ριπίδιο χαμηλών ευστατικών συνθηκών» υποδηλώνοντας έναν προελαύνοντα χαρακτήρα κατά την διάρκεια εξέλιξης του συστήματος (Maravelis et. al., 2007). Το «ριπίδιο πεδίου λεκάνης» θεωρείται ότι αποτελεί ένα αμμώδες σύστημα που σχηματίζεται εξαιτίας της αυξημένης ικανότητας των ρευμάτων και των μεγαλύτερων κλίσεων κατά την διάρκεια των αρχικού σταδίου της πτώσης της στάθμης της θάλασσας (Van Wagoner et al., 1990). Κατά την περίοδο αυτή η περιοχή της υφαλοκρηπίδας παρακάμπτεται και το κύριο σημείο απόθεσης της χοντρόκοκκης άμμου μεταφέρεται στην λεκάνη ιζηματογένεσης (Posamentier and Vial, 1988; Van Wagoner et al., 1990). Έπειτα από αυτό το αρχικό στάδιο εξέλιξης, η στάθμη της θάλασσας στην Λήμνο σταθεροποιείται και αργότερα αρχίζει αργά να ανεβαίνει γεγονός που αποτυπώνεται με την απόθεση του «ριπιδίου κατωφέρειας». Κατά την περίοδο αυτή, σε μια λεκάνη ιζηματογένεσης, η προοδευτική μείωση των κλίσεων η οποία είναι συνδεδεμένη με την αυξημένη απόθεση στην περιοχή της υφαλοκρηπίδας οδηγεί στην μείωση του όγκου των ιζημάτων που καταλήγουν στην λεκάνη (Van Wagoner et al., 1990). 2.1 Η λεκάνη της Θράκης στην περιοχή της ΒΑ/κής Τουρκίας Η λεκάνη της Θράκης εκτείνεται σε εδάφη της Ελλάδας, της Τουρκίας και της Βουλγαρίας (Turgut and Eseller, 2000; Siyako and Huvaz, 2007; Maravelis and Zelilidis, 2010b; Maravelis and Zelilidis, 2012). Έχει τριγωνικό σχήμα και οριοθετείται από το Αιγαίο και την Ελλάδα στα δυτικά, από την Βουλγαρία και την Μαύρη θάλασσα στα ΒΔ, από την θάλασσα του Μαρμαρά στα νότια και από τον Βόσπορο στα ανατολικά (Karahanoglou et al., 1994) (εικόνα 19). 23

28 Εικόνα 19: Χάρτης με τα κύρια ηπειρωτικά μπλοκ και τις συρραφές στο βόρειο Αιγαίο, την βορειοδυτική Ανατολία και τα Βαλκάνια που δείχνουν την θέση της λεκάνης της Θράκης. (Elmas, 2011). Η τεκτονική, η γεωμετρία των ρηγμάτων και η ιζηματογένεση στην λεκάνη της Θράκης δείχνουν ότι ένα εκτεταμένο τεκτονικό καθεστώς προκάλεσε την ανάπτυξη της λεκάνης (Turgut et al., 1991). Στην πραγματικότητα, η λεκάνη της Θράκης λειτούργησε ως μία λεκάνη ιζηματογένεσης συστολής μπροστά από το μαγματικό τόξο (contracted forearc basin), (Görür and Okay, 1996; Maravelis and Zelilidis, 2010a), αποτελώντας την μεγαλύτερη και παχύτερη ιζηματογενής λεκάνη του Τριτογενούς της ανατολικής περιοχής των Βαλκανίων (Turgut et al., 1991; Turgut and Eseller, 2000). Τα περισσότερα στρώματα της λεκάνης είναι ηλικίας κατωτέρου Ηωκαίνου-Ανωτέρου Ολιγοκαίνου και στο σύνολό τους έχουν πάχος πάνω από 9000 μ. (εικόνα 20) (Turgut et al., 1991; Turgut and Eseller, 2000). 24

29 Εικόνα 20: Γενική στρωματογραφική ακολουθία της νότιας λεκάνης της Θράκης (Sen S., 2011). 25

30 Είναι η πιο παραγωγική περιοχή αερίου της Τουρκίας με μία μέτρια έως καλή δυνατότητα γένεσης αερίου και μία περιορισμένη δυνατότητα συμπυκνωμένου πετρελαίου (Doust and Arιkan, 1974; Yιlmaz and Sungurlu, 1991; Turgut et al., 1991; Bürkan, 1992; Soylu et al., 1992). Συγκεκριμένα, οι σχηματισμοί Hamitabat, Karacaoglan, Umurca, Hayrabolu, Kandamıs, Bayramsah, Kumrular, Yulaflı, Karaçalı, Tekirdag, Degirmenköy, Ardıç, Seymen, Vakıflar, Sevindik, Turgutbey, North Marmara και Silivri παράγουν αέριο ενώ οι σχηματισμοί Deveçatagı, K. Osmancık και Vakiflar παράγουν πετρέλαιο (Karahanoglu et al., 1995; Coskun, 1997, 2000; Hosgörmez and Yalçın, 2005; Gürgey et al., 2005; Huvaz et al., 2005, 2007) (εικόνα 21). Εικόνα 21: Γεωλογικές τομές της λεκάνης Θράκης (a) (A B) ΒΔ-ΝΑ (b) (D C) Ν-Β. (Gürgey et al. 2005). Όσον αφορά στους αέριους υδρ/κες που παράγονται στην λεκάνη της Θράκης, το μεθάνιο που περιέχουν είναι κύριο συστατικό με συγκέντρωση από 83.90% %. Επίσης, έχουν ήδη αναγνωριστεί ποιες περιοχές στην τουρκική λεκάνη της Θράκης παρουσιάζουν δυνατότητα ωρίμανσης του αερίου (εικόνα 22) και του πετρελαίου (εικόνα 23). 26

31 Εικόνα 22: Περιοχές με την δυνατότητα ωρίμανσης του αερίου στην λεκάνη της Θράκης (Karahanoglu et al., 1994). Εικόνα 23: Περιοχές με την δυνατότητα ωρίμανσης του πετρελαίου στην λεκάνη της Θράκης (Karahanoglu et al., 1994) Τεκτονική της τουρκικής λεκάνης της Θράκης Η εσωτερική δομή της λεκάνης της Θράκης αποτελείται από πτυχές και ρήγματα τα οποία έχουν διεύθυνση παράλληλα με τα περιθώρια της λεκάνης (Doust and Arıkan 1974; Burke and Ugurtas 1974; Turgut et al., 1991; Perinçek, 1991) (εικόνα 24). Εικόνα 24: Τεκτονικός χάρτης της λεκάνης της Θράκης (Görür and Okay, 1996). 27

32 Οι πτυχές και τα ρήγματα έχουν ΒΔ-ΝΑ διεύθυνση στα βόρεια και ΝΔ-ΒΑ στα νότια, ενώ συγκλίνουν στα ανατολικά κοντά στην Θάλασσα του Μαρμαρά (Görür and Okay, 1996). Τα ρήγματα τοποθετούνται σε όλη την έκταση της λεκάνης αλλά συγκεντρώνονται κυρίως κατά μήκος των περιθωρίων της λεκάνης. Επικρατούν τα κανονικά ρήγματα (Görür and Okay, 1996) ενώ στα ανατολικά, τα ρήγματα ΝΔ διεύθυνσης έχουν μεγαλύτερη κατακόρυφη απ ότι οριζόντια συνιστώσα ολίσθησης. Αντίθετα, στα δυτικά, τα ρήγµατα πλάγιας ολίσθησης (oblique slip faults) έχουν δεξιόστροφες και κανονικές μετατοπίσεις (Elmas, 2011). Κατά μήκος των βόρειων και νότιων περιθωρίων της λεκάνης τοποθετούνται δύο κύριες δεξιόστροφες ρηξιγενείς ζώνες (Erkal, 1987; Perinçek, 1991;Turgut et al., 1991). Η βόρεια ρηξιγενής ζώνη -ρήγμα Terzili εκτείνεται από την ελληνική περιοχή μέχρι την Θάλασσα του Μαρμαρά (Turgut et al., 1991). Η βόρεια ρηξιγενής ζώνη περιλαμβάνει και το ρήγμα Osmancik (κανονικό) που δημιουργήθηκε στο ανώτερο Ηώκαινο. Η νότια ρηξιγενής ζώνη - ρήγμα Ganos αποτελεί τμήμα τoυ ρήγματος της Βορείου Ανατολίας που είναι και σήμερα ενεργό (Görür and Okay, 1996) (εικόνα 25). Το ρήγμα Ganos είναι τμήμα της ρηξιγενούς ζώνης της Βόρειας Ανατολίας (Ketin, 1969; Jackson and McKenzie, 1988; Barka, 1992), ενεργό κατά το ανώτερο Κρητιδικό έως το κατώτερο Ηώκαινο (Çaglayan, 1996) με αριστερόστροφη οριζόντια συνιστώσα ολίσθησης (στο κατώτερο έως το μέσο Ηώκαινο), που άλλαξε σε πλάγια/κανονική συνιστώσα ολίσθησης (στο μέσο / ανώτερο Ηώκαινο έως το ανώτερο Ηώκαινο) και σε δεξιόστροφη οριζόντια συνιστώσα ολίσθησης (στο ανώτερο Ολιγόκαινο έως το κατώτερο Μειόκαινο) (Yaltirak, 1996). Εικόνα 25: Γεωλογικός χάρτης με τις δύο ρηξιγενείς ζώνες της λεκάνης της Θράκης (Karahanoglu et al.,1994). 28

33 Κατά μήκος των ρηξιγενών ζωνών συναντώνται πτυχές, δομές ανθοδέσμης και κλιμακωτές πτυχές (Perinçek, 1991; Okay et al., 2000). Το νότιο περιθώριο της λεκάνης περιορίζεται από μία ζώνη ΒΔ/κης διεύθυνσης του ρήγματος της Βορείου Ανατολίας που προκάλεσε μία γενική ανύψωση και παραμόρφωση στο ανώτερο Μειόκαινο έως το κατώτερο Πλειόκαινο (Karahanoglu et al., 1994). Η έντονη ρηγμάτωση κατά μήκος των περιθωρίων της λεκάνης προκάλεσαν την συνέχεια της καθίζησης κατά το ανώτατο Ηώκαινο. Η τεκτονική του Μειοκαίνου δημιούργησε έντονη παραμόρφωση και διάβρωση στο νότιο περιθώριο της λεκάνης και η παραμόρφωση κατά μήκος των περιθωρίων συνεχίστηκε κατά το Πλειόκαινο και το Πλειστόκαινο (Karahanoglu et al., 1994). Οι Saner (1985) and Görür and Okay (1996) πρότειναν ότι η λεκάνη εξελίχτηκε κατά τη διάρκεια του Παλαιογενούς ως fore-arc λεκάνη μετά από την υποβύθιση του Intra-Pontide ωκεανού. Η λεκάνη οριοθετείται κυρίως από πετρώματα του Τριαδικού έως του κατωτέρου Τεταρτογενούς και απλώνεται πάνω στα μεταμορφωμένα ιζήματα Τριαδικού Ιουρασικού του ορεινού όγκου Strandja στα βόρεια (Turgut et al. 1991;Perinçek 1991). Η λεκάνη κατά το μέσο Ηώκαινο έως το Ολιγόκαινο ήταν τοποθετημένη ανάμεσα στο μαγματικό τόξο Pontide (Pontide magmatic arc) (Letouzey et al. 1977; Sengör and Yılmaz 1981) στα βόρεια και στο πρίσμα προσαύξησης στα νότια. Από την άλλη πλευρά, σύμφωνα με τον Elmas (2011) μετά από την σύγκρουση μεταξύ της ηπείρου Sakarya και του ορεινού όγκου της Ροδόπης η Θράκη και η γύρω περιοχή υπήρξε περιοχή ηπειρωτικής και θαλάσσιας ιζηματογένεσης από το Ηώκαινο και μετά. Η διάνοιξη της λεκάνης της Θράκης στην ΒΔ Ανατολία ξεκίνησε το κατώτερο/μέσο Ηώκαινο (Siyako and Huvaz, 2007). Η περιοχή που ορίζεται στα βόρεια από την ρηξιγενή ζώνη Βαλκανίων-Θράκης ΔΒΔ/κης διεύθυνσης και στα νοτιοανατολικά από την ρηξιγενή ζώνη Biga-Armutlu-Ovacik ΒΑ/κης διεύθυνσης, διαφεύγει προς δυσμάς δημιουργώντας μια τριγωνική καταβύθιση. Η ηφαιστειότητα παρατηρείται καθ όλη τη διάρκεια του Ηωκαίνου με μία συνεχής μαγματική ζώνη ΒΑ/κής διεύθυνσης να σχηματίζεται στα ΒΔ/κά της Ανατολίας (εικόνα 26). 29

