ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΑ ΜΕΣΟΖΩΙΚΩΝ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΤΗΣ ΙΟΝΙΟΥ ΕΝΟΤΗΤΑΣ ΣΤΟ ΜΕΓΑΝΗΣΙ ΛΕΥΚΑΔΑΣ. Διπλωματική Εργασία ΒΙΣΒΙΚΟΥ ΔΗΜΗΤΡΑ Α.Μ.

Transcript

1 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΑ ΜΕΣΟΖΩΙΚΩΝ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΤΗΣ ΙΟΝΙΟΥ ΕΝΟΤΗΤΑΣ ΣΤΟ ΜΕΓΑΝΗΣΙ ΛΕΥΚΑΔΑΣ Διπλωματική Εργασία ΒΙΣΒΙΚΟΥ ΔΗΜΗΤΡΑ Α.Μ.: Επιβλέπουσα: Επίκ. Καθηγ. ΚΑΤΗ ΜΑΡΙΑΝΝΑ ΑΘΗΝΑ 2017

2 ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΑ ΜΕΣΟΖΩΙΚΩΝ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΤΗΣ ΙΟΝΙΟΥ ΕΝΟΤΗΤΑΣ ΣΤΟ ΜΕΓΑΝΗΣΙ ΛΕΥΚΑΔΑΣ Διπλωματική Εργασία ΒΙΣΒΙΚΟΥ ΔΗΜΗΤΡΑ Α.Μ.: Επιβλέπουσα: Επίκ. Καθηγ. ΚΑΤΗ ΜΑΡΙΑΝΝΑ ΑΘΗΝΑ 2017

3 ΠΕΡΙΛΗΨΗ Το αντικείμενο της παρούσας πτυχιακής διπλωματικής εργασίας είναι η πετρολογική μελέτη ιζηματογενών σχηματισμών, που συνιστούν τμήμα της μέσο-ιουρασικής και της Κρητιδικής ακολουθίας της Ιόνιας ενότητας και εμφανίζονται στο Μεγανήσι, ΝΑ της νήσου Λευκάδας. Η εργασία περιλαμβάνει τη μελέτη της σύστασης-ορυκτολογίας, των ιστολογικών αποθετικών και διαγενετικών χαρακτήρων καθώς και των μηχανισμών και περιβαλλόντων απόθεσης των σχηματισμών. Συνολικά, αναγνωρίστηκαν και μελετήθηκαν τρεις κύριες λιθολογίες, αργιλικοί σχίστες/σχιστοπηλοί, πυριτόλιθοι και ασβεστόλιθοι. Η μελέτη περιέλαβε λεπτομερή εργασία υπαίθρου και εκτεταμένη εργαστηριακή έρευνα, μέσω ποικιλίας αναλυτικών μεθόδων, με έμφαση στη μικροσκοπική ανάλυση και τον ποιοτικό προσδιορισμό ορυκτών μέσω περιθλασιμετρίας ακτίνων-χ (XRD). Ειδικότερα για τη μελέτη των σχιστοπηλών, πραγματοποιήθηκε αρχικά κοκκομετρικός διαχωρισμός και στη συνέχεια ειδική επεξεργασία του κλαστικού κλάσματος < 2μm για τον προσδιορισμό αργιλικών ορυκτών. Οι δέκα κύριες λιθοφάσεις που αναγνωρίστηκαν στην ύπαιθρο ήταν οι εξής: Για τους σχηματισμούς του Ιουρασικού: α) καστανοπράσινοι σχιστοπηλοί με παράλληλη ελασμάτωση, β) γκρίζοι σχιστοπηλοί με κυματοειδή ελασμάτωση, γ) γκρίζοι στρωματώδεις πυριτόλιθοι και δ) καφέ στρωματώδεις πυριτόλιθοι. Για τους σχηματισμούς του Κρητιδικού: ε) πράσινοι σχιστοπηλοί με κυματοειδή ελασμάτωση, στ) πράσινοι σχιστοπηλοί με παράλληλη ελασμάτωση, ζ) γκρίζοι σχιστοπηλοί με παράλληλη ελασμάτωση, η) μαύροι στρωματώδεις πυριτόλιθοι, θ) ερυθρωποί ελασματώδεις ασβεστολουτίτες και ι) λευκοί ασβεστολουτίτες. Η πετρογραφική ανάλυση αντιπροσωπευτικών δειγμάτων από τις ανωτέρω λιθοφάσεις ανέδειξε έντεκα κύριους λιθότυπους, πέντε για τους σχηματισμούς του Ιουρασικού και έξι για τους σχηματισμούς του Κρητιδικού. Η ορυκτολογική και πετρολογική μελέτη σε συνδυασμό με την κατανομή των διαφόρων λιθοφάσεων στο χώρο οδήγησαν στα εξής συμπεράσματα για τις συνθήκες γένεσης και απόθεσης των σχηματισμών που εξετάστηκαν. Οι i

4 συγκεκριμένοι Ιουρασικοί σχηματισμοί (πυριτιωμένοι σχιστοπηλοί και πυριτόλιθοι), οι οποίοι αντιστοιχούν στα παλαιότερα στρώματα της ενδοηπειρωτικής Ιονίου λεκάνης των Ελληνίδων ( Σχιστόλιθοι με Ποσειδώνιες ), αντανακλούν μία εναλλαγή κλαστικής και πυριτικής ιζηματογένεσης βαθιάς λεκάνης, όπου η πελαγική αιώρηση διακοπτόταν από τη δράση χαμηλής πυκνότητας τουρβιδιτικών ρευμάτων που μετέφεραν αλλόχθονο λεπτομερές κλαστικό υλικό. Η λεκάνη απόθεσης βρισκόταν σε θέση κάτω από το βάθος αντιστάθμισης του ανθρακικού ασβεστίου (CCD) και σε υπο-ανοξικές συνθήκες. Οι εξεταζόμενοι σχηματισμοί του Κρητιδικού περιλαμβάνουν πελαγικούς ασβεστόλιθους, που αντιστοιχούν σε τμήματα του σχηματισμού Ασβεστόλιθοι Βίγλας της Ιονίου λεκάνης, οι οποίοι αντανακλούν την κύρια πελαγική ανθρακική ιζηματογένεση που λάμβανε χώρα κατά την περίοδο αυτή μέσα σε αυτήν, ενώ οι ενδιαστρώσεις των πράσινων σχιστοπηλών μαύρων πυριτολίθων αντιπροσωπεύουν ένα ακόμη κύριο γεγονός κλαστικήςπυριτικής βαθιάς ιζηματογένεσης της λεκάνης, όμως μέσω κυρίως πελαγικής αιώρησης και σε υπο-ανοξικές έως ανοξικές συνθήκες. Οι αιτίες δημιουργίας των δύο κύριων γεγονότων κλαστικής-πυριτικής ιζηματογένεσης που διέκοπταν τη μεσοζωική ανθρακική ιζηματογένεση της Ιόνιας λεκάνης φαίνεται να διαφέρουν μεταξύ τους, για αυτό και προτείνεται η περαιτέρω διερεύνησή τους. ii

5 ABSTRACT The scope of the current undergraduate thesis is the petrologic study of sedimentary formations, which constitute part of the mid-jurassic and Cretaceous successions of the Ionian tectonic unit. The area of study is located in Meganisi, SE of Lefkada Island. The study includes the investigation of the composition-mineralogy, textural and diagenetic characteristics, as well as the depositional processes and environments of the formations. Three main sedimentary lithologies, in total, were recognized and determined: shales, cherts and limestones. The investigation of the formations included detailed field work and several analytical methods. Emphasis was given on the petrographic analysis and the qualitative mineralogical analysis by X-ray diffraction (XRD). Specifically, for the study of shales, a separation of silt and clay was carried out and was followed by special treatments applied to the clay fraction (< 2μm), in order to determine the clay minerals included. The following ten main lithofacies were identified in the field: For the Jurassic successions: a) greenish brown shales with parallel lamination, b) gray shales with wavy lamination, c) grey bedded cherts, d) brown bedded cherts. For the Cretaceous successions: e) green shales with wavy lamination, f) green shales with parallel lamination, g) grey shales with parallel lamination, h) black bedded cherts, i) reddish calcilutite with lamination and j) white calcilutite. The petrographic study which was carried out in representative samples of the forenamed lithofacies revealed eleven main lithotypes. Five lithotypes were identified in the Jurassic successions and six in the Cretaceous successions. The mineralogical and petrological study in combination with the spatial distribution of the lithofacies led to the following conclusions on the origin and deposition of the examined formations. The specific Jurassic formations (siliceous shales and cherts) which represent the older beds of the Ionian intracratonic basin of the Hellinides (Posidonia shales) reflect an intercalation of clastic and siliceous deep sea sedimentation. This intercalation indicates that the pelagic settling was interrupted by the effect of low density turbidity iii

6 currents, which transported allochthonous fine-grained clastic sediment. The depositional basin was located beneath the Carbonate Compensation Depth (CCD) and sub-anoxic conditions prevailed. The studied Cretaceous formations include pelagic limestones corresponding to parts of Vigla Limestones Formation which reflect the main carbonate pelagic sedimentation at the time in the Ionian basin. While the intercalation of green shales and black cherts represent one more main event of clastic and siliceous deep sea sedimentation, mainly through the process of pelagic settling, in sub-anoxic to anoxic conditions. The causes of formation of the two main clastic and siliceous deep sea sedimentation events, which interrupted the Mesozoic carbonate sedimentation of the Ionian basin, seem to differ from each other and therefore further examination is recommended. iv

7 ΠΡΟΛΟΓΟΣ ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Στα πλαίσια του Προπτυχιακού Προγράμματος Σπουδών του Τμήματος Γεωλογίας και Γεωπεριβάλλοντος, του Εθνικού και Καποδιστριακού Πανεπιστημίου Αθηνών, εκπονήθηκε η παρούσα διπλωματική εργασία, με αντικείμενο την ορυκτολογική και πετρογραφική μελέτη σχιστοπηλών, πυριτολίθων και ασβεστολίθων ηλικίας Μέσου Ιουρασικού και Άνω Κρητιδικού που εμφανίζονται στην περιοχή Μεγανησίου Λευκάδας. Η επιλογή του θέματος καθορίστηκε από το γεγονός ότι οι συγκεκριμένες ιζηματογενείς μονάδες δεν έχουν μελετηθεί εκτενώς πετρογραφικά και ορυκτολογικά και επιπλέον από το ότι συνιστούν σημαντικούς στρωματογραφικούς ορίζοντες για την παλαιογεωγραφική μελέτη της Εξωτερικής Πλατφόρμας των Ελληνίδων και γενικότερα των Εξωτερικών Ελληνίδων. Από τη θέση αυτή, θα ήθελα να εκφράσω θερμές ευχαριστίες σε όλους όσους συνέβαλλαν στην ολοκλήρωση της παρούσας εργασίας και ειδικότερα: Την κ. Μαριάννα Κατή, Επίκ. Καθηγήτρια του Τομέα Ορυκτολογίας και Πετρολογίας του Τμήματος Γεωλογίας και Γεωπεριβάλλοντος, για την ανάθεση της εργασίας, την αμέριστη καθοδήγηση και βοήθειά της σε όλα τα στάδια αυτής αλλά και τις πολύτιμες συζητήσεις σε ευρύτερα θέματα διερεύνησης των ιζηματογενών πετρωμάτων. Τους κ.κ. Ζαχαρία Ουρανό και Χρήστο και Αγγελόπουλο, μέλη Ε.ΔΙ.Π. του Τομέα Ορυκτολογίας και Πετρολογίας, καθώς και τον κ. Βασίλη Σκουνάκη Ι.Δ.Α.Χ. του Τομέα Οικονομικής Γεωλογίας και Γεωχημείας του Τμήματος, για τη σημαντική και πολύτιμη βοήθεια και καθοδήγησή τους στις διάφορες εργαστηριακές τεχνικές που εφαρμόστηκαν στα υπό μελέτη πετρώματα. Την υποψήφια του μεταπτυχιακού προγράμματος σπουδών του Τομέα Ορυκτολογίας και Πετρολογίας Ελένη Μλουκίε για τις ποικίλες και χρήσιμες v

8 συζητήσεις και συμβουλές αλλά και την πρακτική βοήθειά της σε εργαστηριακές τεχνικές. Τέλος, θα ήθελα να εκφράσω τη βαθιά ευγνωμοσύνη μου στη μητέρα μου για την υπομονή και την ηθική συμπαράσταση που μου πρόσφερε σε όλη τη διάρκεια των προπτυχιακών σπουδών μου στο Τμήμα Γεωλογίας και Γεωπεριβάλλοντος. vi

9 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Σελ. ΠΕΡΙΛΗΨΗ i ABSTRACT.. ii ΠΡΟΛΟΓΟΣ ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ...iii ΚΕΦ. 1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΓΕΝΙΚΑ ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΕΙΣ ΔΙΕΡΓΑΣΙΕΣ ΛΕΚΑΝΗΣ ΛΙΘΟΛΟΓΙΕΣ ΛΕΚΑΝΗΣ ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ ΣΚΟΠΟΣ ΚΑΙ ΕΚΤΑΣΗ ΤΗΣ ΕΡΕΥΝΑΣ 13 ΚΕΦ. 2. ΓΕΩΛΟΓΙΚΟ ΥΠΟΒΑΘΡΟ ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΣΤΟΙΧΕΙΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΩΝ ΕΛΛΗΝΙΔΩΝ ΙΟΝΙΑ ΕΝΟΤΗΤΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΜΕΓΑΝΗΣΙΟΥ..23 ΚΕΦ. 3. ΜΕΘΟΔΟΙ ΕΡΕΥΝΑΣ ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΕΡΓΑΣΙΑ ΥΠΑΙΘΡΟΥ ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΑΚΗ ΜΕΛΕΤΗ..28 ΚΕΦ. 4. ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΕΙΣ ΛΙΘΟΛΟΓΙΕΣ ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΜΑΚΡΟΣΚΟΠΙΚΗ ΜΕΛΕΤΗ ΣΧΙΣΤΟΠΗΛΟΙ ΠΥΡΙΤΟΛΙΘΟΙ ΑΣΒΕΣΤΟΛΙΘΟΙ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑ ΣΥΣΤΑΣΗ..47 ΚΕΦ. 5. ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΑ..49 vii

10 5.1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΚΥΡΙΟΙ ΛΙΘΟΤΥΠΟΙ.52 ΚΕΦ. 6. ΜΗΧΑΝΙΣΜΟΙ ΚΑΙ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΑ ΑΠΟΘΕΣΗΣ ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΣΥΝΑΘΡΟΙΣΕΙΣ ΛΙΘΟΦΑΣΕΩΝ ΑΠΟΘΕΤΙΚΑ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΑ ΚΕΦ. 7. ΣΥΖΗΤΗΣΗ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ 69 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ.74 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ 78 viii

11 1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1.1. ΓΕΝΙΚΑ Η εξέλιξη όσον αφορά στις γνώσεις μας για τα λεπτόκοκκα ιζήματα των βαθιών νερών είναι στενά συνδεδεμένη με την ιστορία τόσο της ιζηματολογίας, όσο και της ωκεανογραφίας και η ερμηνεία τους εξελίχθηκε μαζί με την επιστήμη της γεωλογίας στο σύνολό της. Οι μεγάλοι πρόοδοι που έχουν σημειωθεί σε κάθε έναν από αυτούς τους τομείς, έχουν συμβάλει στην κατανόηση μας για τα λεπτόκοκκα ιζήματα. Η συστηματική μελέτη των ιζημάτων βαθειάς θάλασσας και η γένεση της σύγχρονης ωκεανογραφίας ξεκίνησε με το ταξίδι του HMS Challenger ( ), το οποίο εξακρίβωσε τη γενική μορφολογία των ωκεανών και τους τύπους των ιζημάτων που περιλαμβάνουν. Η εργασία των Murray & Renard (1891), στο Deep-Sea Deposits, η οποία τεκμηρίωσε τις ασβεστιτικές και πυριτικές ιλύες, τη μικροπανίδα και μικροχλωρίδα, τους πελαγικούς ερυθρούς πηλούς και τις σιδηρο-μαγγανιούχους αποθέσεις βαθειάς θάλασσας, αποτέλεσε τον ακρογωνιαίο λίθο της ιζηματολογίας της βαθειάς θάλασσας για παραπάνω από μισό αιώνα Ιζηματογενείς διεργασίες λεκάνης Στο βαθύ πελαγικό περιβάλλον, οι διεργασίες που διαβρώνουν, μεταφέρουν και αποθέτουν χερσογενή, βιογενή, ηφαιστειογενή και άλλα σωματίδια υλικών, μπορούν να ομαδοποιηθούν σε τρεις κατηγορίες: α. πελαγική καθίζηση, β. ημιμόνιμα ρεύματα πυθμένα και γ. επεισοδιακές διαδικασίες επαναϊζηματοποίησης (Εικόνα 1). Επίσης, κάποιες αποθέσεις βαθειάς θάλασσας δημιουργούνται από in-situ αυθυγενείς διεργασίες. α. Πελαγική και ημιπελαγική ιζηματογένεση Τα πελαγικά ιζήματα (Εικόνα 2) κατά κύριο λόγο αποτελούνται από βιογενή υλικά μαζί με ένα ποσοστό <25% από μη-βιογενή υλικά. Τα ημιπελαγικά ιζήματα είναι αυτά που περιέχουν χερσογενή υλικά σε μέγεθος πηλού και ιλύος σε ποσοστό >25% (Stow et al. 1996) (Εικόνα 3). 1

12 Εικόνα 1. Το εύρος των διαδικασιών που πραγματοποιούνται στη βαθιά θάλασσα και τα προϊόντα τους (από Stow 1994). Εικόνα 2. Παγκόσμια κατανομή πελαγικών ιζημάτων στους ωκεάνιους χώρους (από Stow et al. 1996). 2

13 Εικόνα 3. Ταξινόμηση πελαγικών ιζημάτων με βάση την περιεκτικότητα σε βιογενή ανθρακικά και πυριτικά υλικά και σε μη-βιογενή υλικά, Hay et al. (1984), (από Trabucho-Alexandre, 2015). Στη βαθειά θαλάσσια λεκάνη/ωκεανό η καθημερινή διαδικασία ιζηματογένεσης είναι πραγματοποιείται μέσα από την αργή και σταθερή καθίζηση βιογενών θραυσμάτων παραγόμενων κατά κύριο λόγο στα ανώτερα στρώματα της θαλάσσιας στήλης. Το υλικό αυτό που καθιζάνει περιλαμβάνει μικροσκοπικά σκελετικά θραύσματα ασβεστιτικής και πυριτικής πλαγκτονικής πανίδας και χλωρίδας, όπως επίσης και το μαλακό οργανικό ιστό τους. Αυτό σε κάποιες περιοχές μπορεί να συμπληρωθεί από λεπτόκοκκη ηφαιστειακή τέφρα, σκόνη από αιολική μεταφορά και πηλό χερσογενούς προέλευσης. Τρείς κύριοι παράγοντες ελέγχουν την πελαγική καθίζηση και καθορίζουν τη φύση και την κατανομή των παραγόμενων ιζημάτων, αυτοί είναι η διαλυτότητα, η παραγωγικότητα και η επικαλυψιμότητα (Stow et al. 1996). Η διαλυτότητα δρα μερικές χιλιάδες μέτρα κάτω από τη θαλάσσια στάθμη, όπου υπάρχει το επίπεδο διάλυσης του ανθρακικού ασβεστίου κάτω από το οποίο το υλικό ασβεστιτικής σύστασης διαλύεται και αποτίθεται μόνο το πυριτικής σύστασης (Εικόνα 4). Ένα χιλιόμετρο πάνω από το βάθος εξισορρόπησης του ανθρακικού ασβεστίου (CCD: Calcite Compensation Depth) βρίσκεται το βάθος εξισορρόπησης του αραγωνίτη (ACD: Aragonite Compensation Depth). 3

