Η ΤΕΚΤΟΝΟ - ΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΝΑ ΜΕΣΟΓΕΙΟΥ, ΜΕ ΕΜΦΑΣΗ ΣΤΗ ΛΕΚΑΝΗ ΤΟΥ ΗΡΟΔΟΤΟΥ,

Transcript

1 ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΠΑΤΡΩΝ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ Η ΤΕΚΤΟΝΟ - ΣΤΡΩΜΑΤΟΓΡΑΦΙΚΗ ΕΞΕΛΙΞΗ ΤΗΣ ΝΑ ΜΕΣΟΓΕΙΟΥ, ΜΕ ΕΜΦΑΣΗ ΣΤΗ ΛΕΚΑΝΗ ΤΟΥ ΗΡΟΔΟΤΟΥ, ΣΤΗΝ ΚΑΤΕΥΘΥΝΣΗ ΑΝΑΠΤΥΞΗΣ ΠΕΔΙΩΝ ΥΔΡΟΓΟΝΑΝΘΡΑΚΩΝ ΜΕΤΑΠΤΥΧΙΑΚΗ ΕΡΓΑΣΙΑ ΧΡΙΣΤΟΣ ΗΛΙΑ ΕΞΕΤΑΣΤΙΚΗ ΕΠΙΤΡΟΠΗ: ΚΑΘΗΓΗΤΗΣ ΑΒΡΑΑΜ ΖΕΛΗΛΙΔΗΣ (ΕΠΙΒΛΕΠΩΝ) ΚΑΘΗΓΗΤΗΣ ΝΙΚΟΛΑΟΣ ΚΟΝΤΟΠΟΥΛΟΣ ΑΝΑΠΛΗΡΩΤΗΣ ΚΑΘΗΓΗΤΗΣ ΓΙΩΡΓΟΣ ΠΑΠΑΘΕΟΔΩΡΟΥ ΠΑΤΡΑ 2013

2 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ Ευχαριστίες... 4 ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΠΡΩΤΟ ΕΙΣΑΓΩΓΗ... 5 ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΔΕΥΤΕΡΟ ΛΕΚΑΝΗ ΗΡΟΔΟΤΟΥ Τεκτονική Στρωματογραφία Ιζήματα Προ Μεσσήνιας ηλικίας (Μεσοζωικό - Μειόκαινο) Μεσσήνιοι εβαπορίτες Πλειο Τεταρτογενείς αποθέσεις Βιοστρωματογραφία ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΤΡΙΤΟ ΛΕΚΑΝΗ ΛΕΒΑΝΤΙΝΗΣ Τεκτονική Στρωματογραφία Πέρμο - Τριαδικό Ιουρασικό Κρητιδικό Τριτογενές Σεισμικά Δεδομένα Καφέ ορίζοντας Μπλε ορίζοντας Πράσινος ορίζοντας Κόκκινος ορίζοντας Κυανός ορίζοντας Μωβ ορίζοντας Βιολετή ορίζοντας ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΤΕΤΑΡΤΟ Ο ΚΩΝΟΣ ΤΟΥ ΝΕΙΛΟΥ Τεκτονική Στρωματογραφία Ακολουθία τουρβιδιτών Ακολουθία καναλιών

3 Ακολουθία σαπροπηλών Ημιπελαγική ακολουθία Το υποθαλάσσιο ριπίδιο του Νείλου Δυτικό τμήμα Κεντρικό τμήμα Ανατολικό τμήμα ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΠΕΜΠΤΟ ΗΠΕΙΡΩΤΙΚΟ ΜΠΛΟΚ ΕΡΑΤΟΣΘΕΝΗ Βόρεια λεκάνη μεταξύ Κύπρου και Ερατοσθένη Οροπέδιο Ερατοσθένη Νότια λεκάνη μεταξύ Ερατοσθένη και Λεκάνης Λεβαντίνης ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΕΚΤΟ ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΠΕΤΡΕΛΑΙΩΝ Κύριοι παράγοντες γένεσης υδρογονανθράκων Μητρικά πετρώματα Αποταμιευτήρια πετρώματα Περιφερειακός μονωτήρας Παγίδες Πετρελαϊκό σύστημα φόρτισης Φυσικές και χημικές ιδιότητες πετρελαίου Οργανικό υλικό Κηρογόνο Λιπτινιτικός τύπος ή τύπος κηρογόνου I Εξινιτικός τύπος ή τύπος κηρογόνου II Βιτρινιτικός τύπος ή τύπος κηρογόνου III Ινερτινιτικός τύπος ή τύπος κηρογόνου IV Εξέλιξη οργανικού υλικού Παράγοντες μετασχηματισμού Μετανάστευση πετρελαίου Πρωτογενής μετανάστευση Δευτερογενής μετανάστευση Μετατροπή πετρελαίου Βιοαποικοδόμηση Πλύσιμο με νερό

4 Απασφαλτοποίηση Θερμική μεταβολή ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΕΒΔΟΜΟ ΕΦΑΡΜΟΓΗ ΣΤΗ ΛΕΚΑΝΗ ΛΕΒΑΝΤΙΝΗΣ Πεδία υδρογονανθράκων στη λεκάνη Λεβαντίνης Μητρικά πετρώματα Αποταμιευτήρια και μονωτήρια πετρώματα Πιθανά πεδία υδρογονανθράκων ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΟΓΔΟΟ ΣΥΝΘΗΚΕΣ ΓΕΝΕΣΗΣ ΚΑΙ ΕΚΤΙΜΗΣΗ ΠΕΔΙΩΝ ΥΔΡΟΓΟΝΑΝΘΡΑΚΩΝ ΣΤΗ ΛΕΚΑΝΗ ΗΡΟΔΟΤΟΥ ΣΕ ΣΧΕΣΗ ΜΕ ΤΗ ΛΕΚΑΝΗ ΛΕΒΑΝΤΙΝΗΣ ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΕΝΑΤΟ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ

5 Ευχαριστίες Θέλω να ευχαριστήσω θερμά τον επιβλέπων Καθηγητή κ. Αβραάμ Ζεληλίδη, για την ευκαιρία που μου έδωσε να ασχοληθώ με το συγκεκριμένο θέμα. Τον ευχαριστώ για την καθοδήγηση, την εμπειρία και τις γνώσεις του, σε όλη τη διάρκεια εκπόνησης της εργασίας αυτής. Επίσης θέλω να ευχαριστήσω τους γονείς μου για όλες τις θυσίες, τη συμπαράσταση και την υπομονή τους όλον αυτόν τον καιρό. 4

6 ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΠΡΩΤΟ 1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Η Μεσόγειος είναι μια μεγάλη κλειστή θάλασσα και βρίσκεται ανάμεσα σε τρείς ηπείρους, την Ευρώπη, την Ασία και την Αφρική (εικόνα 1). Συνδέεται με τον Ατλαντικό ωκεανό μέσω του στενού του Γιβραλτάρ στα δυτικά και με την Ερυθρά θάλασσα στα ανατολικά μέσω της διώρυγας του Σουέζ. Γεωγραφικά προσδιορίζεται από το γεωγραφικό πλάτος Β. έως Β. και από το γεωγραφικό μήκος Δ. μέχρι Α. Έχει μέγιστο μήκος 3.860χλμ. από το Γιβραλτάρ μέχρι τις ακτές της Συρίας, μέγιστο πλάτος 1.800χλμ. και μέγιστο βάθος 5.120μ., 62 μίλια νοτιοδυτικά από το ακρωτήριο Ταίναρο. Εικόνα 1: Επεξεργασμένη εικόνα στην οποία φαίνεται η Μεσόγειος θάλασσα και τα δυο τμήματα, δυτικό και ανατολικό (πηγή: Google Earth). Η Μεσόγειος μπορεί να χωριστεί σε ανατολική και δυτική Μεσόγειο (εικόνα 1). Το ανατολικό τμήμα εκτείνεται από τα ανατολικά παράλια της Σικελίας μέχρι τα παράλια της Συρίας, Ισραήλ και Λίβανου και το δυτικό τμήμα, το οποίο είναι μικρότερο από το ανατολικό, εκτείνεται από το Γιβραλτάρ μέχρι και την Σικελία. 5

7 Η ανατολική Μεσόγειος είναι το τμήμα με το μεγαλύτερο επιστημονικό ενδιαφέρον, αφού συναντώνται αρκετά γεωλογικά φαινόμενα, με το σημαντικότερο να είναι η μεσογειακή ράχη. Υπάρχουν επίσης και μεγάλες λεκάνες ιζηματογένεσης όπως η λεκάνη Ηροδότου και Λεβαντίνης, ο κώνος του Νείλου που αποτελεί ένα πολύ σημαντικό κομμάτι στην εξέλιξη της περιοχής και το ηπειρωτικό μπλοκ του Ερατοσθένη που έχει και αυτό το δικό του ρόλο στην περιοχή. Στην περιοχή της ανατολικής Μεσογείου, υπάρχει πολύ μεγάλο ενδιαφέρον για πεδία υδρογονανθράκων που φαίνεται ότι υπάρχουν στην λεκάνη της Λεβαντίνης και Ηροδότου, με τα κράτη της νοτιοανατολικής Μεσογείου (Κύπρος, Ισραήλ, Λίβανος, Συρία, Αίγυπτος), να προχωρούν με γοργούς ρυθμός σε έρευνες και αδειοδοτήσεις με απώτερο σκοπό την εκμετάλλευση τους. Σκοπός της παρούσας εργασίας είναι η παλαιογεωγραφική εξέλιξη των δυο κύριων λεκανών Ηροδότου και Λεβαντίνης, στην ανάπτυξη πεδίων υδρογονανθράκων στη λεκάνη Λεβαντίνης και την εκτίμηση πεδίων υδρογονανθράκων στη λεκάνη Ηροδότου σε σχέση με την πρώτη, καθώς επίσης και τον ρόλο που διαδραματίζουν ο κώνος του Νείλου και το ηπειρωτικό μπλοκ του Ερατοσθένη. 6

8 ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΔΕΥΤΕΡΟ 2. ΛΕΚΑΝΗ ΗΡΟΔΟΤΟΥ Η λεκάνη Ηροδότου ή αβυσσικό πεδίο του Ηροδότου (εικόνα 2), βρίσκεται στην ανατολική Μεσόγειο θάλασσα. Είναι ένα βύθισμα με πλάτος ~255χλμ. κατά μέσο όρο και μήκος ~450χλμ. κατά μέσο όρο. Η έκτασή της είναι ~113,000χλμ 2. Οριοθετείται στα βορειοδυτικά από τη Μεσογειακή ράχη η οποία είναι μια υποθαλάσσια οροσειρά με καμπυλοειδές σχήμα και στα νοτιοανατολικά από τον κώνο του Νείλου. Στα νοτιοδυτικά οριοθετείται από τη Λιβυκή/Αιγυπτιακή ηπειρωτική κατωφέρεια (εικόνα 3) και στα βορειοανατολικά από το ύβωμα της Ανατολίας. Καθορίζεται από την ισοβαθή των 3.000μ. Θεωρείται επίσης ως μια λεκάνη προχώρας της Μεσογειακής ράχης. Το υπόβαθρο της λεκάνης αποτελείται από πετρώματα ωκεάνιου φλοιού Τριαδικής ηλικίας. Πάνω από το υπόβαθρο συναντώνται Καινοζωικά και Μεσοζωικά ιζήματα. Τα ιζήματα αυτά έχουν πάχος των 12-15χλμ. (Montadert et al., 2009). Το μέγεθος της λεκάνης μειώνεται κατά τη διάρκεια του χρόνου και αυτό οφείλεται στο ότι ο κώνος του Νείλου προχωρά και εισχωρεί μέσα στη λεκάνη και στο ότι τα ιζήματα επαυξάνονται στην Μεσογειακή ράχη. Το ανάγλυφο της λεκάνης περιλαμβάνει απότομα πρανή και μία ανώμαλη επιφάνεια, πράγμα που δείχνει ότι η Μεσογειακή ράχη είναι τεκτονικής προέλευσης και ότι λειτουργεί ως φραγμός για τα ιζήματα που μέσω των τουρβιδιτικών ρευμάτων απομακρύνονται από τον ποταμό Νείλο και καταλήγουν στην θάλασσα. 7

9 Εικόνα 2: Βαθυμετρικός χάρτης ανατολικής Μεσογείου που φαίνεται και η λεκάνη Ηροδότου στον κόκκινο κύκλο (πηγή: Geomap). Εικόνα 3: Τρισδιάστατος βαθυμετρικός χάρτης που δείχνει τη λεκάνη Ηροδότου και την υφαλοκρηπίδα και κατωφέρεια στο Λιβυκό/Αιγυπτιακό περιθώριο (πηγή: Gebco Digital Atlas 1994). 8

10 2.1. Τεκτονική Στη διάρκεια του Μεσοζωικού αιώνα (~ εκατομμύρια χρόνια), στην Ιουρασική περίοδο ( εκατομμύρια χρόνια) διασπάται η υπερήπειρος Παγγαία και διαχωρίζεται ο ωκεανός της Τυθήος, δημιουργώντας ζώνες καταβύθισης. Στο Τριαδικό ( εκ. χρ.) (εικόνα 4) σε μια περιοχή πλάτους μεγαλύτερη από 1.500χλμ. μεταξύ των πλακών της Αφρικής και της Ευρασίας τοποθετούνται διαφορετικά τεκτονοστρωματογραφικά πεδία. Αυτά τα πεδία είναι προϊόντα διάτμησης (shearing), διάρρηξης (rifting), καταβύθισης (subduction), εφίππευσης (obduction) και συρρίκνωσης (contraction) με την ανατολική Μεσόγειο να αποτελεί το νότιο τμήμα της σύνθεσης αυτής. Αρχικά το αβυσσικό πεδίο του Ηροδότου ήταν μια πεδιάδα ενώ μετά την σύγκρουση στο βόρειο τμήμα του σχηματίστηκαν παράλληλες ράχες ύψους πάνω από 100μ. από τον γειτονικό πυθμένα. Εικόνα 4: Παλαιοτεκτονικοί χάρτες της Ανατολικής Μεσογείου από το Τριαδικό μέχρι σήμερα. ER:Eratosthenes Continental Block, CY:Cyprus, HB:Herodotus Basin, AR:Arabia, AF:Africa, BD:Bey Daglari, PB:Pamphylian Basin, T:Taurus (Montadert et al., 2010). Από το Ανώτερο Ιουρασικό μέχρι το Κατώτερο Κρητιδικό, διαρρηγνύεται ο ηπειρωτικός φλοιός της Αραβίας κατά μήκος ρηγμάτων μεταφοράς ΒΒΔ-ΝΝΑ διεύθυνσης και δημιουργείται το 9