34 Εικόνα 26: Διάγραμμα με την εξέλιξη του βορείου Αιγαίου, της βορειοδυτικής Ανατολίας και των Βαλκανίων και πιθανώς της λεκάνης της Θράκης, όπου HF: αλλουβιακά ριπίδια, αποθέσεων υφαλοκρηπίδας και τουρβιδίτες του σχηματισμού Hamitabat, GF: βαθιές αποθέσεις υφαλοκρηπίδας του σχηματισμού Gaziköy, KaF - FF: ρηχές αποθέσεις υφαλοκρηπίδας και ποτάμιες αποθέσεις των σχηματισμών Karaagaç και Fiçitepe, AF: αποθέσεις του σχηματισμού Akalan, SF: νηριτικοί ασβεστόλιθοι του σχηματισμού Sogucak, CF: αποθέσεις υφαλοκρηπίδας του σχηματισμού Ceylan, KF: τουρβιδιτικές αποθέσεις του σχηματισμού Kesan (Elmas, 2011). Ο ορεινός όγκος Strandja δημιουργήθηκε ως δομή ανθοδέσμης και ήλεγχε την απόθεση ηλικίας ανωτέρου Λουτεσίου στα ΒΑ/κά και Βόρεια της λεκάνης της Θράκης του Παλαιογενούς. (εικόνα 27). 30

35 Εικόνα 27: Διάγραμμα με την πιθανή εξέλιξη της λεκάνης της Θράκης από το ανώτερο/μέσο αρχές του ανωτέρου Ηωκαίνου λεκάνη με την εξέλιξη της λεκάνης προς τα βόρεια (Elmas, 2011). Στο ανώτερο Ηώκαινο-Ολιγόκαινο τα κανονικά ρήγματα της κεντρικής λεκάνης, τα οποία σήμερα είναι ανενεργά, δημιούργησαν τεκτονικές τάφρους (grabens) (Doust and Arikan 1974; Turgut et al. 1991). Στο ανώτατο Ηώκαινο η λεκάνη συνέχισε να βαθαίνει λόγω της έντονης ρηγμάτωσης κατά μήκος των περιθωρίων της. Αποτίθονται οι τουρβιδίτες ανωτέρου Ηωκαίνου-κατωτέρου Ολιγοκαίνου (σχηματισμός Kesan) στο νότιο μισό της λεκάνης. Την ίδια περίοδο στην κεντρική, βόρεια, βορειοανατολική και νοτιοανατολική λεκάνη αποτίθονταν ιζήματα υφαλοκρηπίδας. Περιβαλλοντικές συνθήκες υψηλής ενέργειας επικρατούσαν μεταξύ της κεντρικής Θράκης και των ορέων Sarkoy-Bolayir SBH (εικόνα 28). 31

36 Εικόνα 28: Διάγραμμα με την πιθανή εξέλιξη της λεκάνης της Θράκης από τις αρχές του ανωτέρου Ηωκαίνου έως το κατώτερο Ολιγόκαινο (Elmas, 2011). H τεκτονική κατά το Μειόκαινο προκάλεσε έντονη παραμόρφωση και διάβρωση στο νότιο περιθώριο της λεκάνης. Συγκεκριμένα, στο μέσο Μειόκαινο το μπλοκ της λεκάνης άρχισε να περιστρέφεται αριστερόστροφα. Στο μέσο-ανώτερο Μειόκαινο στη δυτική Θράκη επικρατούσαν ποτάμιες και λιμναίες συνθήκες λόγω της διείσδυσης της ρηξιγενούς ζώνης Thrace Eskisehir προς τα δυτικά. Στο ανώτατο Μειόκαινο έως το κατώτερο Πλειόκαινο λόγω της εξέλιξης του ρήγματος βόρειας Ανατολίας προς τα νότια η λεκάνη ανυψώνεται και παραμορφώνεται ενώ η ρηξιγενής ζώνη Thrace Eskisehir απενεργοποιήθηκε. Κατά το μέσοανώτερο Μειόκαινο επικρατούσε ανύψωση και διάβρωση στην λεκάνη και πάνω από 450μ. υλικού που πλήρωνε την λεκάνη διαβρώθηκε. Αυτή η περίοδος χαρακτηρίζεται από συστροφική (wrench) τεκτονική λόγω της δράσης του ρήγματος της βορείου Ανατολίας (Perincek, 1991). Η ρηξιγενής ζώνη Ganos έπαιξε σημαντικό ρόλο στην εξέλιξη της λεκάνης κατά το ανώτερο Μειόκαινο έως το Πλειόκαινο αφού προκάλεσε ανύψωση και παραμόρφωση στο βόρειο κυρίως περιθώριο της λεκάνης. Τα ιζήματα του Καινοζωικού αιώνα χωρίζονται σε δύο κύριες ακολουθίες με μία ασυμφωνία ηλικίας μέσου-ανωτέρου Μειοκαίνου (Elmas, 2003; Elmas et al., 2008). Οι αποθέσεις της κατώτερης ακολουθίας (κατωτέρου Ηωκαίνου-κατωτέρου/μέσου Μειοκαίνου) 32

37 αποτελούν την λεκάνη της Θράκης του Παλαιογενούς. (Keskin 1974; Turgut et al., 1983; Saner, 1985). Πάνω από αυτήν την ακολουθία η ανώτερη ακολουθία (ανωτέρου Μειοκαίνου- Πλειοκαίνου) με ιζήματα αποσάθρωσης, αποτελεί την λεκάνη της Θράκης του Νεογενούς την οποία δημιούργησαν ρήγματα οριζόντιας ολίσθησης (strike-slip) (κατώτερο Μειόκαινο-τέλος Πλειοκαίνου) (εικόνα 29). Εικόνα 29: Τεκτονικός χάρτης του βορείου Αιγαίου, της βορειοδυτικής Ανατολίας και των Βαλκανίων με την λεκάνη της Θράκης του Νεογενούς και του Παλαιογενούς (τεκτονικές ενότητες από: Burchfiel (1980), Sengör and Yilmaz (1981), Ricou et al. (1998), Yigitbas et al. (1999), Okay et al. (2001), and Elmas and Yigitbas (2001). Γενικά, κατά την διάρκεια όλου του Ηωκαίνου αποτίθονταν ανθρακικά πετρώματα στα περιθώρια της λεκάνης τα οποία κατά το Ολιγόκαινο προέλαυναν προς το κέντρο της λεκάνης (Sümengen and Terlemez, 1991; Turgut et al., 1991) (εικόνα 30). 33

38 Εικόνα 30: Γεωλογικός χάρτης με τις φάσεις ιζηματογένεσης στην λεκάνη της Θράκης (Turgut and Eseller, 1999). Κατά το κατώτερο Ηώκαινο, η ιζηματογένεση γίνεται ασύμφωνα πάνω από τα πελαγικά ιζήματα του Κρητιδικού-Παλαιοκαίνου, στο νότιο μισό της λεκάνης (Yaltirak 1996; Yazman 1997; Siyako and Huvaz, 2007). Στο κατώτερο/μέσο Ηώκαινο, η ιζηματογένεση προελαύνει προς το κέντρο της λεκάνης. Κατά το μέσο Ηώκαινο στα Βόρεια και ΒΑ/κά αποτίθονται τουρβιδίτες που αποτελούνται από παχιές ενστρώσεις ψαμμιτών πάχους άνω των 4000μ. και σχιστόλιθους με πελαγικά ανθρακικά πετρώματα και ενστρώσεις κροκαλοπαγών. Επίσης, αποτίθονται κροκαλοπαγή, ψαμμίτες, και σχιστόλιθοι που καλύπτονται από κοραλλιογενείς ασβεστόλιθους. Στο μέσο/ανώτερο Ηώκαινο η προσχώρηση της θάλασσας στην ξηρά (transgression) κατά μήκος της λεκάνης είχε ως αποτέλεσμα να αποτεθούν σε μικρά βάθη τα κλαστικά ιζήματα της λεκάνης (σχηματισμός Koyunbaba) και τα ανθρακικά πετρώματα (σχηματισμός Sogucak). Κατά το ανώτερο Ηώκαινο στην λεκάνη αποτέθηκε ηφαιστειακό υλικό που προέρχεται από τα ρήγματα της βόρειας ζώνης ρηγμάτων. Στα τέλη Ηωκαίνου, η απόθεση τουρβιδιτών σταματά και μέχρι και το ανώτερο Ολιγόκαινο έχουμε δελταικές αποθέσεις. Επιπλέον, σε ηλικία ανωτέρου Ηωκαίνου-κατωτέρου Ολιγοκαίνου εκτός από τα ανθρακικά πετρώματα στο νότιο μισό τμήμα της λεκάνης αποτίθονταν και τουρβιδιτικές ακολουθίες μέσω δεβριτικών ροών και ολισθοστρωμάτων. Τα ολισθοστρώματα είναι συσσωρεύσεις από ολίσθηση ιζημάτων (Flores, 1955) με λιθολογική και πετρογραφική ετερογένεια και κατακερματισμένη στρώση και κατά τόπους μεγάλα τεμάχη με προϋπάρχουσα στρώση. Η μητρική τους ύλη είναι πηλιτικής σύστασης και περικλείει 34

39 σκληρότερα ετερογενούς σύστασης τεμάχη πετρωμάτων πιθανόν διαφορετικού μέγεθους (από χάλικες έως ογκόλιθους). Γενικά το Ολιγόκαινο χαρακτηρίζεται από απότομες παλαιογεωγραφικές και κλιματικές αλλαγές ενώ στο κατώτατο Ολιγόκαινο συμβαίνουν μεγάλες ευστατικές αλλαγές (Wade and Pälike, 2004). Από το κατώτερο Ολιγόκαινο και μετά αποτίθονται ιζήματα θαλάσσια και χερσαία με ανθρακικά πετρώματα και εν μέρει με ηφαιστειακά ιζηματογενή πετρώματα (Doust and Arıkan 1974; Turgut et al. 1991). Στο μέσο Ολιγόκαινο αποτίθονταν ρηχές θαλάσσιες άμμοι και σχιστόλιθοι. Κατά το ανώτερο Ολιγόκαινο, η απόθεση γινόταν σε ένα λιμναίο περιβάλλον το οποίο φανερώνουν τα λιγνιτικά στρώματα στα βόρεια και νότια περιθώρια της λεκάνης. Λόγω της απόσυρσης της θάλασσας (regression), το περιβάλλον απόθεσης άλλαξε από θαλάσσιο σε λιμναίο (λιγνιτικά κοιτάσματα), λιμνοθαλάσσιο και ποτάμιο. Προς τα πάνω αποτίθονται χερσαία έως ρηχά θαλάσσια πετρώματα ηλικίας Μέσουανωτέρου Μειοκαίνου-σχηματισμός Gazhanedere και Kirazlı (Turgut et al. 1991). Από το ανώτερο Μειόκαινο έως το Τεταρτογενές έχουμε ποταμο-λιμναίες αποθέσεις - σχηματισμός Ergene, πάχους μ. (Doust and Arıkan, 1974). Στο ανώτερο Ολιγόκαινο- κατώτερο Μειόκαινο στα δυτικά επικρατεί απόθεση ποτάμιων και λιμναίων ιζημάτων ενώ στα βόρεια επικρατεί απόθεση θαλάσσιων ιζημάτων υπό τον έλεγχο της ρηξιγενούς ζώνης Thrace Eskisehir. Στο Κατώτερο Μειόκαινο το περιβάλλον απόθεσης ήταν χερσαίο και επικρατούσε η διάβρωση. Καθ όλη την διάρκεια του Μειοκαίνου το μαγματικό υλικό (τραχυανδεσίτες και δακίτες) που καλύπτει μεγάλο τμήμα της λεκάνης οφείλεται στην ηφαιστειακή δραστηριότητα στην νήσο της Λήμνου (Pe-Piper and Piper, 2001). Αυτά τα πετρώματα ανήκουν στην περιοχή γένεσης κατά μήκος των ορίων Αιγαίου Ανατολίας υψηλού-κ και ουδέτερης (intermediate) σύστασης (Pe-Piper et al., 2009). Δηλαδή, ανήκουν στη βόρεια σωσωνιτική περιοχή ( shoshonitic province ) που περιλαμβάνει την Σαμοθράκη, την Λήμνο και την Λέσβο (Pe-Piper et al., 2009) και δείχνουν την αλκαλική, ορογενετική ηφαιστειότητα στην νήσο της Λήμνου (εικόνα 31). 35