14 Το θαλασσινό νερό είναι γενικά ακόρεστο και στο βιογενές πυρίτιο, αλλά λεπτές επικαλύψεις οργανικού υλικού σε συνδιασμό με τους αργούς ρυθμούς διάλυσης, επιτρέπουν τη συσσώρευση πυριτικής ιλύος κάτω από το CCD, στα βαθύτερα μέρη των ωκεάνιων λεκανών. Εικόνα 4. Γενικευμένο προφίλ του ποσοστού των ανθρακικών συστατικών στον πυθμένα της θαλάσσσιας λεκάνης με την αύξηση του βάθους (από James & Jones 2016). Σε κανονικές συνθήκες βαθειάς θάλασσας, το μεγαλύτερο μέρος του πλαγκτονικού οργανικού υλικού καταστρέφεται κατά τη διέλευσή του στη θαλάσσια στήλη από τη βακτηριδιακή οξείδωση. Τυπικά, σε βάθη μεταξύ 300 και 1500m, όπου πραγματοποιείται η διαδικασία αυτή, δημιουργείται ένα στρώμα ελάχιστου οξυγόνου, το οποίο χαρακτηρίζεται επίσης, από ένα μέγιστο διοξειδίου του άνθρακα και θρεπτικά συστατικά (φωσφορικά και νιτρικά). Ανοδικά ρεύματα (upwellings) που προέρχονται από αυτά τα στρώματα της θαλάσσιας στήλης οδηγούν σε αύξηση της παραγωγικότητας στα επιφανειακά νερά και κατά συνέπεια σε ελάχιστα επίπεδα οξυγόνου και άφθονη παροχή βιογενούς υλικού στον πυθμένα. Εάν τα επίπεδα οξυγόνου είναι επαρκώς χαμηλά και ο ρυθμός παροχής ιδιαίτερα υψηλός, τότε το οργανικό υλικό μπορεί να διατηρηθεί στο ίζημα. Τα ανοδικά ρεύματα (upwellings) δημιουργούνται καθώς οι πνέοντες άνεμοι απομακρύνουν επιφανειακές μάζες νερού και μάζες νερού από βαθύτερα στρώματα, ανεβαίνουν για να αντικαταστήσουν τη μάζα νερού που απομακρύνθηκε (Εικόνα 5). 4

15 Εικόνα 5. Δημιουργία ανοδικών ρευμάτων (upwellings) (από National Ocean Service, NOAA). Η επικαλυψιμότητα πραγματοποιείται όταν ένα από τα διάφορα συστατικά των πελαγικών ιζημάτων εμφανίζεται σε μεγαλύτερη αφθονία και επικαλύπτει την παρουσία των υπολοίπων. Για παράδειγμα, η πυριτική ιλύς κυριαρχεί σε ζώνες αυξημένης παραγωγικότητας και η ασβεστιτική σε τοπογραφικά υψηλά, πάνω από το CCD. Σε άγονες περιοχές των ωκεάνιων λεκανών, κάτω από το CCD, κατά κανόνα κυριαρχούν οι ερυθροί πηλοί, αιολικής, ηφαιστειακής και κοσμικής προέλευσης. β. Ημιμόνιμα ρεύματα πυθμένα Τα λεπτόκοκκα πελαγικά ιζήματα μπορεί να υποστούν επανεπεξεργασία από ημιμόνιμα ωκεάνια ρεύματα πυθμένα, τα οποία είναι η έκφραση της κυκλοφορίας της θερμότητας και της αλατότητας στους ωκεανούς. Χαρακτηριστικά τέτοια ρεύματα είναι οι κοντουρίτες (contourites), ρεύματα τα οποία ακολουθούν τις ισοβαθείς του πυθμένα των λεκανών και η κίνησή τους ελέγχεται από τη δύναμη Coriolis. γ. Επεισοδιακές διαδικασίες επαναϊζηματοποίησης Οι αποθέσεις από επαναϊζηματογένεση / επαναϊζηματοποίηση αφορούν στη μετακίνηση μίας ιζηματογενούς μάζας πάνω στο θαλάσσιο πυθμένα, από τα ρηχά τμήματα της πλατφόρμας, ιδιαίτερα του περιθωρίου της, προς τα μορφολογικά χαμηλότερα τμήματα της κλιτύος προς την λεκάνη, μέσω διαφόρων και σύνθετων διεργασιών. Από αυτές, οι ροές ιζήματος από βαρύτητα (sediment gravity flows) είναι οι σημαντικότερες αφού τα προϊόντα 5

16 τους, είναι αυτά που μπορεί να φτάσουν στη βαθειά λεκάνη. Οι διαφορετικοί τύποι τους (τουρβιδίτες, ροές κόκκων, ροές θραυσμάτων ή δεβρίτες κλπ.) προκύπτουν από τη μηχανική συμπεριφορά της ροής που μεταφέρουν το ιζηματογενές υλικό σε συνδυασμό με τον μηχανισμό στήριξης των κόκκων του, όπως φαίνονται στην Εικόνα Λιθολογίες λεκάνης Οι τρεις χαρακτηριστικές λιθολογίες της λεκάνης είναι τα ανθρακικά πετρώματα, οι πηλόλιθοι/σχιστοπηλοί (shales) και οι πυριτόλιθοι. Τα ανθρακικά πετρώματα αποτελούν το 25% του συνόλου των ιζηματογενών πετρωμάτων και καλύπτουν περίπου το 4% της επιφάνειας της γης. Σε αντίθεση με τα κλαστικά πετρώματα, τα ανθρακικά πετρώματα είναι σχηματισμοί ενδογενετικοί έως αυτόχθονοι αφού σχηματίζονται στην ίδια ή κοντά στη θέση συσσώρευσης του αρχικού ανθρακικού ιζήματος. Τα ανθρακικά πετρώματα μπορούν να οριστούν ως τα προϊόντα λιθοποίησης των αρχικών ανθρακικών ιζημάτων. Τα ανθρακικά ιζήματα παράγονται κυρίως μέσω βιολογικών και βιοχημικών διεργασιών αν και ανόργανη καθίζηση του CaCO 3 επίσης λαμβάνει χώρα. Αφού αποτεθούν, οι φυσικοχημικές διεργασίες της διαγένεσης τροποποιούν σημαντικά το αρχικό ανθρακικό ίζημα, από πολύ πρώιμο στάδιο (σχεδόν σύγχρονα με την απόθεση), κυρίως όμως κατά τον ενταφιασμό μέχρι και την τελική ανύψωση και έκθεση των ανθρακικών πετρωμάτων. Η πλειονότητα των σύγχρονων ανθρακικών ιζημάτων λαμβάνει χώρα στην τροπική έως υποτροπική ζώνη, περίπου 30 βόρεια και νότια από τον ισημερινό και ιδιαίτερα στο αναδευόμενο τμήμα της ρηχής θαλάσσιας ευφωτικής ζώνης, αφού στο τμήμα αυτό παρατηρείται η υψηλότερη βιογενής παραγωγικότητα (Εικόνα 6). Στα βαθύτερα θαλάσσια περιβάλλοντα δημιουργούνται εκτεταμένες μάζες από ανθρακικές ιλύες (calcareous oozes) αποτελούμενες κυρίως από σκελετούς πελαγικών οργανισμών και ιδιαίτερα τρηματοφόρων και κοκκολιθοφόρων. Σήμερα, περίπου το 1/3 των βαθιών ωκεάνιων πυθμένων καλύπτονται από ανθρακική ιλύ (Milliman 1974, Hsü & Jenkyns 1974). Όμως, σε βάθη πολλών χιλιομέτρων η ανθρακική ιζηματογένεση περιορίζεται σημαντικά, αφού κάτω 6

17 από ένα ορισμένο βάθος (CCD: βάθος αντιστάθμισης του ασβεστίτη) λαμβάνει χώρα διάλυση του CaCΟ 3. Εικόνα 6. Κατανομή των σύγχρονων αβαθών ανθρακικών ιζημάτων (από Wilson,1975). Οι πηλόλιθοι/σχιστοπηλοί (shales) είναι τα πιο άφθονα πετρώματα από όλες τις λιθολογίες και συνιστούν το 45-55% των ακολουθιών των ιζηματογενών πετρωμάτων. Μπορούν να αποτεθούν πρακτικά σε κάθε περιβάλλον, αν και οι μεγαλύτερες αποθέσεις συναντώνται σε πλημμυρικές πεδιάδες ποταμών και λιμνών, σε μεγάλα δέλτα ποταμών, στις πιο απομακρυσμένες περιοχές των κλαστικών κρηπίδων, σε κλιτύες λεκανών και στον πυθμένα βαθιών θαλασσών. Οι κύριοι συστατικοί κόκκοι τους είναι τα αργιλικά ορυκτά και ο χαλαζίας σε μέγεθος ιλύος. Καθώς αυτοί είναι κατά κύριο λόγο κλαστικής προέλευσης, η ορυκτολογία των αργιλικών σε μεγαλύτερο ή μικρότερο βαθμό αντικατοπτρίζει το κλίμα και τη γεωλογία της πηγής προέλευσης. Με όρους μεγέθους κόκκων, το μέγεθος αργίλου, αφορά κόκκους με διάμετρο μικρότερη των 4μm, ενώ το μέγεθος ιλύος, κόκκους με διάμετρο από 4 έως και 62μm. Ο όρος πηλός (ή λουτίτης) αναφέρεται σε μια μίξη από αργιλικά ορυκτά και ορυκτά σε μέγεθος ιλύος. Ο πηλόλιθος είναι το ανθεκτικό σκληρό ισοδύναμο του πηλού και δεν παρουσιάζει 7

18 φύλλωση/σχιστότητα όπως τα shales. Επίσης, δεν θα πρέπει να συγχέονται με τα αντίστοιχα μεταμορφωμένα πετρώματα, όπως είναι ο αργιλίτης, που είναι ακόμη πιο σκληρός από τον πηλόλιθο, ή ο αργιλικός σχιστόλιθος (slate) που περιέχει σχισμό (Tucker 2001). Οι πηλόλιθοι που σχηματίζονται σε βαθύτερα νερά κυρίως από αιώριση ονομάζονται ημιπελαγικοί ή ημιπελαγίτες. Τέτοιοι πηλοί (ημιπελαγικοί) καλύπτουν τον θαλάσσιο πυθμένα στα βαθύτερα και εξωτερικά τμήματα των ηπειρωτικών κρηπίδων, στις ηπειρωτικές κατωφέρειες και σε μεγάλες εκτάσεις των ωκεάνιων λεκανών. Οι πυθμένες των βαθιών ωκεάνιων λεκανών είναι συνήθως καλά οξυγονωμένες, καθώς παγωμένα, πυκνά και πλούσια σε οξυγόνο ύδατα που δημιουργούνται σε πολικές περιοχές, κατέρχονται και ρέουν σε χαμηλότερα γεωγραφικά πλάτη, συντελώντας στην κυκλοφορία αέρα στους ωκεάνιους πυθμένες. Τα βαθιά θαλάσσια αυτά ρεύματα ευθύνονται για την τοπική διάβρωση του πυθμένα, όπου θα αποτεθούν βιοσυσσωρεύσεις και ενδεχομένως το σχηματισμό Fe-Mn οξειδίων. Χαρακτηρίζονται από πελαγική πανίδα, όπως διάτομα, πλαγκτονικά τρηματοφόρα και κοκκολιθοφόρα από το Μεσοζωικό έως σήμερα, ραδιολάρια από το Παλαιοζωικό, κεφαλόποδα από το ανώτερο Παλαιοζωικό έως και το Μεσοζωικό και γραπτολίθους του Κατώτερου Παλαιοζωικού. Συχνά, οι ημιπελαγίτες συναντώνται ενδιαστρωμένοι σε κλαστικούς και ανθρακικούς τουρβιδίτες. Οι ίδιοι οι πηλοί μπορεί επίσης, να επαναϊζηματοποιηθούν και να μεταφερθούν από λεπτόκοκκους τουρβιδίτες, οι οποίοι θα αποθέσουν συμπαγή, ελασματώδη και διαβαθμισμένα στρώματα (Stow & Shanmugam 1980, Tucker 2001). Επίσης, οι κοντουρίτες μπορεί να επανεπεξεργαστούν τους πηλούς και να οδηγήσουν στη δημιουργία ελασμάτωσης και διασταυρούμενης ελασμάτωσης (Tucker 2001). Οι ημιπελαγίτες μπορεί να εξελίσσονται βαθμιαία σε πελαγικούς ασβεστολίθους ή σε ραδιολαρίτες, οι οποίοι σχηματίζονται σε περιοχές ή περιόδους πολύ χαμηλής ιζηματογένεσης αργίλου και ιλύος. Μια ιδιαίτερα σημαντική κατηγορία πηλολίθων είναι, οι πλούσιοι σε οργανικό υλικό, μαύροι σχιστοπηλοί (Black shales). Οι πηλόλιθοι αυτοί περιέχουν 3-10% οργανικό άνθρακα. Με την αύξηση της περιεκτικότητας σε οργανικό υλικό, οι πλούσιοι σε οργανικό υλικό πηλόλιθοι περνάνε στην κατηγορία των πετρελαιούχων σχιστοπηλών (oil shales), οι οποίοι αποδίδουν 8

19 σημαντικές ποσότητες πετρελαίου κατά τη θέρμανση (Tucker 2001). Σε πολλά αποθετικά περιβάλλοντα το οργανική υλικό αποσυντίθεται και καταστρέφεται πάνω στην επιφάνεια των ιζημάτων, αλλά αν το ποσοστό οργανικής παραγωγικότητας είναι υψηλό, μπορεί και να διατηρηθεί. Μεγάλο μέρος αυτού του οργανικού υλικού είναι σαπροπηλικό, δηλαδή, το οργανικό υλικό προέρχεται από φυτοπλαγκτόν και έχει μεταφερθεί και αποτεθεί κυρίως μέσω αιώρησης (Tucker 2001, Κατή 2015). Για τη διατήρηση του οργανικού υλικού απαιτούνται ανοξικές- αναερόβιες συνθήκες. Τέτοιες συνθήκες συναντώνται κυρίως σε: λίμνες, φιόρδ, απομονωμένες θαλάσσιες λεκάνες, όπως είναι σήμερα η Μαύρη θάλασσα, λεκάνες με πολύ χαμηλό ρυθμό ιζηματογένεσης, όπως είναι σήμερα ο κόλπος της Καλιφόρνια και βαθιές ωκεάνιες τάφροι, όπως είναι η τάφρος Cariaco (Tucker 2001). Η σημασία αυτών των οργανικά πλούσιων πηλολίθων είναι ιδιαίτερα σημαντική αν σκεφτούμε ότι αποτελούνε πετρώματα άρρηκτα συνδεδεμένα με τη δημιουργία πετρελαίου αν βρεθούν σε κατάλληλα βάθη και κατάλληλες θερμοκρασίες. Για παράδειγμα τα βιτουμενιούχα shales που τροφοδότησαν τα πετρελαϊκά πεδία της Μέσης Ανατολής και τα πετρέλαια της Βόρειας Θάλασσας (Tucker 2001). Επίσης, αντίστοιχη περίπτωση είναι το Marcellus Formation της Νέας Υόρκης. Πρόκειται για ένα σύνολο πηλολιθικών σχηματισμών και το κομμάτι που ονομάστηκε Marcellus είναι το πιο βαθύ κομμάτι που αντιστοιχεί σε σχηματισμούς shale με αρκετό ποσοστό οργανικού άνθρακα, το οποίο αποτέθηκε μέσω της δράσης λεπτόκοκκων τουρβιδιτών (Scheiber 1999). Οι πυριτόλιθοι αποτελούν λιγότερο από το 1% των ιζηματογενών πετρωμάτων. Ο όρος πυριτόλιθοι, είναι ένας γενικός όρος που χρησιμοποιείται για τα πολύ λεπτόκοκκα πυριτικά ιζήματα και πετρώματα βιογενούς, βιοχημικής, ηφαιστειακής ή και υδροθερμικής προέλευσης (Tucker 2001, Κατή 2015). Οι πυριτόλιθοι είναι πετρώματα συμπαγή, σκληρά, κρυπτοκρυσταλλικά με κογχώδη θραυσμό, που αποτελούνται από ορυκτά του SiO 2 και περιέχουν μόνο πολύ μικρές ποσότητες ή προσμίξεις άλλων ορυκτών. Το κύριο περιβάλλον απόθεσης είναι το βαθύ θαλάσσιο/ωκεάνιο, αλλά πυριτόλιθοι αποτίθενται και σε μη θαλάσσια περιβάλλοντα όπως σε λίμνες και θερμές πηγές, αλλά και δημιουργούν εδάφη (silcretes). Σύγχρονα θαλάσσια πυριτικά ιζήματα είναι οι ιλύες από ραδιολάρια και διάτομα, που 9

20 καλύπτουν μεγάλες εκτάσεις των ωκεάνιων πυθμένων, κυρίως κάτω από το CCD, μέχρι το OCD (βάθος εξισορρόπησης οπαλίου), το οποίο συναντάται στα περίπου 6.000m βάθος. Τα κύρια συστατικά των πυριτολίθων είναι ο οπάλιος (άμορφο, ισότροπο SiO 2, το οποίο περιέχει έως και 14% H 2 O και είναι μετασταθές), ο οπάλιος-ct (χριστοβαλίτης και τριδυμίτης, πρόκειται για ατελώς κρυσταλλωμένο SiO 2 ), ο χαλκηδόνιος (ινώδες μικροκρυσταλλικό SiO 2 σε ακτινωτή διάταξη ή σφαιρουλιτική ανάπτυξη) και ο χαλαζίας (μίκροχαλαζίας και μέγαχαλαζίας) (Tucker 2001, Κατή 2015). Άλλα συστατικά που μπορεί να περιέχονται σε προσμίξεις είναι ο ασβεστίτης, ο αιματίτης, ο πυρολουσίτης, αργιλικά ορυκτά (όπως ο χλωρίτης), οργανικό υλικό κ.ά.. Οι δύο κύριες μορφές εμφάνισης των πυριτολίθων είναι στρωματώδεις και κονδυλώδεις. Οι περισσότεροι στρωματώδεις πυριτόλιθοι είναι αποτέλεσμα απόθεσης, ενώ οι κονδυλώδεις είναι διαγενετικής προέλευσης, έχοντας δημιουργηθεί από αντικατάσταση του φιλοξενούντος ιζήματος ή/και πετρώματος και συναντώνται κυρίως σε ασβεστολίθους και σπανιότερα σε πηλολίθους και εβαπορίτες. Κάποιοι στρωματώδεις πυριτόλιθοι έχουν συνδεθεί με ηφαιστειακά πετρώματα και έτσι έχει προκύψει το πρόβλημα της προέλευσης του πυριτίου για τους παλαιούς πυριτολίθους, αν δηλαδή, έχει οργανική (βιογενή) ή ανόργανη προέλευση. 10

21 1.2. ΓΕΩΓΡΑΦΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ Το Μεγανήσι είναι νησί μεταξύ Λευκάδας και Αιτωλοακαρνανίας. Βρίσκεται 4 ναυτικά μίλια νοτιοανατολικά της Λευκάδας και είναι το μεγαλύτερο νησί του συμπλέγματος των Πριγκηπονήσων Λευκάδας, γι' αυτό και ονομάζεται έτσι. Έχει συνολική έκταση 22,356 km 2 και μήκος ακτών 52,89 km. Το δυτικό τμήμα του νησιού είναι ορεινό και η υψηλότερη κορυφή του είναι οι Ράχες (297 m). Αντίθετα το ανατολικό τμήμα έχει ήπια μορφολογία και σπάνια εμφανίζονται υψόμετρα πάνω των 100 m (Εικόνα 7). Το σύστημα απορροής του νησιού αποτελείται από 168 κλάδους, το συνολικό μήκος των οποίων φτάνει τα 45,86 km (Gournelos et al. 2010). Είναι το μεγαλύτερο νησί από ένα σύμπλεγμα νησιών (Σκορπιός, Σκορπίδι, Θηλιά, Κυθρός, και άλλα), τα οποία αποτελούν την διοικητική περιφέρεια του Δήμου Μεγανησίου (Ταφίων) και αποκαλούνται Τηλεβοϊδες. Το νησιωτικό σύμπλεγμα των Τηλεβοίδων ανάμεσα στη Λευκάδα και την Αιτωλοκαρνανία αποτελείται από δεκάδες νησιά και πήρε το όνομά του από την αρχαία πειρατική φυλή Τηλεβόες, που είχαν σαν ορμητήριο το Μεγανήσι. Εικόνα 7. Γεωγραφική θέση και τοπογραφικός χάρτης της περιοχής μελέτης (πηγή: Google Earth Maps). 11