11 ηπειρωτικό μπλοκ του Ερατοσθένη (ECB). Λόγω του σχηματισμού του ηπειρωτικού μπλοκ η περιοχή διαχωρίζεται με την Λεβαντίνη να βρίσκεται ανατολικά και τον Ηρόδοτο δυτικά του μπλοκ.(εικόνα 4). Στη συνέχεια κατά το Ανώτερο Κρητιδικό λαμβάνουν χώρα δυνάμεις συστολής σε διεύθυνση Β- Ν και η οποίες συνεχίζονται μέχρι το Ηώκαινο σχηματίζοντας το Κυπριακό τόξο και τη βύθιση του βόρειου τμήματος της Λεβαντίνης κάτω από την Κύπρο (εικόνα 4). Η ανατολική Μεσόγειος επηρεάστηκε από τη σύγκρουση της πλάκας της Ινδίας με την Ευρασία κατά το Ηώκαινο (56-37 εκ. χρ.) με αποτέλεσμα η Ευρασία να κινηθεί πλευρικά προς τα αριστερά σε σχέση με την Αφρική. Ένα δεύτερο γεγονός που επηρέασε την ανατολική Μεσόγειο είναι η αποχώρηση της πλάκας της Αραβίας από την Αφρικανική πλάκα κατά μήκος Νεκράς θάλασσας, οδηγώντας την προς τα βόρεια κίνηση της Αραβίας, προκαλώντας την κίνηση της μικροπλάκας της Ανατολίας προς τα δυτικά (εικόνα 5). Εικόνα 5: Τεκτονικός χάρτης της ανατολικής Μεσογείου. CY:Cyprus, ES:Eratosthenes Seamount, FR:Florence Ridge, EF:Ecemis fault, EAFZ:Eastern Anatolian fault zone, DST:Dead Sea transform, ND:Nile delta, HA:Hellenic arc. Η έντονη διακεκομμένη γραμμή είναι κατά προσέγγιση το όριο μεταξύ ωκεάνιου και ηπειρωτικού φλοιού. Τα μεγάλα βέλη αντιπροσωπεύουν τις κινήσεις των πλακών. Το ρήγμα μεταξύ Κύπρου και ES σηματοδοτεί το βόρειο όριο της Αφρικανικής πλάκας (Harrison 2008). 10

12 Την εποχή του Μέσου Μειόκαινου η Αφρικανική πλάκα αρχίζει να καταβυθίζεται κάτω από την Ευρασία. Λόγω της καταβύθισης δημιουργήθηκαν συμπιεστικές δυνάμεις, δημιουργώντας με τη σειρά τους τις λεκάνες προχώρας όπως είναι η λεκάνη Ηροδότου και Λεβαντίνης. Επίσης αυτή η διεργασία προκάλεσε την μετανάστευση των Μεσσήνιων εβαποριτών, με αποτέλεσμα το βόρειο άκρο της λεκάνης του Ηροδότου να παραμορφωθεί. Στο Πλειστόκαινο η προέλαση του κώνου του Νείλου, οι πτυχώσεις και ολισθήσεις στο πρίσμα επαύξησης της Μεσογειακής ράχης, όπως επίσης και η λειτουργία των ρηγμάτων της παράκτιας ζώνης μεταξύ της Λιβύης και το δέλτα του Νείλου συνέβαλαν στα σημερινά χαρακτηριστικά της λεκάνης. Το μέγεθος της λεκάνης μειώνεται κατά τη διάρκεια του χρόνου καθώς στα νοτιοανατολικά περιθώρια της, ο κώνος του Νείλου κινείται προς τα βόρεια και εισχωρεί μέσα στη λεκάνη, ενώ στα βορειοδυτικά περιθώρια της η Μεσογειακή ράχη επαυξάνεται προς τα νότια στενεύοντας τη λεκάνη Στρωματογραφία Η λεκάνη του Ηροδότου όπως αναφέραμε και πιο πάνω αποτελείται από κλαστικά ιζήματα με πάχος 12-15χλμ. (εικόνα 6). Το υπόβαθρο της λεκάνης είναι ωκεάνιος φλοιός Τριαδικής ηλικίας. Τα ιζήματα που υπέρκεινται του υποβάθρου έχουν πάχος πέντε φορές μεγαλύτερο από το αβυσσικό πεδίο της Σύρτης, που βρίσκεται ΝΔ της Πελοποννήσου και διπλάσιο από το Λιβυκό περιθώριο νότια της Κρήτης. Οι διαφορές στα πάχη είναι ακόμα μεγαλύτερες για τις αποθέσεις του Πλειο - Τεταρτογενούς. Οι Μεσσήνιοι εβαπορίτες στο ανατολικό τμήμα της Μεσογειακής ράχης είναι τουλάχιστον 1χλμ. παχύτεροι απ ότι στο δυτικό τμήμα. Επίσης στη λεκάνη συναντώνται στρώματα ιζημάτων, τα οποία είναι είτε επίπεδα είτε ελαφρώς κυματιστά, με εξαίρεση μια μικρή περιοχή στην οποία οι δομές έχουν μεγαλύτερα πλάτη και μικρότερο μήκος. Η ιζηματογένεση στη λεκάνη είναι αλλόχθονη με κυκλικό σχήμα που προκύπτει λόγω του κλίματος. Κατά την αλλόχθονη ιζηματογένεση αποτίθονται σαπροπηλοί από τον Κώνο του Νείλου (οργανικό υλικό) και την υφαλοκρηπίδα και κατωφέρεια (ανθρακικό υλικό) κατά τις υψηλές θερμοκρασίες όταν η πρωτογενής παραγωγικότητα είναι αυξημένη και τα νερά είναι στάσιμα κοντά στον πυθμένα. Τα ιζήματα που βρίσκονται στη λεκάνη πάνω από το Τριαδικό υπόβαθρο, από κάτω προς τα πάνω χωρίζονται σε: α) ιζήματα Μεσοζωικού και Παλαιογενούς, β)ιζήματα προ-μεσσήνιας ηλικίας (Μειόκαινο), γ) Μεσσήνιοι εβαπορίτες και δ) ιζήματα Πλειο - Τεταρτογενούς και τα οποία αναλύονται παρακάτω. 11

13 Εικόνα 6: Στρωματογραφική τομή της λεκάνης του Ηροδότου και του μπλοκ του Ερατοσθένη (Μontadert & Nicolaides, 2010) Ιζήματα Προ Μεσσήνιας ηλικίας (Μεσοζωικό - Μειόκαινο) Το πακέτο αυτών των ιζημάτων έχει πάχος μεγαλύτερο από 7,5χλμ. (εικόνα 7). Τα ιζήματα του Μειόκαινου χωρίζονται σε εφτά διαφορετικούς λιθότυπους που περιγράφονται πιο κάτω: Εικόνα 7: Στρωματογραφική στήλη από την λεκάνη Ηροδότου. 1:Νερό, 2:Πρόσφατα ιζήματα, 3:Εβαπορίτες, 4:Προ-Μεσσηνιακά ιζήματα,8:ωκεάνιος φλοιός (De Voogd et al., 1992). 12

14 Ασβεστολιθίτες (Ακουιτάνιο Κατώτερο Μειόκαινο) Ιζήματα με γκρι και ελαφρό γκρι χρώμα. Είναι άστρωτα (massive), λεπτά έως μέσο κοκκώδη, πολύμικτα και περιστασιακά παρουσιάζουν στρωμάτωση. Επίσης οι κλαστικοί κόκκοι έχουν μεγάλο ποσοστό πυριτίου Πηλίτες (Βουρδιγάλιο Κατώτερο Μειόκαινο) Το πακέτο ιζημάτων αυτό έχει ένα ελαφρό γκρι χρώμα. Είναι λεπτά επίπεδα, ελασματωμένα, και σκληρά πετρώματα. Η κύρια σύστασή τους προσδιορίζεται από τη θεμελιώδη μάζα (matrix) η οποία είναι πηλούχος και πιθανά χλώριο - ιλλιτικής σύστασης. Το υπόλοιπο υλικό συντίθεται από ένα ιλυούχο μείγμα από λεπτούς γωνιώδης κόκκους χαλαζία, λεπτούς αποστρογγυλεμένους κόκκους χαλκηδόνιου, μαρμαρυγίες και οργανικοί κόκκοι κλαστικής προέλευσης (organic detritus). Επίσης συναντάται άφθονος πυρίτης και ασβεστίτης μέσα στο πέτρωμα Ασβεστούχοι πηλίτες (Βουρδιγάλιο Λάγνιο Κατώτερο Μέσο Μειόκαινο) Αποθέσεις με γκρίζο χρώμα. Δείχνουν οριζόντια ελασμάτωση και είναι συμπαγείς (massive) αποθέσεις, πολύμικτες, με θεμελιώδη μάζα (matrix). Συντίθενται κυρίως από πλαγκτονικά και βενθονικά τρηματοφόρα και θραύσματα από τα κελύφη τους. Είναι πολύ λεπτόκοκκα, μπορεί να περιέχουν διαβρωμένο χαλαζία, σκούρο καφέ ισοτροπικό ηφαιστειακό γυαλί και οργανικούς κόκκους κλαστικής προέλευσης (organic detritus), μέσα σε μια αργιλούχο - ιλλιτική θεμελιώδη μάζα (matrix). Άλλοι μικρότεροι κόκκοι έχουν σύσταση αστρίων, γλαυκονίτη, θραύσματα μικρίτη και θραύσματα απολιθωματοφόρου ασβεστόλιθου προερχόμενα από πλαγκτονικά τρηματοφόρα. Τέλος συναντώνται και πυρίτης και ασβεστίτης Απολιθωματοφόροι μικρίτες (Σερραβάλλιο Μέσο Μειόκαινο) Είναι ιζήματα με ελαφρό γκρι χρώμα, συμπαγή ή με οριζόντια ελασμάτωση. Προέρχονται από βιοτουρβιδισμό και η επαφή τους με τους αργιλόλιθους είναι απότομη και ακανόνιστη. Συντίθενται από πελαγικά τρηματοφόρα, όπου το υλικό πλήρωσης είναι μικριτικός ασβεστίτης. Οι μικρότεροι κόκκοι που βρίσκουμε στο ίζημα, είναι πολύ λεπτόκοκκοι γωνιώδης κόκκοι χαλαζία και ηφαιστειακό γυαλί. Το υλικό μείξης αποτελείται από πολύ λεπτό κλαστικό οργανικό υλικό. 13

15 Σαπροπηλοί (Τορτόνιο Ανώτερο Μειόκαινο) Καφέ μαύρα ιζήματα που παρουσιάζουν ελασμάτωση. Πλούσια σε οργανικό υλικό και θεωρούνται ικανά να ελευθερώσουν υδρογονάνθρακες Κλαστικοί βιομικρίτες (όριο Τορτόνιου με Μεσσήνιο Ανώτερο Μειόκαινο) Πετρώματα με ελαφρό γκρι χρώμα. Είναι συμπαγή ή δείχνουν οριζόντια ελασμάτωση. Συντίθενται από πλαγκτονικά τρηματοφόρα και θραύσματα των κελυφών τους. Αποτελούνται επίσης από λεπτούς κόκκους ασβεστίτη, λεπτούς γωνιώδης κόκκους χαλαζία, ηφαιστειακό γυαλί και μαρμαρυγίες που στηρίζονται μέσα σε ένα σύναγμα (matrix) από ασβεστιτικούς μικρίτες. Μέσα στο κλαστικό υλικό επικρατούν βιοκλάστες. Σε μικρότερο βαθμό εμφανίζονται λεπτόκοκκοι κρυστάλλοι ασβεστίτη και πυρίτη Βιοασβεστο αρενίτες (όριο Τορτόνιου με Μεσσήνιο Ανώτερο Μειόκαινο) Είναι πετρώματα γκρι χρώματος, μέσο έως χονδρόκοκκα, φτωχά διαβαθμισμένα και σκληρά. Τα κλαστικά υλικά είναι πολύμικτα και το 50% τους είναι βιογενούς προέλευσης. Παρουσία πλαγκτονικών και βενθικών τρηματοφόρων σε μεγάλη ποικιλία. Άλλα κύρια κλαστικά συστατικά είναι μικρίτες ή απολιθωματοφόροι μικρίτες καθώς και θραύσματα από αργιλόλιθους. Η δομή και το σχήμα των αργιλόλιθων υποδηλώνει ότι παραμορφώθηκαν κατά την απόθεση τους. Επίσης υπάρχει μικρό ποσοστό σε κόκκους χαλαζία, κρυστάλλους ασβεστίτη και ηφαιστειακό γυαλί Μεσσήνιοι εβαπορίτες Οι Μεσσήνιοι εβαπορίτες έχουν πάχος που μπορεί να ξεπερνάει τα 2.5χλμ. και είναι τουλάχιστον 1χλμ. παχύτεροι από το δυτικό τμήμα της Μεσογειακής ράχης. Οι εβαπορίτες αποτέθηκαν εξαιτίας του κλεισίματος του στενού του Γιβραλτάρ με αποτέλεσμα να μην εισέρχεται νερό από τον Ατλαντικό ωκεανό στην Μεσόγειο και να γίνεται έντονη εξάτμιση, με αποτέλεσμα την αποθεση αλίτη, γύψου και ανυδρίτη σε όλη τη Μεσόγειο (εικόνα 8). Αυτό έγινε την περίοδο του Μεσσήνιου όπου σε ορισμένα σημεία η στάθμη της Μεσογείου μειώθηκε κατά 3-5χλμ. Η δομή της λεκάνης χαρακτηρίζεται από δόμους που μπορούν να σχηματιστούν είτε από συναποθετική πτύχωση, είτε από διαπυρισμό. Ο διαπυρισμός είναι η επικρατέστερη άποψη γιατί τα σχήματα των δόμων, οι παρυφές των σύγκλινων, η κλίση στις πλευρές των δόμων και η ρηγμάτωση πάνω από τους δόμους δείχνει διαπυρική προέλευση. Η προέλευση του διαπυρισμού μπορεί να είναι 14

16 από κινήσεις είτε ιζηματογενείς είτε μαγματικές. Από μαγνητικές μετρήσεις που έγιναν στην περιοχή φαίνεται ότι δεν είναι μαγματικής προέλευσης καθώς δεν υπάρχουν μαγνητικές ανωμαλίες που να σχετίζονται με τους δόμους. Αντιθέτως ιζηματογενής διαπυρισμός υποδεικνύεται από τη συγκέντρωση δόμων σε μια μικρή περιοχή της λεκάνης στα βαθύτερα τμήματά της, με έκταση περίπου 60χλμ 2. Τα ιζηματογενή διάπυρα προκαλούνται από την κίνηση εβαποριτών ή λάσπης. Σε μετρήσεις βαρύτητας που έγιναν σε παρόμοιους δόμους κοντά σε αυτήν την περιοχή, δείχνουν απότομες αρνητικές ανωμαλίες Bouguer και δείχνουν ότι κάτω από αυτούς υπάρχει ένα υλικό χαμηλής πυκνότητας. Αυτό το υλικό δείχνει εβαποριτική σύνθεση παρά λάσπη. Εικόνα 8: Αποθέσεις αλίτη, γύψου και ανυδρίτη κατά τη Μεσσήνια κρίση αλμυρότητας στη Μεσόγειο Πλειο Τεταρτογενείς αποθέσεις (Scalera, 2006). Από το Ανώτατο Πλειστόκαινο το βόρειο περιθώριο της Αφρικής έχει υποστεί πολλές ισχυρές δονήσεις που επηρέασαν την ροή των ιζημάτων προς την λεκάνη αποτελώντας έναυσμα για τα τουρβιδιτικά ρεύματα. Ο ρυθμός ιζηματογένεσης ήταν μεγαλύτερος από 32cm/ka. Οι Πλειο-Τεταρτογενείς αποθέσεις αποτελούνται από ιζήματα πλούσια σε ανθρακικό υλικό που αποτέθηκαν σε ανοικτή θάλασσα, με άφθονους πελαγικούς οργανισμούς και βενθονική οστρακοειδή 15