40 Εικόνα 31: Γενική στρωματογραφία της λεκάνης ( Görür and Okay, 1996). 36

41 Δυνατότητα του αποταμιευτήρα και του μητρικού πετρώματος της τουρκικής λεκάνης της Θράκης Οι τουρβιδιτικές άμμοι που αποτέθηκαν στο κατώτερο Ηώκαινο μέχρι το ανώτατο Μειόκαινο σε διάφορα τμήματα της λεκάνης έχουν επαρκές πορώδες και διαπερατότητα ώστε να αποτελούν μητρικά πετρώματα. Επιπλέον, ανθρακικά πετρώματα υφαλοκρηπίδας ηλικίας Ηωκαίνου έχουν πορώδες και διαπερατότητα που τους καθιστούν πιθανούς αποταμιευτήρες. Οι Turgut et al.(1991) θεωρούν ότι οι σχιστόλιθοι του Ολιγοκαίνου είναι το καλύτερο μητρικό πέτρωμα της λεκάνης. Ενδεικτικά, ο σχηματισμός Mezardere που αποτελείται από ασβεστόλιθο, μάργα και σχιστόλιθους παράγει πετρέλαιο ενώ ο σχηματισμός Ceylan που περιλαμβάνει εναλλαγές ψαμμιτών και σχιστολίθων που περιέχουν ηφαιστειακό υλικό παράγει αέριο. Οι σχιστόλιθοι και των δύο σχηματισμών που αποτέθηκαν σε ρηχό θαλάσσιο περιβάλλον (Turgut et al., 1991) αποτελούν μητρικό πέτρωμα για την παραγωγή και ωρίμανση υδρογονανθράκων. Οι ασβεστόλιθοι έχουν καλό πορώδες και αποτελούν πιθανούς αποταμιευτήρες για τους υδρογονάνθρακες και την παγίδευσή τους. Οι λεπτόκοκκοι σχιστόλιθοι και μάργες που αποτέθηκαν σε βαθύ θαλάσσιο και σε δελταικό περιβάλλον είναι πλούσιοι σε οργανικό υλικό τύπου II και III (TOC = 0.8-1% :μέρια έως καλή πιθανότητα ανάπτυξης υδρ/κων). 3. ΜΕΛΕΤΗ ΤΩΝ ΙΖΗΜΑΤΩΝ ΣΤΟ ΝΗΣΙ ΤΗΣ ΛΗΜΝΟΥ 3.1 Φάσεις ιζηματογένεσης στο νησί της Λήμνου Υπάρχουν τρεις κύριες τουρβιδιτικές ακολουθίες φάσεων σύμφωνα με τους Nelson and Nilsen, (1984): κατωφέρεια, υποθαλάσσιο ριπίδιο και πεδίο λεκάνης που υποδιαιρούνται από τα ανάντι προς τα κατάντι σε: ανώτερη κατωφέρεια, κατώτερη κατωφέρεια, υποθαλάσσιο φαράγγι, κανάλι εσωτερικού ριπιδίου, κανάλι μεσαίου ριπιδίου, αποθέσεις στο στόμιο των καναλιών (channel-mouth bar), αναχώματα, αποθέσεις ψαμμιτών που προήλθαν από σπάσιμο των αναχωμάτων (crevasse splay deposits), αποθέσεις μεταξύ των καναλιών, λοβοί εξωτερικού ριπιδίου, αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων, αποθέσεις πεδίου λεκάνης. Στην περιοχή μελέτης έχουν περιγραφηθεί και ερμηνευθεί λεπτομερώς επτά (7) διαφορετικές φάσεις ιζηματογένεσης (Μaravelis, 2009): Αποθέσεις λοβών, αποθέσεις μεταξύ των λοβών, αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων, αποθέσεις καναλιών, αποθέσεις αναχωμάτων, αποθέσεις κατωφέρειας και αποθέσεις υφαλοκρηπίδας (εικόνα 32). 37

42 Eικόνα 32: Γεωλογικός χάρτης με τις φάσεις ιζηματογένεσης στην Λήμνο (Μαραβέλης, 2009) Αποθέσεις λοβών Το πάχος τους ξεπερνά τα 100 μέτρα, καταλαμβάνουν μεγάλες εκτάσεις στα βόρεια και βορειοδυτικά τμήματα του νησιού και χαρακτηρίζονται από εναλλαγές ψαμμιτικών και αργιλικών στρωμάτων. Προέρχονται από χαμηλής έως υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα (Μaravelis, 2009). 38

43 Αποθέσεις μεταξύ των λοβών Οι αποθέσεις μεταξύ των λοβών έχουν πάχος που ξεπερνά τα 30 μέτρα, χαρακτηρίζονται από εναλλαγές ψαμμιτικών και αργιλικών στρωμάτων ενώ συχνά παρεμβάλλονται ανάμεσά τους ιζήματα που προέρχονται από υπερβασικής σύστασης πετρώματα πάχους έως 6 μέτρα. Τα ιζήματα αυτά έχουν αποτεθεί παράλληλα στην στρώση των τουρβιδιτικών αποθέσεων και μπορούν να χαρτογραφηθούν κατά μήκος πολλών χιλιομέτρων. Η ιζηματολογική μελέτη των συγκεκριμένων αποθέσεων οδηγεί στο συμπέρασμα ότι προέρχονται κυρίως από χαμηλής έως μέσης πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα με μικρή ικανότητα διάβρωσης τα οποία μεταφέρουν λεπτόκοκκη άμμο, πηλό και άργιλο ως αιωρούμενο υλικό (Μaravelis, 2009) Αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων Οι αποθέσεις μεταξύ των ριπιδίων έχουν πάχος που ξεπερνά τα 30 μέτρα και χαρακτηρίζονται από εναλλαγές ψαμμιτικών και αργιλικών στρωμάτων. Η ιζηματολογική μελέτη των συγκεκριμένων αποθέσεων οδηγεί στο συμπέρασμα ότι κυρίως προέρχονται από χαμηλής έως υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα, τα οποία μεταφέρουν λεπτόκοκκη άμμο, πηλό και άργιλο ως αιωρούμενο υλικό (Μaravelis, 2009) Αποθέσεις καναλιών Οι αποθέσεις καναλιών παρουσιάζονται στην περιοχή μελέτης με πάχος που ξεπερνά τα 100 μέτρα και διαχωρίζονται σε δύο κατηγορίες ανάλογα με την ύπαρξη ή όχι κροκαλοπαγούς βάσης. Η ιζηματολογική μελέτη των συγκεκριμένων αποθέσεων οδηγεί στο συμπέρασμα ότι κυρίως προέρχονται από απόθεση από χαμηλής έως υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα τα οποία μεταφέρουν άμμο, πηλό και άργιλο ως αιωρούμενο υλικό. Οι λεπτοστρωματώδεις, κανονικά διαβαθμισμένοι ψαμμίτες οι οποίοι αποτελούν την οροφή του κάθε κύκλου ιζηματογένεσης ερμηνεύονται ως αποθέσεις αναχωμάτων και προέρχονται από τουρβιδιτικά ρεύματα τα οποία με την σειρά τους προέρχονται από τα γειτονικά κανάλια. Οι αποθέσεις καναλιών χωρίς κροκαλοπαγές αποτίθενται από χαμηλής έως υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα τα οποία μεταφέρουν άμμο, πηλό και άργιλο ως αιωρούμενο υλικό. Αντίθετα, οι αποθέσεις καναλιών με κροκαλοπαγές έγιναν με διάφορους μηχανισμούς που καθόρισαν την απόθεση των διαφορετικών φάσεων ιζηματογένεσης. Έτσι, τα κροκαλοπαγή και οι χαλικώδεις ψαμμίτες αποτέθηκαν από ρεύματα δαπέδου κάτω από υψηλής πυκνότητας ροές, μη συνεκτικές δεβριτικές ροές και ροές κόκκων. Οι αδιαβάθμητοι ψαμμίτες από τουρβιδιτικά ρεύματα με μεγάλη ικανότητα διάβρωσης όπως τα υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα και οι κανονικά διαβαθμισμένοι ψαμμίτες με την 39

44 παράλληλη και/ή διασταυρούμενη ελασμάτωση προέρχονται από τουρβιδιτικά ρεύματα τα οποία χάνουν προοδευτικά το δυναμικό τους. Η ύπαρξη του κροκαλοπαγούς βάσης δηλώνει ένα περιβάλλον απόθεσης πιο κοντά στην πηγή τροφοδοσίας όπου τα κανάλια είναι πιο βαθιά και πιο περιορισμένα, ένα περιβάλλον στο οποίο η επίδραση της διάβρωσης είναι πιο έντονη (Μaravelis, 2009) Αποθέσεις αναχωμάτων Οι καφέ ψαμμίτες των αποθέσεων αυτών αποτελούνται σχεδόν αποκλειστικά από διασταυρούμενη λαμίνωση. Οι αποθέσεις αναχωμάτων είναι σπάνιες στην περιοχή μελέτης και περιορίζονται σε θέσεις που συσχετίζονται με τις αποθέσεις καναλιών με κροκαλοπαγές βάσης. Συνίστανται από εναλλαγές πολύ λεπτοστρωματωδών ψαμμιτών (3-5εκ.) με ημιπελαγικές αργίλους. Έχουν χαρακτηριστική φακοειδή γεωμετρία και παρουσιάζονται διαταραγμένα σε σχέση τόσο με τα υποκείμενα όσο και με τα υπερκείμενα στρώματα. Είναι αποθέσεις που οφείλονται σε χαμηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα τα οποία ξεκινούν μέσα από κανάλια γειτονικά των αναχωμάτων Αποθέσεις κατωφέρειας Εμφανίζονται στην περιοχή μελέτης με πάχος που ξεπερνά τα 30 μέτρα. Αποτελούνται από λεπτοστρωματώδεις αργίλους (3-5εκ.) χωρίς άλλες εσωτερικές δομές. Οι ψαμμίτες είναι σπάνιοι, πολύ λεπτοί και λεπτόκοκκοι, συχνά διακόπτουν αποθέσεις καναλιών ή αναχωμάτων. Οι αργιλικές αποθέσεις κατωφέρειας προέρχονται από την καθίζηση λεπτόκοκκου υλικού το οποίο δεν είναι τουρβιδιτικής προέλευσης. Πρόκειται για υλικό το οποίο προέρχεται από ρεύματα πλημμύρας ή καταιγίδας (Μaravelis, 2009) Αποθέσεις υφαλοκρηπίδας Τα ιζηματολογικά χαρακτηριστικά των ψαμμιτικών στρωμάτων που δομούν την βάση των συγκεκριμένων αποθέσεων δείχνουν ότι οι ψαμμίτες προέρχονται τόσο από τουρβιδιτικά ρεύματα όσο και από ρεύματα καταιγίδας στα βαθύτερα τμήματα της υφαλοκρηπίδας (Μaravelis, 2009). 40

45 3.2 Κοκκομετρική ανάλυση Tα ιστολογικά χαρακτηριστικά των αποθέσεων που προέρχονται από τις ροές βαρύτητας αποτελούν σημαντικούς δείκτες των υδροδυναμικών συνθηκών ροής (Middleton, 1967; Kuenen and Sengupta, 1970; Lowe, 1982; Kranck, 1984; Komar, 1985). Τα δεδομένα κοκκομετρικού μεγέθους βοηθούν στην διευκρίνιση περιβαλλόντων ιζηματογένεσης γιατί αντικατοπτρίζουν το επίπεδο ενέργειας του ρεύματος. Επιπλέον, η ταξιθέτηση των κόκκων δείχνει τον τύπο και την διάρκεια της δράσης του ρεύματος (Selley, 1970). Ο πιο σημαντικός εξωγενής παράγοντας που ελέγχει τις μηχανικές ιδιότητες ενός πετρώματος είναι η πίεση ενώ σημαντικοί ενδογενείς παράγοντες είναι το πορώδες, το μέγεθος κόκκων, το είδος της ορυκτής κόλας και η ορυκτολογία (Plumb et al., 1992). Σύμφωνα με την ανάλυση κοκκομετρικού μεγέθους, της μέσης ταχύτητας ροής και της ταξιθέτησής τους με την βοήθεια του πολωτικού μικροσκοπίου συμπεραίνουμε ότι τα δείγματα ιζημάτων υφαλοκρηπίδας από την περιοχή μελέτης έχουν μία μέση ταχύτητα ροής που κυμαίνεται από έως 2.03 cm/min. Η τυπική απόκλιση έχει μέγεθος από 0.51φ έως 0.56φ και η ταξιθέτηση είναι καλή έως μέτρια. Το ίζημα έχει κοκκομετρικό μέγεθος πολύ λεπτόκοκκο και μέση διάμετρος κόκκων από 3.42φ έως 3.50φ. Επιπλέον, δείχνουν να έχουν μεταφερθεί από τουρβιδιτικά ρεύματα και συνεπώς πρόκειται για ιζήματα στα απομακρυσμένα τμήματα της υφαλοκρηπίδας (outer shelf) (Μaravelis, 2009). 3.3 Γεωχρονολόγηση Ασβεστιτικό νανοαπολίθωμα (calcareous nannofossil) ορίζεται το σύνολο όλων των ασβεστιτικών απολιθωμάτων μικρότερων από 30 μm. Ωστόσο, υπάρχει ένας μεγάλος αριθμός ασβεστιτικών νανοαπολιθωμάτων που εμφανίζονται με ένα ευρύ φάσμα μορφών και σχημάτων και των οποίων η βιολογική συγγένεια είναι λιγότερο σαφής. Τα ασβεστιτικά νανοαπολιθώματα είναι εξαιρετικά σημαντικά εργαλεία για την βιοστρωματογραφία γιατί είναι άφθονα, πλαγκτονικά (planktonic), εξελίσσονται γρήγορα και εμφανίζονται σε όλες τις περιοχές του πλανήτη. Τα νανοαπολιθώματα/νανοπλαγκτόν παρά το μικρό τους μέγεθος είναι ορατά τόσο στην γεωλογική καταγραφή όσο και στους παρόντες ωκεανούς ως «κιμωλία» όπως αποδεικνύεται και από τις δορυφορικές εικόνες των εκτενών κοκκολιθοφόρων ανθίσεων (blooms). Ο όγκος των στοιχείων όσον αφορά την στρωματογραφική κατανομή των νανοαπολιθωμάτων έχει συντεθεί σε έναν αριθμό από standards βιοζώνες οι οποίες καλύπτουν το εύρος των νανοαπολιθωμάτων (Martini,1971; Sissingh, 1977; Okada and Bukry, 1980; Bown et al, 1988). Αυτές βασίζονται αρχικά στις εξελικτικές πρώτες και 41