22 Το Μεγανήσι χαρακτηρίζεται από τρεις γεωμορφολογικές ενότητες (Gournelos et al. 2010): α) Το κεντρικό τμήμα του νησιού, όπου κυριαρχεί η λοφώδης περιοχή των Ραχών. β) Ένα σχετικά χαμηλό ανάγλυφο που βρίσκεται στο βόρειο τμήμα. γ) Το πολύ επίμηκες νότιο τμήμα του νησιού. Το υδρογραφικό δίκτυο του νησιού αναπτύσσεται κυρίως στις δύο πρώτες γεωμορφολογικές ενότητες, με μικρά ρεύματα σχετικά υψηλής βαθμίδος. Η κυριαρχία των ασβεστόλιθων είναι η αιτία για την φτωχή ανάπτυξη του συστήματος αποχέτευσης. Η σημερινή γεωμορφολογική εικόνα του νησιού οφείλεται στους εξής παράγοντες: στη γεωλογική σύνθεση, στην παραμορφωτική δράση και στην τεκτονική νεοτεκτονική εξέλιξη ΣΚΟΠΟΣ ΚΑΙ ΕΚΤΑΣΗ ΤΗΣ ΕΡΕΥΝΑΣ Κύριος σκοπός της πτυχιακής εργασίας είναι η πετρογραφική-ορυκτολογική μελέτη ιζηματογενών σχηματισμών της Ιόνιας ενότητας στο Μεγανήσι, προκειμένου να διεξαχθούν συμπεράσματα για τη σύστασή τους, τα πρωτογενή αποθετικά χαρακτηριστικά τους, το περιβάλλον απόθεσής τους αλλά και τις κύριες διαγενετικές διεργασίες που συνέβαλλαν στον τελικό σχηματισμό τους. Αρχικά μελετήθηκε η ορυκτολογία-σύσταση των σχηματισμών προκειμένου να αναγνωριστούν και να διαχωριστούν οι κύριες λιθολογικές μονάδες που απαρτίζουν συνολικά τους εξεταζόμενους σχηματισμούς. Στη συνέχεια, πραγματοποιήθηκε λεπτομερής καταγραφή των κυριοτέρων μικροσκοπικών χαρακτήρων των διαφόρων μονάδων όπως, τα πάχη και οι γεωμετρίες τους, τα είδη των συστατικών κόκκων, τα πρωτογενή (αποθετικά) ιστολογικά χαρακτηριστικά και οι ιζηματογενείς δομές, μέσω των οποίων αναγνωρίστηκαν οι κύριες ιζηματογενείς λιθοφάσεις. Η λεπτομερής πετρογραφική μελέτη του υλικού, που συλλέχθηκε κατά την υπαίθρια εργασία, οδήγησε στη συνέχεια στον καθορισμό των κύριων λιθοτύπων και στην ερμηνεία αυτών ως προς τους κύριους μηχανισμούς και 12

23 τους χώρους απόθεσής τους. Παράλληλα, η ορυκτολογική μελέτη και ιδιαίτερα ο ποιοτικός προσδιορισμός του περιεχομένου κλαστικού κλάσματος των σχηματισμών έδωσε πληροφορίες σχετικά με την πηγή προέλευσής του και γενικότερα σημαντικές παλαιογεωγραφικές πληροφορίες. Ο συσχετισμός, ακολούθως, των διαφόρων λιθολογικών ενοτήτων/ομάδων ανέδειξε τα διάφορα υπο-περιβάλλοντα απόθεσης των υπό μελέτη σχηματισμών. 13

24 2. ΓΕΩΛΟΓΙΚΟ ΥΠΟΒΑΘΡΟ 2.1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η περιοχή μελέτης περιλαμβάνει το νησί του Μεγανησίου, το οποίο βρίσκεται νοτιοανατολικά της νήσου Λευκάδας και εντοπίζεται στο γεωλογικό χάρτη του Ι.Γ.Ε.Υ., φύλλο ΛΕΥΚΑΣ (Μπορνόβας, 1963) και στο γεωλογικό χάρτη του Ι.Γ.Μ.Ε., φύλλο ΚΑΛΑΜΟΣ (Μανάκος κ.ά., 1994) (Εικόνα 8). Εικόνα 8. Γεωλογικός χάρτης Μεγανησίου (τροποποίηση από: Φύλλο Λευκάς, Ι.Γ.Ε.Υ και φύλλο Κάλαμος, Ι.Γ.Μ.Ε. 1994). 14

25 Οι γεωλογικοί σχηματισμοί του Μεγανησίου ανήκουν στην Ιόνιο ενότητα, η οποία αποτελεί μέρος των εξωτερικών Ελληνίδων. Σήμερα, η τεκτονική ενότητα της Ιονίου θεωρείται ότι αντιπροσωπεύει μια βαθιά λεκάνη, που δημιουργήθηκε κατά τη διάρκεια του Τοαρσίου στην εξωτερική πλατφόρμα των Ελληνίδων και διαχώριζε την Απούλια πλατφόρμα στα δυτικά από την πλατφόρμα του Γαβρόβου - Πύλου στα ανατολικά (Κατσικάτσος 1992, Papanikolaou 1997, 2013, 2015). Στη συνέχεια του κεφαλαίου δίνονται συνοπτικά τα κυριότερα χαρακτηριστικά των Ελληνίδων και της Ιονίου ενότητας, καθώς και της νήσου Μεγανήσι, προκειμένου να γνωρίσουμε τη γενική γεωλογική δομή και γεωτεκτονική θέση της περιοχής μελέτης ΣΤΟΙΧΕΙΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΩΝ ΕΛΛΗΝΙΔΩΝ Το ορογενετικό σύστημα της Τηθύος περιλαμβάνει περίπου ευθύγραμμα τμήματα, καθώς και περιοχές με καμπυλόγραμμα τμήματα, που αποτελούν συγκεκριμένα τόξα. Ανάλογα με τις ορεινές αλυσίδες που δομούν τα επιμέρους ευθύγραμμα ή καμπυλόγραμμα τμήματα του συστήματος της Τηθύος ονομάζονται και τα τμήματα του ορογενετικού συστήματος είτε απλά σαν ένα τμήμα ορογενετικού συστήματος, όπως π.χ. οι Δειναρίδες, οι Ιρανίδες κτλ., είτε σαν επιμέρους ορογενετικά τόξα, όπως π.χ. το τόξο των Δυτικών Άλπεων, το τόξο των Καρπαθίων, το Ελληνικό τόξο κτλ. (Παπανικολάου, 2015) Εκτός από την διάκριση των διαδοχικών τμημάτων, κατά μήκος του ορογενετικού συστήματος της Τηθύος υπάρχει και μια σημαντική διάκριση εγκάρσια προς το ορογενετικό σύστημα σε δύο κλάδους. Δηλαδή στην πραγματικότητα το ορογενετικό σύστημα μπορεί να διακριθεί σε μία διπλή ορεινή αλυσίδα, που διασχίζει σε παράλληλη διάταξη όλη την αλπική ζώνη. Από την σημερινή γεωγραφική διάταξη η διάκριση γίνεται σε έναν βόρειο και σε έναν νότιο κλάδο, ενώ με κριτήριο την παλαιογεωγραφική-γεωτεκτονική ένταξη των πετρωμάτων που δομούν τους δύο κλάδους μιλάμε για ορογενετικές αλυσίδες του ευρασιατικού περιθωρίου ή του βόρειου τμήματος της Τηθύος και αλυσίδες των περιθωρίων της Γκοντβάνας (της Αφρικής αν 15

26 ενδιαφερόμαστε μόνο για την Μεσόγειο) ή του νότιου περιθωρίου της Τηθύος (Παπανικολάου, 2015). Είναι αξιοσημείωτο ότι ο βόρειος κλάδος απαντά σε όλο το μήκος το μήκος της ζώνης σε άμεση επαφή με την Ευρασιατική πλάκα και συνήθως τα πετρώματα του χώρου του Ωκεανού της Τηθύος έχουν επωθηθεί πάνω στο Ευρασιατικό περιθώριο. Αντίθετα, ο νότιος κλάδος απαντά επωθούμενος πάνω στα υπολείμματα του ωκεανού της Τηθύος στην Ανατολική Μεσόγειο και απευθείας πάνω στις πλάκες του νότου στο υπόλοιπο τμήμα της ζώνης (Παπανικολάου, 2015) (Εικόνα 9). Εικόνα 9. Οι δύο κλάδοι του αλπικού συστήματος της Τηθύος στο χώρο της Μεσογείου (από Παπανικολάου, 2015). Οι Ελληνίδες διακρίνονται ως τμήμα του νότιου κλάδου του αλπικού συστήματος της Τηθύος, στο χώρο της Μεσογείου, που σχηματίζει το Ελληνικό τόξο. Εκτείνονται από την εγκάρσια τεκτονική δομή του Scutari Pec η οποία τις οριοθετεί στα βορειοδυτικά από τις ειναρίδες μέχρι την «κύρτωση της Αττάλειας» (Antalya convex zone) που τις διαχωρίζει από τις Ταυρίδες στα ανατολικά (Kober 1928, 1931, Παπανικολάου,2015) (Εικόνα 10). Παρατηρήσεις που πραγματοποιήθηκαν στη λιθολογία, τη στρωματογραφία, την τεκτονομεταμορφική ιστορία και την προορογενετική παλαιογεωγραφία των Ελληνίδων οδήγησαν τους ερευνητές στη διάκριση 16

27 διαφορετικών ισοτοπικών και γεωτεκτονικών ζωνών, ήδη από τα μέσα του προηγούμενου αιώνα. Από τη δεκαετία του 1980, όπου η θεωρία των λιθοσφαιρικών πλακών συμπληρώθηκε με τη θεωρία των τεκτονοστρωματογραφικών πεδίων (terranes), οι Ελληνίδες διακρίθηκαν, εκ νέου, σε εννέα τεκτονοστρωματογραφικά πεδία (Papanikolaou 1997), κάθε ένα από τα οποία αντιπροσωπεύει διαφορετικό παλαιογεωγραφικό χώρο, είτε ηπειρωτικό, είτε ωκεάνιο και περιλαμβάνει σύνολο ενοτήτων (Εικόνα 11). Το πεδίο Η1 αντιπροσωπεύει την εξωτερική πλατφόρμα των Ελληνίδων, το πεδίο Η2 τον ωκεανό Πίνδου Κυκλάδων, το πεδίο Η3 την εσωτερική πλατφόρμα των Ελληνίδων, το πεδίο Η4 τον ωκεανό του Αξιού, το πεδίο Η5 την πλατφόρμα Λέσβου Πάικου, το πεδίο Η6 τον ωκεανό Λέσβου Περι- Ροδοπικής, το πεδίο Η7 την πλατφόρμα του Παγγαίου, το πεδίο Η8 τον ωκεανό Βόλβης Ανατολικής Ροδόπης και το πεδίο Η9 το Αλλόχθονο προαλπικό υπόβαθρο της Ροδόπης. Εικόνα 10. Οι Ελληνίδες όπως οριοθετούνται από τις Δειναρίδες με την εγκάρσια τεκτονική ζώνη Scutari Pec και από τις Ταυρίδες με την ακμή του ορογενετικού τόξου στην Antalya (Αττάλεια) (από Παπανικολάου 2015). 17

28 Εικόνα 11. Χάρτης τεκτονοστρωματογραφικών πεδίων των Ελληνίδων (από Papanikolaou,1997). Η διάκριση των ισοπικών γεωτεκτονικών ζωνών είχε γίνει κυρίως με βάση στρωματογραφικά δεδομένα από αμεταμόρφωτες ακολουθίες (Philippson 1898, 1959, Renz 1940, 1955, Aubouin 1959, 1965, Παπανικολάου,2015). Μετά την ανακάλυψη απολιθωμάτων σε μεταμορφωμένες ακολουθίες και με νέα ραδιοχρονολογικά στοιχεία από μεταμορφικά και μαγματικά γεγονότα, έγινε διαχωρισμός και των τεκτονικών ζωνών των μεταμορφωμένων Ελληνίδων, από τους υπόλοιπους μεταμορφωμένους σχηματισμούς που ανήκουν σε προ-αλπικές ενότητες υποβάθρου (Papanikolaou 1980b, 1986a, 1989) (Εικόνα 11). 18

29 2.3. IONIA ENOTHTA Το όνομα Ιόνιος δόθηκε από τον Philippson (1898), ενώ οι και Renz (1940) την ονομάζουν Αδριατικοϊόνια ζώνη. Η Ιόνια ζώνη αρχίζει από την Αλβανία και εκτείνεται προς τα νότια, προς: τη Δυτική Ηπειρωτική Ελλάδα (Ήπειρο και Ακαρνανία), τα Ιόνια νησιά (Κέρκυρα, ανατολικό τμήμα Λευκάδας, Ιθάκη, Ανατολική Κεφαλλονιά και ένα μικρό τμήμα της Ζακύνθου) και τη ΒΔ Πελοπόννησο (Κατσικάτσος 1992, Παπανικολάου 2015). Ομόλογες ενότητες της Ιόνιας υπάρχουν στα Δωδεκάνησα και συγκεκριμένα στην Κάρπαθο και στην Ρόδο (ενότητα Ακραμύτη), επίσης, ομόλογη θεωρείται και η ζώνη Gargano-Marches Ombrie-Molise, που εμφανίζεται στην Κεντρική Ιταλία (Κατσικάτσος 1992, Παπανικολάου 2015). Γεωτεκτονικά, η εξέλιξη της Ιόνιας ζώνης χωρίζεται σε δύο στάδια. Κατά την διάρκεια του πρώτου σταδίου η Ιόνια λεκάνη έδρασε σαν αναπόσπαστο κομμάτι μιας ενιαίας πλατφόρμας που την αποτελούσαν οι ζώνες Απούλια, Παξοί, Ιόνια και Γάβροβο. Το στάδιο αυτό συνδέεται με την ταφροποίηση (rifting) που έλαβε χώρα ανάμεσα στην Ευρώπη και την Αφρική στο Ανώτερο Λιθανθρακοφόρο Κατώτερο Τριαδικό (Κατσικάτσος 1992, Παπανικολάου 2015) το οποίο δημιούργησε την Απούλια πλάκα. Μέχρι το Σινεμούριο στην ενιαία αυτή πλατφόρμα αποτέθηκαν νηρητικοί ασβεστόλιθοι και εβαπορίτες (Karakitsios, 1992, 1995). Κατά το δεύτερο στάδιο η Ιόνια ζώνη έδρασε σαν λεκάνη πελαγικής ιζηματογένεσης οριοθετούμενη από τα υβώματα της Απουλίας δυτικά και του Γαβρόβου ανατολικά (Karakitsios, 1992). Το στάδιο αυτό άρχισε μετά το τέλος της ταφροποίησης και την αρχή της ωκεάνιας διάνοιξης (spreading) της Τηθύος (Karakitsios, 1990, Παπανικολάου 2015). Η στρωματογραφική κολώνα της Ιόνιας ενότητας (Εικόνα 12) χαρακτηρίζεται από δύο όρια που την χωρίζουν σε τρείς περιόδους: νηρητική ιζηματογένεση,πελαγική ιζηματογένεση και κλαστική ιζηματογένεση (φλύσχης) (Παπανικολάου 2015) (Εικόνα 13). Η αλλαγή από νηρητική σε πελαγική ιζηματογένεση είναι καθορισμένη στο τέλος του Λιάσιου αλλά παρατηρούνται ορίζοντες συμπύκνωσης στο Δογγέριο (Παπανικολάου 2015). 19

30 Εικόνα 12. Στρωματογραφική στήλη Ιονίου ζώνης (από Karakitsios & Rigakis 2007). Πιο αναλυτικά η στρωματογραφική κολώνα της Ιονίου περιλαμβάνει: εβαπορίτες στο Κάρνιο/ ασβεστόλιθοι Φουσταπήδημα/ δολομίτες στο Κατ. Νώριο/ σχιστόλιθοι με Ποσειδωνίες στο Λιάσιο/ ammonitico rosso Δογγέριο- 20

31 Μάλμιο/ ασβεστόλιθοι Βίγλας Μάλμιο Κατ. Σενώνιο/ ασβεστόλιθοι στο Σενώνιο-Ηώκαινο (Μπορνόβας 1964). Οι σχηματισμοί που παρατηρούνται από τον παλαιότερο στον νεότερο στην Ιόνια ενότητα (Μπορνόβας, 1964) είναι: Τριαδικό: - Η τριαδική γύψος. Μικροκρυσταλλική με βιτουμενιούχο (οργανικό) υλικό που της δίνει και το αντίστοιχο σκούρο χρώμα. - Ασβεστόλιθοι στο Κάρνιο. Ή αλλιώς <<ασβεστόλιθοι Φουσταπήδημα>> κατά (Renz, 1940). Πρόκειται για μαύρους βιτουμενιούχους λεπτοστρωματώδεις ασβεστόλιθους που περιέχουν χαρακτηριστικά ελασματοβράγχια του Καρνίου Cardita gűmbeli - Δολομίτες στο Νόριο που μελετηθήκαν πρώτη φορά από τον (Davy,1842). Λευκοί έως λευκότεφροι, άστρωτοι και συμπαγείς - Ασβεστόλιθοι Παντοκράτορα που καλύπτουν το χρονοστρωματογραφικό διάστημα από το ανώτερο Νόριο έως και το μέσο Λιάσιο. Στην ύπαιθρο συνήθως παρουσιάζονται παχυστρωματώδεις, συμπαγείς, συνήθως λευκοί και σπανιότερα ανοικτότεφροι. Το πάχος τις σειράς πολλές φορές υπερβαίνει τα 600μ. αποτελέσματα ερευνών στην περιοχή έχουν διαπιστώσει απολιθώματα Megalodon, φύκη Gyroporella και Diplopora. Ιουρασικό: - Κατώτερο- μέσο Λιάσιο αποτελείται από τους ανώτερουν ορίζοντες των ασβεστολίθων Παντοκράτορα - Στο Πλιενσβάχιο συναντάμε τοπική φάση με υποκίτρινους ασβεστολίθους και σποραδικά αμμωνίτες και κάποιους κονδύλους πυριτολίθων - Τοάρσιο (αν. Λιάσιο) εμφανιζεται σε δύο διαφορετικές φάσεις. Η μία είναι η φάση <<Ammonitico Rosso>> και αποτελεί κατά τον (Aubouin,1958) το δυτικό και ανατολικό περιθώριο της Ιόνιας λεκάνης και η δεύτερη με σχιστοπηλούς με το πελαγικό ελασματοβράγχιο Posidonia bronni την αξονική περιοχή - Στο κατ. Δογγέριο- κατ. Βαγιώσιο βλέπουμε ζώνη αμμωνιτοφόρα στην Δυτική και Κεντρική Λευκάδα με Leioceras Opalinum ή σχιστοπηλοί με 21

32 Posidonia bronni στην Ανατολική. Ο σχηματισμός των αμμωνιτών πολλές φορές εναλλάσσεται με λεπτά στρώματα μαργών ή και αργίλων - Μέσω Βαγιώσιο τοπικά με αμμωνίτες. Ζώνη Stephanoceras Humphriesianum. - Ανώτερο Βαγιώσιο-Βαθώνιο σχιστοπηλοί με Posidonia alpine οι οποίοι αξίζει να αναφέρουμε πως εναλλάσσονται με ορίζοντες πυριτολίθων αλλά και οι ίδιοι είναι πυριτιωμένοι - Στο Μάλμιο έχουμε τους κατώτερους ορίζοντες της σειράς ασβεστολίθων της Βίγλας. Πρόκειται για πελαγικούς σχηματισμούς που βρίσκονται σε εναλλαγές με πυριτολίθους. Η μετάβαση από την προαναφερθείσα σειρά των σχιστοπηλών στον σχηματισμό της Βίγλας γίνεται βαθμιαία. Οι ενδιαστρώσεις των πυριτολίθων υπάρχουν και δω, ωστόσο όσο προχωράμε σε νεώτερα στρώματα μεταπίπτουν σε κονδύλους και βαθμιαία εξαφανίζονται. Κρητιδικό: - Ο πρώτος που διαπίστωσε τους ασβεστόλιθους του κρητιδικού στην ιόνια ενότητα ήταν ο Νeumayer στην ήπειρο το Στο κατώτερο Κρητιδικό - Κονιάσιο παρατηρούνται τα ανώτερα στρώματα των λεπτοπλακωδών ασβεστολίθων της σειράς της Βίγλας - Στο ανώτερο Σενώνιο παρατηρείται ο ασβεστόλιθος του Σενωνίου με θραύσματα ρουδιστών και με ενδιαστρώσεις πυριτολίθων. - Στο χρονικό διάστημα Άπτιο - Κενομάνιο παρατηρείται σε ορισμένες θέσεις και μέσα στον ίδιο τον σχηματισμό της Βίγλας, ένας κλαστικός σχηματισμός πελαγικού χαρακτήρα γνωστός με το όνομα <<Σχιστόλιθος της Βίγλας>>. Παλαιόκαινο- Ηώκαινο: - Στο Υπρέσιο παρατηρούνται πελαγικοί ασβεστόλιθοι ακολουθούμενοι από μικρολατυποπαγείς ασβεστολίθους πάχους 20-30μ.. αφθονεί το απολίθωμα Globigerina sp.. - Στο Μπαρτόνιο παρατηρούνται μαργαϊκοί ασβεστόλιθοι που αποτελούν και την μετάβαση προς τον φλύσχη που αρχίζει εκείνη την περίοδο. - 22