17 πανίδα. Πρόκειται για καφέ - μαύρους ελασματωμένους, πλούσιους σε οργανικό υλικό σαπροπηλούς καθώς και αμμούχους τουρβιδίτες. Οι τουρβιδίτες από πυρηνοληψίες που έγιναν στην λεκάνη χωρίστηκαν σε τρείς τύπους, στον τύπο Α Β και τύπο C και επίσης δεβριτικές ροές (εικόνα 9) σύμφωνα με την πηγή τροφοδοσίας τους. Οι τύποι διαφέρουν επίσης, στη σύστασή τους και στο πάχος τους. Τέλος εντοπίστηκαν και 12 στρώσεις σαπροπηλού (εικόνα 9) πλούσιου σε οργανικό υλικό, σκουρόχρωμος και ελασματωμένος που αποτέθηκε σε αναερόβια, βαθιά νερά κατά το Τεταρτογενές. (Hilgen, 1991; Kempler et al., 1996). Εικόνα 9: Στρωματογραφικές στήλες των τουρβιδιτών τύπου Α και Β από 9 πυρήνες που πάρθηκαν στην λεκάνη Ηροδότου. Επίσης στις στήλες με μαύρο χρώμα φαίνονται οι στρώσεις των σαπροπηλών (Cita et al., 1984). 16

18 Τουρβιδίτης τύπου A Οι τουρβιδίτες αυτοί έχουν ένα σκούρο γκρι χρώμα. Η λιθολογία κυριαρχείται από πλαστική άργιλο και περιστασιακά συναντάται ιλύς και λεπτόκοκκη άμμος κοντά στη βάση των χονδρόκοκκων στρωμάτων. Το πάχος τους κυμαίνεται από 15 εκατοστά και φτάνει μέχρι τα 750 εκατοστά (Reeder et al., 2000). Η βάση των παχύτερων τουρβιδιτικών στρωμάτων χαρακτηρίζεται από ελασματώσεις, ενώ το ανώτερο τμήμα χαρακτηρίζεται από έντονη βιοαναμόχλευση. Ίζημα με κλάσμα >63% είτε απουσιάζει, είτε είναι ανεπαρκές. Όταν υπάρχει είναι χερσογενές και αποτελείται από κόκκους χαλαζία, άστριου, μαρμαρυγία και περιστασιακά οξείδια σιδήρου. Στα ιζήματα αυτά από βιολογικής άποψης περιέχουν άφθονο οργανικό υλικό που αποτελείται από πλαγκτονικά και βενθονικά τρηματοφόρα, οστρακοειδή, βιογενές ανθρακικά θραύσματα αγνώστου προελεύσεως, αγκάθια εγχινοειδών, θραύσματα από σφουγγάρι και περιστασιακά ραδιολάρια. Επίσης περιέχουν ανθρακικά άλατα σε ποσοστά συνήθως κάτω από 10%. Τα κυριότερα ορυκτά που είναι παρών είναι χαλαζίας, πλαγιόκλαστα, αιματίτης σε άφθονη ποσότητα και σε πιο μικρή ποσότητα ασβεστίτης. Η ηλικία τους κυμαίνεται από Μέσο Πλειστόκαινο μέχρι το όριο Πλειστόκαινου - Ολόκαινου. Από τα ιζηματολογικά, ορυκτολογικά και παλαιοντολογικά χαρακτηριστικά αυτού του τύπου τουρβιδίτη συμπεραίνεται ότι η πηγή τροφοδοσίας τους είναι ο κώνος του Νείλου γιατί ο πηλός με ψηλό ποσοστό σε σμικτίτη είναι χαρακτηριστικό των ιζημάτων του Νείλου. Η μεταφορά από τον κώνο του Νείλου μέσα στη λεκάνη Ηροδότου γίνεται από κανάλια που ευνοούν τη μεταφορά από ολισθήσεις και από τουρβιδιτικές ροές λάσπης Τουρβιδίτης τύπου B Ο τουρβιδίτης τύπου Β έχει χρώμα που κυμαίνεται από ανοιχτό καφέ έως υπόλευκο και κατά διαστήματα έχει άσπρο χρώμα. Το πάχος τους κυμαίνεται από εκατοστά (Reeder et al., 2000). Αντίθετα με του τύπου Α, οι τουρβιδίτες τύπου Β είναι χονδρόκοκκοι στο κατώτερο τμήμα τους. Το πιο αισθητό στρώμα αυτού του τύπου τουρβιδίτη ονομάστηκε beta από το ελληνικό γράμμα (β). Το μέγεθος των κόκκων είναι μικρό σε όλη τη μονάδα και έτσι θεωρείται ότι το συνολικό πάχος του στρώματος ξεπερνά τα 10μ. Ο τουρβιδίτης β φτάνει τα 7μ. πάχος, βρισκόμενο 37μ. πάνω από το επίπεδο του αβυσσικού πεδίου. Η βάση του τουρβιδίτη β συναντάται στα 110μ. πάνω από το επίπεδο του αβυσσικού πεδίου και είναι χονδρόκοκκη, διαβρωμένη και αποκόπτει ένα τουρβιδίτη τύπου Α σε κάποιους πυρήνες. Η σύνθεση του τουρβιδίτη β είναι βιοκλαστική και αποτελείται από βρυόζωα, αγκάθια εγχινοειδών, μαλάκια, μεγάλα τρηματοφόρα (Sorites and Amphistegina), που είναι αναμεμειγμένα με πλαγκτόν και βένθος βαθιάς θάλασσας. Το ανόργανο κομμάτι του τουρβιδίτη αποτελείται από 17

19 χαλαζία, μαρμαρυγίες, οξείδια σιδήρου και πυρίτη. Η ορυκτολογία του πηλού σε σύγκριση με του τύπου Α, παρουσιάζει μεγαλύτερα ποσοστά σε ιλλίτη και χλωρίτη και χαμηλότερο μέσο όρο σε ποσοστά σμικτίτη. Οι τύπου Β τουρβιδίτες είναι πλουσιότεροι σε ανθρακικά άλατα που κυμαίνονται από %. Φαίνεται ότι είναι πιο συγκεντρωμένοι στρωματογραφικά από τον τύπο Α. Τέλος έχουν ηλικία Ανώτατου Πλειστόκαινου. Οι τουρβιδίτες αυτοί έχουν διαφορετική πηγή τροφοδοσίας από τον τύπο Α και υπάρχουν δυο προοπτικές. Η πρώτη προοπτική αφορά η προέλευση να είναι από τη Μεσογειακή ράχη στα βόρεια και η δεύτερη να είναι από τα νότια, από την Αφρικανική ηπειρωτική υφαλοκρηπίδα ή την ηπειρωτική κατωφέρεια. Όμως επειδή οι τύπου Β είναι βιοκλαστικής σύνθεσης και δείχνουν μεγάλη περιεκτικότητα σε ανθρακικά άλατα θα δηλώνουν τα χαρακτηριστικά της Αφρικάνικης υφαλοκρηπίδας. Έτσι υιοθετούμε την δεύτερη προοπτική, αφού η πρώτη είναι ικανή να δώσει μόνο πελαγικούς τουρβιδίτες. Η μεταφορά γίνεται μέσα από υποθαλάσσια φαράγγια που κόβουν το Αφρικανικό ηπειρωτικό περιθώριο και μπορούν να μεταφέρουν υλικό μέσα στη λεκάνη Τουρβιδίτης τύπου C και δεβρίτες Τα ιζήματα Ανώτερου Πλειστόκαινου μεταφέρονται μέσω τουρβιδιτικών ρευμάτων και ροών κορημάτων από τέσσερις πηγές συνολικά (εικόνα 10). Πέρα από τον κώνο του Νείλου και την υφαλοκρηπίδα Λιβύης - Αιγύπτου που αναφέρθηκαν παραπάνω έχουμε τον τύπο C με ίζημα που προέρχεται από το ύβωμα της Ανατολίας και κατευθύνεται προς τα ανατολικά και βορειοανατολικά της λεκάνης. Τέλος, οι δεβριτικές ροές ξεκινούν από την Μεσογειακή Ράχη και καταλήγουν στα βόρεια της λεκάνης. Το κλαστικό υλικό των δεβριτών είναι υπο-στρόγγυλο/υπο-γωνιώδες και φτωχά ταξινομημένο με μέγέθος από <1εκ.-12εκ. Το κλαστικό υλικό όπως και η θεμελιώδης μάζα (matrix) γενικά δείχνουν δομές πλαστικής παραμόρφωσης. Οι δεβρίτες (e.g. Stow & Piper, 1984; Stow et al., 1996; Cita et al., 1984a; Lucchi & Camerlenghi, 1993), περιορίζονται στην βόρεια πλευρά της λεκάνης. 18

20 Εικόνα 10: Εικόνα στην οποία φαίνονται οι τέσσερις πηγές των τουρβιδιτών στη λεκάνη Ηροδότου (Reeder et al., 2000) Μεγατουρβιδίτης της λεκάνης Ηροδότου (HBM: Herodotus Basin Megaturbidite) Ο μεγατουρβιδίτης προέρχεται από την υφαλοκρηπίδα Λιβύης Αιγύπτου ηλικίας 27ka έχει έναν όγκο της τάξης 400χλμ 3. Εκτός από αυτόν τοποθετούνται έξι ακόμα αποθέσεις με όγκους πάνω από 25χλμ 3 που θα μπορούσαν και αυτοί να χαρακτηριστούν μεγατουρβιδίτες. Κάθε απόθεση τουρβιδίτη έχει χαρακτηριστική γεωχημεία επιτρέποντας την γεωχημικοστρωματογραφία τους. Ο μεγατουρβιδίτης σταμάτησε καθώς κατά την πτώση στάθμης της θάλασσας η υφαλοκρηπίδα και η κατωφέρεια εκτέθηκαν. Ο μεγατουρβιδίτης καλύπτει όλο το εύρος της λεκάνης και είναι ακουστικά διαφανές στρώμα στα σεισμικά προφίλ 3.5kHz (εικόνα 11). 19

21 Εικόνα 11: To ακουστικά διάφανο στρώμα που θεωρείται η σεισμική έκφραση του μεγατουρβιδίτη στη λεκάνη Ηροδότου (Reeder et al., 2000) Βιοστρωματογραφία Οι οργανισµοί που αποικούσαν στο νοτιοανατολικό και βόρειο τμήμα της Τηθύος κατά το Ηώκαινο ήταν σπόγγοι, απολιθώματα των οποίων βρέθηκαν εκατέρωθεν των μεταμορφωμένων κλαστικών σχηματισμών της ομάδας των Πλακωδών Ασβεστολίθων σε µια ευρεία περιοχή της Ανατολικής Μεσογείου. Στον Ταΰγετο, η ανεύρεση κατά θέσεις μερικών ραδιολάριων και πελαγικών τρηματοφόρων (Clobotruncana sp.) επέτρεψε την θεώρηση ότι το μεγαλύτερο μέρος της ανθρακικής ακολουθίας κατ αναλογία των ομόλογων σχηματισμών της Ιονίου Ζώνης αποτελούν τυπικά 20

22 πελαγικά ιζήματα (Thiebault, 1982). Άλλες αποικίες απολιθωμένων σπόγγων βρέθηκαν στην περιοχή του Ψηλορείτη, στην Κεντρική Κρήτη (Soujon et al., 1995). Το οργανικό υλικό τάφτηκε στα προ - Μεσσήνια ιζήματα σε βάθη πάνω από 5χλμ. ώστε να παράγουν μεθάνιο πυρολιθικής προέλευσης. Η τεράστια ποσότητα οργανικού υλικού που είχε συσσωρευτεί μέχρι την δημιουργία της Τηθύος, τέλος Ιουρασικού αρχές Κρητιδικού 165 εκατομμύρια χρόνια πριν οφείλονται στο γεγονός ότι η Τηθύς κατά το μέσο Μεσσήνιο ήταν ρηχή θάλασσα με τροπικές θερμοκρασίες. 21

23 ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΤΡΙΤΟ 3. ΛΕΚΑΝΗ ΛΕΒΑΝΤΙΝΗΣ Η λεκάνη της Λεβαντίνης (εικόνα 12) βρίσκεται στο ανατολικό τμήμα της Μεσογείου. Αποτελεί ένα βύθισμα που ελίσσεται στο νοτιότερο άκρο του μετώπου της παραμόρφωσης της Αλπικής ζώνης, στη ζώνη αλληλεπίδρασης μεταξύ των λιθοσφαιρικών πλακών Αφρικής, Αραβίας και Ανατολίας στο ανατολικότερο άκρο της Μεσογείου (Vidal et al., 2000). Έχει μήκος κατά μέσο όρο ~325χλμ., πλάτος ~155χλμ. κατά μέσο όρο. Συνεπώς έχει έκταση ~50.375χλμ 2. Στα βόρεια οριοθετείται από την Κύπρο και από τη ζώνη επώθησης της Λάρνακας. Το βορειοδυτικό περιθώριο ορίζεται από το ηπειρωτικό μπλοκ του Ερατοσθένη. Ο κώνος του Νείλου και η ανατολική ακτή της Μεσογείου (ακτές Λίβανου) αποτελούν τα νοτιοδυτικά και ανατολικά περιθώρια αντίστοιχα. Στα δυτικά η λεκάνη έχει σχεδόν κλείσει λόγω του υποθαλάσσιου βουνού του Ερατοσθένη, το οποίο συγκρούεται με το νοτιοδυτικό περιθώριο της Κύπρου. Στα ανατολικά του Ερατοσθένη η λεκάνη έχει βάθος μεγαλύτερο από 2.000μ. κάτω από την επιφάνεια του νερού και εκτείνεται περίπου 280χλμ. κατά μήκος του Κυπριακού τόξου (Vidal et al., 2000). Η λεκάνη περιέχει μ. Μεσοζωικών και Καινοζωικών ακολουθιών πάνω από ένα ρωγματωμένο έδαφος ηλικίας Τριαδικού - Κατώτερου Ιουρασικού (Roberts & Peace, 2007). Η δομή της λεκάνης είναι περίπλοκη γιατί εντοπίζονται στοιχεία που δείχνουν συμπίεση και εφελκυσμό, εξαιτίας των κινήσεων των λιθοσφαιρικών πλακών αλλά και τεκτονικών διεργασιών βαρύτητας (Roberts & Peace, 2007). 22