46 τελευταίες εμφανίσεις των διαφόρων ειδών και συμπληρώνονται από μερικά βασισμένα στην αφθονία γεγονότα. Κατά την διάρκεια του κατωτέρου Ολιγοκαίνου οι ψυχρές παλαιοκλιματικές συνθήκες οδήγησαν σε αλλαγές του παλαιοπεριβάλλοντος και βιοτικές αλλαγές στις ανοιχτές θάλασσες (Aubry, 1992; Zachos et al., 2001). Τα ασβεστιτικά νανοαπολιθώματα του Ολιγοκαίνου (κυρίως κατωτέρου Ολιγοκαίνου) που αναγνωρίστηκαν στα ιζήματα των αποθέσεων υφαλοκρηπίδας είναι τα ακόλουθα: Coccolithus eopelagicus,coccolithus pelagicus, Cribrocentrum reticulatum, Cyclicargolithus floridanus, D. barbadiensis, Discoaster deflandrei, Discoaster tanii, E. formosa, Ericsonia subdisticha, H. euphratis, H. intermedia, Helicosphaera compacta (πολύ άφθονο), Helicosphaera intermedia, R. hillae, R. oamaruensis, R. scrippsae, R. umbilica, Reticulofenestra bisecta, Sphenolithus moriformis, Sphenolithus radians, Zygrhablithus bijugatus. Επιπλέον, τα ασβεστιτικά νανοαπολιθώματα Braarudosphaera bigelowii and Micrantholithus spp δείχνουν τις αλλαγές του κλίματος στο όριο Ηωκαίνου /Ολιγοκαίνου. Αυτά τα είδη είναι χαρακτηριστικά ευτροφικών υδάτων με χαμηλό οξυγόνο και αλμυρότητα (Peleo-Alampay et al., 1999) και δείχνουν είσοδο χερσαίου υλικού (Švábenická, 1999) (Μaravelis, 2009) Παλαιορευματική ανάλυση Με την παλαιορευματική ανάλυση προσδιορίζουμε την κατεύθυνση ροής των ιζημάτων στις λεκάνες ιζηματογένεσης συλλέγοντας δεδομένα που προκύπτουν από τις διευθύνσεις των διαφόρων ανόργανων ιζηματογενών δομών. Ο Klein (1967) έχει κάνει ανασκόπηση της σχέσης μεταξύ των διαφόρων ιζηματογενών δομών, των παλαιορευμάτων και της κλίσης στα σύγχρονα ιζήματα. Ο Selley (1968b) έχει καθορίσει διάφορα τοπικά παλαιορευματικά μοντέλα που έχουν αναγνωριστεί στις παλιές ιζηματογενείς αποθέσεις. Κάθε κύριο περιβάλλον απόθεσης χαρακτηρίζεται και από ένα ιδιαίτερο παλαιορευματικό μοντέλο. Tα παλαιορεύματα μπορούν να δείξουν την ηλικία σχηματισμού των ιζηματογενών δομών. Στην πραγματικότητα, μαθαίνουμε εάν ένα παλαιοανάγλυφο (palaeohigh) ήταν ενεργό κατά τη διάρκεια της ιζηματογένεσης ή εάν ανυψώθηκε μετά από την απόθεση των ιζημάτων που το καλύπτουν. Ομοίως, η παλαιορευματική ανάλυση μπορεί να διαχωρίσει τις συν- αποθετικές από τις μετά-αποθετικές λεκάνες ιζηματογένεσης. Στις 42

47 μεν πρώτες τα παλαιορεύματα συγκλίνουν προς το κέντρο της λεκάνης ενώ στις δεύτερες σαρώνουν όλη την λεκάνη κατά μια σχεδόν ομοιόμορφη διεύθυνση. Η παλαιορευματική ανάλυση στην περιοχή μελέτης βασίστηκε στην μέτρηση της διεύθυνσης των προ-αποθετικών πρωτογενών ανόργανων δομών flute marks και groove marks. Οι προ-αποθετικές δομές εμφανίζονται στις επιφάνειες μεταξύ των στρωμάτων και αποτελούν χαρακτηριστικά γνωρίσματα διάβρωσης όπως οι χαρακτηριστικές δομές πυθμένα (flute, tool και groove marks). Τα flute marks και τα groove marks καθορίζονται μόνο από το ρεύμα, που βοηθιέται και από το κοκκώδες φορτίο. Τα flute marks είναι κοιλότητες σε σχήμα φτέρνας που βρίσκονται στην επιφάνεια των αργιλικών στρωμάτων. Κάθε κοιλότητα γεμίζει με άμμο από το υπερκείμενο στρώμα (εικόνα 33). Εικόνα 33: Πανω: Flute marks σε κάτοψη, κάτω: τομή των flute marks ( Το στρογγυλωμένο μέρος των «flute marks» δείχνει το ανάντι του ρεύματος ενώ το φαρδύ τμήμα του το κατάντι. Τα «flute marks» έχουν εύρος περίπου 1-5 εκατ. και μήκος 5-20 cm. Ο σχηματισμός τους έχει αποδοθεί στην τοπική διαβρωτική δράση ενός ρεύματος το οποίο κινείται κατά μήκος ενός μη σταθεροποιημένου αργιλικού πυθμένα. Καθώς η ταχύτητα του ρεύματος ελαττώνεται, η διάβρωση των «flute marks» σταματά και οι κοιλότητες θάβονται κάτω από το στρώμα της άμμου. Ο τύπος δομών πυθμένα «groove marks» τείνει επίσης να διακόπτει την άργιλο και να καλύπτεται από άμμο. Τα «groove marks» είναι μακριά, λεπτά, διαβρωσιγενή σημάδια, το βάθος και το εύρος των οποίων σπάνια ξεπερνά τα μερικά χιλιοστά ενώ το μήκος τους μπορεί να υπερβεί το 1m. Στη διατομή, τα «grooves marks» είναι γωνιώδη ή αποστρογγυλεμένα και εμφανίζονται όπου οι άμμοι υπέρκεινται του πηλού σε διάφορα περιβάλλοντα. 43

48 Οι μετρήσεις από «flute marks» και «groove marks» στην περιοχή μελέτης υποδηλώνουν μια ΒΑ/ΝΔ διεύθυνση ενώ οι μετρήσεις μόνο από «flute marks» υποδηλώνουν μια ΒΑ/κή επικρατούσα κατεύθυνση ροής. 3.5 Ανόργανη γεωχημεία Δεδομένου ότι διάφορες διατάξεις των τεκτονικών πλακών παράγουν διαφορετικές μαγματικές ακολουθίες (Bonin et al., 1993) διαφορετικών χημικών χαρακτηριστικών, που μεταφέρονται από τα αρχικά πετρώματα στα αντίστοιχα ιζηματογενή, χημικά πρότυπα χρησιμοποιούνται με σκοπό τον διαχωρισμό των διαφόρων γεωτεκτονικών περιβαλλόντων από τα ιζήματα (Crook, 1974; Bhatia, 1983; Roser and Korsch, 1988). Τα πρότυπα αυτά έχουν εφαρμοστεί στις πιο πρόσφατες δημοσιεύσεις από τους Kroonenberg, 1994; Burnett and Quirk, 2001; Zimmermann and Bahlburg, 2003; Armstrong-Altrin et al., 2004; Wanas and Abdel-Maguid, Η γεωχημική ανάλυση των ιζηματογενών πετρωμάτων είναι ένα πολύτιμο εργαλείο για τις μελέτες προέλευσης των πλούσιων σε συνδετικό υλικό ψαμμιτών με την προϋπόθεση ότι δεν επηρεάζεται έντονα η συνολική χημική σύστασή τους από διεργασίες όπως: η διαγένεση, ο μεταμορφισμός ή άλλες διαδικασίες τροποποίησης (McLennan et al., 1993). Οι συγκεντρώσεις και οι αναλογίες των κυρίων στοιχείων πρέπει να ελέγχονται για την κινητικότητα τους, ειδικά κατά τη διάρκεια της διαγένεσης (Boles and Franks, 1979; McLennan et al., 1980; McLennan, 2001). Τα αποτελέσματα διάβρωσης μπορούν να αξιολογηθούν από την άποψη του μοριακού % ποσοστού των οξειδίων, χρησιμοποιώντας το χημικό δείκτη της αλλαγής (Nesbit and Young, 1982). Τα ιχνοστοιχεία (π.χ. Ti, Nb, Ta, Cs, Ce, Ni, V, Co, Y, La, Th, Sc και Zr) είναι ιδιαίτερα χρήσιμα στις αναλύσεις προέλευσης των ιζημάτων δεδομένου ότι είναι αδιάλυτα και συνήθως δυσκίνητα. Εξ αιτίας της χαρακτηριστικής συμπεριφοράς τους κατά τη διάρκεια της κλασματικής κρυστάλλωσης, της διάβρωσης αλλά και της ανακύκλωσης, συντηρούν τα χαρακτηριστικά των μητρικών πετρωμάτων μέσα στην ιζηματογενή ακολουθία (Taylor and McLennan, 1985; Bhatia and Crook, 1986; McLennan, 1989; McLennan et al., 1993; Roser et al., 1996). Επομένως, τα ιχνοστοιχεία αποτελούν πολύ καλούς δείκτες προσδιορισμού τόσο της προέλευσης της πηγής τροφοδοσίας όσο και της διάκρισης του γεωτεκτονικού περιβάλλοντος (Bhatia and Crook, 1986; McLennan, 2001), ενώ η αναγνώρισή τους έχει οδηγήσει στην πραγματοποίηση μελετών καθορισμού τόσο της προέλευσης όσο και του γεωτεκτονικού περιβάλλοντος (McLennan et al., 1993; Eriksson et al., 1994; Bahlburg, 1998; Burnett and Quirk, 2001; Zimmermann and Bahlburg, 2003). 44

49 Οι σπάνιες γαίες αποτελούν τους πιο αξιόπιστους δείκτες προσδιορισμού προέλευσης (McLennan et al., 1990, 1993; McLennan, 2001) αν και πολλές μελέτες έχουν δείξει ότι μπορούν να μετακινηθούν κατά τη διάρκεια της διάβρωσης ή/και της διαγένεσης (Milodowski and Zalasiewicz, 1991; Zhao et al., 1992; Bock et al., 1994; McDaniel et al., 1994; Utzmann et al., 2002). Συχνά είναι δυσκίνητα στοιχεία κάτω από επιφανειακές συνθήκες και επομένως, διατηρούνται όλα τα χαρακτηριστικά των μητρικών πετρωμάτων μέσα στην ιζηματογενή ακολουθία (Taylor and McLennan, 1985). Οι σπάνιες γαίες ομαδοποιούνται συνήθως σύμφωνα με την ατομική μάζα τους σε ελαφριές (LREE) και βαριές (HREE) (La Sm and Gd Lu, αντίστοιχα). Η αναλογία Th/Sc (ειδικά σε χαμηλές τιμές) αποτελεί έναν καλό δείκτη πιθανής μαφικής πηγής προέλευσης δεδομένου ότι το Th είναι ένα ασυμβίβαστο στοιχείο (με μεγαλύτερη περιεκτικότητα στα όξινα πετρώματα). Αντίθετα, το Sc είναι συμβατό στα μαγματικά συστήματα και παρουσιάζει μεγαλύτερες περιεκτικότητες σε βασικά μάγματα (McLennan et al., 1993). Ο εμπλουτισμός σε Zr (το οποίο είναι ανθεκτικό στην αποσάθρωση) δείχνει πιθανή επανεπεξεργασία του ιζήματος. Η προβολή των Th/Sc προς Zr/Sc των δειγμάτων της Λήμνου δείχνει την συγκέντρωση τους στο όριο του ανώτερου ηπειρωτικού φλοιού του μανδύα. Τα δείγματα έχουν τιμές Th/Sc μικρότερες από την μέση τιμή του ανώτερου φλοιού και αντικατοπτρίζουν επίδραση από μια λιγότερο εξελιγμένη πηγή τροφοδοσίας (Zimmermann and Bahlburg, 2003). Η αναλογία Zr/Sc χρησιμοποιείται συχνά ως μέτρο του βαθμού ανακύκλωσης των ιζημάτων και ως δείκτης του εμπλουτισμού σε Zr, δεδομένου ότι το Zr είναι έντονα εμπλουτισμένο στο ζιρκόνιο, ενώ το Sc όχι (McLennan, 1989a; McLennan et al., 1993). Η αναλογία Zr/Sc κυμαίνεται από 8,97 έως 26,57 με έναν μέσο όρο 17,77. Οι Floyd et al., (1991) επισήμαναν ότι η προβολή της αναλογίας La/Th προς την συγκέντρωση του Hf καταδεικνύει τον βαθμό ανακύκλωσης στους ψαμμίτες ενώ παρέχει πληροφορίες για την προέλευσή τους. Η συγκεκριμένη προβολή παρέχει σημαντικές πληροφορίες για τον καθορισμό των διαφόρων συστάσεων του τόξου και της /των πηγών τροφοδοσίας (Floyd and Laveridge, 1987). Τα ιχνοστοιχεία όπως το χρώμιο (Cr) είναι χρήσιμα στον προσδιορισμό των βοηθητικών κλαστικών συστατικών όπως ο χρωμίτης, που προέρχεται συνήθως από βασικές ή υπερβασικές πηγές συμπεριλαμβανομένων και των οφιολίθων, που δεν είναι εύκολα αναγνωρίσιμοι από την πετρογραφία και μόνο (Zimmermann and Bahlburg, 2003). Γνωρίζουμε ότι η μέση περιεκτικότητα σε χρώμιο του ανώτερου ηπειρωτικού φλοιού είναι 83 p.p.m. (McLennan, 2001). Οι αντίστοιχες τιμές των μελετηθέντων ιζημάτων είναι 168 p.p.m. και 196 p.p.m. για τα δύο δείγματα. Αυτή η υψηλή και μεταβλητή περιεκτικότητα 45