33 2.4. ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΜΕΓΑΝΗΣΙΟΥ Το Μεγανήσι δομείται αποκλειστικά από τους σχηματισμούς της Ιόνιας ζώνης (Εικόνα 8). Δεν εμφανίζεται όμως η πλήρης κολώνα της ζώνης (Εικόνα 14) αλλά το ανώτερο τμήμα, δηλαδή οι πελαγικοί σχηματισμοί, που χρονικά οριοθετούνται από το Μέσο Ιουρασικό μέχρι το Ηώκαινο. Σύμφωνα με τους γεωλογικούς χάρτες της περιοχής (Μπορνόβας 1964, Μανάκος κ.ά. 1994), αλλά και την επιτόπια έρευνα που πραγματοποιήθηκε στα πλαίσια της παρούσης διπλωματικής εργασίας, οι σχηματισμοί του συναντώνται στο Μεγανήσι από τον παλαιότερο ως το νεώτερο είναι οι εξής: Ιουρασικό: Ανώτερο Λιάσιο Μάλμιο: Σχιστόλιθοι με Ποσειδωνίες. Ο σχηματισμός εμφανίζεται στο ΒΑ τμήμα του νησιού σε μικρές εμφανίσεις. Αποτελείται από εναλλαγές σχιστοπηλών και πυριτολίθων και κατά θέσεις παρεμβάλλονται λεπτοστρωματώδεις μαργαϊκοί ασβεστόλιθοι. Ο σχηματισμός αυτός αντιστοιχεί στις Ποσειδώνιες που απαντώνται στην Ήπειρο και την Κέρκυρα. Εμφανίζεται κατακερματισμένος και δείχνει ότι βρίσκεται σε περιοχή που έχει υποστεί τεκτονική καταπόνηση. Κρητιδικό: Μάλμιο Άλβιο: Ασβεστόλιθοι Βίγλας. Ο σχηματισμός εμφανίζεται τόσο στο Μεγανήσι όσο και στα νησιά Κυθρό και Θηλιά. Πρόκειται για λεπτο- έως μεσοστρωματώδεις μικριτικούς ασβεστολίθους, λευκού έως ροζ χρώματος. Τοπικά εμφανίζονται λατυποπαγείς ή πυριτιωμένοι. Το λευκό χρώμα παρατηρείται στους ανώτερους ορίζοντες του σχηματισμού, ενώ αντίθετα το ροζ στους βαθύτερους ορίζοντες, όπου συχνά παρατηρείται και ελασμάτωση (μεγάλες εμφανίσεις στον Κυθρό). Οι ασβεστόλιθοι μπορεί να έχουν κονδύλους πυριτολίθου ή/και να εναλλάσσονται με λεπτά στρώματα (περίπου 5 με 10 cm) 23

34 πυριτολίθων. Ο σχηματισμός είναι ανάλογος με τον «Σχηματισμό Βίγλας» που εμφανίζεται στην Ήπειρο και στην Κέρκυρα. Ανώτερο Άλβιο Τουρώνιο: Πυριτόλιθοι. Ο σχηματισμός παρατηρήθηκε ΝΑ του χωριού Βαθύ στο δρόμο προς το Κατωμέρι. Πρόκειται για λεπτο - μεσοστρωματώδεις πυριτολίθους, χρώματος ερυθρού έως καστανέρυθρου και πράσινου έως μαύρου. Ανάμεσα στα στρώματα των πυριτολίθων παρεμβάλλονται λεπτοστρωματώδεις μαργαϊκοί ασβεστόλιθοι, συχνά πυριτιωμένοι. Τοπικά, ενδιαστρώνονται σχιστοπηλοί. Μια παρόμοια εμφάνιση αυτού του σχηματισμού βρίσκεται Α ΝΑ του χωριού Σπαρτοχώρι. Σενώνιο: Ασβεστόλιθοι. Μεσοστρωματώδεις έως άστρωτοι ασβεστόλιθοι, λευκού έως υπόλευκου χρώματος. Συχνά εμφανίζονται μικρολατυποπαγείς και περιέχουν θραύσματα Ρουδιστών (Κατωμέρι). Συνήθως έχουν κονδύλους πυριτολίθου, γκρι χρώματος ή/και να εναλλάσσονται με λεπτά πυριτολίθων (πάχους έως 5 cm), καστανέρυθρου χρώματος. Παλαιογενές: Παλαιόκαινο: Ασβεστόλιθοι. Παχυστρωματώδεις (Μεσογή) έως άστρωτοι (Ράχες), λατυποπαγείς ασβεστόλιθοι υπόλευκου έως υποκίτρινου χρώματος. Συχνά εμφανίζουν κογχώδη θραυσμό καθώς και ελασμάτωση. Βρίσκονται σε εναλλαγές με μεσοστρωματώδεις λευκούς ασβεστολίθους (Τούρλος). Τα απολιθώματα είναι γενικά σπάνια και παρατηρούνται μόνο στην επαφή με τους υπερκείμενους ασβεστολίθους Ηωκαινικής ηλικίας (τρηματοφόρα). Στις θέσεις Μεσογαλιά και Μεσογή παρατηρήθηκαν μικροί κόνδυλοι πυριτολίθων, γκρι χρώματος. Οι λατυποπαγείς ασβεστόλιθοι περιέχουν λατύπες προερχόμενες από τους υπερκείμενους σχηματισμούς και η κύρια μάζα αποτελείται από πολυάριθμα θραύσματα μικροαπολιθωμάτων. 24

35 Ηώκαινο: Ασβεστόλιθοι. Πρόκειται για λεπτοστρωματώδεις (όρμος Λιονάρι) έως άστρωτους ασβεστολίθους (Μεσογή). Συνήθως είναι μικριτικοί, υπόλευκου έως υποκίτρινου χρώματος, με υποστρογγυλεμένους κλάστες (όρμος Λιονάρι) και έχουν μέτρια ταξινόμηση. Συχνά παρατηρούνται κόνδυλοι πυριτολίθου, αλλά και μικρά στρώματα. Εικόνα 14. Στρωματογραφική στήλη Μεγανησίου (από φύλλο Κάλαμος, Ι.Γ.Μ.Ε. 1994). 25

36 3. ΜΕΘΟΔΟΙ ΕΡΕΥΝΑΣ 3.1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η λεπτομερής μελέτη των ιζηματογενών πετρωμάτων γενικά, έχει ως αρχικό σκοπό την αναγνώριση και τον καθορισμό των συνθηκών, των διεργασιών και των περιβαλλόντων απόθεσης (γένεσης) αυτών. Η μελέτη αρχίζει από την ύπαιθρο και ολοκληρώνεται στο εργαστήριο, με τη χρήση πολλών αλληλο-συμπληρούμενων ερευνητικών μεθόδων (Κατή, 2015). Στο κεφάλαιο αυτό περιγράφονται οι ποικίλες αναλυτικές μέθοδοι, οι οποίες εφαρμόστηκαν στα πλαίσια της μελέτης και περιγράφεται συνοπτικά η λογική της επιλογής τους. Συγκεκριμένα, διευκρινίζονται οι διαδικασίες που ακολουθούνται στο ύπαιθρο, οι στρατηγικές δειγματοληψίας και οι εργαστηριακές αναλύσεις (περιλαμβανομένων των πετρογραφικών και ορυκτολογικών τεχνικών), οι οποίες διευκόλυναν στην κατανόηση της ποικιλίας των λιθοφάσεων στους σχηματισμούς του Μεγανησίου. Η λεπτομερής περιγραφή στο ύπαιθρο των ιζηματογενών και παλαιοντολογικών χαρακτηριστικών, όπως επίσης και η λεπτομερής και συστηματική δειγματοληψία, που λαμβάνει υπόψη της τις χρονικές και χωρικές μεταβολές των στοιχείων αυτών, είναι θεμελιώδεις για την επίτευξη της ανάλυσης λιθοφάσεων των ιζηματογενών σχηματισμών. Οι εργαστηριακές μέθοδοι μελετούν σε μικροσκοπική κλίμακα αποθετικά και διαγενετικά χαρακτηριστικά και παρέχουν λεπτομερείς πετρογραφικές και ορυκτολογικές πληροφορίες, με τη χρήση αναλύσεων οπτικής μικροσκοπίας και περίθλασης ακτίνων Χ (XRD). Ο συνδυασμός πετρογραφικών και ορυκτολογικών δεδομένων, σε συνδυασμό με τις πληροφορίες από το ύπαιθρο, κάνουν δυνατή τη λεπτομερή περιγραφή λιθοφάσεων των κύριων λιθολογιών της νήσου του Μεγανησίου ΕΡΓΑΣΙΑ ΥΠΑΙΘΡΟΥ Η υπαίθρια μελέτη των σχηματισμών του Μεγανησίου, αρχικά περιέλαβε την αναγνώριση των διαφόρων λιθολογιών και της γενικής σύστασηςορυκτολογίας τους, τη λεπτομερή καταγραφή των ιστολογικών χαρακτηριστικών και των ιζηματογενών δομών, ενώ στη συνέχεια πραγματοποιήθηκε κατασκευή γραφικού log, αναγνώριση και διαχωρισμός 26

37 των κυριότερων λιθοφάσεων και τελικά συστηματική δειγματοληψία. Για τον εντοπισμό των υπό μελέτη σχηματισμών χρησιμοποιήθηκαν ο γεωλογικός χάρτης του Ι.Γ.Ε.Υ., φύλλο ΛΕΥΚΑΣ, κλίμακας 1: (1963) κατόπιν υπαίθριας εργασίας του Μπορνόβα και ο γεωλογικός χάρτης του Ι.Γ.Μ.Ε., φύλλο ΚΑΛΑΜΟΣ, κλίμακας 1: (1994) κατόπιν υπαίθριας εργασίας των Μανάκου κ.ά. (βλέπε Εικόνα 14). Δειγματοληψία πραγματοποιήθηκε κατά μήκος δύο τομών δρόμου, σε δύο θέσεις του νησιού. Η βόρεια θέση, σύμφωνα με το γεωλογικό χάρτη της περιοχής αντιπροσωπεύει πετρώματα ηλικίας Δογγερίου, ενώ η νοτιότερη, πετρώματα ηλικίας Ανώτερου Αλβίου- Τουρωνίου (Εικόνα 15). Εικόνα 15.Θέσεις δειγματοληψίας (σημειώνονται με κίτρινο) βόρεια του χωριού Βαθύ και λίγο έξω από το χωριό Κατωμέρι (πηγή: Google Earth Maps). 27

38 3.3. ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΑΚΗ ΜΕΛΕΤΗ Η εργαστηριακή έρευνα περιέλαβε μία σειρά εργασιών που χρησιμοποιούνται ευρέως στη διερεύνηση των ιζηματογενών πετρωμάτων καθώς και ειδικότερων μεθόδων για την κάθε λιθολογία. Αρχικά, πραγματοποιήθηκε παρασκευή λείων πλακετών, διαστάσεων έως και 15x30 cm, από τα δείγματα και των τριών λιθολογιών και εξέταση αυτών στο στερεοσκοπικό μικροσκόπιο, με σκοπό την αναγνώριση των μεγαλύτερων ιστολογικών στοιχείων και δομών τους. Πιο ειδικά για τους ασβεστολίθους, ακολούθησε η κατασκευή peels από μεγάλο αριθμό λειασμένων πλακετών και στη συνέχεια παρασκευάστηκαν λεπτές τομές από το σύνολο των δειγμάτων. Για την κατασκευή των peels χρησιμοποιήθηκε βιομηχανική ακετόνη και ειδικό φύλλο ζελατίνης που επικολλήθηκε πάνω στις λειασμένες πλακέτες σύμφωνα με τη μέθοδο των Davies & Till (1968). Στη συνέχεια πραγματοποιήθηκε χρώση με υγρό μίγμα διαλυμάτων Αλιζαρίνης Red S και Σιδηροκυανιούχου Καλίου στο μεγαλύτερο αριθμό των λείων πλακετών και των λεπτών τομών, σύμφωνα με την μέθοδο του Dickson (1966), προκειμένου να γίνει η διάκριση ασβεστίτη από δολομίτη αλλά και να ανιχνευθεί τυχόν παρουσία σιδήρου στη σύσταση των υπο μελέτη πετρωμάτων. Για την μικροσκοπική μελέτη των peels και των λεπτών τομών χρησιμοποιήθηκε το πολωτικό μικροσκόπιο Zeiss Axio Scope A1, που είναι εφοδιασμένο με ψηφιακή μηχανή Zeiss Microscopy Camera AxioCam ERc 5s Rev.2 και είναι εγκατεστημένο στον Τομέα Ορυκτολογίας και Πετρολογίας. Για την συστηματική ταξινόμηση και την αναγνώριση των κύριων λιθοτύπων (μικροφασικών τύπων) των ασβεστολίθων χρησιμοποιήθηκαν οι δύο κύριες ταξινομήσεις των Folk (1959, 1962) και Dunham (1962), οι οποίες βασίζονται στη σύσταση και την υφή του πετρώματος αντίστοιχα (Εικόνα 16), ενώ για τους αδρόκοκκους βιοκλαστικούς και υφαλογενείς ασβεστολίθους, ειδικότερα, χρησιμοποιείται η ταξινόμηση των Embry & Klovan (1971). Τέλος για τη σχετική εκτίμηση του % ποσοστού συμμετοχής των ανθρακικών κόκκων των αλλοχημικών ασβεστολίθων χρησιμοποιήθηκαν οι συγκριτικοί πίνακες των Scholle & Ulmer-Scholle (2003). 28

39 Εικόνα 16. 1:Ταξινόμηση Folk (1959, 1962), 2: Ταξινόμηση Dunham (1962) (από Κατή, 2015). Για τους πηλολίθους (shales), ακολούθησε η παρασκευή λεπτών τομών από το σύνολο των δειγμάτων και στη συνέχεια αποκόπηκε τμήμα των εναπομεινάντων δειγμάτων για την ορυκτολογική μελέτη του κλαστικού 29

40 υλικού. Αρχικά, πραγματοποιήθηκε διάλυση του ολικού δείγματος με μηχανική θραύση σε αχάτινο γουδί για τη δημιουργία καλώς ομογενοποιημένου κλάσματος, μεγέθους περίπου 10 mm. Στη συνέχεια, έγινε διαχωρισμός του κλάσματος σε μέγεθος πηλού (<63μm) με τη μέθοδο της ξηρής κοσκίνισης (McManus 1988). Ακολούθησε απομάκρυνση των ανθρακικών αλάτων με την επίδραση οξικού οξέως (CH 3 COOH) και του οργανικού υλικού με την επίδραση υπεροξειδίου του υδρογόνου (H 2 O 2 ) (Jackson 1956, Doner & Grossl 2002, Kunze & Dixon 1986). Έπειτα, στο αιώρημα του κλάσματος <63μm προστέθηκε εξαμεταφωσφορικό νάτριο [(NaPO 3 ) 6 ] 10% κατά βάρος, το οποίο δρα ως διασκορπιστικό μέσο για την αποφυγή φαινομένων κροκίδωσης στο τελικό διάλυμα. Ακολούθησε διαχωρισμός του κλάσματος <2μm με καθίζηση, και απομάκρυνση του κλάσματος <2μm με πιπέτα. Η μέθοδος του διαχωρισμού με καθίζηση βασίζεται στις αλλαγές της πυκνότητας του υγρού μέσου, λόγω της διαφορετικής ταχύτητας καθίζησης των κόκκων μέσα σε αυτό, με βάση το διαφορετικό τους μέγεθος (Νόμος του Stokes). Με τους κατάλληλους υπολογισμούς, υπολογίζεται το ποσοστό των κόκκων, επί του αρχικού δείγματος, που καθιζάνουν σε ορισμένο χρόνο και συνεπώς, γίνεται διαχωρισμός του λεπτόκοκκου κλάσματος στα διάφορα μεγέθη κόκκων (Kunze & Dixon 1986,Tucker 1988). Οι αναλύσεις με τη μέθοδο της περιθλασιμετρίας ακτίνων-χ (X-ray diffractometer) πραγματοποιήθηκαν σε περιθλασίμετρο Brοοker (Siemens) Model 5005, σε συνδυασμό με το λογισμικό DIFFRACplus, που βρίσκεται εγκατεστημένο, επίσης, στο εργαστήριο του Τομέα Ορυκτολογίας και Πετρολογίας. Τα ακτινογραφήματα αποτιμήθηκαν με την χρήση του προγράμματος EVA 10.0 του λογισμικού Brοοker (Siemens) DIFFRACplus. Ειδικότερα, για τον ποιοτικό προσδιορισμό πραγματοποιήθηκε διαπότιση των παρασκευασμάτων με αιθυλενογλυκόλη, για τον διαχωρισμό σμηκτίτη χλωρίτη, σύμφωνα με τη μέθοδο του Brunton (1955) καθώς και πύρωση του δείγματος στους 375 C, για τον προσδιορισμό σμηκτίτη και μεικτών αργίλων (Moore & Reynolds 1989, Hardy & Tucker 1988, Jeans et al. 1998). Για την συστηματική ταξινόμηση και την αναγνώριση των κύριων λιθοτύπων των σχιστοπηλών χρησιμοποιήθηκε η κύρια ταξινόμηση των Potter et al. (1980) (Εικόνα 17). 30

41 Εικόνα 17. Ταξινόμηση των σχιστοπηλών (Κόκκοι μικρότεροι των 0.062mm σε ποσοστό μεγαλύτερο του 50%) (από Potter et al. 1980). Τέλος, για τους πυριτολίθους ακολούθησε η παρασκευή λειασμένων πλακετών και στη συνέχεια παρασκευάστηκαν λεπτές τομές από το σύνολο των δειγμάτων για την εξέταση τους σε πολωτικό μικροσκόπιο. 31

42 4. ΙΖΗΜΑΤΟΓΕΝΕΙΣ ΛΙΘΟΛΟΓΙΕΣ 4.1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Στα ιζηματογενή πετρώματα (και ιδιαίτερα στα πετρώματα με κλαστικό ιστό) ο όρος σύσταση αναφέρεται στη φύση όλων των συστατικών ειδών που δομούν το πέτρωμα και ειδικότερα: στους συστατικούς κόκκους, τη κύρια μάζα και το συγκολλητικό υλικό. Από την άλλη, ο όρος ορυκτολογία αναφέρεται στην ορυκτολογική σύσταση των διαφόρων συστατικών ειδών του πετρώματος. Έτσι, σε κάθε ιζηματογενές πέτρωμα προσδιορίζουμε όλα τα συστατικά είδη σε συνδυασμό με την ορυκτολογία τους, δηλαδή τη λιθολογία (= ορυκτολογία - σύσταση) (Κατή, 2015). Οι πηλόλιθοι είναι τα λεπτόκοκκα πετρώματα που ανήκουν στην κατηγορία των ιζηματογενών πετρωμάτων και ειδικότερα σ αυτά που οι κόκκοι τους έχουν μέγεθος κάτω από 62,5μm (κόκκοι μεγέθους χονδρόκοκκης ιλύος έως αργίλου). Πρόκειται για κλαστικά πετρώματα, τα οποία αποτελούν το μεγαλύτερο ποσοστό των ιζηματογενών ακολουθιών και πιο ειδικά οι σχιστοπηλοί αποτελούν περίπου το 60% (Potter et al. 1980, Weaver 1989). Ωστόσο, τα συγκεκριμένα πετρώματα αν και σε τέτοια αφθονία, είναι αυτά για τα οποία γνωρίζουμε τα λιγότερα σε σχέση με τις άλλες δύο πιο γνωστές κατηγορίες ιζηματογενών πετρωμάτων, τους ψαμμίτες και τους ασβεστόλιθους. Αυτό συμβαίνει λόγω του μικρού μεγέθους των κόκκων τους, με αποτέλεσμα μακροσκοπικά και ιδιαίτερα στην υπαίθρια μελέτη εξάγονται λιγότερα συμπεράσματα σε αντίθεση με τους ψαμμίτες και τα αδρόκοκκα ανθρακικά πετρώματα (Potter et al. 1980, Tucker 2001). Το χρώμα των πηλολίθων αλλά και κάθε ιζηματογενούς πετρώματος επηρεάζεται από το περιεχόμενο σε οργανική ύλη, την κατάσταση οξείδωσης του σιδήρου, αλλά και από τα κύρια πετρογενετικά ορυκτά που περιέχει (Tucker 2001, Κατή 2015). Αυξανόμενα ποσοστά σε οργανική ύλη και πυρίτιο δίνουν στον πηλόλιθο σκούρα γκρι έως και μαύρα χρώματα (κυρίως σε θαλάσσιες και σε δελταϊκές αποθέσεις). Τα ερυθρά και μωβ χρώματα οφείλονται στην παρουσία οξειδίων του Fe 3+ και στην παρουσία αιματίτη. Τα καφέ χρώματα μπορούν να προκύψουν όταν τα οξείδια του Fe δεν έχουν επικαλύψει τους κόκκους εντελώς ή δεν έχουν αναπτυχθεί πλήρως. Γενικά, το ερυθρό χρώμα υποδηλώνει τον οξειδωτικό 32