24 Εικόνα 12: Χάρτης που δείχνει τα κύρια δομικά χαρακτηριστικά της ανατολικής Μεσογείου (τροποποιημένη εικόνα από τους Sage & Letouzey, 1990) (πηγή: Semb, 2009). Θωρείται ότι είναι κατάλοιπο του ωκεανού της Νέο - Τηθύος, αποτέλεσμα του κατακερματισμού της Παγγαίας κατά τον Μεσοζωικό αιώνα (Dewey et al., 1973; Robertson & Dixon, 1984) στην ανατολική Μεσόγειο. Ωστόσο υπάρχουν αντίθετες απόψεις σχετικά με το αν η διάρρηξη σχημάτισε ωκεάνιο ή ηπειρωτικό φλοιό (Vidal et al., 2000). Στη διάρκεια του Μέσου - Ανώτερου Κρητιδικού η περιοχή διαχωρίστηκε λόγω του σχηματισμού του Ερατοσθένη. Όπως και η λεκάνη του Ηροδότου η Λεβαντίνη είναι μια λεκάνη προχώρας που δημιουργήθηκε στο Μειόκαινο λόγω της βύθισης της Αφρικανικής πλάκας κάτω από την Ευρασία. Τα βόρεια περιθώρια παραμορφώθηκαν έντονα και στη συνέχεια καταβυθίστηκαν ή προσαυξήθηκαν στη σημερινή Κύπρο και νότια Τουρκία (Ben Abraham, 1989; Garfunkel, 1998; Robertson, 1998). Τα νοτιοανατολικά περιθώρια παρέμειναν σταθερά στην αρχική τους θέση κοντά στην ακτογραμμή του Ισραήλ. Τα πακέτα των ιζημάτων στην κατωφέρεια και στο βαθύ θαλάσσιο τμήμα της λεκάνης στο νοτιοανατολικό περιθώριό της, διατηρούν σημαντικά στοιχεία των γεγονότων σχετικά με το άνοιγμα και το κλείσιμο της Νέο - Τηθύος. 23

25 3.1. Τεκτονική Υπάρχουν σαφείς αποδείξεις, ότι η λεκάνη Λεβαντίνης είναι μια γεωλογική δομή που συνδέεται με μεγάλες κινήσεις των λιθοσφαιρικών πλακών. Αυτό φαίνεται από σεισμικά δεδομένα, που δείχνουν σημαντικές διαφορές στις σεισμικές ταχύτητες, όπως επίσης και στο βάθος της ασυνέχειας Moho στα ανατολικά που βρίσκεται το χερσαίο τμήμα του κράτους του Ισραήλ και στα δυτικά που είναι η Μεσόγειος θάλασσα (Makris et al., 1983; Ginzburg & Ben-Avraham, 1987; Ben-Avraham et al., 2002). Οι αλλαγές των ταχυτήτων και το βάθος που συναντούμε την Moho, συνδέονται με μια αλλαγή στο πάχος και στον τύπο του φλοιού. Πιο συγκεκριμένα χαμηλές ταχύτητες αντιστοιχούν σε ηπειρωτικό φλοιό (~30χλμ. πάχος) και ψηλές ταχύτητες αντιστοιχούν σε ωκεάνιο φλοιό με ~10χλμ. πάχος (Garfunkel, 1998; Ben-Avraham et al., 2002; Gardosh & Druckman, 2006) (εικόνα 13). Εικόνα 13: Σχηματική τομή της λεκάνης Λεβαντίνης από το υποθαλάσσιο βουνό του Ερατοσθένη μέχρι τη Νεκρά θάλασσα. Παρουσιάζονται τα κύρια δομικά στοιχεία, στρωματογραφικές ενότητες και σεισμικές ταχύτητες του φλοιού (Gardosh et al., 2006). Αποθέσεις Παλαιοζωικού βρέθηκαν στο κεντρικό και ανατολικό Ισραήλ και περιλαμβάνουν ηπειρωτικές αποθέσεις και αποθέσεις ρηχής θάλασσας. Περαιτέρω στοιχεία από γειτονικές χώρες δείχνουν ότι η περιοχή της Λεβαντίνης, αποτελούσε τμήμα της Γκοντβάνας και βρισκόταν στην ενδοχώρα, εκατοντάδες χιλιόμετρα νότια του ωκεανού της Παλαιο - Τηθύος (Garfunkel, 1998; Weissbrod, 2005). Το τοπίο της εποχής κυριαρχείται από πλατιές διογκώσεις και παρεμβαλλόμενες λεκάνες που είχαν εκατοντάδες χιλιόμετρα διάμετρο (Weissbrod, 2005). Τέλος η ανατολική Μεσόγειος αποτελούσε κομμάτι αυτού του τοπίου και δεν υπήρχε καμία βαθιά θαλάσσια λεκάνη την εποχή αυτή. 24

26 Στη διάρκεια του Ανώτατου Παλαιοζωικού και Κατώτερου Μεσοζωικού σχηματίστηκε μια σειρά από κέρατα και τάφρους συνοδευμένα από εκτεταμένη μαγματική δραστηριότητα (εικόνα 13). Το σύστημα των τάφρων και των κεράτων αναγνωρίζεται πιο εύκολα στο κεντρικό και δυτικό τμήμα της λεκάνης της Λεβαντίνης, παρά στο ανατολικό, όπου το ιζηματογενές τμήμα επηρεάζεται σε μεγάλο βαθμό από συμπιεστική παραμόρφωση. Το σύστημα αυτό φαίνεται στα σεισμικά δεδομένα (εικόνες 29, 30, 32). Οι κυριότερες δομές είναι δυο τοπογραφικά υψηλά, η ράχη Jonah (Folkman & Ben-Gai, 2004) και το ύψωμα Λεβιάθαν (εικόνες 14, 29, 30, 32). Οι δυο δομές έχουν πλάτος 15-30χλμ. και μήκος χλμ. και είναι προσανατολισμένα σε ΒΑ-ΝΔ διεύθυνση και οριοθετούνται από σετ κανονικών ρηγμάτων μεγάλης κλίσης και από κατακόρυφες μετατοπίσεις σε μια ακτίνα αρκετών εκατοντάδων μέτρων έως μερικών χιλιομέτρων. Οι δυο πλευρές των δομών χαρακτηρίζονται από γεγονότα βύθισης σχηματίζοντας ασύμμετρες τεκτονικές τάφρους που πληρώνονται από στρώματα Πέρμιας - Μέσης Ιουρασικής ηλικίας πάχους 4-8χλμ (εικόνες 15α, 30). Υπάρχει και μια τρίτη δομή που καλύπτεται όμως εν μέρει από τα σεισμικά δεδομένα και μόνο το νοτιοανατολικό του τμήμα παρατηρείται και είναι το ηπειρωτικό μπλοκ του Ερατοσθένη (εικόνες 14, 30). Επίσης μικρότερα τοπογραφικά υψηλά εντοπίστηκαν βόρεια και νότια του Λεβιάθαν και Jonah. Έχουν διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ, πλάτος 10χλμ. και μήκος 20χλμ. Το ύψωμα Yam βρίσκεται στα νοτιοανατολικά της λεκάνης και είναι μια μεγαλύτερη δομή από τις προαναφερθέντες όπως αποκαλύπτεται από τα σεισμικά δεδομένα. Προσδιορίζεται από σειρές βαθιών κανονικών ρηγμάτων που βρίσκονται δυτικά των γεωτρήσεων Yam-2 και Bravo-1 (εικόνες 14, 15β). Πιθανά εκτείνεται προς τα ΒΑ/κά για αρκετές δεκάδες χιλιόμετρα. Στα ανατολικά οριοθετείται από κανονικά ρήγματα που βρίσκονται κοντά στις δυο γεωτρήσεις και που αργότερα λειτούργησαν ως ανάστροφα. Οι ασύμμετρες τεκτονικές τάφροι δείχνουν συντεκτονική απόθεση κατά τη διάρκεια του Ανώτερου Παλαιοζωικού με Μέσο Ιουρασικό. Μερικά από αυτά τα ρήγματα φαίνεται να λειτούργησαν και μετά το Μέσο Ιουρασικό. Ωστόσο κατά το Ανώτερο Ιουρασικό όπου σχηματίστηκαν τα υποθαλάσσια υψώματα, η λειτουργία αυτών των ρηγμάτων ήταν ασήμαντη (εικόνα 15α). Στο νότιο άκρο του υψώματος Yam τα ρήγματα δεν μετατοπίζουν τον ορίζοντα του Ιουρασικού. Έτσι η ηλικία που προτείνεται για αυτή τη δομή είναι Ανώτερο Παλαιοζωικό με Τριαδικό (εικόνα 15β). Το διάστημα μεταξύ υπόβαθρου και Μέσου Ιουρασικού παρουσιάζει διακυμάνσεις στο πάχος. Κοντά στις Μεσογειακές ακτές και στα υψώματα Ερατοσθένη και Λεβιάθαν έχει πάχος ~3χλμ., ενώ στο κεντρικό τμήμα της λεκάνης φτάνει τα 5 με 8χλμ. (εικόνες 29, 30, 31). Το κεντρικό τμήμα της λεκάνης φαίνεται να είναι το κέντρο απόθεσης, που συνδέεται με τη δραστηριότητα διάρρηξης Ανώτερου Παλαιοζωικού - Μέσου Ιουρασικού. Επίσης τοπικές βυθίσεις μπορεί να γέμισαν με ηφαιστειακά προϊόντα μεγάλου πάχους (Gardosh & Druckman, 2006). Τέλος οι εφελκυστικές 25

27 δυνάμεις που επικρατούσαν οδήγησαν στον διαχωρισμό των μπλοκ των Ταυρίδων και του Ερατοσθένη από την Γκοντβάνα, σχηματίζοντας έτσι μια βαθιά θαλάσσια λεκάνη στην περιοχή της σημερινής ανατολικής Μεσογείου και η οποία συνδεόταν με τον ωκεανό της Νέο - Τηθύος που αναπτυσσόταν ταυτόχρονα προς τα βόρεια και τα δυτικά (εικόνα 13) (Bein & Gvirtzman, 1977; Garfunkel & Derin, 1984; Garfunkel, 1998; Robertson, 1998). Εικόνα 14: Στάδιο διάρρηξης της Νέο Τηθύος και τα συστήματα κεράτων τάφρων Τριαδικού Κατώτερου Ιουρασικού. Το ένθετο δείχνει τις δομικές σχέσεις κατά μήκος του ρήγματος Helez στη νότια παράκτια πεδιάδα (Gardosh et al., 2006). 26

28 Εικόνα 15: Στάδιο διάρρηξης της Νέο- Τηθύος. Εφελκυστικές δομές Κατώτερου Μεσοζωικού. α) ΝΑ τμήμα του υψώματος Jonah, β) το νότιο τμήμα του υψώματος Yam (Gardosh et al., 2006). 27

29 Τα συστήματα τάφρων και κεράτων σχηματίστηκαν σε ένα καθεστώς εφελκυσμού, το οποίο συνδέεται με τις κινήσεις των λιθοσφαιρικών πλακών και με το άνοιγμα του ωκεανού της Νέο Τηθύος (Garfunkel & Derin, 1984; Garfunkel, 1998). Το σύστημα διάρρηξης της περιοχής της Λεβαντίνης οριοθετούνταν στα νοτιοανατολικά από τον Αραβικό ορεινό όγκο και στα δυτικά από το ηπειρωτικό μπλοκ του Ερατοσθένη. Αναγνωρίστηκαν τέσσερα κύρια επεισόδια διάρρηξης: α) στο Πέρμιο, β) Κατώτερο Μέσο Τριαδικό, γ) Ανώτερο Τριαδικό και δ) Κατώτερο Μέσο Ιουρασικό. Η γενική διεύθυνση των κανονικών ρηγμάτων στη λεκάνη είναι ΒΑ-ΝΔ. Κατά συνέπεια ο εφελκυσμός είναι σε διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ, κάθετα στη διεύθυνση των ρηγμάτων και επίσης μπορεί να διευκολύνεται από ρήγματα μετασχηματισμού ΒΔ-ΝΑ διεύθυνσης που βρίσκονται μέσα στη λεκάνη (εικόνα 14). Μια πλευρική μετατόπιση στο βόρειο άκρο του υψώματος Jonah και στο νότιο άκρο του υψώματος Λεβιάθαν εξηγείται από οριζόντιας μετατόπισης ρήγμα. Η επέκταση και η ανάπτυξη της ανατολικής Μεσογείου σε διεύθυνση Β-Ν και συνοδευόμενη από ένα ρήγμα μετασχηματισμού κατά μήκος της ακτογραμμής της ανατολικής Μεσογείου βρίσκεται σε αντίθεση με το πιο πάνω δομικό πλάνο για τη διάρρηξη της Νέο Τηθύος (Dewey et al., 1973; Bein & Gvirtzman, 1977; Robertson & Dixon, 1984; Stampfli et al., 2001). Η δραστηριότητα διάρρηξης κατά το κατώτερο Μεσοζωικό, θεωρείται η αιτία για την ύπαρξη του λεπτού φλοιού που εντοπίζεται στη λεκάνη Λεβαντίνης, με τη σύνθεση του στη νοτιοανατολική Μεσόγειο να μην έχει ξεκαθαρίσει ακόμη (εικόνα 13). Υπάρχουν δυο απόψεις για την προέλευση του φλοιού. Η μια άποψη υποστηρίζει τη θεωρία μιας ωκεάνιας λιθόσφαιρας η οποία σχηματίστηκε όταν η αρχική διάνοιξη εξελίχθηκε σε πλήρη κλίμακα (Makris et al., 1983; Ginzburg & Ben-Avraham, 1987; Ben-Avraham & Ginzburg, 1990). Η δεύτερη άποψη υποστηρίζει ένα τεντωμένο φλοιό ηπειρωτικής προέλευσης που σχηματίστηκε κατά τη διάνοιξη της ενδο-πλάκας (Hirsch et al., 1995; Cohen et al., 1988, 1990; Gardosh & Druckman, 2006). Τη διάνοιξη ακολούθησε ψύξη και υποβύθιση της νεοσύστατης ή τροποποιημένης λιθόσφαιρας στη λεκάνη Λεβαντίνης (Garfunkel & Derin, 1984; Brink, 1987; Garfunkel, 1998). Επίσης το στρώμα του υποβάθρου στο κεντρικό τμήμα της λεκάνης δεν παρουσιάζει χαρακτηριστικά ωκεάνιου φλοιού όπως σε άλλα παθητικά ηπειρωτικά περιθώρια, ή στο κεντρικό τμήμα της Μεσογείου (Klitgord & Hutchinson, 1988; Finetti, 1985; Avedik et al., 1995). Ένα σημαντικό ποσό ηφαιστειακών αποθέσεων Τριαδικού και Ιουρασικού μπορεί να υπάρχει στη λεκάνη. Όμως παρά το γεγονός αυτό οι αντίστοιχες αποθέσεις στη χέρσο (Asher Volcanics), δεν δείχνουν χαρακτηριστικά MORB (Mid Ocean Ridge Basalt), που να συνδέονται με την εξάπλωση θαλάσσιου πυθμένα. Έτσι το φαινόμενο εισαγωγής και διασποράς νέου ωκεάνιου φλοιού δεν μπορεί να υποστηριχτεί με τα σημερινά δεδομένα. Από τα πιο πάνω προτείνεται ότι η διάρρηξη του Κατώτερου Μεσοζωικού που ξεκίνησε 28