50 σε χρώμιο είναι πιθανώς μια αντανάκλαση της μεταβαλλόμενης σύνθεσης της πηγής τροφοδοσίας και την είσοδο κλαστικού υλικού ενός ενδιάμεσου/βασικού χαρακτήρα (Floyd και Leveridge, 1987). 3.6 Πετρογραφική ανάλυση Η σύσταση των ψαμμιτών επηρεάζεται από το χαρακτήρα της ιζηματογενούς προέλευσης, την φύση των ιζηματογενών διαδικασιών μέσα στη λεκάνη απόθεσης και από το είδος των διόδων διασποράς που συνδέουν την πηγή τροφοδοσίας με την λεκάνη (Dickinson and Suchek, 1979). Τα στοιχεία για τις σύγχρονες θαλάσσιες και χερσαίες άμμους από γνωστά γεωτεκτονικά περιβάλλοντα παρέχουν τα πρότυπα για την αξιολόγηση της επίδρασης του γεωτεκτονικού περιβάλλοντος στη σύνθεση των ψαμμιτών. Συνεπώς, οι διάφορες κατηγορίες ψαμμιτών μπορούν να συσχετιστούν με τους διάφορους τύπους πηγών τροφοδοσίας και λεκανών που συνδέονται με τα διαφορετικά γεωτεκτονικά καθεστώτα. Η χρήση της ποσοτικής, επικρατούσας κλαστικής ορυκτολογικής σύστασης που προέρχεται από την διαδικασία των σημειακών μετρήσεων των λεπτών τομών καταδεικνύει την προέλευση των ψαμμιτών (Dickinson and Suczek, 1979). Η ψαμμιτική σύσταση ελέγχεται κυρίως από το γεωτεκτονικό καθεστώς της πηγής τροφοδοσίας (Dickinson et al., 1983). Ωστόσο, παράγοντες όπως το ανάγλυφο, το κλίμα, η διαγένεση, το περιβάλλον απόθεσης και ο μηχανισμός μεταφοράς αποτελούν εξίσου σημαντικούς δευτερογενείς παράγοντες. Σύμφωνα με τον Μαραβέλη (2009) για τον προσδιορισμό της κλαστικής ορυκτολογικής σύστασης των ψαμμιτών της περιοχής μελέτης μετρήθηκαν 300 κόκκοι σε κάθε ψαμμιτικό δείγμα. Σύμφωνα με την έρευνα πρόκειται για λιθικούς αρενίτες και αποτελούνται κυρίως από τρία συστατικά: κόκκους ορυκτών, συγκολλητικό υλικό και πόρους. Οι κόκκοι αποτελούνται κυρίως από χαλαζία ενώ περιέχουν και σημαντικό ποσοστό αστρίων (αλκαλικούς αστρίους σε μεγαλύτερο ποσοστό αλλά και πλαγιόκλαστα) και θραυσμάτων πετρώματος. Σε μικρότερη αναλογία στις λεπτές τομές παρατηρήθηκαν ορυκτά όπως: μοσχοβίτης, βιοτίτης, χλωρίτης, τουρμαλίνης, απατίτης, ζιρκόνιο, ρουτίλιο και γλαυκονίτης. Οι πολυκρυσταλλικοί κόκκοι χαλαζία που παρατηρήθηκαν στα ψαμμιτικά δείγματα της Λήμνου είναι δύο τύπων: ο πρώτος τύπος αποτελείται από πέντε ή περισσότερους κρυστάλλους με ευθεία ή ελαφρώς καμπυλωμένα ενδοκρυσταλλικά όρια ενώ ο δεύτερος από περισσότερους από πέντε επιμήκης κρυστάλλους που εμφανίζουν ακανόνιστα ή οδοντωτά ενδοκρυσταλλικά όρια. Έχουν παρατηρηθεί χαλαζιακοί κόκκοι τόσο με μεγάλους όσο και μικρούς κρυστάλλους. Οι άστριοι και τα θραύσματα 46

51 πετρώματος περιέχονται σε σημαντικά ποσοστά στα ψαμμιτικά δείγματα με ποσοστά που κυμαίνονται από 10-18% και 10-33% αντίστοιχα. Το μεγαλύτερο ποσοστό των αστρίων είναι αλκαλικοί άστριοι ενώ πλαγιόκλαστα με χαρακτηριστική συζυγή διδυμία κατά τον αλβιτικό νόμο είναι σπάνια. Οι κρύσταλλοι των αστρίων παρουσιάζονται επιμήκης ενώ συχνά είναι σερικιτιωμένοι και σε ορισμένες περιπτώσεις εμφανίζουν εγκλείσματα απατίτη και ζιρκονίου. Επιπλέον, τα δείγματα της περιοχής μελέτης περιέχουν σημαντικό ποσοστό πολυκρυσταλλικού χαλαζία ο οποίος είναι δύο τύπων.ο πρώτος τύπος αποτελείται από πέντε ή περισσότερους κρυστάλλους με ευθεία ή ελαφρώς καμπυλωμένα ενδοκρυσταλλικά όρια ενώ ο δεύτερος από περισσότερους από πέντε επιμήκεις κρυστάλλους οι οποίοι εμφανίζουν ακανόνιστα ή/και οδοντωτά ενδοκρυσταλλικά όρια. Ο πρώτος τύπος υποδηλώνει προέλευση από πλουτώνια μαγματικά πετρώματα (Folk, 1974; Blatt et al., 1980) ενώ ο δεύτερος προέρχεται από μεταμορφωμένα (Blatt et al., 1980; Asiedu et al., 2000). Οι κόκκοι χαλαζία με τόσο μεγάλους όσο και μικρούς κρυστάλλους υποδηλώνουν γνευσιακή πηγή τροφοδοσίας (Blatt et al., 1980; Abdel-Wahab, 1992). Τα θραύσματα πετρώματος, που είναι άφθονα στους ψαμμίτες της Λήμνου, προέρχονται από μεταμορφωμένα, μαγματικά αλλά και από ιζηματογενή πετρώματα ενώ η ύπαρξη τόσο γρανιτών όσο και βασικών πετρωμάτων υποδηλώνει όξινη αλλά και βασική σύσταση της πηγής τροφοδοσίας. Η προβολή των ψαμμιτικών δειγμάτων στο πεδίο του ανακυκλωμένου ορογενούς προτείνει, σύμφωνα με τον Dickinson, (1985), μία ζώνη καταβύθισης ως πιθανό γεωτεκτονικό περιβάλλον για την περιοχή μελέτης. Τα ιζήματα της περιοχής μελέτης από τα οποία πήραμε δείγματα συνίστανται από κροκαλοπαγή, πολύ-λεπτοστρωματώδεις έως πολύ-παχυστρωματώδεις ψαμμίτες και αργίλους. Τα μοντέλα των Walker 1965 and 1967, Hubert 1967, Nardin et al., 1979, Lowe 1982, Piper et al., 1985, Postma 1986, Shanmugan 2000, Stow and Johansson 2000 αποδίδουν την γένεσή τους σε μηχανισμούς όπως: ροές κόκκων, δεβριτικές ροές, και χαμηλής, μέσης και υψηλής πυκνότητας τουρβιδιτικά ρεύματα. Οι μηχανισμοί αυτοί είναι ικανοί να αποθέσουν ιζήματα με την μορφή υποθαλάσσιων ριπιδίων. Η υφαλοκρηπίδα, συμφωνα με τα μοντέλα των Hamblin and Walker (1979) δομείται από αποθέσεις ρευμάτων καταιγίδας. Σύμφωνα με το μοντέλο των Vail, 1987 και Posamentier et al., 1988 και 1991 κατά την διάρκεια του κατώτερου Ηωκαίνου-ανώτερου Ολιγόκαινου μία γενική πτώση της θάλασσας και οι χαμηλές ευστατικές συνθήκες που ακολούθησαν αναπαρήγαγαν το «σύστημα χαμηλών ευστατικών συνθηκών». Στο σύστημα αυτό το πιο απομακρυσμένο και κατώτερο στρωματογραφικά είναι το «ριπίδιο πεδίου λεκάνης (basin-floor fan) («ριπίδιο χαμηλών ευστατικών συνθηκών») ενώ το λιγότερο απομακρυσμένο και πιο ρηχά τοποθετημένο 47

52 σύστημα καναλιών και αναχωμάτων είναι το «ριπίδιο κατωφέρειας» (slope fan) ή «πρίσμα χαμηλών ευστατικών συνθηκών». Το «ριπίδιο πεδίου λεκάνης αποτίθεται κατά την διάρκεια της πτώσης της στάθμης της θάλασσας ενώ το ριπίδιο κατωφέρειας αποτίθεται κατά την διάρκεια αργής ανόδου της στάθμης της θάλασσας που ακολουθεί (Posamentier et al., 1988, 1991). Κατά την διάρκεια των χαμηλών ευστατικών συνθηκών δημιουργείται η με την μορφή αποθέσεων πλήρωσης διανοιχθέντων κοιλάδων (Posamentier and Vial, 1988). 3.7 Οργανική γεωχημεία Οι περιοχές στις οποίες το οργανικό υλικό είναι άφθονο είναι εκείνες με έντονη παρουσία ζωής. Για παράδειγμα, στο θαλάσσιο και λιμναίο βυθό, στα στάσιμα και αναγωγικού χαρακτήρα νερά, όταν το μορφολογικό ανάγλυφο βυθίζεται γρήγορα και υπάρχει έλλειψη βακτηριακής δράσης το οργανικό υλικό αφθονεί. Η γεωχημική ανάλυση του πετρελαίου αλλά και του μητρικού πετρώματος είναι κρίσιμης σπουδαιότητας για την κατανόηση αφενός της απόθεσης και ωρίμανσης του μητρικού πετρώματος και αφετέρου της μετανάστευσης και παγίδευσης του πετρελαίου. Η γεωχημική ανάλυση του πετρελαίου παρέχει τις πληροφορίες που είναι απαραίτητες τόσο για την περιγραφή του διαχωρισμού του ταμιευτήρα όσο και για την κατανόηση της διαγενετικής ιστορίας του μητρικού πετρώματος ενώ η γεωχημική ανάλυση του μητρικού πετρώματος χρησιμοποιείται για τους ίδιους σχεδόν λόγους με την πετρογραφική ανάλυση. Για τον προσδιορισμό δηλαδή παραμέτρων όπως η προέλευση και η ιστορία διαγένεσης του μητρικού πετρώματος. Το μητρικό πέτρωμα είναι ένας ιζηματογενής σχηματισμός που περιέχει ικανοποιητική ποσότητα οργανικού υλικού έτσι ώστε όταν ταφεί και θερμανθεί να παράγει πετρέλαιο και/ή φυσικό αέριο. Οι υψηλές συγκεντρώσεις οργανικού υλικού παρατηρούνται σε ιζήματα που αποτίθενται σε περιοχές με στάσιμα νερά και υψηλή παραγωγικότητα οργανικού υλικού. Τα περιβάλλοντα αυτά, της υψηλής παραγωγικότητας, περιλαμβάνουν τα έλη, τις ρηχές θάλασσες και τις λίμνες. Ωστόσο, ένα μεγάλο μέρος του νεκρού οργανικού υλικού που παράχθηκε σε ένα τέτοιο περιβάλλον σαρώνεται και ανακυκλώνεται μέσα στο βιολογικό κύκλο. Για να διατηρηθεί το οργανικό υλικό, το ποσοστό οξυγόνου των κατώτατων αλλά και των ενδιάμεσων στρωμάτων νερού του ιζήματος θα πρέπει να είναι πολύ χαμηλό ή μηδέν. Τέτοιες συνθήκες είναι δυνατόν να δημιουργηθούν ή από την υπερπαραγωγή οργανικού υλικού ή σε περιβάλλοντα τα οποία χαρακτηρίζονται από περιορισμένη κυκλοφορία νερού. Τα διαφορετικά είδη οργανικού υλικού παράγουν και διαφορετικά είδη υδρογονανθράκων. Όπως έχει ήδη αναφερθεί το οργανικό υλικό που είναι πλούσιο σε μαλα- 48