43 χαρακτήρα του περιβάλλοντος απόθεσης και πρώιμης διαγένεσης (Tucker 2001). Τα πράσινα χρώματα προκύπτουν από την παρουσία Fe 2+ μέσα στο πλέγμα του ιλλίτη και του χλωρίτη. Το χρώμα αυτό μπορεί να προκύπτει από την σταδιακή μείωση του αιματίτη (μέσω μετανάστευσης από εδαφικά νερά). Γι αυτό το λόγο και το πράσινο χρώμα παρατηρείται κυρίως σε αρκετά πορώδεις ταινίες με αρκετούς κόκκους μεγέθους ιλύος (porous silty bands), σε πηλολίθους που βρίσκονται κοντά σε πορώδεις ψαμμίτες, ή κοντά σε ρήγματα και διακλάσεις (Tucker 2001). Τα κύρια ορυκτολογικά συστατικά των πηλολίθων είναι τα αργιλικά ορυκτά (αργιλοπυριτικά) με φυλλώδη δομή (φυλλοπυριτικά) (Weaver 1989, Tucker 2001). Μία ταξινόμηση των πηλολίθων με βάση την ορυκτολογική τους σύσταση δίνεται στην Εικόνα 18, από Ulmer-Scholle et al Το λεπτοκρυσταλλικό μέγεθος των αργιλικών ορυκτών και οι ασθενείς δεσμοί που συνήθως είναι ένα χαρακτηριστικό που βοηθά στη διαδικασία απαλλαγής ιόντων. Στα ένυδρα διαλύματα, τα ιόντα μπορούν να προσροφηθούν ή να αποσπαστούν από τα αργιλικά ορυκτά, με τον χημισμό του νερού να ελέγχει την διαδικασία ανταλλαγής των ιόντων. Τέτοια στοιχεία (απορρόφησης) είναι ο σίδηρος και το μαγγάνιο (Tucker 2001). Κατά την διάβρωση-διαγένεση κάποια κατιόντα που υπάρχουν ενδιάμεσα των στρωμάτων στα αργιλικά ορυκτά μπορεί να απομακρυνθούν λόγω της παρουσίας νερού. Αυτά τα μηστοιχειομετρικά αργιλικά χαρακτηρίζονται ως «υποβαθμισμένα». Πράγματι κάποιοι ιλλίτες και σμηκτίτες είναι υποβαθμισμένοι στα σύγχρονα ιζήματα όπως επίσης και κάποιοι χλωρίτες και βιοτίτες (Tucker 2001). Οι δύο κύριοι τύποι αργιλικών ορυκτών είναι οι καντίτες και οι σμηκτίτες. Κύρια ορυκτά της ομάδας των καντίτων είναι ο καολινίτης, ο βερθιερίτης και ο χαμοσίτης. Σε ότι αφορά τους σμηκτίτες, πρόκειται για αργιλικά ορυκτά που παρουσιάζουν το χαρακτηριστικό της διόγκωσης λόγω προσρόφησης νερού. Ο μοντμοριλονίτης είναι ο πιο γνωστός σμηκτίτης. Επίσης, ο βερμικουλίτης έχει μία παρόμοια δομή με τους σμηκτίτες αλλά διογκώνεται λιγότερο και αυτό λόγω το ότι οι θέσεις στα οκτάεδρα είναι καλυμμένες από Mg 2+ και Fe 2+ και το Si 4+ αντικαθίσταται από ΑΙ 3+ (Potter et al. 1980, Weaver 1989, Tucker 2001). Ο ιλλίτης είναι το πιο κοινό αργιλικό ορυκτό στα ιζήματα και συνδέεται με τον μαρμαρυγία μοσχοβίτη. Επίσης, άλλα αργιλικά ορυκτά: χλωρίτης, γλαυκονίτης, σεπιολίτης, παλυγκορσίτης. Ο χλωρίτης έχει στην δομή του ένα ενδιάμεσο 33

44 στρώμα βρουσίτη. Ο γλαυκονίτης συνδέεται με τον ιλλίτη και τους μαρμαρυγίες. Ο σεπιολίτης και ο παλυγκορσίτης είναι πλούσια σε Mg αργιλοπυριτικά ορυκτά. Επίσης, μπορεί να προκύψουν και σύνθετα ορυκτά (π.χ. να αποτελούνται από ιλλίτη και σμηκτίτη) (Tucker 2001). Ένα άλλο κύριο ορυκτολογικό συστατικό των πηλολίθων είναι ο χαλαζίας. Οι κόκκοι χαλαζία, στους πηλολίθους, βρίσκονται συνήθως στο μέγεθος ιλύος αν και μπορεί να προκύψουν και χονδρότεροι κόκκοι σε μέγεθος άμμου κατά την πλευρική ή κατακόρυφη μετάπτωση των πηλολίθων σε ψαμμίτες. Οι κόκκοι σε μέγεθος ιλύος είναι πιο γωνιώδεις απ ότι οι κόκκοι σε μέγεθος άμμου. Πολλοί κόκκοι χαλαζία στους πηλολίθους είναι προϊόντα διαγένεσης παρά αποσάθρωσης (Weaver 1989, Tucker 2001). Άλλα ορυκτολογικά συστατικά των πηλολίθων είναι οι άστριοι, οι οποίοι βρίσκονται σε μικρότερο ποσοστό απ ότι ο χαλαζίας λόγω της συγκριτικά μικρότερης μηχανικής και χημικής σταθερότητάς τους. Ωστόσο λόγω του ότι οι πηλόλιθοι είναι λιγότερο περατοί από τους ψαμμίτες, πολλοί κόκκοι αστρίων και άλλων σχετικά ασταθών συστατικών, μπορεί να διατηρηθούν. Επίσης, ο μοσχοβίτης, ο οποίος είναι πιο κοινός από τον βιοτίτη. Ακόμα, ασβεστίτης (ή αραγωνίτης) σε σκελετικούς κόκκους. Διαγενετικός ασβεστίτης και δολομίτης, ακόμη και σιδηρίτης εμφανίζονται με την μορφή μικροσκοπικών κρυστάλλων μέσα σε οξείδια (nodules). Άλλα ορυκτά που μπορούν να εμφανιστούν τοπικά είναι ο γλαυκονίτης, ο βερθιερίνης, ο αιματίτης, η γύψος, ο ανυδρίτης και ο αλίτης. Ακόμη, αρκετά σύνηθες είναι το οργανικό υλικό στους πηλολίθους και κυρίως στα black shales, το οποίοι αν υπάρχει σε αρκετή ποσότητα μπορεί να δώσει oil shales. Βέβαια, οι συνθήκες που απαιτούνται για τη δημιουργία oil shales είναι πολύ συγκεκριμένες και κατά βάση ανοξικές (Potter et al. 1980, Weaver 1989, O Brien & Slatt 1990, Tucker 2001). Τα αργιλικά ορυκτά στους πηλολίθους μπορεί να προέρχονται από νεομορφισμό, από μετασχηματισμό ή να είναι επίκτητα ορυκτά. Στην περίπτωση του νεομορφισμού τα αργιλικά ορυκτά έχουν σχηματιστεί in situ και έχουν καθιζήσει από διάλυμα ή έχουν σχηματιστεί από άμορφο πυριτικό υλικό. Στην περίπτωση του μετασχηματισμού τα αργιλικά ορυκτά μεταβάλλονται λόγω ανταλλαγής ιόντων (αναδιάταξη κατιόντων), ενώ τα επίκτητα αργιλικά βρίσκονται με τη μορφή κόκκων, οι οποίοι έχουν σχηματιστεί σε μία άλλη 34

45 περιοχή αλλά είναι πολύ πιο σταθεροί σε αυτή που βρίσκονται τώρα (Weaver 1989, Tucker 2001). Εικόνα 18. Διάγραμμα ταξινόμησης, με βάση την ορυκτολογική σύσταση, των πηλολίθων (από Ulmer-Scholle et al. 2014). Στο διάγραμμα περιλαμβάνονται κάποια παραδείγματα από τη Β. Αμερική, τα οποία σημειώνονται με κουκίδες. Τα κύρια ορυκτολογικά συστατικά των παλαιών ανθρακικών ιζηματογενών πετρωμάτων είναι χαμηλά-μαγνησιούχος ασβεστίτης (CaCO 3 ) και δολομίτης [CaMg(CO 3 ) 2 ]. Ειδικότερα, με βάση το περιεχόμενό τους σε δολομίτη ταξινομούνται ως εξής: 35

46 Επιπλέον, οι ασβεστόλιθοι με βάση το περιεχόμενό τους σε αργιλικά συστατικά ταξινομούνται, όπως φαίνεται παρακάτω, ως εξής: Ειδικότερα, ως μάργα ορίζεται ο ασβεστιτικός πηλόλιθος με περιεχόμενο σε ασβεστίτη %). Τονίζεται ότι, ο όρος μάργα είναι γενικός και ουσιαστικά χρησιμοποιείται μόνο στην υπαίθρια μελέτη για ένα μεικτό και λεπτόκοκκο ίζημα ή ιζηματογενές πέτρωμα, που αποτελείται από κλαστικό πηλό / άργιλο και λεπτομερή ασβεστίτη. Το πέτρωμα με περιεχόμενο >50% κλαστικό πηλό ταξινομείται γενικά ως πηλόλιθος ενώ αυτό με περιεχόμενο >50% ασβεστίτη ταξινομείται ως ασβεστόλιθος (ασβεστολουτίτης). Αν και ορυκτολογικώς οι ασβεστόλιθοι έχουν σχετικά απλή ορυκτολογία (σχεδόν μονο-ορυκτολογικοί), ωστόσο, παρουσιάζουν μεγάλη ποικιλία στα είδη των συστατικών από τα οποία αποτελούνται. Συνολικά, αυτά ανήκουν στις εξής τρείς κύριες κατηγορίες: 1) Ανθρακικοί κόκκοι: δημιουργούν το σκελετό του πετρώματος και διακρίνονται σε: α. Σκελετικούς Κόκκους (σκελετικά θραύσματα και ολόκληρα απολιθώματα) και β. Μη-σκελετικούς Κόκκους (επιφλοιωμένοι κόκκοι, πηλοειδή, συσσωματώματα και κλάστες (Εικόνα 19). δίνεται μία σύντομη περιγραφή των κυριοτέρων κατηγοριών των ανθρακικών συστατικών κόκκων. 2) Κύρια μάζα: κυρίως μικρίτης (μικρο-κρυσταλλικός ασβεστίτης < 4μm). 3) Συγκολλητικό υλικό: σπαρίτης (κρ. ασβ., γενικά > 50μm έως 100 ς μm). 36

47 Εικόνα 19. Κύρια είδη ανθρακικών κόκκων, Flügel (2004), (από Κατή, 2014) Λεπτομερείς περιγραφές των συστατικών των ασβεστολίθων δίνονται από τους Bathurst (1975), Wilson (1975), Tucker and Wright (1990), Adams and MacKenzie (1998), Sholle and Ulmer-Sholle (2003) και Flügel (2004). Οι στρωματώδεις και κονδυλώδεις πυριτόλιθοι περιέχουν τρείς κύριους τύπους SiO 2 : μικροχαλαζία, μεγαχαλαζία και χαλκηδόνιο. Ο μικροχαλαζίας αποτελείται από ισοδιαμετρικούς κρυστάλλους χαλαζία μήκους μερικών μm. Στον μεγαχαλαζία οι κρύσταλλοι είναι μεγαλύτεροι των 20μm και μπορεί να φτάνουν τα 500μm ή και παραπάνω. Επίσης έχουν εμφανή σχήματα κρυστάλλων και εμφανείς απολήξεις. Ο μεγαχαλαζίας συνήθως αναφέρεται και σαν drusy χαλαζία γιατί συνήθως παίζει ρόλο του συγκολλητικού υλικού στους πόρους. Ο χαλκηδόνιος αποτελείται από ινώδεις κρυστάλλους μερικών δεκάδων ή εκατοντάδων μm σε μήκος. Τα ραδιολάρια, τα διάτομα και οι πυριτικοί σπόγγοι αποτελούνται από οπαλιούχο χαλαζία. Πρόκειται για μία άμορφη ισοτροπική ποικιλία που περιέχει 10% νερό. Ο οπάλιος είναι μετασταθής οπότε μειώνεται με το χρόνο και δεν τον βρίσκουμε καθόλου σε πυριτολίθους παλαιοζωικής ηλικίας. 37

48 4.2. ΜΑΚΡΟΣΚΟΠΙΚΗ ΜΕΛΕΤΗ Οι ιζηματογενείς σχηματισμοί που εμφανίζονται στις τομές που μελετήθηκαν στο νησί του Μεγανησίου, συνιστούν τμήμα της ευρύτερης τεκτονοστρωματογραφικής ενότητας της Ιονίου. Η μακροσκοπική μελέτη της σύστασης-ορυκτολογίας τους οδήγησε στη διάκριση τριών κύριων ιζηματογενών λιθολογιών, οι οποίες περαιτέρω χαρακτηρίζονται από ένα ιδιαίτερο σύνολο ιστολογικών χαρακτηριστικών, ιζηματοδομών και γεωμετρικών μορφών καθορίζοντας έτσι ένα σύνολο από ευδιάκριτες λιθοφάσεις. Συνολικά, αναγνωρίστηκαν δέκα κύριες λιθοφάσεις, εκ των οποίων πέντε στους σχιστοπηλούς (ΛΣ1-ΛΣ5), τρείς στους πυριτολίθους (ΛΠ1-ΛΠ3) και δύο στους ασβεστολίθους (ΛΑ1-ΛΑ2). Τα χαρακτηριστικά των τριών ιζηματογενών λιθολογιών και των αντίστοιχων λιθοφάσεων δίνονται στη συνέχεια του κεφαλαίου Σχιστοπηλοί (ΛΣ1-ΛΣ5) Τα παλαιότερα πετρώματα που μελετήθηκαν είναι πυριτιωμένοι σχιστοπηλοί Ιουρασικής ηλικίας (Δογγέριο) και ανήκουν στο σχηματισμό «Σχιστόλιθοι με Ποσειδώνιες». Οι εμφανίσεις του σχηματισμού βρίσκονται στα βορειοανατολικά του νησιού, κοντά στον όρμο Αμπελάκια, όπου πραγματοποιήθηκε και δειγματοληψία. Το συνολικό φαινόμενο πάχος της εμφάνισης είναι 7,10m. Εκεί, οι σχιστοπηλοί εμφανίζονται πολύ λεπτοστρωματώδεις έως λεπτοστρωματώδεις (πάχη στρωμάτων από 1 έως 9cm), σε εναλλαγές με πυριτολίθους. Ουσιαστικά πρόκειται για σετ που αποτελούνται στη βάση τους από καθαρό πυριτόλιθο, μαύρου χρώματος στα κατώτερα μέρη της τομής και κόκκινου χρώματος στα ανώτερα, συνεχίζουν με πρασινωπούς πυριτιωμένους σχιστοπηλούς και κλείνουν με λευκούς έως υπόλευκους πυριτιωμένους σχιστοπηλούς (Εικόνα 20). Τα πάχη των σετ κυμαίνονται από 5-6cm ή 10-11cm έως 25cm, τα οποία και επικρατούν. Στα λευκά στρώματα συναντώνται κόνδυλοι πυριτολίθων πράσινου χρώματος. 38

49 Εικόνα 20. Τομή κοντά στον όρμο Αμπελάκια, Ιουρασικής ηλικίας (Δογγέριο). ΛΣ1: Καστανοπράσινοι σχιστοπηλοί με παράλληλη ελασμάτωση Τα πετρώματα αυτής της λιθοφάσης είναι υποκίτρινου χρώματος, πολύ λεπτής κοκκομετρίας και με μία εμφανή ελασμάτωση η οποία γίνεται πιο έντονη όσο πλησιάζει στα υπερκείμενα στρώματα. Τα πάχη των στρωμάτων κυμαίνονται από 1 έως 9cm. ΛΣ2: Γκρίζοι σχιστοπηλοί με κυματοειδή ελασμάτωση Πρόκειται για ένα λευκό έως υπόλευκο πέτρωμα με κοκκομετρία κάτω των 63μm. Πέραν του λευκού χρώματος, παρατηρούνται ελασματώσεις κίτρινου έως σκούρου καφέ χρώματος. Τα καφέ χρώματα παρατηρούνται και στην βάση αυτού του σχηματισμού, όπου και κυριαρχούν, ενώ τα λευκά απουσιάζουν (Εικόνα 21). Στα ανώτερα τμήματα του σχηματισμού τα καφέ και κιτρινωπά χρώματα μειώνονται και καταλήγουν σε σχηματισμό πυριτόλιθου με χαρακτηριστικό καφέ χρώμα. Η μετάβαση προς αυτόν τον σχηματισμό παρότι φαίνεται να πραγματοποιείται σχετικά απότομα μέσω ενός επίπεδου ορίζοντα που φαίνεται να είναι και αυτός πυριτικής σύστασης, με χρώμα σχετικά πιο ανοιχτό καφέ έως γκρίζο από τον υπερκείμενο, πρέπει να είναι μεταβατική προς τα άνω. Η σταδιακή αυτή μετάβαση πιστοποιείται από την ύπαρξη κλαστών γκρίζου χρώματος, πιθανόν παρόμοιας σύστασης με τον υποκείμενο 39

50 σχηματισμό, οι οποίοι βρίσκονται στον υπερκείμενο πυριτόλιθο. Τα πάχη των στρωμάτων αυτών είναι περίπου cm. Εικόνα 21. ΛΣ2: Γκρίζοι σχιστοπηλοί με κυματοειδή ελασμάτωση. ΛΠ2: Καφέ πυριτόλιθος. Οι υπόλοιπες εμφανίσεις σχιστοπηλών που μελετήθηκαν είναι Κρητιδικής ηλικίας (Ανώτερο Άλβιο-Τουρώνιο). Οι σχιστοπηλοί είναι επίσης πυριτιωμένοι και κυριαρχούν τα πράσινα χρώματα, πιθανά από την παρουσία χλωρίτη ή/και ιλλίτη. Περιλαμβάνουν τρείς λιθοφάσεις (ΛΣ3-ΛΣ5). Οι εμφανίσεις του σχηματισμού που μελετήθηκαν, βρίσκονται στα ανατολικά του νησιού, λίγο έξω από το χωριό Κατωμέρι, όπου πραγματοποιήθηκε και δειγματοληψία. Οι σχιστοπηλοί εμφανίζονται πολύ λεπτοστρωματώδεις έως λεπτοστρωματώδεις (πάχη στρωμάτων από 1 έως 5cm), σε εναλλαγές με πυριτολίθους (Εικόνα 22). Η εμφάνιση των σχιστοπηλών με τις εναλλαγές των πυριτολίθων υπέρκειται εμφάνισης κόκκινων πυριτολίθων (Εικόνα 23) και έχει συνολικό φαινόμενο πάχος περίπου 6,5m. 40

51 Εικόνα 22. Πολύ λεπτοστρωματώδεις έως λεπτοστρωματώδεις πράσινοι σχιστοπηλοί Κρητιδικής ηλικίας, σε εναλλαγές με πυριτολίθους. Εικόνα 23. Η εμφάνιση των πράσινων σχιστοπηλών σε εναλλαγές με πυριτολίθους, υπερκείμενη της εμφάνισης κόκκινων πυριτολίθων. ΛΣ3: Πράσινοι σχιστοπηλοί με κυματοειδή ελασμάτωση Τα πετρώματα αυτής της λιθοφάσης είναι σκούρου πράσινου χρώματος, παρουσιάζουν fissillity και έντονη κυματοειδή ελασμάτωση. Το πράσινο χρώμα πιθανά προσδίδεται από την παρουσία Fe 2+ και υποδηλώνει σχετικά αναγωγικές συνθήκες. Επίσης, παρατηρούνται φακοειδή σώματα που επιπλέουν στην κύρια μάζα. Τα σώματα αυτά έχουν μέγεθος που ποικίλει από 41