30 από το βόρειο άκρο της Γκοντβάνας, μπορεί να μην έφτασε στην φάση της εξάπλωσης στην περιοχή της λεκάνης της Λεβαντίνης (Gardosh & Druckman, 2006). Κατά το Ανώτερο Πέρμιο, Τριαδικό και Κατώτερο Ιουρασικό στην περιοχή της Λεβαντίνης κυριαρχούν ρηχά θαλάσσια ανθρακικά πετρώματα κυρίως αλλά και πυριτικά πετρώματα. Τα στρώματα του Τριαδικού και Κατώτερου Ιουρασικού εμφανίζουν διακυμάνσεις στο πάχος όπως φαίνεται από σεισμικά δεδομένα που πάρθηκαν στο νότιο και κεντρικό Ισραήλ (εικόνα 13) (Goldberg & Friedman, 1974; Druckman, 1974, 1977; Freund et al., 1975; Druckman, 1984; Bruner, 1991; Druckman et al., 1995a; Garfunkel, 1998; Gelberman, 1995). Ένα ασυνήθιστα παχύ τμήμα ηλικίας Πέρμιου - Τριαδικού στη λεκάνη Παλμύρα στην Κεντρική Συρία και μαζί με άλλα φαινόμενα υποδεικνύουν κάθετες κινήσεις, σπάσιμο και ρωγμάτωση της ρηχής υφαλοκρηπίδας της Γκοντβάνας (Freund et al., 1975; Garfunkel & Derin, 1984; Garfunkel, 1998). Στο Μέσο Ιουρασικό μια παλαιο - ζώνη περιστροφικής απόθεσης αναπτύχθηκε κατά μήκος του ανατολικού περιθωρίου της λεκάνης. Η ζώνη χωρίζεται σε μια βαθιά θαλάσσια λεκάνη στα δυτικά και από μια τεράστια ρηχή πλατφόρμα στα ανατολικά (Gvirtzman & Klang, 1972; Bein & Gvirtzman, 1977). Επίσης φαίνεται ότι η άκρη της Μεσοζωικής υφαλοκρηπίδας εκτείνεται σε όλη τη νοτιοανατολική ακτογραμμή της Μεσογείου, από τη βόρεια Αίγυπτο μέχρι το Δυτικό Λίβανο (εικόνα 13) (Walley, 1998, 2001). Από το Ανώτερο Κρητιδικό μέχρι το Κατώτερο Τριτογενές επικρατεί ημι - πελαγική και πελαγική ιζηματογένεση, τερματίζοντας έτσι την εκτεταμένη απόθεση ανθρακικού άλατος αβαθούς θάλασσας στο περιθώριο της Λεβαντίνης. Η αλλαγή αυτή στη λιθολογία υποδεικνύει ένα σημαντικό πλημμυρικό γεγονός και οικολογικές μεταβολές οι οποίες συνδέονται με την επαναδιευθέτηση της πλάκας και την έναρξη κλεισίματος του ωκεανού της Νέο - Τηθύος (Sass & Bein, 1982; Almogi- Labin, et al., 1993). Η σύγκλιση των λιθοσφαιρικών πλακών της Ευρασίας και Αφρικής - Αραβικής στο Ανώτερο Κρητιδικό είχε ως αποτέλεσμα να ξεκινήσει η βύθιση προς τον βορρά της ζώνης καταβύθισης στο νότιο τμήμα του ωκεανού της Νέο - Τηθύος στις περιοχές που βρίσκονται σήμερα η Κύπρος και η νότια Τουρκία (Robertson, 1998). Με την έναρξη της καταβύθισης πιθανώς να προκλήθηκε συμπίεση στο παθητικό περιθώριο της Λεβαντίνης, με αποτέλεσμα να σχηματιστούν αντικλινικές και συνγκλινικές δομές σε όλη την περιοχή γνωστή και ως τόξο της Συρίας (Krenkel 1924). Η παραμόρφωση του τόξου συνδέεται με την επανενεργοποίηση κανονικών ρηγμάτων του Κατώτερου Μεσοζωικού που λειτούργησαν ως ανάστροφα (εικόνα 13) (Freund et al., 1975; Druckman et al., 1995). Αυτό φαίνεται ξεκάθαρα στα σεισμικά δεδομένα. Η παραμόρφωση του τόξου που ξεκίνησε στο τέλος του Κρητιδικού συνεχίστηκε και στο Τριτογενές όπως φαίνεται από στοιχεία που πάρθηκαν από το Ισραήλ και το Λίβανο (Eyal & Reches, 1983; Walley, 1998, 2001). Η 29

31 παραμόρφωση παρατηρείται στα υπεράκτια σεισμικά δεδομένα σε όλη τη λεκάνη Λεβαντίνης και στο περιθώριο. Διακρίνονται δυο επεισόδια πτύχωσης που ονομάζονται Syrian Arc I και II (εικόνα 17α) (Walley 1998, 2001). Οι δομές του Syrian Arc I, κυριαρχούν στο ανατολικό τμήμα της λεκάνης (εικόνα 16). Το στυλ της παραμόρφωσης που επικρατεί είναι μεγάλου ύψους και μικρού μήκους πτυχές (αντίκλινα και σύγκλινα), που συνοδεύονται από μεγάλης κλίσης επωθήσεις (εικόνες 17α, 24). Η παραμόρφωση επηρεάζει την ασυμφωνία του Μέσου Κρητιδικού και παλαιότερα στρώματα (εικόνες 17α, 24, 27). Οι πτυχές έχουν μήκος 10-30χλμ., πλάτος 5-10χλμ., το ύψος τους κυμαίνεται από μερικές εκατοντάδες μέτρα έως πάνω από 1.000μ. και η γωνία ανοίγματος των σκελών τους είναι μοίρες. Επίσης πολλές είναι ασύμμετρες με απότομες πλευρές στα ανατολικά ή νοτιοανατολικά (εικόνα 17α). Οι επωθήσεις έχουν κλίση ο και το ίχνος τους συναντάται στο υπόβαθρο. Τα περισσότερα ρήγματα μετατοπίζονται μέχρι την ασυμφωνία του Μέσου Κρητιδικού αλλά σπανίως διαπερνούν τα υπερκείμενα στρώματα του Τριτογενούς (εικόνες 17α,β, 24, 27). Σε μερικές περιοχές παρατηρείται η αναστροφή των παλαιότερων εφελκυστικών δομών, όπως για παράδειγμα το ρήγμα δυτικά του Yam West-1, όπου στο Κατώτερο Μεσοζωικό λειτούργησε ως κανονικό ρήγμα (εικόνες 17β, 24). Αυτή η φάση προτείνεται ότι αποτελεί σύγκρουση ωκεανού με ωκεανό στα νότια της Νέο Τηθύος (Walley 1998). Στην περιοχή της Λεβαντίνης τα στρώματα του Σενόνιου δεν παρουσιάζουν μεγάλες αλλαγές στο πάχος και σε φάσεις, με αποτέλεσμα να πιθανολογείται ότι δεν υπάρχει κάποια σημαντική ταπείνωση μεταξύ του περιθωρίου της Λεβαντίνης στα ανατολικά και της βαθιάς λεκάνης στα δυτικά κατά τη διάρκεια της παραμόρφωσης. 30

32 Εικόνα 16: Συνδυασμός βαθυμετρικού χάρτη του Μέσου Κρητιδικού και το στάδιο συμπίεσης και πτύχωσης της περιοχής της Λεβαντίνης (Syrian Arc I-II) (Gardosh et al., 2006). 31

33 Εικόνα 17: Οι εικόνες δείχνουν το στάδιο σύγκλισης και δομές συστολής στη λεκάνη Λεβαντίνης: (α)προφίλ από το ΝΑ τμήμα της λεκάνης, δείχνει δυο φάσεις πτύχωσης, το Syrian Arc I (Σενόνιο) και το Syrian Arc II (Ολιγο Μειόκαινο), (β)προφίλ από το ΝΑ τμήμα της λεκάνης που δείχνει τις πτυχές Syrian Arc I+II. Φαίνεται επίσης η επικάλυψη του στρώματος Ολιγο Μειόκαινου στο κεκλιμένο, ρωγματωμένο και πτυχωμένο μπλοκ που παραμορφώθηκε από κατά τη διάρκεια της φάσης πτύχωσης Syrian Arc II, (γ)προφίλ από το ανατολικό τμήμα δείχνει τις πτυχές Syrian Arc I+II και (δ)προφίλ από το ΒΑ τμήμα δείχνει τις πτυχές Syrian Arc II (Gardosh et al., 2006). Η συμπιεστική παραμόρφωση του Syrian Arc II που γίνεται υπεράκτια είναι πιο πολύπλοκη και περιλαμβάνει δυο μέλη. Το πρώτο είναι μια σειρά από μικρού ύψους και μεγάλου μήκους πτυχές που σε μερικά σημεία τοποθετούνται πάνω από τις δομές του Syrian Arc I (εικόνες 17α,γ). Η παραμόρφωση επηρεάζει την ασυμφωνία του Κατώτερου Μειόκαινου και γηραιότερα στρώματα. Οι πτυχές αυτές συναντώνται σε όλη τη λεκάνη αλλά επίσης και στο βαθύ ανατολικό τμήμα του Ερατοσθένη. Σε αυτό το στυλ της παραμόρφωσης δεν παρουσιάζεται αντιστροφή ούτε λειτουργία ανάστροφων ρηγμάτων. Όμως υπάρχουν κάποιες δομές στα βαθιά τμήματα της λεκάνης που βρίσκονται πάνω από βαθιά υψώματα που πιθανά να δηλώνουν επαναλειτουργία του συστήματος τάφρων και κεράτων του Κατώτερου Μεσοζωικού. Η πτύχωση μπορεί να ξεκίνησε στο Ανώτερο Ηώκαινο (Walley 1989, 2001), και να συνεχίστηκε μέχρι το Κατώτερο Μέσο Μειόκαινο. Η βάση της ασυμφωνίας του Μεσσηνίου γενικά δεν επηρεάζεται, ή παραμορφώνεται πολύ ήπια (εικόνες 32

34 17α,δ). έτσι το ανώτατο όριο ηλικίας της παραμόρφωσης αυτής είναι το Ανώτερο Μειόκαινο. Το δεύτερο μέλος σχετίζεται με ανύψωση και κλίση. Η ασυμφωνία του Μέσου Κρητιδικού κλίνει προς τα δυτικά και το ανώτερο τμήμα της βρίσκεται σε ύψος 3000μ. από τον πυθμένα της λεκάνης (εικόνα 17β δυτικό τμήμα). Το τμήμα Ολιγόκαινου Κατώτερου Μειόκαινου επικαλύπτει την ανυψωμένη δομή στα ανατολικά, υποδηλώνοντας την πλήρωση μιας ταπείνωσης (εικόνα 17β). Στο ανατολικό τμήμα της λεκάνης η ζώνη πτύχωσης Syrian Arc I, χαρακτηρίζεται στο δυτικό τμήμα της από ανύψωση και επικάλυψη των Νεογενών στρωμάτων (εικόνες 24, 27, 29). Η ηλικία του γεγονότος υπολογίζεται σε Ολιγόκαινο Ανώτερο Μειόκαινο (προ - Μεσσήνιου). Το Μεσοζωικό και Καινοζωικό τμήμα στην περιοχή Carmel - Cesarea στο βορειοανατολικό τμήμα της λεκάνης, ανυψώνεται κοντά στην ακτογραμμή. Το λεπτό τμήμα του Πλειο Πλειστόκαινου στην κορυφή της δομής παχαίνει σημαντικά στα δυτικά (εικόνα 31). Έτσι προτείνεται ότι ανύψωση στην περιοχή συνεχίστηκε στο Πλειο Πλειστόκαινο. Η φάση του Syrian Arc II πιθανά να σχετίζεται με τη σύγκλιση και τη σύγκρουση ηπείρου με ήπειρο στο νότιο περιθώριο της Νέο Τηθύος (Walley, 1998, 2001). Εικάζεται επίσης το γεγονός ότι πολλές από τις παλαιότερες πτυχές του Syrian Arc I, στη χέρσο και υπεράκτια επαναλειτούργησαν ενώ ταυτόχρονα καινούριες δομές σχηματίζονταν συνεχώς. Στη διάρκεια του Ολιγόκαινου και Κατώτερου Μειόκαινου η σύγκλιση συνεχίστηκε διαμορφώνοντας μια ζώνη καταβύθισης κατά μήκος του ορίου του Κυπριακού τόξου (Robertson, 1998). Στην περιοχή της Λεβαντίνης η κίνηση της πλάκας συνδέεται με ανύψωση ανατολικά της ακτής της ανατολικής Μεσογείου και με αναθόλωση της Αραβικής ασπίδας στα νότια. Αυτή η δραστηριότητα αντικατοπτρίζεται από μια περιφερειακή ασυμφωνία, που προσδιορίζεται στο πάνω μέρος των στρωμάτων Ηωκαινικής ηλικίας. Αυτά χωρίζουν το παλαιότερο ανθρακικό τμήμα από το υπερκείμενο πυριτικό ηλικίας Ολιγόκαινου - Μειόκαινου της ομάδας του Saqyie (Picard, 1943; Ball & Ball, 1953). Χονδρόκοκκα κλαστικά ιζήματα ηλικίας Ολιγόκαινου - Μειόκαινου, είναι αποτέλεσμα εκτεταμένης διάβρωσης. Τα ιζήματα μεταφέρθηκαν προς την λεκάνη μέσω ενός μεγάλου υπαεριώδης υποθαλάσσιου συστήματος απορροής, το οποίο αναπτύχθηκε στην κατωφέρεια της Λεβαντίνης (Gvirtzman & Buchbinder, 1978; Druckman et al., 1995b). Μια σειρά αλίτη και ανυδρίτη μεγάλου πάχους συνδέεται βεβαίως με την μεγάλη πτώση της στάθμης της θάλασσας που είναι γνωστή ως Μεσσηνιακή κρίση αλατότητας (Hsu et al., 1978; Gvirtzman & Buchbinder, 1978). Οι εβαπορίτες πλήρωσαν μια βαθιά τοπογραφική ταπείνωση (1-2χλμ.) στα δυτικά των ακτών της Λεβαντίνης (Tibor et al., 1992). Κατά το Πλειο - Πλειστόκαινο είχαμε την σταδιακή άνοδο της στάθμης του νερού οδηγώντας σε μια ανανέωση στη μεταφορά των ιζημάτων και μια διαβάθμιση προς την λεκάνη. 33