53 κούς ιστούς, όπως αυτό που βρίσκεται στα άλγη, παράγει συνήθως πετρέλαιο και αέριο στην ωρίμανση (θέρμανση), ενώ το φυσικό αέριο προέρχεται κυρίως από την ωρίμανση οργανικού υλικού πλούσιο σε ξυλώδεις ιστούς. Ακόμη και τα μητρικά τα οποία παράγουν πετρέλαιο είναι δυνατόν να παράγουν φυσικό αέριο όταν κατά τη διάρκεια του ενταφιασμού τους φτάσουν σε υψηλές θερμοκρασίες (Gluyas and Swarbrick 2004). Η διάβρωση οδηγεί στην οξείδωση του οργανικού υλικού των μητρικών πετρωμάτων αλλά και στην διάλυση και καθίζηση των ορυκτών στα ψαμμιτικά και ασβεστολιθικά πετρώματα. Ως εκ τούτου, τα στοιχεία που προκύπτουν από την ανάλυση δειγμάτων από επιφανειακές εμφανίσεις πρέπει να αντιμετωπιστούν με την ίδια προσοχή όπως αυτά που προκύπτουν από την ανάλυση δειγμάτων από γεωτρήσεις. Μπορούν επίσης να υπόκεινται σε τύπους αναλύσεων παρόμοιους με αυτούς που εκτελούνται στα πετρέλαια. Αυτοί περιλαμβάνουν την ανάλυση σταθερών ισοτόπων αλλά και τον προσδιορισμό της θερμικής και μοριακής ωριμότητας (Naeser and McCulloh, 1989). Σύμφωνα με την μέθοδο πυρόλυσης Rock-Eval η οποία έχει χρησιμοποιηθεί εκτενώς στην εξερεύνηση πετρελαίου και φυσικού αερίου στις ιζηματογενείς λεκάνες ανά τον κόσμο (Espitalie et al., 1986 και 1987, Peters και Cassa, 1994), οι αποθέσεις της υφαλοκρηπίδας στην περιοχή μελέτης βρίσκονται σε ανώριμο στάδιο θερμικής ωριμότητας και μπορούν να αποτελέσουν μητρικά πετρώματα στο μέλλον (Maravelis, 2011). 3.8 Ποιότητα ρεζερβουάρ Η ποιότητα του ρεζερβουάρ αποτελεί ένα από τα στοιχεία που καθορίζουν την πιθανότητα ύπαρξης αερίων ή/και υγρών υδρογονανθράκων κατά την διάρκεια της διερεύνησης. Η παρουσία της άμμου σε σχέση με τον πηλό και την άργιλο επηρεάζει την ποιότητα του ρεζερβουάρ μόλις τα κλαστικά ιζήματα αποτεθούν σε μία λεκάνη. Ωστόσο, κατά την διάρκεια ταφής η αποτιθέμενη άμμος διαφοροποιείται ως προς το αρχικό της πορώδες, την δομή της ή ακόμα και την ορυκτολογία της καθώς μετατρέπεται σε ψαμμίτη (Worden and Burley, 2003). Η διαγένεση αποτελείται από ένα σύνολο φυσικών, γεωχημικών και βιολογικών μετάαποθετικών διαδικασιών κατά τις οποίες οι αρχικές ορυκτολογικές συναθροίσεις και οι ενδιάμεσοι πόροι νερού επιδρούν μεταξύ τους με σκοπό να αποκτήσουν το ιστολογικό και θερμοδυναμικό ισοζύγιο του περιβάλλοντος απόθεσής τους (Worden and Burley, 2003). Ο Maravelis (2009) προσδιόρισε το πορώδες και τη διαπερατότητα στην περιοχή μελέτης με την συλλογή, προετοιμασία και μελέτη των ψαμμιτών υφαλοκρηπίδας. Ο ίδιος αυτός ερευνητής με την κατασκευή διαγραμμάτων της συχνότητας εμφάνισης των πόρων 49

54 προς την διάμετρο των αντίστοιχων πόρων υπολόγισε τη διάμετρο των πόρων. Ο υπολογισμός του όγκου των πόρων πραγματοποιήθηκε μέσα από την κατασκευή διαγραμμάτων του εισαγόμενου σε κάθε δείγμα όγκου Hg προς την αντίστοιχη πίεση των τριχοειδών αγγείων. Τα ιζήματα υφαλοκρηπίδας βρέθηκαν να έχουν μέτριο πορώδες ενώ η διαπερατότητά τους χαρακτηρίζεται από ασήμαντη έως πτωχή. 4. ΑΝΤΙΚΕΙΜΕΝΟ ΠΑΡΟΥΣΑΣ ΕΡΕΥΝΑΣ O ποσοτικός προσδιορισμός του οργανικού άνθρακα με την μέθοδο της τιτλοδότησης εβδομήντα επτά δειγμάτων από επιφανειακές εμφανίσεις ιλυολίθων από την περιοχή της Λήμνου, καθώς και η ανάλυση ανθρακικού ασβεστίου σύμφωνα με την διάσπαση ανθρακικού ασβεστίου με την χρήση οξικού οξέος, με στόχο την αξιολόγηση των οργανικών γεωχημικών χαρακτηριστικών των παραπάνω δειγμάτων και της δυνατότητας γένεσης υδρογονανθράκων αποτελεί το αντικείμενο της παρούσας έρευνας Στρωματογραφική ανάλυση Η λεπτομερής περιγραφή και ανάλυση της ακολουθίας των ιζημάτων στην περιοχή μελέτης μας έδωσε τη δυνατότητα κατασκευής της στρωματογραφικής στήλης και την δυνατότητα προσδιορισμού τεσσάρων κύκλων ιζηματογένεσης με αυξανόμενο κοκκομετρικό μέγεθος προς τα πάνω (εικόνα 34). Ειδικότερα, ο πρώτος κύκλος ιζηματογένεσης και στρωματογραφικά κατώτερος, έχει συνολικό πάχος 36,5 μέτρα, και αποτελείται από 6 στρώματα ιλυολίθων πάχους 33 μέτρων, μέσα στα οποία κατά θέσεις παρεμβάλλονται μικρού πάχους ψαμμιτικοί ορίζοντες. Ο κύκλος αυτός κλείνει με εναλλαγές ψαμμιτικών και πηλιτικών στρωμάτων σε αναλογία 1:1, συνολικού πάχους 3.5μ, και όπου τα ψαμμιτικά στρώματα έχουν πάχος από 1-5εκ. Ο δεύτερος κύκλος ιζηματογένεσης, με συνολικό πάχος 13μ, αποτελείται από ιλυολίθους στη βάση, πάχους 7μ., με μικρού πάχους παρεμβολές ψαμμιτών, που περνάνε σε εναλλαγές ψαμμιτικών και ιλιολίθων, συνολικού πάχους 6μ., σε αναλογία 1:1, και πάχος ψαμμιτών από 1-7εκ. Ο τρίτος κύκλος ιζηματογένεσης συνίσταται από 4 στρώματα ιλυολίθων, συνολικού πάχους 15 μέτρων, και μια ακολουθία εναλλαγών ψαμμιτών με ιλυολίθους, συνολικού πάχους 17.5 μ. Ο τελευταίος τέταρτος κύκλος ιζηματογένεσης αποτελείται από ένα στρώμα ιλυολίθου με σπάνια παρουσία άμμου, πάχους 10 μέτρων, ο οποίος κλείνει με εναλλαγές ψαμμιτών και ιλυολίθων, συνολικού πάχους 7 μέτρων, και πάχος ψαμμιτών από 1-25εκ. (εικόνα 34). 50

55 εναλλαγές ψαμμιτών ιλυολίθων πάχος ψαμμιτών 1-25εκ. Κυρίως ιλυόλιθος με σπάνια την παρουσία άμμου 1-10 εκ D70-D72 Εναλλαγές ψαμμιτών ιλυολίθων D66-D69 Βάση παχιών ψαμμιτών D65 Ιλυόλιθος D61-D64 Ιλυόλιθος D56-D60 Ιλυόλιθος ανοιχτόχρωμος D50-D55 Ιλυόλιθος σκουρόχρωμος D48-D49 Εναλλαγές ψαμμιτών ιλυολίθων σε αναλογία 1:1 - πάχος ψαμμιτών 1-7εκ. D44-D47 Κυρίως ιλυόλιθοι με πολύ σπάνιες παρεμβολές ψαμμιτών πάχους 1-10 εκ.d38-d43 Εναλλαγές ψαμμιτικών/πηλιτικών στρωμάτων σε αναλογία 1:1 πάχος ψαμμιτών 1-5 εκ., εξέλιξη προς τα πάνω σε καθαρό ιλυόλιθο D32-D37 Κυρίως ιλυόλιθος με σπάνιες ενστρώσεις ψαμμίτη ψαμμίτης 1-5 εκ. D23-D31 Ιλυόλιθοςμε συχνές άμμους (άμμοι 1-12 εκ.) Κυρίως ιλυόλιθος με σπάνιες ςνστρώσεις ψαμμίτη ψαμμίτης 1-5 εκ. D13-D18 Ιλυόλιθος D9-D12 D19-D22 ΤΟΥΡΒΙΔΙΤΕΣ Ιλυόλιθοςμε λεπτές ενστρώσεις ψαμμίτη ψαμμίτης 1-5 εκ. D5-D8 Ιλυόλιθος D1-D4 ψαμμίτης Ιλυόλιθος Εικόνα 34: Στρωματογραφική στήλη των αποθέσεων υφαλοκρηπίδας. Στην παραπάνω στρωματογραφική στήλη έγινε δειγματοληψία συνολικά εβδομήντα επτά δειγμάτων. Τα δείγματα ελήφθησαν με την σειρά που παρουσιάζεται στον πίνακα 1. 51

56 Πίνακας 1: Το πάχος των στρωμάτων από τα οποία έγινε η δειγματοληψία. Οι ψαμμίτες των αποθέσεων υφαλοκρηπίδας έχουν χρώμα κίτρινο ή καφέ (εικόνα 35). Εικόνα 35: Παχυστρωματώδεις ψαμμίτες των αποθέσεων υφαλοκρηπίδας (Maravelis, 2009). Ανάμεσα στους ψαμμίτες παρεμβάλλονται αργιλικά στρώματα με οριζόντια και/ή διασταυρούμενη ελασμάτωση τα οποία περιέχουν συχνά οργανικό υλικό (εικόνα 36). 52

57 Εικόνα 36: Άργιλος με υψηλό ποσοστό οργανικού υλικού (Maravelis, 2009). Οι περισσότερες από τις βάσεις των ψαμμιτικών στρωμάτων εμφανίζονται να στερούνται ιδιαιτέρων χαρακτηριστικών αν και έχουν αναγνωριστεί δομές πυθμένα όπως «flute marks» και «groove marks». Προοδευτικά προς τα πάνω η αμμώδης ακολουθία εξελίσσεται σε μια σχεδόν αποκλειστικά αργιλική η οποία συνίσταται από συμπαγείς και ομογενείς πράσινους ή γκρι αργίλους (εικόνα 37). Εικόνα 37: Συμπαγής και ομογενής άργιλος (Maravelis, 2009). 4.2 Εργαστηριακή ανάλυση Τα 77 δείγματα που συλλέχθηκαν από τα ιζήματα υφαλοκρηπίδας στην περιοχή μελέτης αναλύθηκαν στο εργαστήριο Ιζηματολογίας. Προσδιορίστηκαν το περιεχόμενο ανθρακικό ασβέστιο (CaCO 3 ) και ο οργανικός άνθρακας (Corg). Ο περιεχόμενος οργανικός άνθρακας 53