52 λίγα χιλιοστά έως και 2cm (Εικόνα 23). Το πάχος των στρωμάτων είναι περίπου 5-6 cm. Η επαφή με τον υπερκείμενο ορίζοντα είναι βαθμιαία. ΛΣ4: Πράσινοι σχιστοπηλοί με παράλληλη ελασμάτωση Η λιθοφάση αυτή χαρακτηρίζεται από παράλληλη ελασμάτωση και το πέτρωμα είναι πράσινου (λαδί) χρώματος (Εικόνα 23). Το πράσινο χρώμα πιθανά προσδίδεται στο πέτρωμα από την παρουσία Fe 2+ και υποδηλώνει σχετικά αναγωγικές συνθήκες. Και σε αυτή τη λιθοφάση παρατηρούνται φακοειδή σώματα που επιπλέουν στην κύρια μάζα. Η παρουσία τους δεν είναι τόσο συχνή, όσο στην υποκείμενη λιθοφάση, ενώ το μέγεθος τους και εδώ ποικίλει από λίγα χιλιοστά έως και 2cm. Στο πέτρωμα υπάρχει αρκετό ποσοστό ασβεστίτη, η παρουσία του οποίου διαπιστώθηκε μετά τον αναβρασμό που παρατηρήθηκε από τη χρήση αραιού και ψυχρού HCl. Το πάχος του σχηματισμού είναι περίπου 5cm. Η επαφή με τον υπερκείμενο ορίζοντα είναι μεταβατική. ΛΣ5: Γκρίζοι σχιστοπηλοί με παράλληλη ελασμάτωση Η λιθοφάση αυτή χαρακτηρίζεται από παράλληλη ελασμάτωση και το πέτρωμα είναι γκρι χρώματος (Εικόνα 23). Το χρώμα του σχηματισμού παραπέμπει σε παρουσία οργανικού υλικού. Το πάχος του σχηματισμού είναι περίπου 3-4 cm. Η επαφή με το υπερκείμενο στρώμα πυριτολίθου είναι μεταβατική. 42

53 Πυριτόλιθοι Οι παλαιότεροι πυριτόλιθοι μελετήθηκαν είναι Ιουρασικής ηλικίας και είναι υπερκείμενοι των σχιστοπηλών της αντίστοιχης ηλικίας. Οι εμφανίσεις των πυριτολίθων Ιουρασικής ηλικίας βρίσκονται στα βορειοανατολικά του νησιού, στον όρμο Αμπελάκια, σε εναλλαγές με της αντίστοιχη ηλικίας ορίζοντες των σχιστοπηλών. ΛΠ1: Γκρι στρωματώδεις πυριτόλιθοι Οι πυριτόλιθοι αυτοί είναι λεπτοστρωματώδεις γκρι χρώματος (Εικόνα 24). Το πάχος των στρωμάτων κυμαίνεται από 1 έως περίπου 10cm. Εικόνα 24. Γκρι πυριτόλιθοι του Ιουρασικού σε εναλλαγές με σχιστοπηλούς. ΛΠ2: Καφέ στρωματώδεις πυριτόλιθοι Οι πυριτόλιθοι αυτοί είναι υπερκείμενοι των γκρίζων σχιστοπηλών με κυματοειδή ελασμάτωση (Εικόνες 20-21). Είναι λεπτοστρωματώδεις και το πάχος των στρωμάτων κυμαίνεται από 5 έως 10cm. Τα στρώματα μπορεί να είναι συνεκτικά ή κατακερματισμένα. Η τρίτη λιθοφάση των πυριτολίθων που μελετήθηκαν είναι Κρητιδικής ηλικίας (Ανώτερο Άλβιο-Τουρώνιο) και συναντάται σε εναλλαγές με τις λιθοφάσεις ΛΣ3-ΛΣ5 των σχιστοπηλών της αντίστοιχης ηλικίας, αλλά και υπέρκεινται αυτών. Οι εμφανίσεις του σχηματισμού βρίσκονται στα ανατολικά του νησιού, λίγο έξω από το χωριό Κατωμέρι. 43

54 ΛΠ3: Μαύροι στρωματώδεις πυριτόλιθοι Οι πυριτόλιθοι αυτοί είναι μαύρου χρώματος, λεπτοστρωματώδεις, με μέσο πάχος στρώματος περίπου 5cm (Εικόνα 25). Τα στρώματα μπορεί να είναι συνεκτικά ή κατακερματισμένα, λόγω τεκτονικής. Παρατηρούνται Στη βάση του σχηματισμού οι πυριτόλιθοι εναλλάσσονται με τους υποκείμενους σχιστοπηλούς. Στο μέσο του σχηματισμού τα στρώματα εναλλάσσονται με μαργαϊκούς ασβεστολίθους. Ενώ, στην οροφή του σχηματισμού μεταβατικά περνούν σε ασβεστολίθους. Το συνολικό πάχος του σχηματισμού αυτού δεν πρέπει να ξεπερνά τα 50 cm. Εικόνα 24. Μαύροι στρωματώσεις πυριτόλιθοι του Κρητιδικού σε εναλλαγές με σχιστοπηλούς Ασβεστόλιθοι Οι ασβεστόλιθοι που μελετήθηκαν ανήκουν στο σχηματισμό της Ανώτερης Βίγλας και είναι Κρητιδικής ηλικίας. Πρόκειται για τον ανώτερο και νεώτερο σχηματισμό, καθώς υπέρκειται των πυριτολίθων. Μακροσκοπικά διακρίθηκαν δύο λιθοφάσεις. 44

55 ΛΑ1: Ερυθρωπός ελασματώδης ασβεστολουτίτης Πρόκειται για έναν λεπτοστρωματώδη έως μεσοστρωματώδη ερυθρωπού χρώματος ασβεστόλιθο (Εικόνα 26). Πρόκειται για ασβεστολουτίτη αποτελούμενο από μικρίτη. Το πάχος του σχηματισμού ανέρχεται σε δεκάδες μέτρα. Το ερυθρωπό χρώμα που παρουσιάζει αυτή η λιθοφάση πιθανά οφείλεται στην παρουσία οξειδίων του Fe. Η επαφή με τους υποκείμενους πυριτολίθους είναι μεταβατική, καθώς παρατηρήθηκαν εναλλαγές των δύο λιθολογιών. Εικόνα 26. Ερυθρωπός ελασματώδης ασβεστολουτίτης. ΛΑ2: Λευκός ασβεστολουτίτης Πρόκειται για έναν λεπτοστρωματώδη έως μεσοστρωματώδη λευκού έως υπόλευκου χρώματος ασβεστόλιθο (Εικόνα 27). Πρόκειται για ασβεστολουτίτη αποτελούμενο από μικρίτη. Το πάχος του σχηματισμού κυμαίνεται ανέρχεται σε δεκάδες μέτρα. Στον σχηματισμό παρατηρούνται ενδιαστρώσεις πυριτολίθων, όπως επίσης και κόνδυλοι πυριτολίθων. Στο σχηματισμό χαρακτηριστικές είναι οι δομές slumps (Εικόνα 28). Αντιστοιχεί στο Ανώτερο Κρητιδικό και πιο συγκεκριμένα στο Τουρώνιο-Κενομάνιο του σχηματισμού Ανώτερης Βίγλας. 45

56 Εικόνα 27. Λεπτοστρωματώδεις έως μεσοστρωματώδεις λευκού έως υπόλευκου χρώματος ασβεστόλιθοι. Σε κίτρινο κύκλο σημειώνεται κόνδυλος πυριτολίθου. Εικόνα 28. Συνιζηματογενής πτύχωση (slump) σε ασβεστολίθους με ενδιαστρώσεις κόκκινων πυριτολίθων, του σχηματισμού της Βίγλας. 46

57 4.3. ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑ - ΣΥΣΤΑΣΗ Α) Πυριτιωμένοι σχιστοπηλοί: Οι σχιστοπηλοί του Ιουρασικού ορυκτολογικά αποτελούνται από χαλαζία και αργιλικά ορυκτά, ενώ οι σχιστοπηλοί του Κρητιδικού ορυκτολογικά αποτελούνται από χαλαζία, ασβεστίτη και αργιλικά ορυκτά (βλέπε ακτινοδιαγράμματα στο Παράρτημα). Μετά την απομάκρυνση του ασβεστίτη με την επίδραση ρυθμιστικού διαλύματος οξικού οξέως, αναγνωρίστηκε με τη μέθοδο της περιθλασιμετρίας ακτινών-χ (XRD), βαρίτης. Η παρουσία του χαλαζία στα δείγματα, δεν είναι τόσο κλαστικής προέλευσης, όσο διαγενετικής. Όλα τα δείγματα έχουν υποστεί πυριτίωση, μια διαγενετική διεργασία που αφορά κυρίως στην αντικατάσταση των αρχικών ορυκτών του πετρώματος από ορυκτά του SiO 2 (οπάλιο-ct, χαλκηδόνιο, χαλαζία). Η αντικατάσταση μπορεί να είναι μερική ή ολική. Κυρίως πρώιμη αλλά και όψιμη διαγενετική διεργασία (Scholle & Umber-Scholle 2003). Η διαγενετική διεργασία της πυριτίωσης που παρατηρήθηκε στα δείγματα, δικαιολογείται από ρευστά πλούσια σε Si, καθώς οι υπό μελέτη σχιστοπηλοί βρίσκονται σε επαφή με πυριτολίθους, αλλά και από την απελευθέρωση Si, η οποία πραγματοποιείται κατά τη διαγένεση αργιλικών ορυκτών, όπως για παράδειγμα κατά την μετατροπή σμηκτίτη σε ιλλίτη (Weaver 1989, Chamley 2013). Β) Ανθρακικά πετρώματα: Τα ανθρακικά πετρώματα που μελετήθηκαν συνιστούν καθαρούς ασβεστολίθους, με ορυκτά του CaCO 3 σε ποσοστό > 90%. Η παρουσία του ασβεστίτη και η απουσία δολομίτη, πιστοποιήθηκε και από τη μικροσκοπική παρατήρηση επιλεγμένων λεπτών τομών, κατόπιν χρώσης τους με διάλυμα μείγματος και Alizarin Red S και Σιδηροκυανιούχου Καλίου, κατά τη μέθοδο Dickson, Με τη συγκεκριμένη χρώση διαπιστώθηκε, επιπλέον, η απουσία σιδηρούχου ασβεστίτη στα συγκεκριμένα πετρώματα. Μέσω της πετρογραφικής μελέτης προσδιορίστηκαν τα κύρια συστατικά των ασβεστολίθων, με λεπτομέρεια για τον κάθε σχηματισμό και για την κάθε μικροφάση που εντοπίστηκε. Εδώ, παρουσιάζονται συνολικά και εν συντομία τα κύρια συστατικά των ασβεστολίθων των Κρητιδικών σχηματισμών, τα οποία είναι τα εξής: σκελετικοί κόκκοι, που αντιπροσωπεύονται από 47

58 πλαγκτονικά τρηματοφόρα (του γένους Globotruncana και της τάξης Globigerinida), κύρια μάζα αποτελούμενη από μικροκρυσταλλικό ασβεστίτη, μεγέθους 1-4μm και μικρά πηλοειδή σε μέγεθος ιλύος και σπαρίτη κυρίως ως συγκολλητικό υλικό και ως προϊόν νεομορφισμού σε σκελετικά τμήματα βιοκλαστών. Γ) Πυριτόλιθοι: Οι πυριτόλιθοι τόσο του Ιουρασικού, όσο και του Κρητιδικού, ορυκτολογικά αποτελούνται από μικροχαλαζία, μεγαχαλαζία και χαλκηδονικό χαλαζία. Ο χαλκηδονικός χαλαζίας συναντάται κυρίως ως υλικό πλήρωσης εκμαγείων από ακτινόζωα (ραδιολάρια). 48

59 5. ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΑ 5.1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η πετρογραφική (μικροσκοπική) μελέτη των ιζηματογενών πετρωμάτων επιτρέπει τη λεπτομερή καταγραφή χαρακτηριστικών τους (τύποι κόκκων, μέγεθος και σχήμα κόκκων, υφή κλπ.) που συνδέονται άμεσα με τις συνθήκες απόθεσης και επομένως συνιστά το κυριότερο εργαλείο στην ερμηνεία των ιζηματογενών περιβαλλόντων απόθεσης. Η πετρογραφική ανάλυση λεπτών τομών των σχιστοπηλών έχει αναλυθεί από πολλούς ερευνητές, η δουλειά και έρευνα των οποίων αποτελεί οδηγό για οποιονδήποτε ενδιαφέρεται να μελετήσει τα ιδιαίτερα αυτά πετρώματα και να τα αναλύσει από απόψεις ορυκτολογίας, διαγένεσης, ιστολογικής ταξινόμησης κ.α. Παρ όλες τις εκτεταμένες προσπάθειες που έχουν γίνει για την παρασκευή λεπτών τομών (Zimmerle 1982, 1994) και για την πετρογραφική τους ανάλυση (O Brien & Slatt 1990, Kuehl et al. 1990, Wingnall 1989, Zimmerle 1991, Schieber 1990,1999, Macquaker & Gawthrope 1993) οι περιγραφές των shales σε πετρογραφικό μικροσκόπιο είναι σχετικά λίγες (Schieber 1989). Ωστόσο, σύμφωνα με τους Ulmer Scholle et al. (2014) τα χαρακτηριστικά των ιστών και της υφής αυτών των πετρωμάτων αντανακλούν στις ιζηματολογικές και διαγενετικές διεργασίες που έδρασαν και επειδή ποικίλουν από κλίμακα mm σε cm, μπορούν να μελετηθούν και να αναλυθούν σε λεπτές τομές στο πετρογραφικό μικροσκόπιο. H ταξινόμηση των λεπτόκοκκων πετρωμάτων (στα οποία ανήκει και η κατηγορία των σχιστοπηλών) που προτάθηκε από τον Twenhofel (1937) και χρησιμοποιήθηκε από τον Pettijohn,(1975) είναι βασισμένη σε δύο παραμέτρους: τη συνεκτικότητα/σκληρότητα (state of induration) και τα ποσοστά ιλύος (χαλαζία) και αργίλου (αργιλικών ορυκτών). Η ταξινόμηση του Picard (1971) δίνει έμφαση στην υφή και τη σύσταση, κυρίως των κόκκων μεγέθους ιλύος και τροποποιημένη από τη σύσταση των αργιλικών ορυκτών. Ο Picard επέκτεινε τη συμβατική ορολογία των ψαμμιτών στην πετρογραφία των λεπτόκοκκων πετρωμάτων. Οι Fuchtbauer and Muller (1970, p. 131) βάσισαν επίσης την ταξινόμησή τους στη συνεκτικότητα/σκληρότητα και στο ποσοστό ιλύος (χαλαζία) και αργιλικών ορυκτών. Τέλος, οι Lundegard and 49

60 Samuels (1980) προτείνουν ένα είδος ταξινόμησης στο υπαίθρο, η οποία βασίζεται στο μέγεθος των κόκκων και τη διαστρωμάτωση (stratification). Τα περισσότερα κλαστικά ιζήματα και πετρώματα, όπως οι σχιστοπηλοί και οι πηλόλιθοι, περιέχουν σημαντική ποσότητα αργιλικών ορυκτών καθώς και ανθρακικά ορυκτά και ορυκτά του διοξειδίου του πυριτίου σε μέγεθος αργίλου, αλλά και κηρογόνο. Τα συστατικά αυτά σε μέγεθος αργίλου είναι που συχνά καθορίζουν τις ιδιότητες του πετρώματος, όπως τη συνεκτικότητα, την πλαστικότητα, την απόσχιση, τη συμπιεστότητα, τη διόγκωση και την αποσάθρωση. Για το λόγο αυτό, οι σχιστοπηλοί συνολικά περιγράφονται και ταξινομούνται, τόσο στο ύπαιθρο, όσο και σε λεπτές τομές, με βάση τις παρακάτω ιδιότητες: τη συνεκτικότητα/σκληρότητα, τη σχετική ποσότητα των συστατικών σε μέγεθος αργίλου και τους κλάστες ορυκτών σε μέγεθος ιλύος και το πάχος των στρωμάτων και των ελασματώσεων (Potter et al. 1980). Για τα ανθρακικά πετρώματα, οι Wilson (1975) και Flügel (1982, 2004), χρησιμοποιώντας τον τύπο της ανθρακικής πλατφόρμας/κρηπίδας με περιθώριο, τροπικού κλίματος, πρότειναν ένα γενικευμένο αποθετικό πρότυπο το οποίο αποτελείται από 9 φασικές ζώνες (FZ) οι οποίες με τη σειρά τους συνίστανται από ένα περιορισμένο αριθμό μικροφάσεων. Οι μικροφάσεις αυτές, 24 στο σύνολό τους, αντιπροσωπεύουν τα πιο συχνά είδη των ανθρακικών λιθοτύπων και λειτουργούν ως γενικευμένα πρότυπα (~standard microfacies types / SMF), ανεξαρτήτως των ηλικιών των ανθρακικών πετρωμάτων. Επιπλέον, ο Flügel (2004) πρότεινε μία επιπλέον ζώνη (10 η ) (Εικόνα 29) ενώ διαφοροποίησε το ανωτέρω μοντέλο για την περίπτωση της ανθρακικής ράμπας. Εικόνα 29. Φασικές ζώνες (FZ) και πρότυπες μικροφάσεις (SMF) (τροποποιημένο πρότυπο Wilson, από Flügel, 2004) 50

61 Τελικά, αν και κάποιοι ερευνητές, όπως Carozzi (1989) διαφωνούν με τη γενικευμένη αυτή προσέγγιση των περιβαλλόντων απόθεσης της πλατφόρμας/κρηπίδας με περιθώριο, θεωρώντας την υπεραπλουστευμένη, αφού για πχ. κάποιοι τύποι μικροφάσεων συναντώνται σε περισσότερες από μία φασικές ζώνες (υποπεριβάλλοντα), ωστόσο η χρήση των SMF παραμένει μία χρήσιμη τεχνική στην ερμηνεία των περιβαλλόντων απόθεσης των ανθρακικών πετρωμάτων (τουλάχιστον για το αρχικό στάδιο μίας μελέτης). Συνολικά, η γενική οργάνωση των ανθρακικών λιθοφάσεων από τα αβαθή τμήματα μιας πλατφόρμας προς την λεκάνη έχει ως εξής: 1) συμπλέγματα παλιρροϊκών επιπέδων 2) λιμνοθαλάσσιες 3) συμπλέγματα από υφάλους και αναχώματα με ωοειδή/πηλοειδή ρηχών-νερών 4) βαθιάς υφαλοκρηπίδας (υποθαλάσσια τοπογραφικά υψηλά) 5) κλιτύος και λεκάνης (Scholle et al. 1983, Read 1985, Tucker and Wright 1990). Σε κάθε περίπτωση, οι ιζηματογενείς συναθροίσεις των λιθοφάσεων [ομάδα λιθοφάσεων που αποτέθηκε στο ίδιο ευρύτερο περιβάλλον (Tucker 2001)] είναι αυτές που υποδεικνύουν τα πραγματικά αποθετικά τμήματα (υποπεριβάλλοντα) της ανθρακικής ακολουθίας στην οποία εμπεριέχονται. 51