35 Στο τέλος του Ολιγόκαινου, η διάρρηξη του Αραβικού Κρατώνα, δημιούργησε το όριο της λιθοσφαιρικής πλάκας της Νεκράς Θάλασσας. Το ρήγμα μετασχηματισμού έχει μήκος αρκετές χιλιάδες χιλιόμετρα, συνδέοντας το κέντρο εξάπλωσης της Ερυθράς θάλασσας, με τη ζώνη σύγκρουσης του Ταύρου στην νοτιοανατολική Τουρκία (Freund et al., 1970; Garfunkel, 1981). Τέλος ο τομέας του Ισραήλ, χαρακτηρίζεται από πολλές ηπειρωτικές ταπεινώσεις όπως η Νεκρά θάλασσα, στην οποία είναι συσσωρευμένα πακέτα ιζημάτων πάχους 8-10χλμ. ηλικίας Μειοκαίνου, Πλειο - Πλειστοκαίνου (εικόνα 13) (Kashai & Crocker, 1987; Gardosh et al., 1997) Στρωματογραφία Πέρμο - Τριαδικό Τα ιζήματα στο νότιο και κεντρικό τμήμα του Ισραήλ, έχουν ηλικία Κατώτερου Πέρμιου (Weissbrod, 1969b; Eshet, 1990). Η ανύψωση του Negev και του κεντρικού Ισραήλ κατά το Ανώτερο Λιθανθρακοφόρο, μέχρι το Κατώτερο Πέρμιο, οδήγησε στη διάβρωση του Παλαιοζωικού τμήματος. Τμήματα προ - Πέρμιου που δεν διαβρώθηκαν, μπορεί νε έχουν διατηρηθεί τοπικά, όπως οι ψαμμίτες και τα ανθρακικά ιζήματα Κάμβριου με πάχος 300μ., στο νοτιότερο τμήμα του Ισραήλ (Weissbrod, 1969b). Κανένα τμήμα του Παλαιοζωικού δεν συναντάται στο βόρειο Ισραήλ. Το ρηχό θαλάσσιο τμήμα Περμο - Τριαδικού συσσωρεύεται σε ένα μεγάλο σχηματισμό, ο οποίος είναι προσανατολισμένος σε Β-Ν και σχεδόν συμπίπτει με τα σημερινά υψίπεδα της Ιουδαίας. Ο σχηματισμός αυξάνει σταδιακά σε πάχος προς τα βόρεια, ενώ μειώνεται στα ανατολικά και δυτικά (Weissbrod, 1969a; Druckman, 1974; Druckman & Kashai, 1981; Druckman et al., 1995a; Korngrin, 2004). Το δυτικό μέρος του σχηματισμού περιγράφεται από ένα basement high που έχει βρεθεί σε κάποιες γεωτρήσεις στη νότια παράκτια πεδιάδα. Η θέση του στη νότια παράκτια πεδιάδα μπορεί να δικαιολογήσει την πάχυνση του Περμο - Τριαδικού στα βόρεια και ανατολικά του σχηματισμού. Στο Ανώτερο Τριαδικό με Μέσο Ιουρασικό, αυτό το basement high έσπασε και έπεσε στα δυτικά σε πολλά θραύσματα. Στα δυτικά του basement high δεν αποτέθηκαν ιζήματα του Περμο - Τριαδικού. Οι Gvirtzman & Weissbrod (1984), ονόμασαν αυτό το χαρακτηριστικό Helez High και θεωρείται ως ένα τμήμα, ενός περιφερειακού γεωαντίκλινου. Ο σχηματισμός Sa'ad με ηλικία Κατώτερο Πέρμιο, υπέρκειται του Προ - Κάμβριου υποβάθρου και του τμήματος με ηλικία Κατώτερο Κάμβριο. Συναντάται σε γεωτρήσεις στην περιοχή της Negev και στη νότια παράκτια πεδιάδα. Ο σχηματισμός έχει πάχος μ. και αποτελείται από ιζήματα ποταμο - δέλτα (Weissbrod, 1969a). Οι δελταϊκοί ψαμμίτες που αποτέθηκαν, μπορούν να 34

36 αποτελέσουν πολύ καλούς αποταμιευτήρες. Το Ανώτερο Πέρμιο αποτελείται από τον σχηματισμό Arqov. Ο σχηματισμός αυτός βρίσκεται στην περιοχή Negev και στη νότια παράκτια πεδιάδα. Αποτελείται από ρηχής θάλασσας ανθρακικά ιζήματα, ψαμμίτες και σχιστές αργίλους. Τα ιζήματα έχουν πάχος μ. Μπορούμε να υποθέσουμε έτσι, ότι υπάρχουν οι προοπτικές τα ιζήματα αυτά να αποτελέσουν, μητρικά, αποταμιευτήρια και μονωτήρια πετρώματα. Το όριο του Περμο - Τριαδικού τμήματος ορίζεται από μια διακοπή του Κατώτερου Τριαδικού (Induan). Το όριο χαρακτηρίζεται από κόκκινο πηλό, από μια ακίδα μυκητών και από αναμοχλευμένα μικροαπολιθώματα Κατώτερου Παλαιοζωικού (Eshet, 1990; Benjamini et al., 2005). Το τμήμα του Τριαδικού συσσωρεύεται σε ένα ρηχό θαλάσσιο σχηματισμό με προσανατολισμό Β-Ν. Τα ιζήματα αυξάνονται σε πάχος από τα 1.000μ. στο Negev, σε πάνω από 2.600μ. στο βόρειο Ισραήλ (the Devorah-2a well, Druckman & Kashai, 1981). Στις γεωτρήσεις Helez Deep-1, Gevim-1, και Besor-1 που βρίσκονται στο Helez High, το πάχος του Τριαδικού, μειώνεται σε μερικές δεκάδες μέχρι αρκετές εκατοντάδες μέτρα (Druckman, 1974, 1984; Druckman et al., 1994, 1995a), ενώ στις βαθιές γεωτρήσεις Gaash-2 και Atlit-1, που βρίσκονται 70 και 130χλμ. βόρεια από το Helez Deep-1 αντίστοιχα, συναντώνται ιζήματα Μέσου και Ανώτερου Τριαδικού με πάχος μεγαλύτερο των 1.150μ. (Derin & Gerry, 1981; Korngrin, 2004). Οι μεταβολές στα πάχη αντανακλούν περιφερειακή βύθιση προς τον βορρά του υποβάθρου και των τοπικών κάθετων κινήσεων. Η Τριαδική ενότητα περιλαμβάνει μια σειρά από δέκα επικαλυπτόμενους κύκλους απόθεσης οι οποίοι περιγράφονται πιο κάτω (εικόνα 18). 35

37 Εικόνα 18:Στρωματογραφία Τριαδικού όπου φαίνονται και οι κύκλοι απόθεσης (Gardosh et al., 2006). Ο πρώτος κύκλος αποτελεί το σχηματισμό του Yamin, ο οποίος αποτελείται από παράκτιες και ρηχής θάλασσας σχιστές αργίλους και από ανθρακικά ιζήματα. Ο κύκλος αυτός αποτέθηκε κατά το Κατώτερο Τριαδικό. Το πάχος των ιζημάτων κυμαίνεται από 120 έως 155μ. Τέλος το αποθετικό γεγονός διήρκεσε περίπου 5 εκατομμύρια χρόνια. Ο δεύτερος κύκλος αντιπροσωπεύεται από τον σχηματισμό Zafir, ηλικίας Κατώτερου - Μέσου Τριαδικού. Ο κύκλος έχει πάχος μ., αποτελούμενος από ανθρακικά ιζήματα και από ασβεστιτικό ψαμμίτη και ασβεστιτική άργιλο. Η απόθεση του κύκλου διήρκεσε περίπου 3,5 εκατομμύρια χρόνια. Ο σχηματισμός Ra'af αντιστοιχεί στον τρίτο κύκλο με ηλικία Μέσο Τριαδικό. Ο κύκλος αυτός αποτελείται από ανθρακικούς ιλυόλιθους, ανθρακικά πετρώματα που περιέχουν matrix υλικό 36

38 (packstones), ωολιθικά(oolitic) και oncolitic κοκκώδη ανθρακικά πετρώματα (grainstones). Το πάχος στα νότια φτάνει τα 80μ. ενώ στο βόρειο Ισραήλ φτάνει τα 170μ. Η διάρκεια απόθεσης του κύκλου διήρκεσε 1,5 εκατομμύρια χρόνια. Αργότερα δολομιτίωση επηρέασε τα ανθρακικά ιζήματα κυρίως στα νότια. Νοτιότερα τα ανθρακικά ιζήματα είναι αμμώδη στην κορυφή του σχηματισμού Ra'af, αντιπροσωπεύοντας πιθανά ένα στάδιο αναλογικής διαβάθμισης προέλασης. Ο τέταρτος κύκλος αποτελείται από το σχηματισμό Gevanim, που αποτέθηκε στο Μέσο Τριαδικό (Ύστερο Ανίσιο - Πρώιμο Λαδίνιο). Το κατώτερο μέλος του αντανακλά μια κλαστική σφήνα, που αποτέθηκε στην περιοχή Negev μέσα σε χρονικό διάστημα μικρότερο του 1 εκ. χρόνων. Αποτελείται από ποτάμιους έως δελταϊκούς χονδρόκοκκους έως μεσόκοκκους ψαμμίτες και σχιστές αργίλους με άφθονα φυτικά υπολείμματα. Τα ιζήματα μειώνονται σε πάχος από 160μ. στην περιοχή Makhtesh Ramon σε 25μ. στη γεώτρηση Sherif-1, 40χλμ βόρεια (Druckman, 1974). Η μείωση του πάχους σηματοδοτεί την έναρξη των κατακόρυφων κινήσεων, που συνδέονται με την διάρρηξη του Πρώιμου Μεσοζωικού (Freund et al., 1975). Τα μεσαία και ανώτερα μέλη του σχηματισμού σηματοδοτούν την διατάραξη του κύκλου λόγω κάποιων συμβάντων. Το μέγιστο πλημμυρικό γεγονός, έφτασε κατά τη διάρκεια απόθεσης ανθρακικών πηλιτών, οι οποίοι φέρουν ιχνοαπολιθώματα (burrows) και υπέρκεινται απολιθωματοφόρων ασβεστόλιθων, στο χαμηλότερο τμήμα του σχηματισμού Saharonim. Η μονάδα αυτή αποτελείται από ποταμοδελταϊκούς και παράκτιους ψαμμίτες και σχιστές αργίλους, περνώντας προς τα πάνω σε μάργες και σε απολιθωματοφόρο ασβεστόλιθο (μαλάκια), με εναλλασσόμενα πάχη. Τέλος η διάρκεια απόθεσης φτάνει τα 3,5 εκ. χρόνια (Druckman, 1974, 1976; Benjamini, et al., 1993). Τα μεσαία και ανώτερα τμήματα του σχηματισμού Saharonim περιλαμβάνουν τον πέμπτο, έκτο και έβδομο κύκλο. Η απόθεση έγινε μέσα σε 3,8 εκ. χρόνια περίπου, κατά το Μέσο - Ανώτερο Τριαδικό. Οι αποθέσεις αποτελούνται από αμμωνιτιακούς ασβεστόλιθους, από στρώματα κελυφών, από oncolitic και ωολιθικά κοκκώδη ανθρακικά πετρώματα (grainstones), από στρωματόλιθους, πηλίτες με ιχνοαπολιθώματα, κροκαλοπαγή, δολομίτες μάργες και από στρώματα γύψου. Τα ιζήματα αυτά αποτέθηκαν σε ένα παλιρροϊκό έως ρηχό θαλάσσιο περιβάλλον (Druckman, 1969, 1976; Benjamini, et al., 1993). Το μέγιστο πλημμυρικό γεγονός του κάθε κύκλου ορίζεται από ένα ανθρακικό πηλίτη με ιχνοαπολιθώματα που εντοπίζεται σε όλο το Negev. Ο σχηματισμός αυτός έχει σημαντική αλλαγή στο πάχος, αφού στα νότια φτάνει τα 260μ., ενώ στο βόρειο τμήμα του Ισραήλ αυξάνεται κατά 500μ. Ο σχηματισμός Mohilla περιλαμβάνει τον όγδοο και ένατο κύκλο απόθεσης. Οι δυο κύκλοι αποτέθηκαν στο Ανώτερο Τριαδικό με την απόθεση να διαρκεί ~ 5 εκ. χρόνια. Το κατώτερο όριο του όγδοου κύκλου καθορίζεται από μια απότομη μετάβαση από το θαλάσσιο ιχνοαπολιθωματοφόρο 37

39 πηλίτη του σχηματισμού Saharonim, σε δολομικρίτες στη βάση του κατώτερου μέλους του σχηματισμού Mohilla. Η έναρξη του ένατου κύκλου χαρακτηρίζεται από εβαποριτικές αποθέσεις στο ανώτερο μέλος του σχηματισμού και ο τερματισμός του κύκλου από την απόθεση στρωματολιθικού ασβεστόλιθου. Ο σχηματισμός εμφανίζει μια πάχυνση προς τον βορρά, από τα 200μ. στα 1.000μ. κατά τη διάρκεια της απόθεσης υπήρξε μια διαφοροποίηση στις λιθολογίες, όπως για παράδειγμα μια παχιά απόθεση ανυδρίτη 150μ. στη Negev και 800μ. στο βόρειο Ισραήλ. Αυτές οι συσσωρεύσεις ανυδριτών αποτέθηκαν σε ξεχωριστές λεκάνες με ΝΔ-ΒΑ διεύθυνση. Οι λεκάνες χωρίζονταν από δολομιτικά τμήματα μικρότερου πάχους (50μ. στη Negev και 200μ. στα βόρεια), υποδηλώνοντας μια μεγάλη διόγκωση μεταξύ των λεκανών. Οι αλλαγές αυτές στις φάσεις και στο πάχος, δείχνουν διαφορετικές τιμές καθιζήσεων που προκλήθηκαν προφανώς από τις κάθετες κινήσεις (Druckman, 1974; Druckman & Kashai, 1981). Ο τελευταίος κύκλος του Τριαδικού (Ανώτερο Τριαδικό), αντιπροσωπεύεται από τον σχηματισμό Shefayim. Η απόθεση του κύκλου διήρκεσε ~8,5 εκ. έτη και αναγνωρίστηκε μόνο στη βόρεια παράκτια πεδιάδα. Χαρακτηρίζεται από φάσεις υφάλου που αποτελείται από σφουγγάρια και άλλους επιστρωμένους οργανισμούς, άγνωστα κοράλια και ωολιθικά στρώματα (Derin et al., 1981; Korngrin & Benjamini, 2001; Korngrin, 2004). Ο σχηματισμός φτάνει τα 1.150μ. πάχος στη γεώτρηση Atlit-1, συμπεριλαμβανομένων 270μ. μαγματικών αποθέσεων Ιουρασικής ηλικίας. Η ακολουθία φαίνεται να έχει διαβρωθεί σχεδόν σε όλο το Ισραήλ, πιθανώς λόγω της πτώσης της στάθμης της θάλασσας κατά τη διάρκεια του Ανώτερου Τριαδικού με Κατώτερου Ιουρασικού. Αυτή η πτώση της στάθμης, χαρακτηρίζεται από μια αξιοσημείωτη επιφανειακή ασυμφωνία, που αντιπροσωπεύει μια ώριμη διαβρωσιγενή επιφάνεια. Το χάσμα της ασυμφωνίας είναι περίπου 15 εκ. χρόνια, μεταξύ των σχηματισμών Shefayim (Ανώτερο Τριαδικό Νόριο) και Ardon (Κατώτερο Ιουρασικό Πλεινσμπάχιο). Επίσης σχετίζεται με την έκθεση του Τριαδικού εδάφους στην καρστική διάλυση και στην ανάπτυξη ενός πυκνού παλαιο-εδάφους που αναφέρεται ως σχηματισμός Mishhor (Goldberg & Friedman, 1974) Ιουρασικό Οι αποθέσεις του Ιουρασικού στο νότιο Ισραήλ έχουν πάχος ~1.200μ. αποτελούμενες από ηπειρωτικούς και παράκτιους ψαμμίτες, αργίλους και ανθρακικά ιζήματα. Η απόθεση αυξάνει σταδιακά σε πάχος στο κεντρικό Ισραήλ, φτάνοντας τα 3.700μ. ενώ αντίθετα μειώνεται σε ~2.200μ. στο βορειοδυτικό Ισραήλ. Στο νότιο Ισραήλ η Ιουρασική ακολουθία διακόπτεται από μια διαβρωσιγενή ασυμφωνία. Οι αποθέσεις του Κατώτερου Ιουρασικού παρουσιάζουν σημαντικές μεταβολές στο πάχος και σχετίζονται με κανονικά ρήγματα τα οποία συνδέονται με τη διάρρηξη που 38