58 προσδιορίστηκε με τη χρήση της μεθόδου της στοιχειομετρικής ανάλυσης κατά Gaudette et al. (1974) στα 66 από τα 77 δείγματα. Τα δείγματα στα οποία δεν έγινε η ανάλυση ήταν ανοιχτόχρωμα, γεγονός που δείχνει ότι το οργανικό υλικό σ αυτά είναι μηδενικό. Το περιεχόμενο CaCO 3 προσδιορίστηκε με τη χρήση CH 3 COOH που περιγράφουν οι Varnavas (1979) και Ζεληλίδης (1988) Ποσοτικός προσδιορισμός οργανικού άνθρακα (Corg) Ο προσδιορισμός του οργανικού άνθρακα έγινε με την μέθοδο της τιτλοδότησης (σύμφωνα με τον Gaudette et al 1974). Στις δοκιμές που έγιναν προσδιορίστηκε ποσοτικά ο οργανικός άνθρακας των δειγμάτων με την οξείδωση του περιεχομένου στα δείγματα οργανικού άνθρακα και την εν συνεχεία εξουδετέρωση ενός δημιουργούμενου όξινου περιβάλλοντος. H μέθοδος που χρησιμοποιήθηκε είναι η παρακάτω: 1. Τα δείγματα των πετρωμάτων κονιοποιήθηκαν έως το κλάσμα των 250 μm. 2. Ακολουθήθηκε ξήρανση στους 50 ο C για 24 ώρες για απομάκρυνση της υγρασίας. 3. Ζυγίστηκε δείγμα βάρους 0,2-0,5g από κάθε δοκίμιο σε ζυγό ακριβείας δύο δεκαδικών του γραμμαρίου και µεταφέρθηκε σε σφαιρικού σχήµατος φιάλη των 500ml. 4. Προστέθηκαν 10ml διαλύµατος διχρωµικού καλίου Κ 2 Cr 2 O 7 1Ν (εικόνα 38) και το διάλυµα αναδεύτηκε (εικόνα 39). Εικόνα 38: Ανάλυση οργανικού άνθρακα με Εικόνα 39: Ανάλυση οργανικού άνθρακα με τιτλοδότηση. τιτλοδότηση. 5. Προστέθηκαν 20ml πυκνού θειικού οξέος Η 2 SO 4 96% και το διάλυµα αναδεύτηκε. Η ανάδευση έχει ως στόχο την αποφυγή επικόλλησης του δείγµατος στα τοιχώµατα του δοχείου, αλλά και την πλήρη επαφή του µε τα αντιδραστήρια, και άρα την βέλτιστη αντίδρασή του µε αυτά. 6. Το διάλυµα αφέθηκε σε ηρεµία για 30 λεπτά (εικόνα 40). 54

59 Εικόνα 40: Ανάλυση οργανικού άνθρακα με τιτλοδότηση. Mετά την παρέλευση του χρόνου των 30min ακολούθησε αραίωσή του µε απεσταγµένο νερό, µέχρι να αποκτήσει όγκο 200ml. 7. Προστέθηκαν 10ml φωσφορικού οξέος (Η 3 ΡO 4 ) 85%, 0,2gr φθοριούχου νατρίου (NaF) και 15 σταγόνες δείκτη διφαινυλαµίνης. 8. Το διάλυµα επανατιτλοδοτήθηκε µε διάλυµα σιδηρούχου θειικού αµµωνίου FeSO 4 (NH 4 ) 2 SO 4 (6H 2 O) 0,5N. Το ποσοστό υπολογίστηκε από τον παρακάτω τύπο, αναγόµενο σε ποσοστό %, το χρώµα του διαλύµατος περνά διαδοχικά από καφέ πράσινο σε µαύρο, µπλε, µοβ λιλά και τέλος χαρακτηριστικό φωτεινό πράσινο που σηµατοδοτεί την ολοκλήρωση της διαδικασίας (εικόνα 41). Εικόνα 41: Ανάλυση οργανικού άνθρακα με τιτλοδότηση. Η παραπάνω διαδικασία πραγµατοποιήθηκε αρχικά σε τυφλό δείγµα (διάλυµα χωρίς ίζηµα) και στη συνέχεια στα δοκίµια. % οργανικού άνθρακα Corg = 10(1-Τ/S)*(1,0N*0,003*100/W), όπου: 55

60 Τ = διάλυμα σιδηρούχου θειικού αμμωνίου FeSO 4 (NH 4 ) 2 SO 4 (6H 2 O) στο δείγμα σε ml. S = διάλυμα σιδηρούχου θειικού αμμωνίου FeSO 4 (NH 4 ) 2 SO 4 (6H 2 O) στο τυφλό δείγμα σε ml. 0,003 = 12/4000 το μέγιστο βάρος του C. 1,0Ν = κανονικότητα του διχρωμικού καλίου Κ 2 Cr 2 O = ποσότητα του διχρωμικού καλίου Κ2Cr2O7 σε gr. W = το βάρος του δείγματος σε gr. Η προετοιμασία των αντιδραστηρίων που χρησιμοποιούνται στην τιτλοδότηση πραγματοποιείται ως εξής: Το κανονικό διάλυμα (1Ν) του διχρωμικού καλίου K 2 Cr 2 O 7 παρασκευάζεται µε τη διάλυση 49,04g σκόνης καθαρού διχρωμικού καλίου, σε 1000 ml διαλύματος. Το διάλυμα ένυδρου σιδηρούχου θειικού αμμωνίου [(NH 4 ) 2 Fe(SO 4 ) 2 x 6H 2 0] κανονικότητας 0,5Ν παρασκευάζεται µε τη διάλυση 196,1 g ουσίας, σε περίπου 800ml αποσταγμένου νερού, στο οποίο έχουν προστεθεί 20ml H 2 SO 4. Ακολουθεί συμπλήρωση µε νερό μέχρι όγκου 1000ml. Ο δείκτης διφαινυλαµίνης ((C 6 H 5 ) 2 NH) παρασκευάζεται µε τη διάλυση 0,5g ουσίας (δείκτη) σε 20 ml αποσταγμένου νερού και την προσθήκη 100ml H 2 SO 4 στο προκύπτον διάλυμα. Τα αποτελέσματα της γεωχημικής ανάλυσης έδειξαν ότι τα ιζήματα υφαλοκρηπίδας περιέχουν από 0% 1,15%, με μέση τιμή 0,34% Οργανικού Άνθρακα (Διαγράμματα 1 και 2). Διαγράμματα 1 και 2 : Ποσοστό (%) Οργανικού Άνθρακα Corg. 56

61 Γενικά, το περιεχόμενο σε οργανικό άνθρακα χαρακτηρίζεται από έντονη διακύμανση σε όλη την στρωματογραφική στήλη. Στον πρώτο ιζηματογενή κύκλο (δείγματα D1-D37) τα ποσοστά TOC κυμαίνονται από 0 έως 0.17% ενώ παρατηρείται μία απότομη μείωση στην τιμή του οργανικού υλικού στα δείγματα D1 και D35 με 0% TOC. Συγκεκριμένα, οι ιλυόλιθοι του πρώτου κύκλου ιζηματογένεσης (D1-D31) έχουν μέσο όρο 0.38% TOC ενώ το στρώμα των εναλλαγών ψαμμιτικών/πηλιτικών στρωμάτων σε αναλογία 1:1 (D32-D37) έχει μέσο όρο 0.46% TOC. Στον δεύτερο ιζηματογενή κύκλο (δείγματα D38-D47) τα ποσοστά TOC κυμαίνονται από 0 έως 1.15% ενώ η τιμή TOC φτάνει το 1.03% στο δείγμα D40. Συγκεκριμένα, το στρώμα ιλυόλιθου του δεύτερου κύκλου ιζηματογένεσης (D38-D43) έχει μέσο όρο 0.56% TOC ενώ το ανώτερο στρώμα εναλλαγών ψαμμιτών/ιλιολίθων (D44-D47) 0.37% TOC. Στον τρίτο ιζηματογενή κύκλο (δείγματα D48-D69) τα ποσοστά TOC κυμαίνονται από 0.11 έως 1.03% ενώ το TOC φτάνει το 1.15% στο δείγμα D67 και το 0.98% στο δείγμα D68 ενώ μηδενικές είναι οι τιμές για τα δείγματα D51, D53, D54, D55, D57, D58, D59, D66, D69. Επιπλέον στον κύκλο αυτόν για τα τέσσερα στρώματα ιλυολίθου (D48-D64) το ποσοστό TOC είναι 0.23% ενώ για το στρώμα των εναλλαγών ψαμμίτη/ιλιολίθων του το ποσοστό είναι 0.54%. Στον τέταρτο ιζηματογενή κύκλο (δείγματα D70-D77) και στο ανώτερο στρώμα της στρωματογραφικής στήλης τα ποσοστά TOC κυμαίνονται από 0 έως 0.84% ενώ παρατηρούνται μηδενικές τιμές TOC στα δείγματα D70, D71, D73, D75, D76. Tο στρώμα ιλυόλιθου του τέταρτου ιζηματογενούς κύκλου (D70-D72) έχει TOC 0.06% ενώ το στρώμα εναλλαγών ψαμμίτη/ιλυόλιθου (D73-D77) έχει μέσο όρο 0.04% TOC. Η μελέτη μεγάλου αριθμού δειγμάτων διαφορετικών ηλικιών έχει οδηγήσει στο συμπέρασμα ότι η ελάχιστη τιμή TOC που απαιτείται για τον προσδιορισμό ενός πετρώματος ως ανώριμο μητρικό είναι 0,5% κ.β. (Hunt, 1979; Hedberg and Moody, 1979; Tissot and Welte, 1984) (πίνακας 2). Δυνατότητα γένεσης TOC (wt %) υδρογονανθράκων πτωχή 0-0,5 Μέτρια 0,5-1 Καλή 1-2 Πολύ καλή 2-4 Άριστη >4 Πίνακας 2: γεωχημικές παράμετροι της δυνατότητας ανάπτυξης πετρελαίου (ποσότητα) ενός ανώριμου μητρικού πετρώματος (Peters and Cassa, 1994). 57

62 Σύμφωνα με τον πίνακα 2 η δυνατότητα παραγωγής απολήψιμων υδρογονανθράκων για τα δείγματα της περιοχής μελέτης είναι πτωχή έως καλή Ποσοτικός προσδιορισμός ανθρακικού ασβεστίου CaCO 3 Για τον προσδιορισµό της επί τοις εκατό (%) περιεκτικότητας των δειγµάτων σε ανθρακικό ασβέστιο (CaCO 3 ) χρησιμοποιήθηκε η µέθοδος Βarnavas (1979), η αξιοπιστία της οποίας έχει επιβεβαιωθεί και από άλλους ερευνητές (Ζεληλίδης, 1988). Η µέθοδος αυτή στηρίζεται στην πλήρη διάσπαση του ανθρακικού ασβεστίου (CaCO 3 ) µε οξικό οξύ (CH 3 COOH), προς σχηµατισµό ευδιάλυτου άλατος οξικού ασβεστίου ((CH 3 COO) 2 Ca) και διαφυγή του παραγόµενου διοξειδίου του άνθρακα (CO 2 ), σύµφωνα µε την εξίσωση: CaCO 3 + 2CH 3 COOH (CH 3 COO) 2 Ca + CO 2 + H2O Σύµφωνα µε τη µέθοδο αυτή, ζυγίζεται για κάθε περίπτωση 1g ξηρού και κονιοποιηµένου δείγµατος και µεταφέρεται σε κωνική φιάλη των 100ml (εικόνα 42). Εικόνα 42: Ποσοτικός προσδιορισμός ανθρακικού ασβεστίου Μέσα στην κωνική φιάλη προστίθενται 10ml (περίσσεια) οξικού οξέος 25% w/w και το δείγµα τοποθετείται προς ανάδευση για χρονική διάρκεια τεσσάρων (4) ωρών σε ηλεκτρικό δονητή, είτε παραµένει προς αντίδραση είκοσι τέσσερις (24) ώρες σε θερµοκρασία περιβάλλοντος, εφ όσον δοκιµές που πραγµατοποιήθηκαν έδειξαν ότι το αποτέλεσµα είναι το ίδιο. Μετά το πέρας της διεργασίας αυτής πραγµατοποιείται διήθηση του εναποµείναντος δείγµατος και των προϊόντων της αντίδρασης σε προζυγισµένο, µε ζυγό ακριβείας φίλτρο διηθητικού χάρτη πολύ λεπτού ηθµού (DIN EN ISO 9001). Το ευδιάλυτο άλας του οξικού ασβεστίου διέρχεται από το διηθητικό χαρτί - για το σκοπό αυτό πραγµατοποιούνται 2-3 εκπλύσεις του φίλτρου µε απιονισµένο νερό - ενώ το µέρος του ιζήµατος που δεν αντέδρασε συγκρατείται (εικόνα 43). 58

63 Εικόνα 43: Ποσοτικός προσδιορισμός ανθρακικού ασβεστίου. Το διηθητικό χαρτί µε το αδιάσπαστο ίζηµα αφήνεται προς ξήρανση σε πυριαντήριο και στη συνέχεια ζυγίζεται (εικόνα 44). Εικόνα 44: Ποσοτικός προσδιορισμός ανθρακικού ασβεστίου. Η διαφορά βάρους του διηθητικού χαρτιού µε και χωρίς ίζηµα δίνει το βάρος του µη ανθρακικού µέρους του δείγµατος, ενώ η διαφορά του συγκρατηθέντος ιζήµατος από το αρχικό βάρος του δείγµατος πολλαπλασιαζόµενο επί εκατό (100) δίνει το ποσοστό του ανθρακικού ασβεστίου που περιέχει το δείγµα. Εάν το βάρος του αρχικού δείγµατος δεν είναι ακριβώς 1g τότε το επί τοις % ποσοστό του ανθρακικού ασβεστίου δίνεται από τον τύπο: % ποσοστό CaCO3 = [(Wδείγµατος- Wφίλτρου)/ Wδείγµατος]100% όπου : W δείγµατος και W φίλτρου είναι το βάρος του δείγµατος και η διαφορά βάρους του φίλτρου µε και χωρίς ίζηµα. Στις αναλύσεις που πραγµατοποιήθηκαν, τα προς κονιοποίηση δείγµατα είχαν αρχική κοκκοµετρική διάµετρο µικρότερη των 4mm. Η ξήρανση των δειγµάτων πριν από την 59