62 5.2. ΚΥΡΙΟΙ ΛΙΘΟΤΥΠΟΙ Η πετρογραφική μελέτη, μέσω οπτικής μικροσκοπίας σε λεπτές τομές από όλα τα δείγματα, περιέλαβε λεπτομερή περιγραφή όλων των συστατικών, των διαφόρων αποθετικών ιστολογικών χαρακτηριστικών και ιζηματοδομών και τελικά τη συστηματική ταξινόμησή τους με βάση τα αντίστοιχα σχήματα ταξινόμησης της κάθε λιθολογίας. Οι κύριοι λιθότυποι (ΛΤ) που προέκυψαν συνολικά (από όλα τα δείγματα) είναι 11, εκ των οποίων οι πέντε είναι Ιουρασικής ηλικίας και περιλαμβάνουν τέσσερεις λιθότυπους στους σχιστοπηλούς και έναν λιθότυπο στους πυριτολίθους, ενώ οι άλλοι έξι είναι Κρητιδικής ηλικίας και περιλαμβάνουν τρεις λιθότυπους στους σχιστοπηλούς, δύο λιθότυπους στους ασβεστολίθους και έναν στους πυριτολίθους. Η αναλυτική περιγραφή των λιθοτύπων, αλλά και η ερμηνεία ως προς το περιβάλλον απόθεσης για τον κάθε ένα ξεχωριστά δίνονται στη συνέχεια Σχιστοπηλοί Στα δείγματα των σχιστοπηλών Ιουρασικής ηλικίας αναγνωρίστηκαν οι παρακάτω λιθότυποι: ΛΤΣ1: Mudstone με πηλοειδή Το ποσοστό της κύριας μάζας είναι 60% και αποτελείται κυρίως από πηλοειδή, αλλά και αργιλικά ορυκτά. Επίσης, περιέχει βιοκλάστες σε ποσοστό <10% (Εικόνα 30). Τα πηλοειδή έχουν μεγέθη από 30 έως 80 μm. Το μέσο μέγεθος τους είναι περίπου 40μm. Οι βιοκλάστες αντιπροσωπεύονται από πλαγκτονικούς οργανισμούς και συγκεκριμένα από ακτινόζωα (ραδιολάρια). Τα ραδιολάρια πλέουν στην κύρια μάζα και έχουν μέγεθος περίπου 100 μm. Ακόμη, παρατηρούνται σκουρόχρωμοι λεπτοί ορίζοντες, πιθανά με αρκετό οργανικό υλικό. Δεν εμφανίζονται εσωτερικές δομές. Ερμηνεία: Το μεγάλο ποσοστό λεπτόκοκκης κύριας μάζας υποδεικνύει χαμηλής ενέργειας αποθετικό περιβάλλον. Η παρουσία των ακτινόζωων και η έλλειψη άλλων βιοκλαστών, ιδιαίτερα νηριτικών μέσα στα δείγματα, υποδεικνύει την απόθεση στο βαθύ θαλάσσιο πελαγικό έως ωκεάνιο περιβάλλον (Scholle et al. 1983). Η καλή διατήρηση οργανικού υλικού 52

63 παραπέμπει σε υποανοξικές συνθήκες της αποθετικής λεκάνης (Potter et al. 1980). Εικόνα 30. Μικροφωτογραφία (PPL) από τους λιθότυπους ΛΤΣ1 και ΛΤΣ2. Στο κάτω τμήμα της μικροφωτογραφίας το mudstone με πηλοειδή (ΛΤΣ1), ενώ στο άνω τμήμα το ελασματώδες διαβαθμισμένο βιοκλαστικό wackestone-packstone (ΛΤΣ2). Διακρίνεται η απότομη επίπεδη επαφή τους. ΛΤΣ2: Ελασματώδες Διαβαθμισμένο Βιοκλαστικό wackestone-packstone Αποτελείται από βιοκλάστες σε ποσοστό 35-60%, ενώ η κύρια μάζα αποτελείται κυρίως από πηλοειδή, αλλά και αργιλικά ορυκτά (Εικόνα 30). Οι βιοκλάστες αντιπροσωπεύονται από πλαγκτονικούς οργανισμούς και συγκεκριμένα από ακτινόζωα (ραδιολάρια). Τα ραδιολάρια έχουν μεγέθη από 80 έως 240μm. Το μέσο μέγεθός τους είναι 150μm. Παρατηρούνται επίσης, σκουρόχρωμοι λεπτοί ορίζοντες, πιθανά με αρκετό οργανικό υλικό, οι οποίοι δημιουργούν ελασμάτωση. Ακόμη παρατηρούνται μικρές διακλάσεις πληρωμένες με οργανικό υλικό. Κύριο ιστολογικό χαρακτηριστικό είναι η κανονική διαβάθμιση του μεγέθους των συστατικών κόκκων. Ερμηνεία: Η παρουσία των ακτινόζωων και η έλλειψη άλλων βιοκλαστών, ιδιαίτερα νηριτικών μέσα στα δείγματα, υποδεικνύει την απόθεση στο βαθύ θαλάσσιο πελαγικό έως ωκεάνιο περιβάλλον (Scholle et al. 1983). Η καλή 53

64 διατήρηση οργανικού υλικού παραπέμπει σε υποανοξικές συνθήκες της αποθετικής λεκάνης (Potter et al. 1980). ΛΤΣ3: Mudstone με κονδύλους οξειδίων Το ποσοστό της κύριας μάζας είναι 60% και αποτελείται κυρίως από αργιλικά ορυκτά και διαγενετικό μικροχαλαζία από αντικατάσταση κατά την πυριτίωση, αλλά και λίγα πηλοειδή. Επίσης, περιέχει βιοκλάστες σε ποσοστό <10%. Τα πηλοειδή έχουν μέσο μέγεθος περίπου 40μm. Οι βιοκλάστες αντιπροσωπεύονται από πλαγκτονικούς οργανισμούς και συγκεκριμένα από ακτινόζωα (ραδιολάρια). Τα ραδιολάρια πλέουν στην κύρια μάζα και έχουν μέγεθος περίπου 100 μm. Χαρακτηριστική είναι η παρουσία μικρών κονδύλων, μεγέθους 4-5mm, που αποτελούνται από οξείδια (Εικόνα 31). Ερμηνεία: Το μεγάλο ποσοστό λεπτόκοκκης κύριας μάζας υποδεικνύει χαμηλής ενέργειας αποθετικό περιβάλλον. Η παρουσία των ακτινόζωων και η έλλειψη άλλων βιοκλαστών, ιδιαίτερα νηριτικών μέσα στα δείγματα, υποδεικνύει την απόθεση στο βαθύ θαλάσσιο πελαγικό έως ωκεάνιο περιβάλλον (Scholle et al. 1983). Η παρουσία των μικρών οξειδωμένων κονδύλων παραπέμπει σε οξειδωτικές συνθήκες στην αποθετική λεκάνη. Εικόνα 31. Μικροφωτογραφία (PPL) από το λιθότυπο ΛΤΣ3. Οξειδωμένος κόνδυλος. 54

65 ΛΤΣ4: Mudstone-wackestone με κυματοειδή ελασμάτωση Το ποσοστό της κύριας μάζας είναι 60% και αποτελείται κυρίως από αργιλικά ορυκτά και διαγενετικό μικροχαλαζία από αντικατάσταση κατά την πυριτίωση. Επίσης, περιέχει βιοκλάστες σε ποσοστό <10%. Οι βιοκλάστες αντιπροσωπεύονται από πλαγκτονικούς οργανισμούς και συγκεκριμένα από ακτινόζωα (ραδιολάρια). Τα ραδιολάρια πλέουν στην κύρια μάζα και έχουν μέγεθος περίπου 100 μm. Παρατηρούνται μικρά ελάσματα οξειδίων και οργανικού υλικού και κατά τόπους μικροί ορίζοντες πιο πλούσιοι σε ραδιολάρια (Εικόνα 32β). Χαρακτηριστική δομή είναι η κυματοειδής ελασμάτωση (Εικόνα 32α). Ερμηνεία: Το μεγάλο ποσοστό λεπτόκοκκης κύριας μάζας υποδεικνύει χαμηλής ενέργειας αποθετικό περιβάλλον. Η παρουσία των ακτινόζωων και η έλλειψη άλλων βιοκλαστών, ιδιαίτερα νηριτικών μέσα στα δείγματα, υποδεικνύει την απόθεση στο βαθύ θαλάσσιο πελαγικό έως ωκεάνιο περιβάλλον (Scholle et al. 1983). Εικόνα 32. Μικροφωτογραφία (PPL) από το λιθότυπο ΛΤΣ4. α. κυματοειδής ελασμάτωση, β. ορίζοντας πλούσιος σε ραδιολάρια. Στα δείγματα των σχιστοπηλών Κρητιδικής ηλικίας αναγνωρίστηκαν οι παρακάτω λιθότυποι: 55

66 ΛΤΣ5: Πελαγικό mudstone με burrows Το ποσοστό της κύριας μάζας είναι 60% και αποτελείται κυρίως από πηλοειδή, αλλά και αργιλικά ορυκτά. Επίσης, περιέχει βιοκλάστες σε ποσοστό <10%. Τα πηλοειδή έχουν μεγέθη από 30 έως 80 μm. Το μέσο μέγεθος τους είναι περίπου 40μm. Οι βιοκλάστες αντιπροσωπεύονται από πλαγκτονικούς οργανισμούς και συγκεκριμένα από ακτινόζωα (ραδιολάρια). Τα ραδιολάρια πλέουν στην κύρια μάζα και έχουν μέγεθος περίπου 100 μm. Ακόμη, παρατηρούνται σκουρόχρωμοι λεπτοί ορίζοντες, πιθανά με αρκετό οργανικό υλικό. Χαρακτηριστική δομή που παρατηρείται σε αυτό το λιθότυπο είναι η αποθετική δομή της βιοανάδευσης (burrow) (Εικόνα 33). Τα burrow είναι πληρωμένα με ραδιολάρια και οργανικό υλικό, ενώ περιμετρικά έχουν περίβλημα από οργανικό και αργιλικό υλικό. Ερμηνεία: Το μεγάλο ποσοστό λεπτόκοκκης κύριας μάζας υποδεικνύει χαμηλής ενέργειας αποθετικό περιβάλλον. Η παρουσία των ακτινόζωων και η έλλειψη άλλων βιοκλαστών, ιδιαίτερα νηριτικών μέσα στα δείγματα, υποδεικνύει την απόθεση στο βαθύ θαλάσσιο πελαγικό έως ωκεάνιο περιβάλλον (Scholle et al. 1983). Η παρουσία των burrow με το χαρακτηριστικό περίβλημα πιθανά δηλώνει αναερόβιες / υποανοξικές συνθήκες (Lobza & Schieber 1999, Schieber 2003). Εικόνα 33. Μικροφωτογραφία (PPL) από το λιθότυπο ΛΤΣ5. Αποθετικές δομές burrow. 56

67 ΛΤΣ6: Βιοκλαστικό mudstone με πηλοειδή Αποτελείται από βιοκλάστες σε ποσοστό 35-50%, ενώ η κύρια μάζα αποτελείται κυρίως από πηλοειδή, αλλά και αργιλικά ορυκτά (Εικόνα 34α). Τα πηλοειδή έχουν μεγέθη από 30 έως 80 μm. Οι βιοκλάστες αντιπροσωπεύονται από πλαγκτονικούς οργανισμούς και συγκεκριμένα από ακτινόζωα (ραδιολάρια). Τα ραδιολάρια έχουν μεγέθη από 80 έως 240μm. Το μέσο μέγεθός τους είναι 150μm. Και σε αυτό το λιθότυπο παρατηρείται η αποθετική δομή της βιοανάδευσης (burrow) (Εικόνα 34β). Τα burrow είναι πληρωμένα με ραδιολάρια και οργανικό υλικό, ενώ περιμετρικά έχουν λεπτό περίβλημα από οργανικό και αργιλικό υλικό. Ερμηνεία: Το μεγάλο ποσοστό λεπτόκοκκης κύριας μάζας υποδεικνύει χαμηλής ενέργειας αποθετικό περιβάλλον. Η παρουσία των ακτινόζωων και η έλλειψη άλλων βιοκλαστών, ιδιαίτερα νηριτικών μέσα στα δείγματα, υποδεικνύει την απόθεση στο βαθύ θαλάσσιο πελαγικό έως ωκεάνιο περιβάλλον (Scholle et al. 1983). Η παρουσία των burrow με το χαρακτηριστικό περίβλημα πιθανά δηλώνει αναερόβιες / υποανοξικές συνθήκες (Lobza & Schieber 1999, Schieber 2003). Εικόνα 34. Μικροφωτογραφία (PPL) από το λιθότυπο ΛΤΣ6. α. βιοκλαστικό mudstone με πηλοειδή, β. δομές burrow. 57

68 ΛΤΣ7: Ελασματώδες βιοκλαστικό wackestone-packstone Αποτελείται από βιοκλάστες σε ποσοστό 35-60%, ενώ η κύρια μάζα αποτελείται κυρίως από πηλοειδή, αργιλικά ορυκτά και οργανικό υλικό (Εικόνα 35). Οι βιοκλάστες αντιπροσωπεύονται από πλαγκτονικούς οργανισμούς και συγκεκριμένα από ακτινόζωα (ραδιολάρια). Τα ραδιολάρια έχουν μεγέθη από 80 έως 240μm. Το μέσο μέγεθός τους είναι 150μm. Η παράλληλη ελασμάτωση δημιουργείται από τις εναλλαγές ελασμάτων οργανικού και αργιλικού υλικού, πάχους από 100 έως 650μm. Ερμηνεία: Η παρουσία των ακτινόζωων και η έλλειψη άλλων βιοκλαστών, ιδιαίτερα νηριτικών μέσα στα δείγματα, υποδεικνύει την απόθεση στο βαθύ θαλάσσιο πελαγικό έως ωκεάνιο περιβάλλον (Scholle et al. 1983). Η καλή διατήρηση οργανικού υλικού παραπέμπει σε υποανοξικές συνθήκες της αποθετικής λεκάνης (Potter et al. 1980). Εικόνα 35. Μικροφωτογραφία (PPL) από το λιθότυπο ΛΤΣ7. Wackestone packstone με ραδιολάρια. Εναλλαγές ελασματώσεων οργανικού και αργιλικού υλικού. 58

69 Πυριτόλιθοι Στα δείγματα των πυριτολίθων Ιουρασικής ηλικίας αναγνωρίστηκε ο παρακάτω λιθότυπος: ΛΤΠ1: Packstone με ραδιολάρια (ραδιολαρίτης) Ο στρωματώδης αυτός πυριτόλιθος αποτελείται από ραδιολάρια, πληρωμένα με μικροχαλαζία, κρυσταλλικού μεγέθους 10-20μm και κύρια μάζα αποτελούμενη από μικροχαλαζία (5-15μm) και οργανικό υλικό (Εικόνα 36). Χαρακτηριστική είναι η διαβρωσιγενής επαφή με τον υποκείμενο σχηματισμό, στη βάση του στρώματος (Εικόνα 36.α). Ερμηνεία: Η παρουσία των ακτινόζωων και η έλλειψη άλλων βιοκλαστών, ιδιαίτερα νηριτικών μέσα στα δείγματα, υποδεικνύει την απόθεση στο βαθύ θαλάσσιο πελαγικό έως ωκεάνιο περιβάλλον (Scholle et al. 1983). Η καλή διατήρηση οργανικού υλικού παραπέμπει σε υποανοξικές συνθήκες της αποθετικής λεκάνης (Potter et al. 1980). Η διαβρωσιγενής επαφή στην βάση του στρώματος, παραπέμπει σε απόθεση από Εικόνα 36. Μικροφωτογραφία (PPL) από το λιθότυπο ΛΤΠ1. α. διαβρωσιγενής επαφή με το υποκείμενο στρώμα σχιστοπηλών του λιθοτύπου ΛΤΣ2, β. ραδιολάρια πληρωμένα με μικροχαλαζία και κύρια μάζα από μικροχαλαζία και οργανικό υλικό. Στα δείγματα των πυριτολίθων Κρητιδικής ηλικίας αναγνωρίστηκε ο παρακάτω λιθότυπος: 59

70 ΛΤΠ2: Wackestone - Packstone με ραδιολάρια Πρόκειται για στρωματώδης πυριτόλιθο, ο οποίος αποτελείται από ραδιολάρια, πληρωμένα με μικροχαλαζία, κρυσταλλικού μεγέθους 10-20μm και κύρια μάζα αποτελούμενη από μικροχαλαζία (5-15μm) και αρκετό οργανικό υλικό (Εικόνα 37). Ερμηνεία: Η παρουσία των ακτινόζωων και η έλλειψη άλλων βιοκλαστών, ιδιαίτερα νηριτικών μέσα στα δείγματα, υποδεικνύει την απόθεση στο βαθύ θαλάσσιο πελαγικό έως ωκεάνιο περιβάλλον (Scholle et al. 1983). Η καλή διατήρηση οργανικού υλικού παραπέμπει σε υποανοξικές συνθήκες της αποθετικής λεκάνης (Potter et al. 1980). Εικόνα 37. Μικροφωτογραφία από το λιθότυπο ΛΤΠ2. Ραδιολάριο πληρωμένο με χαλκηδονικό χαλαζία. 60

71 Ασβεστόλιθοι Στα δείγματα των ασβεστολίθων, τα οποία είναι Κρητιδικής ηλικίας αναγνωρίστηκαν οι παρακάτω λιθότυποι: ΛΤΑ1: Ελασματώδες βιοκλαστικό wackestone-packstone Οι κύριοι συστατικοί κόκκοι στο λιθότυπο αυτό είναι οι σκελετικοί, ενώ χαρακτηρίζεται από σημαντικό ποσοστό κύριας μάζας. Η κύρια μάζα αποτελείται κυρίως από μικρίτη (μικροκρυσταλλικό ασβεστίτη μεγέθους 1-4μm) και μικρά πηλοειδή σε μέγεθος ιλύος. Οι βιοκλάστες αντιπροσωπεύονται από πλαγκτονικά τρηματοφόρα, τα περισσότερα εκ των οποίων είναι του γένους Globotruncana (Εικόνα 38β). Τα μεγέθη τους κυμαίνονται από 20 έως 450μm. Τα πλαγκτονικά τρηματοφόρα του γένους Globotruncana είναι χαρακτηριστικά του Ανώτερου Κρητιδικού (Cushman 1927). Χαρακτηριστική είναι η ελασμάτωση που δημιουργείται στο σχηματισμό από την πυκνότερη στοίβαξη των βιοκλαστών (Εικόνα 38α). Ερμηνεία: Η κυρίαρχη παρουσία των πλαγκτονικών τρηματοφόρων μέσα στα δείγματα υποδεικνύει την απόθεση στο βαθύ θαλάσσιο πελαγικό έως ωκεάνιο περιβάλλον (Scholle et al., 1983). Ωστόσο, το μεγάλο ποσοστό του ανθρακικού λεπτομερούς κλάσματος ως κύρια μάζα υποδεικνύει ειδικότερα ένα ανθρακικό περιβάλλον βαθιάς θάλασσας, πάνω από το CCD η (Scholle et al. 1983, Τucker & Wrigh, 1990, Flügel, 2004). Εικόνα 38. Μικροφωτογραφία (PPL) από το λιθότυπο ΛΤΑ1. α. ελασματώδες βιοκλαστικό πελαγικό wackestone-packstone, β. πλαγκτονικά τρηματοφόρα του γένους Globotruncana, πληρωμένα με σπαρίτη. 61

72 ΛΤΑ2: Πελαγικό mudstone-wackestone Το ποσοστό της κύριας μάζας στη μικροφάση αυτή είναι 60% ενώ οι κύριοι σκελετικοί κόκκοι αντιπροσωπεύονται, σε ποσοστό περίπου 20%, κυρίως από πλαγκτονικά τρηματοφόρα της τάξης Globigerinida, αλλά και κάποια ακτινόζωα (Εικόνα 39). Τα συχνότερα μεγέθη των πλαγκτονικών τρηματοφόρων είναι μm, ενώ των ραδιολαρίων είναι 60-80μm Η κύρια μάζα αποτελείται κυρίως από μικρίτη (μικροκρυσταλλικό ασβεστίτη μεγέθους 1-4μm) και μικρότερα θραύσματα βιοκλαστών, μεγέθους 20-50μm. Ερμηνεία: Η κυρίαρχη παρουσία των πλαγκτονικών τρηματοφόρων μέσα στα δείγματα υποδεικνύει την απόθεση στο βαθύ θαλάσσιο πελαγικό έως ωκεάνιο περιβάλλον (Scholle et al., 1983). Ωστόσο, το μεγάλο ποσοστό του ανθρακικού λεπτομερούς κλάσματος ως κύρια μάζα υποδεικνύει ειδικότερα ένα ανθρακικό περιβάλλον βαθιάς θάλασσας, πάνω από το CCD η (Scholle et al. 1983, Τucker & Wrigh, 1990, Flügel, 2004). Εικόνα 39. Μικροφωτογραφία (PPL) από το λιθότυπο ΛΤΑ2. α. πελαγικό mudstone-wackestone, β. πλαγκτονικό τρηματοφόρο (τάξη Globigerinida) με πολλούς θαλάμους στο κέλυφός του, πληρωμένο με σπαρίτη. 62