40 είχε ως αποτέλεσμα τη διάνοιξη του ωκεανού της Νέο - Τηθύος και την καθιέρωση του ηπειρωτικού περιθωρίου του Αραβικού κρατώνα. Προσαυξήσεις υφάλων και ανθρακικές πλατφόρμες οριοθετούν την υφαλοκρηπίδα. Στα πιο βαθιά τμήματα αποτέθηκαν ιζήματα υφαλοκρηπίδας, κατωφέρειας πάχους 1.650μ. Η βιοστρωματογραφία του Ιουρασικού υπεράκτια δημιουργεί σύγχυση, διότι διαφορετικές ομάδες απολιθωμάτων, που χρησιμοποιούνται ως δείκτες χρονολόγησης, δημιουργούν αντιφάσεις. Επίσης δημιουργούνται δυσκολίες λόγω έλλειψης δειγμάτων από πυρήνες και από την παρουσία αλλόχθονων πετρωμάτων, που σχετίζονται με τη μαζική μεταφορά. Το τμήμα του Ιουρασικού περιλαμβάνει επτά αποθετικούς κύκλους, οι οποίοι φαίνονται στην εικόνα (εικόνα 19) και περιγράφονται πιο κάτω. Εικόνα 19: Στρωματογραφία Ιουρασικού όπου φαίνονται και οι επτά κύκλοι απόθεσης (Gardosh et al., 2006). 39

41 Ο πρώτος κύκλος αντιπροσωπεύεται από τον σχηματισμό Ardon, ηλικίας Κατώτερου Ιουρασικού (Pliensbachian) (Maync, 1966; Derin & Reiss, 1966; Goldberg & Friedman, 1974; Perelis-Grossowicz et al., 2000). Ο κύκλος αποτελείται από ρηχά θαλάσσια ανθρακικά και από μικρές ποσότητες εβαποριτών. Η διάρκεια της απόθεσης φτάνει τα 5 εκ. χρόνια περίπου (Buchbinder & leroux, 1993). Το πάχος αυξάνεται από μερικές δεκάδες μέτρα στο νότιο Ισραήλ, σε 800μ. σχεδόν στο βορειοανατολικό Σινά και σχεδόν τα 1.000μ. στη νότια παράκτια πεδιάδα. Οι μεταβολές στο πάχος σχετίζονται με ένα ρηξιγενές επεισόδιο, που συνέβη ταυτόχρονα με μια εκτεταμένη ηφαιστειακή δραστηριότητα στην περιοχή Carmel. Τα ηφαιστειακά πετρώματα αποτελούνται από βασάλτες και πυροκλαστικά πετρώματα και έχουν πάχος 2.500μ. Φέρουν την ονομασία Asher Volcanics και συσσωρεύονται σε μια ταπείνωση, ελεγχόμενη από ρήγμα και είναι προσανατολισμένη σε ΒΔ-ΝΑ διεύθυνση (Gvirtzman & Steinitz, 1983; Garfunkel, 1989; Gvirtzman et al., 1990). Η ηλικία των ηφαιστειακών πετρωμάτων κυμαίνεται από 206 έως 189 εκ. χρόνια (Steinitz et al., 1983; Segev, 2000). Ο δεύτερος κύκλος αποτέθηκε στο Μέσο Ιουρασικό (Aalenian to early Bajocian) και αποτελείται από το σχηματισμό Inmar. Το κατώτερο μέλος του σχηματισμού αποτελείται από ποτάμιους ψαμμίτες και ψαμμίτες παραλίας, με μικρές ποσότητες ιλυόλιθου, περνώντας προς τα πάνω σε ρηχής θάλασσας, εσωτερικής υφαλοκρηπίδας ανθρακικά του μέλους Qeren. Το ανώτερο μέλος αποτελείται από ποτάμιο και ποταμοδελταϊκό ψαμμίτη, πηλίτη και ιλυόλιθο, οριοθετώντας μια μεγάλη έκταση κλιμακωτών συστημάτων. Ο κύκλος περνά στον σχηματισμό Rosh - Pinna, ο οποίος αντιπροσωπεύει το περιφερικό τμήμα της κλιμακωτής σφήνας στην παράκτια πεδιάδα και στο βόρειο τμήμα της χώρας (Derin, 1974). Οι σχηματισμοί Inmar και Daya συγχωνεύονται περιφερικά στην παράκτια πεδιάδα και στο κεντρικό και βόρειο Ισραήλ, σχηματίζοντας την ~1.500μ. ανθρακική πλατφόρμα του σχηματισμού Nirim. Η πλατφόρμα συνίσταται από ιλυόλιθους, ωολιθικά ανθρακικά κοκκώδη ιζήματα με matrix υλικό (packstones), ανθρακικά πετρώματα matrix supported που περιέχουν πάνω από 10% αλλοχημικά στην ταξινόμηση Dunham (wackestones) και κοκκώδη ανθρακικά πετρώματα που δεν περιέχουν matrix υλικό (grainstones). Η απόθεση του κύκλου διήρκησε περίπου 5 εκατομμύρια έτη. Επίσης εμφανίζεται μια σημαντική μεταβολή στο πάχος στο Negev που κυμαίνονται από 0μ. στα ΒΑ έως και πάνω από 900μ. στα ΝΔ. Αυτές οι αλλαγές δείχνουν μια σημαντική κατακόρυφη κίνηση (Goldberg & Friedman, 1974; Druckman, 1977), που σχετίζεται με τη διάρρηξη στο Πρώιμο Μεσοζωικό στα νότια. Οι σχηματισμοί Daya και Barnea αποτελούν τον τρίτο κύκλο ηλικίας Μέσου Ιουρασικού (late Bajocian). Ο κύκλος ξεκινά με ρηχής θάλασσας ανθρακικά και ψαμμίτες του σχηματισμού Daya, με το πάχος να αυξάνεται σταδιακά από περίπου 100μ. στο Makhtesh Ramon σε σχεδόν 250μ. στην 40

42 παράκτια πεδιάδα. Σε πολλά σημεία στη σημερινή ακτογραμμή, ο σχηματισμός περνά είτε πλάγια είτε επικαλύπτεται από το σχηματισμό Barnea, ο οποίος αποτελείται από ιζήματα βαθιάς θάλασσας. Τα ιζήματα αυτά αποτελούνται από λεπτά στρώματα σφουγγαριών και από packstones με θραύσματα και ραδιολάρια. Τέλος ο κύκλος διαρκεί ~5,5 εκ. χρόνια. Ο τέταρτος κύκλος έχει ηλικία Μέση Ιουρασική (Bathonian) και αποτελείται από τους σχηματισμούς Sherif και Shederot καθώς και από μια αδιαίρετη μονάδα που βρέθηκε παραθαλάσσια. Αποτελεί πιθανώς την μικρότερη επικάλυψη της Ιουρασικής περιόδου. Στο Negev ο σχηματισμός Sherif αποτελείται από παράκτιους ψαμμίτες και από ανθρακικά. Ο σχηματισμός Shederot στην κεντρική και βόρεια παράκτια πεδιάδα, περιλαμβάνει ωολιθικές ομάδες. Το χερσαίο τμήμα του κύκλου αυξάνει σε πάχος από ~100μ. στα νότια σε σχεδόν 500μ. στην παράκτια πεδιάδα. Η αλληλουχία του κύκλου στο Yam West-1, αποτελείται από περισσότερα από 421μ. ωολιθικών σφαιριδίων και από εσωκλαστικά και σκελετικά κοκκώδη ανθρακικά πετρώματα (grainstones). Αυτά τα πακέτα έχουν πάχος 20-50μ. και διαχωρίζονται από λίγα μέτρα γκρίζας αργίλου. Στα τεμάχια Gamma Ray και Resistivity καταγράφηκαν 14 τέτοια πακέτα. Στη βάση της ενότητας εντοπίστηκαν τρεις κύκλοι πάχους 40-50μ. με το κοκκομετρικό μέγεθος να αυξάνεται προς τα πάνω. Οι κύκλοι αυτοί ακολουθούνται από άλλους πέντε μικρούς κύκλους σε σχήμα καμπάνας, με το κοκκομετρικό μέγεθος να μειώνεται προς τα πάνω και το πάχος τους κυμαίνεται από 10-30μ. το ανώτερο μέρος της διαδοχής περνά και πάλι σε πέντε κύκλους στους οποίους το κοκκομετρικό μέγεθος αυξάνεται προς τα πάνω και έχουν πάχος 25-40μ. Τα ωολιθικά κοκκώδη πετρώματα ερμηνεύονται ως ομάδες που αποτέθηκαν σε ένα περιβάλλον πλατφόρμας. Στη γεώτρηση Yam Yafo-1 στα χαμηλότερα 752μ. κυριαρχούν πηλίτες και άργιλοι με ενδιαστρώσεις ανθρακικών. Τα ανθρακικά στρώματα αποτελούνται από σκελετικούς και ωολιθικά grainstones και packstones. Μεταξύ και 5.320μ. καταγράφεται ένα στρώμα ιλυόλιθου με πορώδη θραύσματα και πάχους 60μ. Τα λιθολογικά χαρακτηριστικά διαφέρουν από το σχηματισμό Shederot στη γεώτρηση Yam West-1 ή στη ξηρά. Έτσι τα χαμηλότερα στρώματα στη γεώτρηση Yam Yafo-1 θεωρούνται η αδιαίρετη μονάδα του Μέσου Ιουρασικού. Η παρουσία των μικροκροκαλοπαγών και οι μεγάλες ποσότητες κλαστικού υλικού, υποδηλώνει ότι η αδιαίρετη μονάδα στο Yam Yafo-1 σε αντίθεση με το σχηματισμό Shederot στο Yam West μπορεί να αποτελεί ένα αλλόχθονο τμήμα που να προέρχεται εν μέρει από την κοντινή υφαλοκρηπίδα (Druckman et al., 1994; Gardosh, 2002). Ο ορισμός της ηλικίας αυτών υπεράκτιων τμημάτων και η σχέση τους με τον κύκλο Shederot στην ξηρά, είναι προβληματική λόγω της αντίφασης με την βιοστωματογραφική ηλικία που προέρχεται από διάφορες ομάδες απολιθωμάτων. Τα απολιθώματα που συναντώνται στα ιζήματα είναι: Gutnicella gr. Cayexi, Timidonella sarda, Fabanella ramonensis, Gomphocythere sp. 41

43 Στο Μέσο Ιουρασικό (early Bathonian to Callovian) αποτίθεται ο πέμπτος κύκλος. Οι σχηματισμοί που αποτελούν τον πέμπτο κύκλο είναι οι: Karmon, Zohar, Matmor και Brur. Η άργιλος του Karmon είναι μια χερσογενής μονάδα, με πάχος μερικές δεκάδες μέτρα. Η μονάδα αυτή βρέθηκε στη νότια παράκτια πεδιάδα κάτω από τον ασβεστόλιθο του Zohar. Ερμηνεύεται ως το χαμηλότερο σύστημα του κύκλου που αποτέθηκε εξαιτίας της πτώσης της στάθμης της θάλασσας και την έκθεση της υποκείμενης υφαλοκρηπίδας Shederot. Η βάση της αργίλου είναι μια ασυμφωνία ανώτερου Bathonian και σχετίζεται με το μπλε χρώμα στην εικόνα 19. Στην περιοχή Negev οι υπερκείμενοι σχηματισμοί Zohar και Matmor αποτελούνται από ρηχής θάλασσας και μικρής ενέργειας ανθρακικά με μικρές ενδιαστρώσεις αργίλων και ψαμμιτών. Τα αντίστοιχα στρώματα στην παράκτια πεδιάδα είναι ωολιθικά, σκελετικά και oncolitic κοκκώδη ανθρακικά πετρώματα του σχηματισμού Brur. Οι τρεις μονάδες ρηχής θάλασσας ερμηνεύονται ως τα ανώτερα συστήματα του κύκλου. Το πάχος των στρωμάτων του πέμπτου κύκλου φτάνει τα μ. στο Negev και τα περίπου 100μ. στην παράκτια πεδιάδα. Το τέλος του κύκλου ορίζεται από μια ασυμφωνία που συνδέεται με καρστικά φαινόμενα και βρέθηκαν στην κορυφή του σχηματισμού Brur (Buchbinder, 1979). Στη θάλασσα ο σχηματισμός Zohar έχει πάχος μ. Αποτελείται από ωολιθικά, από σβώλους και ενδοκλαστίτες και σκελετικά grainstones, packstones και ιλυόλιθους από πορώδη θραύσματα και μερικές ενστρώσεις αργίλου με σκούρο γκρίζο χρώμα και ραδιολάρια να περιέχονται μέσα σε αυτή. Ο σχηματισμός Zohar υπέρκειται της αδιαίρετης μονάδας Μέσου Ιουρασικού στη γεώτρηση Yam Yafo-1 και του σχηματισμού Shederot στη γεώτρηση Yam West-1. Βασισμένοι στην αναθεώρηση της βιοστρωματογραφίας των τρηματοφόρων οι Perlis-Grossowicz, αναθεωρήθηκε η ηλικία του Zohar σε Ανώτερο Bathonian με Κατώτερο Callovian. Από το σχηματισμό Zohar στη Νεκρά θάλασσα παράγεται πάνω από 2 Bcm θερμογενούς αερίου από θραυσμένο ασβεστόλιθο (πεδία Zohar, Kidod και Qanaim). Επίσης υπό - εμπορικές ποσότητες υψηλής ποιότητας πετρελαίου ανακτώνται από τα ωολιθικά κοκκώδη ανθρακικά του σχηματισμού Zohar από τις γεωτρήσεις Yam Yafo-1 και Yam-2. Ο σχηματισμός Haifa είναι μια παχιά και ομοιόμορφη απόθεση ανθρακικών και βρίσκεται στη βόρεια παράκτια πεδιάδα και μέσα στη θάλασσα. Η απόθεση αντιστοιχεί με τον 3ο, 4ο, και 5ο κύκλο στο κεντρικό και νότιο Ισραήλ. Ο σχηματισμός Kidod αποτελεί τον έκτο κύκλο απόθεσης. Έχει ηλικία Ανώτερο Ιουρασικό (Oxfordian). Τα ιζήματα που αποτελούν τον κύκλο είναι σκούρο γκρι έως μαύρη άργιλος με μικρές ενστρώσεις ανθρακικού ιλυόλιθου και packstones. Το πάχος κυμαίνεται από 0 έως 200μ. με το μέγιστο πάχος να βρίσκεται κατά μήκος της ΒΑ-ΝΔ ζώνης και εκτείνεται από το όρος Hermon προς το βορειοδυτικό Negev. Η διάρκεια απόθεσης του κράτησε περίπου 2,6 εκατομμύρια χρόνια. Στη 42