64 κονιοποίηση πραγµατοποιήθηκε στον αέρα, µετά δε από αυτή σε πυριαντήριο και σε θερµοκρασία 60 ο C. Από τα αποτελέσματα του ποσοστιαίου CaCO 3 (διαγράμματα 3 και 4) προκύπτει ότι το ποσοστό του Ανθρακικού ασβεστίου κυμαίνεται από ,52 % με μέση τιμή 16,95% (Διαγράμματα 3 και 4). Διαγράμματα 3 και 4: Ραβδόγραμμα με το ποσοστό του CaCO 3. Στον πρώτο ιζηματογενή κύκλο (δείγματα D1-D37) τα ποσοστά CaCO 3 κυμαίνονται από 9.42 έως 42.52% ενώ οι μέγιστες τιμές ανήκουν στα δείγματα D % και στο D % ενώ οι ελάχιστες τιμές είναι των δειγμάτων D % και D %. Συγκεκριμένα, οι ιλυόλιθοι του πρώτου κύκλου ιζηματογένεσης (D1-D31) έχουν μέσο όρο 15.5% CaCO 3 ενώ το στρώμα των εναλλαγών ψαμμιτικών/πηλιτικών στρωμάτων σε αναλογία 1:1 (D32-D37) έχει μέσο όρο 15.97% CaCO 3. Στον δεύτερο ιζηματογενή κύκλο (δείγματα D38-D47) τα ποσοστά CaCO 3 κυμαίνονται από 9.98 έως 38.3% ενώ παρατηρούνται υψηλές τιμές στα δείγματα D % και D % ενώ η ελάχιστες τιμές έχουν τα δείγματα D % και D %. Συγκεκριμένα, το στρώμα ιλυόλιθου του δεύτερου κύκλου ιζηματογένεσης (D38-D43) έχει μέσο όρο 17.6% CaCO 3 ενώ το ανώτερο στρώμα εναλλαγών ψαμμιτών/ιλιολίθων (D44-D47) 17.77% CaCO 3. Στον τρίτο ιζηματογενή κύκλο (δείγματα D48-D69) τα ποσοστά CaCO 3 κυμαίνονται από 1.37 έως 34.85% ενώ οι μέγιστες τιμές συγκεντρώνονται στο D % και στο D % ενώ οι ελάχιστες είναι των δειγμάτων D % και D %. Επιπλέον στον κύκλο αυτόν για τα τέσσερα στρώματα ιλυολίθου (D48-D64) το ποσοστό CaCO 3 είναι 18.99% ενώ για το στρώμα των εναλλαγών ψαμμίτη/ιλιολίθων του το ποσοστό CaCO 3 είναι 14.55%. Στον τέταρτο κύκλο ιζηματογένεσης (δείγματα D70-D77) τα ποσοστά CaCO 3 κυμαίνονται από 9.24 έως 27.67% ενώ το CaCO 3 λαμβάνει υψηλές τιμές στα δείγματα D % και D % και 60

65 ελάχιστες στο D % και στο D %. Tο στρώμα ιλυόλιθου του τέταρτου ιζηματογενούς κύκλου (D70-D72) έχει CaCO 3 16% ενώ το στρώμα εναλλαγών ψαμμίτη/ιλυόλιθου (D73-D77) έχει μέσο όρο 21.71% CaCO 3. Στρωματογραφική ενότητα Μ.Ο.%TOC Μ.Ο.% CaCO 3 Eναλλαγές ψαμμιτών/ιλυολίθων Στρώμα ιλυόλιθου με σπάνια παρουσία άμμου ακολουθία εναλλαγών ψαμμιτών με ιλυόλιθους στρώματα ιλυολίθων Εναλλαγές ψαμμιτών/ιλυολίθων Στρώμα ιλυόλιθου Εναλλαγές ψαμμιτικών/πηλιτικών στρωμάτων 0.46 σε αναλογία 1:1 6 στρώματα ιλυολίθων Πίνακας 3: Οι Μ.Ο. %TOC και % CaCO 3 για κάθε στρωματογραφική ενότητα Συγκριτικά αποτελέσματα συσχέτιση TOC - CaCO 3 Οι τιμές CaCO 3 TOC μπορούν να συγκριθούν για κάθε δείγμα ξεχωριστά παρατηρώντας το διάγραμμα 5. Στον πρώτο ιζηματογενή κύκλο παρατηρείται θετική συσχέτιση των TOC - CaCO 3 στα δείγματα D2, D5, D8, D9, D13, D15, D16, D17, D22, D30, D34, D37. Αρνητική συσχέτιση όπου αυξάνεται το TOC και μειώνεται το CaCO 3 έχουν τα δείγματα D4, D20, D25, D26, D28, D31 ενώ μείωση του TOC και αύξηση του CaCO 3 παρατηρούμε στα δείγματα D3, D11, D19, D24, D27, D29, D32. Στον δεύτερο ιζηματογενή κύκλο (D38-D47) δεν προκύπτει θετική συσχέτιση TOC - CaCO 3. Αρνητική συσχέτιση όπου αυξάνεται το TOC και μειώνεται το CaCO 3 έχουν τα δείγματα D40, D45, D47 ενώ μείωση του TOC και αύξηση του CaCO 3 παρατηρούμε στα δείγματα D39, D41, D43, D44, D46. Στον τρίτο κύκλο ιζηματογένεσης (D48-D69) αυξάνονται το TOC και το CaCO 3 ταυτόχρονα στα δείγματα D48, D60, D67. Τα δείγματα του τρίτου κύκλου στα οποία αυξάνεται το TOC και μειώνεται το CaCO 3 είναι τα D49, D52, D56, D62, D65 ενώ η αρνητική συσχέτιση με μείωση του TOC και αύξηση του CaCO 3 συναντάμε στα δείγματα D50, D53, D61, D63, D64, D68. Τέλος, στον τέταρτο και 61

66 ανώτερο στρωματογραφικά κύκλο ιζηματογένεσης (D70- D77) θετική συσχέτιση των TOC - CaCO 3 έχουν τα δείγματα D74 και D77. Στον ίδιο κύκλο στο δείγμα D72 αυξάνεται το TOC ενώ μειώνεται το CaCO 3 και στο δείγμα D73 αυξάνεται το CaCO 3 ενώ μειώνεται το TOC. Τέλος, στα δείγματα με μηδενικό συνολικό οργανικό άνθρακα για τα οποία δεν μπορούμε να εξάγουμε κάποιο συμπέρασμα για την αυξομείωση του TOC αφού στην θέση απ όπου πήραμε το στρωματογραφικά, αμέσως κατώτερο δείγμα το TOC είναι επίσης μηδέν μπορούμε να εξάγουμε συμπέρασμα μόνο για την αυξομείωση του CaCO 3. Συνεπώς, στα δείγματα D54, D59, D75, D76 είναι μειωμένο το CaCO 3 σε σχέση με τα δείγματα D55, D58, D70, D71 τα οποία δείχνουν την αυξημένη παρουσία του CaCO 3. Για το κάθε δείγμα ξεχωριστά η συσχέτιση των TOC - CaCO 3 δίνει πληροφορίες για τις συνθήκες που επικρατούσαν στη θέση απόθεσης. Η αρνητική συσχέτιση TOC - CaCO 3, με αυξημένο TOC και μειωμένο CaCO 3, οφείλεται στην αύξηση της οργανικής παραγωγικότητας σε αναγωγικές συνθήκες ταυτόχρονα με την μείωση της παραγωγής της ανθρακικής ρίζας και την μείωση της κατακρήμνισης του CaCO 3. Στην περίπτωση του μειωμένου TOC και αυξημένου CaCO 3 έχουμε οξειδωτικές συνθήκες που εμποδίζουν την διατήρηση του οργανικού υλικού και ευνοούν την καθίζηση του ανθρακικού ασβεστίου. Αντίθετα, η θετική συσχέτιση TOC - CaCO 3 με αυξημένα και τα δύο ποσοστά των δύο δεικτών, μπορεί να ερμηνευτεί όταν σε οξειδωτικές συνθήκες όπου μπορεί να παράγεται το CaCO 3 επικρατούν και γρήγοροι ρυθμοί ιζηματογένεσης (ταφής) οπότε το TOC εγκλωβίζεται μέσα στα ιζήματα και διατηρείται και δεν προλαβαίνει να γίνει η καύση του. Στο πλαίσιο των τοπικών συνθηκών, τα τρία περίπου μέτρα μαύρου ιλυόλιθου από τα οποία ελήφθησαν τα δείγματα από το D48-49 περιέχουν ένα μέσο όρο % CaCO 3 και 0.57 TOC % ενώ ο υπερκείμενος ανοιχτόχρωμος ιλυόλιθος πάχους τεσσάρων μέτρων (δείγματα D50-D55) περιέχει μία μέση τιμή 17.96% CaCO 3 και 0.1% TOC. Οι ανοξικές συνθήκες κυριάρχησαν κατά την απόθεση των ιζημάτων του σκουρόχρωμου ιλυολίθου και άλλαξαν σε ένα περιβάλλον υψηλό σε οξυγόνο όταν αποτέθηκε ο ανοιχτόχρωμος ιλυόλιθος. Στον παρακάτω πίνακα (πίνακας 3) φαίνονται τα αποτελέσματα του ποσοτικού προσδιορισμού τόσο του οργανικού άνθρακα (Corg) όσο και του ανθρακικού ασβεστίου (CaCO 3 ) των μελετηθέντων ιζημάτων. 62

67 Sample TOC % CaCO3 % Sample TOC % CaCO3 % D77 0,12 25,71 D38 0,55 1,37 D76 0,00 9,42 D37 0,56 11,91 D75 0,00 20,92 D36 0,43 11,66 D74 0,06 42,52 D35 0,00 15,6 D73 0,00 9,97 D34 0,84 16,61 D72 0,17 9,74 D33 0,42 15,28 D71 0,00 20,48 D32 0,51 24,74 D70 0,00 17,8 D31 0,69 9,82 D69 0,00 11,81 D30 0,37 15,2 D68 0,98 18,99 D29 0,10 13,82 D67 1,15 17,42 D28 0,42 13,37 D66 0,00 9,98 D27 0,16 18,35 D65 0,55 14,53 D26 0,70 14,84 D64 0,26 25,72 D25 0,64 15,96 D63 0,26 21,91 D24 0,13 17,51 D62 0,66 14,52 D23 0,23 12,54 D61 0,31 22,36 D22 0,26 14,7 D60 0,42 11,26 D21 0,20 9,24 D59 0,00 10,9 D20 0,60 13,87 D58 0,00 16,73 D19 0,23 14,86 D57 0,00 12,49 D18 0,41 10,88 D56 0,36 16,73 D17 0,49 27,67 D55 0,00 16,93 D16 0,34 15,81 D54 0,00 11,64 D15 0,23 12,58 D53 0,00 17,4 D14 0,07 12,04 D52 0,36 11,33 D13 0,46 13,31 D51 0,00 12,16 D12 0,16 12,06 D50 0,21 38,3 D11 0,29 19,98 D49 0,58 29,29 D10 0,44 18,5 D48 0,56 33,13 D9 0,67 20,4 D47 0,43 11,34 D8 0,45 18,45 D46 0,20 24,65 D7 0,29 12,23 D45 0,74 14,76 D6 0,61 18,11 D44 0,11 20,31 D5 0,69 18,62 D43 0,31 18,86 D4 0,52 15,72 D42 0,37 8,23 D3 0,40 19,66 D41 0,76 29,58 D2 0,48 16,37 D40 1,03 12,76 D1 0,00 14 D39 0,33 34,85 Πίνακας 3:Ποσοστό (%) Οργανικού Άνθρακα Corg και ανθρακικού ασβεστίου CaCO 3 των δειγμάτων πετρωμάτων με την μέθοδο της τιτλοδότησης. Τα 12 δείγματα (σύνολο 77 δείγματα) που δεν περιλαμβάνονται στον πίνακα είναι ανοιχτού χρώματος, δεν έχουν οργανικό υλικό και δεν εφαρμόστηκε η μέθοδος της τιτλοδότησης. 63

68 Διάγραμμα 5: Λογαριθμικές συγκεντρώσεις των TOC- CaCO 3 των ιζημάτων της περιοχής μελέτης. Στο Διάγραμμα 6 δίνεται η συσχέτιση των TOC και CaCO 3 για όλα τα δείγματα από την περιοχή μελέτης και διαπιστώνεται έλλειψη συσχέτισης θετική ή αρνητική των δύο αυτών παραμέτρων. Επιπλέον απουσιάζει στατιστικώς σημαντική συσχέτιση μεταξύ των μέσων όρων % των ιζηματογενών κύκλων (Διάγραμμα 7). Εξάλλου η σύγκριση των μεγαλύτερων σχετικά τιμών TOC και CaCO 3 δηλαδή για CaCO 3 >15% και TOC>0,5%,) δείχνει απουσία συσχέτισης. (διάγραμμα 8). Η έλλειψη εν γένει μιας γενικής ίσως δείχνει διαφορετική πηγή τροφοδοσίας του ανόργανου και του οργανικού άνθρακα κατά την διάρκεια της ιζηματογένεσης. 64