73 6. ΜΗΧΑΝΙΣΜΟΙ ΚΑΙ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΑ ΑΠΟΘΕΣΗΣ 6.1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Τα αποθετικά περιβάλλοντα των ιζηματογενών πετρωμάτων μελετώνται και αναγνωρίζονται μέσα από την μελέτη / ανάλυση των λιθοφάσεων (τα προϊόντα απόθεσης ενός ιζηματογενούς περιβάλλοντος) και ειδικότερα από τις ιζηματογενείς συναθροίσεις που αυτές σχηματίζουν. Ειδικότερα, το βαθύ θαλάσσιο αποθετικό περιβάλλον χαρακτηρίζεται από τα γενικευμένα πρότυπα φάσεων της πελαγικής ιζηματογένεσης (Εικόνα 40). Ο αποθετικός χώρος της βαθειάς θαλάσσιας λεκάνης, όπως παλαιογεωγραφικά έχει ερμηνευτεί και η ευρύτερη τεκτονική ενότητα της Ιονίου, τμήμα της οποίας αποτελούν οι υπό μελέτη σχηματισμοί, παρουσιάζει ιδιαίτερα χαρακτηριστικά αντανακλώντας τους μηχανισμούς απόθεσης που λειτουργούν μέσα σε αυτόν. Συνοπτικά, τα κύρια χαρακτηριστικά (διεργασίες, τύποι αποθέσεων) του περιβάλλοντος της βαθειάς θαλάσσιας λεκάνης, δίνονται στη συνέχεια. Εικόνα 40. Πρότυπα φάσεων της πελαγικής ιζηματογένεσης (από Stow et al. 1996). 63

74 Ο χώρος της βαθειάς θαλάσσιας λεκάνης (basin) εκτείνεται, για το μοντέλο της πλατφόρμας με περιθώριο, από το τέλος της κλιτύος, κάτω από το όριο δράσης των καταιγίδων (storm wave base) και κάτω από την ευφωτική ζώνη. Σαν αποθετικός χώρος, περιλαμβάνει επίσης και το deep shelf, το οποίο επίσης βρίσκεται κάτω από το όριο δράσεις των κυμάτων και των καταιγίδων, που όμως μπορεί να επηρεαστεί από ακραίες καταιγίδες (extreme storm waves). Για το μοντέλο της ράμπας, ο χώρος της βαθειάς θαλάσσιας λεκάνης (basin), τοποθετείται μετά τη ζώνη της εξωτερικής ράμπας. Οι κύριες αποθέσεις της βαθειάς θαλάσσιας λεκάνης είναι οι εξής: 1) αυτόχθονο πελαγικό και ημιπελαγικό ίζημα, από αιώρηση, 2) αποθέσεις από τη δράση ημιμόνιμων ρευμάτων βυθού και 3) αποθέσεις από μεταφορά και επαναϊζηματογένεση. Οι πιο άφθονες αποθέσεις είναι αυτές από πελαγική αιώρηση, στις οποίες περιλαμβάνεται και η δράση ανοδικών ρευμάτων από τον πυθμένα (upwellings) (Εικόνα 5), τα οποία είναι πλούσια σε θρεπτικά συστατικά, και οργανικό υλικό ΣΥΝΑΘΡΟΙΣΕΙΣ ΛΙΘΟΦΑΣΕΩΝ Η πετρογραφική μελέτη των σχηματισμών του Μεγανησίου, της Ιόνιας ενότητας, ανέδειξε λιθότυπους που μπορούν να ομαδοποιηθούν σε δύο κύριες ιζηματογενείς συναθροίσεις λιθοφάσεων υποδεικνύοντας αντίστοιχες κύριες θέσεις απόθεσης αυτών. Ειδικότερα, ο συσχετισμός των λιθοφάσεων σε κάθετη διαδοχή δίνει τις εξής συναθροίσεις: Α. Λιθοφάσεις Περιθωρίου Λεκανης Η συνολική μελέτη των λιθοφάσεων του Ιουρασικού (σχιστοπηλοί και πυριτόλιθοι) υποδεικνύει ότι πρόκειται για κλαστικές και πυριτικές αποθέσεις βαθιάς λεκάνης, όπως αυτό προκύπτει καταρχήν από την παρουσία πελαγικών στοιχείων (Posidonia alpina) ως κύριοι συστατικοί κόκκοι και από την απουσία νηριτικών στοιχείων (Μπορνόβας 1964). Η παρουσία των υποκείμενων, αλλά και υπερκείμενων πελαγικών ασβεστολίθων, με ακτινόζωα και Calpionella καθιστά σαφές πως οι αποθέσεις έλαβαν χώρα πάνω από το CCD (Μπορνόβας 1964, Karakitsios & Rigakis 2007). Η συμπαγής δομή 64

75 κάποιων λιθοτύπων και το λεπτόκοκκο μέγεθος των συστατικών τους, στηρίζει την ερμηνεία για απόθεση μέσω πελαγικής αιώρησης. Ενώ, τα μεγέθη κόκκων αργίλου έως ιλύος, η κανονική διαβάθμιση του μεγέθους των κόκκων, η ανάπτυξη ελασματοποίησης στο εσωτερικό των στρωμάτων και η παρουσία διαβρωσιγενών δομών στη βάση των πιο αδρόκοκκων στρωμάτων, παραπέμπει στην απόθεση και επανεπεξεργασία του πυθμένα από θαλάσσια ρεύματα. Η απόθεση από τουρβιδιτικά ρεύματα χαμηλής πυκνότητας (low density turbidites) δείχνει να είναι η πιο πιθανή ερμηνεία, καθώς οι λιθοφάσεις αυτές έχουν αποτεθεί κάτω από το όριο της βάσης καταιγίδων (storm wave base), όπως συνάγεται από την απουσία νηριτικών βιοκλαστών, αλλά και από την ευρύτερη στρωματογραφία και παλαιογεωγραφία της περιοχής μελέτης (Stow & Shanmugam 1980, Stow & Piper 1984, Stow et al. 1996, Schieber 1999). Πιο ειδικά για τους πυριτολίθους, η προέλευση της πυριτικής ιλύος ερμηνεύεται ως καθαρά βιογενούς προέλευσης. Β. Λιθοφάσεις Λεκάνης Η ερμηνεία και ο συσχετισμός των λιθοτύπων που αναγνωρίστηκαν στη συνάθροιση των τριών λιθολογιών (σχιστοπηλοί, πυριτόλιθοι και ασβεστόλιθοι) υποδεικνύουν ότι πρόκειται για αποθέσεις που έλαβαν χώρα σε ένα βαθύ θαλάσσιο περιβάλλον ανθρακικής λεκάνης, όπως αυτό προκύπτει καταρχήν από την παρουσία πελαγικών στοιχείων ως κύριοι συστατικοί κόκκοι και από την απουσία νηριτικών στοιχείων. Η παρουσία ασβεστολίθων καθιστά σαφές πως οι αποθέσεις έλαβαν χώρα πάνω από το CCD. Η συμπαγής δομή κάποιων λιθοτύπων και το λεπτόκοκκο μέγεθος των συστατικών τους, στηρίζει την ερμηνεία για απόθεση μέσω πελαγικής αιώρησης (Stow & Piper 1984, Stow et al. 1996). Η παρουσία των burrows στο πελαγικό mudstone με burrows και στο βιοκλαστικό mudstone με πηλοειδή (ΛΤΣ5-6) και το ερυθρωπό (ροζ) χρώμα στον ελασματώδη ασβεστολουτίτη (ΛΑ1), που οφείλεται στην παρουσία οξειδίων του Fe, δείχνουν οξειδωτικές συνθήκες στο περιβάλλον απόθεσης (Schieber 1999, Griffith & Paytan 2012). Λαμβάνοντας όμως, υπόψη την καλή διατήρηση οργανικού υλικού, στα περιβλήματα των burrows των λιθοτύπων ΛΤΣ5 και ΛΤΣ6, στους ορίζοντες του ελασματώδους βιοκλαστικού 65

76 wackestone-packstone (ΛΤΣ7), αλλά και το μαύρο χρώμα στους πυριτολίθους (ΛΠ3), το οποίο προσδίδεται στο πέτρωμα από την παρουσία οργανικού υλικού, συμπεραίνεται πως στο βαθύ αυτό θαλάσσιο περιβάλλον ανθρακικής λεκάνης, επικρατούσαν υποανοξικές συνθήκες. Η άποψη αυτή ενισχύεται από τον εντοπισμό βαρίτη στους σχιστοπηλούς (βλέπε ακτινοδιάγραμμα στο Παράρτημα). Ο βαρίτης συναντάται συχνά σε σχιστοπηλούς και άλλα ιζήματα βαθειάς λεκάνης, που έχουν αποτεθεί κάτω από ανοξικές συνθήκες (Scholle & Umber-Scholle 2003). Όταν τα πορικά νερά γίνουν ανοξικά και ο ρυθμός μείωσης της SO 4 είναι μεγαλύτερος του ρυθμού αναπλήρωσης της SO 4 στα πορικά ρευστά, ο βαρίτης δεν θα διατηρηθεί καθώς οι συγκεντρώσεις της θειικής ρίζας μειώνονται και πέφτουν κάτω από το απαιτούμενο όριο για τον κορεσμό σε βαρίτη, στα ρευστά. Η διάλυση αυτή, τυπικά θα οδηγήσει σε αύξηση της συγκέντρωσης του Ba στα πορικά ρευστά συνδυαστικά με τη μείωση στη συγκέντρωση της θειικής ρίζας και τη διάλυση του βαρίτη (Brumsack & Gieskes 1983). Το Ba τότε μπορεί να διαχυθεί μέσα στο ίζημα και να αντιδράσει με διαλύματα που περιέχουν SO 4 έχοντας ως συνέπεια την καθίζηση διαγενετικού βαρίτη, μέσα στη στήλη των ιζημάτων, συχνά στο όριο οξικών και ανοξικών συνθηκών (Brumsack & Gieskes 1983, Griffith & Paytan 2012). Πιο ειδικά για τους πυριτολίθους, η προέλευση της πυριτικής ιλύος ερμηνεύεται ως καθαρά βιογενούς προέλευσης, μέσω πελαγικής αιώρησης. Δεδομένου ότι βρισκόμαστε σε ανθρακικό περιβάλλον ιζηματογένεσης, η δημιουργία των συγκεντρωμένων αυτών οριζόντων πυριτολίθων θα μπορούσε να οφείλεται στη δράση ανοδικών ρευμάτων από τον πυθμένα (upwellings), τα οποία είναι πλούσια σε θρεπτικά συστατικά και οργανικό υλικό και οδήγησαν σε blooms των πλαγκτονικών οργανισμών. Σε μια τέτοια περίπτωση, πυριτικοί οργανισμοί, όπως τα ραδιολάρια τείνουν να επικρατούν, όπως συμβαίνει στο σύγχρονο ανάλογο του κόλπου της Καλιφόρνια (Brumsack & Gieskes 1983, Stow et al. 1996). 66

77 6.3. ΑΠΟΘΕΤΙΚΑ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΑ Η συνολική μελέτη των αποθετικών χαρακτήρων των σχηματισμών της Ιόνιας ενότητας στο Μεγανήσι, ανέδειξε κύριους λιθότυπους και ιζηματογενείς συναθροίσεις φάσεων που συνολικά υποδεικνύουν δύο κύρια και γενικά ανεξάρτητα τόσο χωρικά, όσο και χρονικά, αποθετικά περιβάλλοντα για τους υπό μελέτη σχηματισμούς. Ειδικότερα: Τα στρώματα ηλικίας Δογγερίου (Μέσο Ιουρασικό) αντιπροσωπεύονται από αποθέσεις που συναντώνται σε βαθύ θαλάσσιο περιβάλλον, μιας περιορισμένης λεκάνης και παρουσιάζουν σαφή χαρακτηριστικά επανεπεξεργασίας του αρχικού ιζήματος. Τα χαρακτηριστικά που παρατηρήθηκαν στους σχηματισμούς του Δογγερίου συνάδουν με την ευρύτερη γεωτεκτονική και στρωματογραφική εξέλιξη της Ιονίου ενότητας και ανήκουν στις ιζηματογενείς ακολουθίες που δημιουργήθηκαν σύγχρονα με την ταφροποίηση (synrift sequences), η οποία ξεκίνησε στο Λιάσιο, όταν η προϋπάρχουσα πλατφόρμα (Παντοκράτορας) κατέρρευσε κάτω από το εφελκυστικό καθεστώς που επικρατούσε στην ευρύτερη περιοχή (Karakitsios 1995, Karakitsios & Rigakis 2007). Η ταφροποίηση αυτή οδήγησε στη δημιουργία της Ιονίου λεκάνης και οι σχηματισμοί αποτέθηκαν στη λεκάνη που δημιουργήθηκε από τη διάνοιξη της τεκτονικής τάφρου (rift basin) (Bernoulli & Renz 1970, Baumgartner et al. 1993, Karakitsios 1995). Ανάλογες αποθέσεις έχουν μελετηθεί τόσο σε παλαιές ιζηματογενείς ακολουθίες, παλαιό ανάλογο της παλαιογεωγραφικής και τεκτονικής εξέλιξης της Ιονίου ενότητας γενικά αποτελεί η ζώνη Umbria-Marche στα βόρεια Απέννινα (Alvarez 1990, Cecca et al. 1990), όσο και στα σύγχρονα ιζηματογενή περιβάλλοντα. Στα τελευταία, ειδικότερα, η μελέτη τέτοιων αποθέσεων προέρχεται κυρίως από τον κόλπο της Καλιφόρνια, αλλά και από τα πελαγικά περιβάλλοντα στα περιθώρια των σύγχρονων ωκεανών (Crevello & Schlager 1980, Brumsack & Gieskes 1983, Cook & Mullins 1983, Scholle et al. 1983, Tucker & Wright 1990, Reading 1996, Stow et al. 1996). Σε αντίθεση με τις προηγούμενες λιθοφάσεις, τα στρώματα του Κρητιδικού αντιπροσωπεύονται γενικά από καθαρά πελαγικές και ημιπελαγικές αποθέσεις, μιας ανοιχτής λεκάνης και εντοπίζονται στο περιθώριο της λεκάνης 67

78 (basin margin), όπως συνάγεται από τα γενικότερα χαρακτηριστικά των αποθέσεων. Η έντονη παρουσία ραδιολαρίων και γενικώς οι πλούσιες σε SiO 2 αποθέσεις, υποδηλώνουν υψηλούς ρυθμούς παραγωγικότητας στη θαλάσσια επιφάνεια και πιθανές θέσεις δράσεως ανοδικών ρευμάτων πλούσιων σε θρεπτικά συστατικά (upwellings) (Cook & Mullins 1983, Scholle et al. 1983). Ανάλογες αποθέσεις έχουν μελετηθεί τόσο σε παλαιές ιζηματογενείς ακολουθίες όσο και στα σύγχρονα ιζηματογενή περιβάλλοντα. Στα τελευταία, ειδικότερα, η μελέτη τέτοιων αποθέσεων προέρχεται κυρίως από τον κόλπο της Καλιφόρνια, αλλά και από τα πελαγικά περιβάλλοντα στα περιθώρια των σύγχρονων ωκεανών (Crevello & Schlager 1980, Brumsack & Gieskes 1983, Cook & Mullins 1983, Scholle et al. 1983, Tucker & Wright 1990, Reading 1996, Stow et al. 1996). Μία αναπαράσταση του χώρου που σχηματίστηκαν οι κύριες λιθοφάσεις που μελετήθηκαν δίνεται στην Εικόνα 41. Εικόνα 41.Ο χώρος του περιθωρίου της λεκάνης, ως κύριο αποθετικό περιβάλλον των υπό μελέτη σχηματισμών (τροποποιημένο από Schieber, 1999) 68

79 7. ΣΥΖΗΤΗΣΗ - ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ Η έρευνα των τελευταίων δεκαετιών έχει δείξει ότι η Δυτική Ελλάδα χαρακτηρίζεται από πλούσια και σημαντικού πάχους μητρικά πετρώματα πετρελαίου, τα οποία εντοπίζονται στην Ιόνια ενότητα και στην ενότητα Παξών (Προαπούλια). Οι καταγεγραμμένοι ορίζοντες της Ιόνιας ενότητας, πλούσιοι σε οργανικό άνθρακα (TOC = wt%), οι οποίοι έχουν δυναμικό μητρικών πετρωμάτων είναι: 1. οι σχιστοπηλοί που συμπεριλαμβάνονται στα εβαποριτικά λατυποπαγή του Τριαδικού, 2. τα κατώτερα στρώματα του σχηματισμού των σχιστόλιθων με Ποσειδωνίες και οι σύγχρονες με αυτόν μάργες της βάσης του σχηματισμού Ammonitico Rosso, 3. τα ανώτερα στρώματα του σχηματισμού των σχιστόλιθων με Ποσειδωνίες ηλικίας Καλλόβιο Τιθώνιο και τέλος, 4. οι σχιστοπηλοί του σχηματισμού της Βίγλας, ηλικίας Άλβιο Τουρώνιο (Karakitsios 1992, Karakitsios & Rigakis 2007, Karakitsios et al. 2010, Karakitsios 2013). Η παρούσα πτυχιακή διπλωματική εργασία αφορά στην πετρολογική μελέτη ιζηματογενών σχηματισμών οι οποίοι αποτελούν τμήμα της μέσο- Ιουρασικής και της Κρητιδικής ακολουθίας της Ιόνιας ενότητας και εντοπίζονται στο Μεγανήσι, ΝΑ της νήσου Λευκάδας. Η μελέτη, ειδικότερα, περιέλαβε τη διερεύνηση της σύστασης και των μηχανισμών και περιβαλλόντων απόθεσης των σχηματισμών. Οι σχηματισμοί Ιουρασικής ηλικίας που μελετήθηκαν και ιδιαίτερα οι σχιστοπηλοί, ανήκουν στα πετρώματα με δυναμικό μητρικών πετρωμάτων και συγκεκριμένα στον ορίζοντα που περιλαμβάνει τα στρώματα του σχηματισμού των σχιστόλιθων με Ποσειδωνίες. Η συγκέντρωση και διατήρηση του οργανικού υλικού στους ορίζοντες του Ιουρασικού, πιο ειδικά στα ανώτερα και κατώτερα στρώματα του σχηματισμού των σχιστόλιθων με Ποσειδωνίες και στις μάργες της βάσης του σχηματισμού Ammonitico Rosso (Τοάρσιο - Τιθώνιο), συνδέεται άμεσα με την ανάπτυξη και τη δομή της Ιονίου λεκάνης κατά το στάδιο της ταφροποίησης (rifting) (Karakitsios & Rigakis 2007, Karakitsios et al. 2010, Karakitsios 2013). Οι σχηματισμοί Κρητιδικής ηλικίας που μελετήθηκαν και ιδιαίτερα οι σχιστοπηλοί, ανήκουν στα πετρώματα με δυναμικό μητρικών πετρωμάτων και συγκεκριμένα στον ορίζοντα που περιλαμβάνει τα στρώματα του σχηματισμού της Βίγλας. Οι πλούσιες σε οργανικό υλικό φάσεις του 69

80 Κρητιδικού συνδέονται με παγκόσμια ωκεάνια ανοξικά γεγονότα (Karakitsios & Rigakis 2007, Karakitsios 2013). Στο όριο Απτίου Αλβίου συντελείται ένα από τα παγκόσμια ωκεάνια ανοξικά γεγονότα (Jenkyns 1991, Bernoulli & Jenkyns 2009) (Εικόνα 42), το οποίο είναι γνωστό πως έχει αποτυπωθεί, τόσο παγκόσμια, όσο και στους σχιστοπηλούς της Ιονίου ενότητας, της ίδιας ηλικίας (Karakitsios 1990, Karakitsios 1992, Danelian et al. 1997, Danelian et al. 2002, Danelian et al. 2004, Karakitsios & Rigakis 2007, Karakitsios et al. 2010). Εικόνα 42. Τα ωκεάνια ανοξικά γεγονότα του Κρητιδικού (από Jenkyns, 1991). Παρόλο που τα αποθετικά χαρακτηριστικά των σχηματισμών του Κρητιδικού δεν έρχονται σε αντίθεση με τα αναμενόμενα χαρακτηριστικά της Ιονίου ενότητας, ως αποθετικού χώρου και συνάδουν απόλυτα με το χώρο της βαθειάς θαλάσσιας λεκάνης, εντύπωση προκαλεί το γεγονός ότι στους σχηματισμούς του Κρητιδικού, οι οποίοι χρονολογούνται στο Άπτιο Άλβιο, 70