44 περιοχή Negev η μονάδα αποκόπτεται εντελώς από την ασυμφωνία Valanginian, ενώ στη βόρεια παράκτια πεδιάδα και βόρειο Ισραήλ απουσιάζει εντελώς. Η μονάδα επανεμφανίζεται υπεράκτια στις γεωτρήσεις Yam West-1, Yam-2 και Yam Yafo-1 και έχει πάχος 170 έως 340μ. Σε αυτά τα σημεία αποτελείται από γκρίζα, πράσινη και κοκκινωπή άργιλο και από μερικές ενδιαστρώσεις πτωχά ταξιθετημένων grainstones, τα οποία περιέχουν ενδοκλαστίτες, τρηματοφόρα και εγχινοειδή. Η άργιλος του Kidod γενικά στερείται πανίδας παρότι βρέθηκαν μερικά ραδιολάρια, τρηματοφόρα, μαλάκια, εγχινοειδή και οστρακόδερμα. Υπεράκτια ο σχηματισμός υπόκειται του σχηματισμού Delta και υπέρκειται συμμορφούμενα του Zohar. Αυτή η κυρίαρχη μονάδα σηματοδοτεί το τέλος της ανθρακικής πλατφόρμας του Μέσου Ιουρασικού υπεράκτια του Ισραήλ, ενώ στην ενδοχώρα οι συνθήκες της πλατφόρμας αποκαθίστανται αργότερα. Η παρουσία του σχηματισμού Kidod υπεράκτια και στο κεντρικό Ισραήλ και η απουσία του κατά μήκος της παράκτιας ζώνης, αποδίδεται πιθανά στη μη απόθεση κατά μήκος του άνω τμήματος της κατωφέρειας, ή σε υποβρύχια διάβρωση. Επίσης η πιθανότητα υπαεριώδους διάβρωσης δεν μπορεί να αποκλειστεί εντελώς. Ο Derin, (1974), πρότεινε ότι η απουσία του σχηματισμού στην παράκτια πεδιάδα σχετίζεται με τα ανθρακικά ιζήματα του Nir Am Reef. Επίσης αποδίδει τη παχιά συσσώρευση στη ζώνη που έχει διεύθυνση ΒΑ- ΝΔ και σε λιμνοθαλάσσιο περιβάλλον. Το μοντέλο που προτείνεται σήμερα είναι το μοντέλο ανοιχτής θάλασσας, το οποίο συνδέεται καλύτερα με την πλούσια πανίδα αμμωνιτών που βρέθηκαν στις επιφανειακές εμφανίσεις του Hermon και Maghara. Τέλος η ευρεία κατανομή της Oxfordian αργίλου στη Μέση Ανατολή υποστηρίζει το μοντέλο ανοιχτής θάλασσας παρά ένα λιμνοθαλάσσιο περιβάλλον που προτείνει ο Derin (1974). Τα στρώματα του Ανώτερου Ιουρασικού (late Oxfordian-Tithonian) αποτελούν τον έβδομο και τελευταίο κύκλο απόθεσης. Η απόθεση διήρκησε 12 εκ. έτη. Θεωρείται ότι αντιπροσωπεύει την μεγαλύτερη επικαλυπτόμενη επέκταση όλων των κύκλων του Ιουρασικού. Αντιστοιχεί επίσης στη ψηλότερη στάθμη του επιπέδου της θάλασσας (Haq et al., 1988). Ο κύκλος αποτελείται από τους σχηματισμούς Beer Sheva, Haluza, Nahal Saar, Haifa Bay, Bikfaya και Salima στο Ισραήλ και νότιο Λίβανο και τους σχηματισμούς Delta και Yam στις υπεράκτιες γεωτρήσεις. Στην ξηρά ο κύκλος αποτελείται από ρηχής θάλασσας ανθρακικούς ιλυόλιθους, packstones, κοραλλιογενείς υφάλους και ωολιθικά και oncolitic κοπάδια (σχηματισμοί Beer Sheva, Nahal Saar, Bikfaya). Παλιρροϊκοί ψαμμίτες, πηλίτες και άργιλοι, ενδιαστρωματωμένοι με χαμηλής ενέργειας υποπαλιρροϊκά ανθρακικά και πολυάριθμα ωολιθικά κοπάδια (σχηματισμοί Haluza και Salima). Αυτές οι μονάδες δεν αποκόπηκαν από την ασυμφωνία Valanginian, λόγω της χαμηλής δομικής τους θέσης (Eliezri, 1964). Το πάχος του σχηματισμού Delta ποικίλει από μ. και αποτελείται από επανατοποθετούμενους υφαλοειδείς ασβεστόλιθους, ωολιθικά και σφαιροειδή κοκκώδη ανθρακικά 43

45 πετρώματα, σκελετικά κοκκώδη ανθρακικά, άργιλο με ιχνοαπολιθώματα και πολύ μικρές ποσότητες λεπτόκοκκου έως μεσόκοκκου, μέτρια ταξινομημένου χαλαζιακού ψαμμίτη. Για το σχηματισμό Delta ερμηνεύτηκε ένα περιβάλλον απόθεσης κατωφέρειας από τον Friedman et al., (1971). Στις γεωτρήσεις Yam-2 και Yam West-1 εντοπίστηκαν τρεις κύκλοι απόθεσης με το κοκκομετρικό μέγεθος να μειώνεται προς τα πάνω. Οι κύκλοι πιθανά αντιπροσωπεύουν ένα υποθαλάσσιο ριπίδιο καναλιού το οποίο μεταναστεύει. Οι κύκλοι δεν είναι πλήρως ανεπτυγμένοι στο Delta-1A, ενώ απουσιάζουν πλήρως στο Yam Yafo-1. Τέλος η μονάδα υπέρκειται του σχηματισμού Kidod και βρίσκεται κάτω από τον σχηματισμό Yam. Το πάχος του σχηματισμού Yam κυμαίνεται από 100μ. έως 380μ. Τα ιζήματα που αποτελούν το σχηματισμό είναι σκουρόχρωμη πολύ λεπτή ελασματωμένη άργιλος και πηλίτης με την πανίδα γενικά να απουσιάζει, αλλά σε ορισμένες περιπτώσεις περιέχει τρηματοφόρα, οστρακοειδή, σκελετικούς, ωολιθικούς και σφαιροειδή ανθρακικά (packstones) και τέλος λεπτόκοκκα έως χονδρόκοκκα κοκκώδη ανθρακικά (grainstones), υπογωνιώδη με υποστρόγγυλους χαλαζιακούς ψαμμίτες φτωχά διαβαθμισμένους (Druckman et al., 1994; Gill et al., 1995). Επίσης στο Delta-1 καταγράφηκαν και ηφαιστειογενή θραύσματα (Derin et al., 1990). Ο σχηματισμός Arsuf υπέρκειται του σχηματισμού Yam και ο Yam υπέρκειται του Delta. Τέλος η ηλικία του προσδιορίζεται ως Tithonian (Ανώτερο Ιουρασικό), όμως το κατώτερο μέρος του πρέπει να έχει ηλικία Kimmeridgian (Ανώτερο Ιουρασικό) (Derin et al., 1988, 1990; Moshkovitz in Derin et al., 1988; Druckman et al., 1994; Gill et al., 1995; Perlis-Grossowicz, 2006; written comm.; Conway, 2006, written comm.). Κατά το Κατώτερο Ιουρασικό μια ευδιάκριτη παρυφή υφαλοκρηπίδας εγκαθιδρύθηκε διαχωρίζοντας, τη ρηχή κρηπίδα στα ανατολικά από την κατωφέρεια και την λεκάνη στα δυτικά. Έτσι οι σχηματισμοί Delta και Yam ερμηνεύονται ως αποθέσεις κατωφέρειας και λεκάνης. Οι σχηματισμοί αυτοί απουσιάζουν δυτικά της παρυφής της υφαλοκρηπίδας και αυτό μπορεί να οφείλεται, είτε σε μη απόθεσή της άνω κατωφέρειας στο Ανώτερο Ιουρασικό, είτε σε διάβρωση τόσο της άνω κατωφέρειας όσο και των αποθέσεων της υφαλοκρηπίδας κατά τη διάρκεια της ασυμφωνίας Valanginian. Στη ξηρά πάνω από τα στρώματα του Ανώτερου Ιουρασικού, υπάρχει ένα κενό περίπου 23 εκατομμυρίων χρόνων, από το Berriasian μέχρι το κατώτατο Aptian (Κατώτερο Κρητιδικό). Αντίθετα, υπεράκτια η ιζηματογένεση συνεχίζεται στη διάρκεια Ιουρασικού Κρητιδικού. Έτσι είναι πιθανό τα ιζήματα του Berriasian που αποτέθηκαν στη ξηρά, να διαβρώθηκαν αργότερα λόγω της πτώσης της στάθμης της θάλασσας κατά την περίοδο άνω Berriasian-κάτω Valangian (Κατώτερο Κρητιδικό). 44

46 Κρητιδικό Η περίοδος του Κρητιδικού αντιπροσωπεύεται από οκτώ κύκλους απόθεσης οι οποίοι αναλύονται πιο κάτω (εικόνα 20). Ο πρώτος κύκλος απόθεσης αντιπροσωπεύεται από τον σχηματισμό Arsuf και έχει ηλικία Ανώτερο Ιουρασικό-Κατώτερο Κρητιδικό (Τιθώνιο Μπερριάσιο Tithonian - Berriasian). Όμως δεν μπορεί να αποκλειστεί ότι ο πρώτος κύκλος μπορεί να διαρκεί και μέχρι το Βαλανγκίνιου (Valanginian) (Derin et al., 1988, 1990; Moshkovitz, in Derin et al., 1988; Druckman et al., 1994; Gill et al., 1995). Ο σχηματισμός υπέρκειται του Yam και υπόκειται του Gevar am σχηματισμού αντίστοιχα. Το πάχος του κυμαίνεται από 63 έως 200μ. Αποτελείται από ανθρακικές φερτές ύλες ενδιαστρωματωμένες με λεπτή άργιλο. Η φερτή ύλη, πιθανά να είναι αλλόχθονη αντιπροσωπεύοντας επανεπεξεργασμένα ανθρακικά ιζήματα πλατφόρμας (σκελετικά, ωολιθικά, σφαιροειδή grainstones και packstones ) περιστασιακά αμμώδη. Χαρακτηριστικό του σχηματισμού είναι το σχήμα τόξου με ακτινωτή διάταξη. Αυτό δείχνει σταδιακή μείωση της περιεκτικότητας σε λάσπη, προς την κορυφή του τόξου και αύξηση της λάσπης και πάλι προς την κορυφή. Η διαμόρφωση αυτή χαρακτηρίζεται από μια αυξομείωση της ιζηματογένεσης, σε ένα μικτό ριπίδιο λάσπης και άμμου (Emery & Myers, 1996). Το αμμώδες στοιχείο στο ριπίδιο αποτελείται ωστόσο από ανθρακικές φερτές ύλες. Στο Μπερριάσιο (Berriasian) ξεκίνησε μια παγκόσμια πτώση της στάθμης της θάλασσας και κορυφώθηκε στις αρχές του Βαλανγκίνιου (Valanginian) (Haq et al., 1988), ενώ ταυτόχρονα ανυψώθηκε μια μεγάλη έκταση ξηράς, ανατολικά και νότια της σημερινής ακτογραμμής. Η ανύψωση του εδάφους προκλήθηκε από θέρμανση η οποία σχετίζεται με ανάβλυση μανδυακού υλικού. Ως αποτέλεσμα έλαβε χώρα μια εκτεταμένη και έντονη δίαβρωση, η ένταση της οποίας αυξήθηκε από το βορρά προς το νότο. Το αποτέλεσμα ήταν η απομάκρυνση του μεγαλύτερου τμήματος του Φανεροζωικού στη περιοχή Negev (Eliezri, 1964; Weissbrod, 1969a; Druckman, 1974; Garfunkel & Derin, 1984). Τέλος η επανα - απόθεση της μικροπανίδας Ιουρασικού στο Μπερριάσιοαρχές Βαλανγκίνιου δείχνει ότι η κύρια φάση της διάβρωσης, πραγματοποιήθηκε κατά τη διάρκεια αυτής της πτώσης της στάθμης της θάλασσας (Druckman et al., 1994). 45

47 Εικόνα 20: Στρωματογραφία Κρητιδικού όπου φαίνονται και οι οκτώ κύκλοι απόθεσης (Gardosh et al., 2006). Ο δεύτερος κύκλος αντιπροσωπεύεται από το σχηματισμό Gevar'am, ηλικίας Βαλανγκίνιο-Άπτιο (Κατώτερο Κρητιδικό). Τα προαναφερθέντα γεγονότα ανύψωσης και πτώσης της παγκόσμιας στάθμης της θάλασσας, οδήγησαν στην έντονη διάβρωση και μεταφορά του διαβρωμένου υλικού στη θάλασσα. Ο αγωγός μεταφοράς συνεχίζεται κατά μήκος του θαλάσσιου πυθμένα με αποτέλεσμα την τομή ενός υποθαλάσσιου φαραγγιού (Gevar'am Canyon), το οποίο στην παράκτια πεδιάδα έχει πλάτος 30χλμ. και βάθος ενός χιλιομέτρου (Cohen, 1976). Το φαράγγι είναι πληρωμένο από θαλάσσιες αργίλους με μερικά κροκαλοπαγή και ενστρώσεις ψαμμιτών. Οι ενστρώσεις έχουν πάχος 15-20μ. και αναφέρονται ως κατώτερη άμμος του Χαουτερίβιου (Κατώτερο Κρητιδικό) και ανώτερη άμμος Μπαρρέμιου. Οι περισσότερες ενστρώσεις παρουσιάζουν ένα οδοντωτό μοτίβο, που δείχνει ανταλλαγή άμμου/αργίλου. Αυτό με τη σειρά του χαρακτηρίζει ένα σύστημα 46

48 αναχώματος καναλιού ενός εγγύτατου ριπιδίου κατωφέρειας (Emery & Myers, 1996). Οι ενστρώσεις συναντώνται στις υπεράκτιες γεωτρήσεις Yam-2, Yam West-1 και Yam West-2. Η κατώτερη άμμος στο Yam West-1, εμφανίζει ένα χοντρό μοτίβο που αντιπροσωπεύει πιθανώς ένα λοβό άμμου, που διέρρηξε το ανάχωμα. Τέλος τα υπεράκτια στρώματα άμμου δείχνουν ότι, ο πυθμένας της λεκάνης θα έπρεπε να βρίσκεται δυτικά των γεωτρήσεων Yam. Ο τρίτος κύκλος ηλικίας Χαουτερίβιου-κάτω Άπτιο (Κατώτερο Κρητιδικό) αντιπροσωπεύεται από τους σχηματισμούς Helez και Telamim. Η απόθεση των ιζημάτων του κύκλου διήρκησε περίπου 10 εκ. χρόνια και έτσι περιλαμβάνει ένα κύκλο δεύτερης τάξης. Ο κύκλος τερματίζεται απότομα και αντικαθίσταται από πελαγική άργιλο πάχους 50μ. Η αλλαγή αυτή αντανακλά σε μια πλημμυρική φάση που εμποδίζει την ανάπτυξη πλατφόρμας. Η ανθρακική πλατφόρμα του σχηματισμού Ein el Assad, στο βόρειο Ισραήλ, δείχνει μια έντονη βύθιση προς το ανώτερο τμήμα του σχηματισμού, πιθανά παράλληλα με την πλημμυρική φάση. Επίσης ένα οικολογικό γεγονός υπεύθυνο για την διάλυση και το πλημμύρισμα των ανθρακικών πλατφόρμων στην περιοχή της Μεσογείου (Wissler et al., 2003; Castro & Ruiz-Ortiz, 1995), μπορεί επίσης να είναι υπεύθυνο και για τον τερματισμό της πλατφόρμας Telamim/Ein el Assad (Bachmann & Hirsch, 2006). Ο σχηματισμός Helez έχει πάχος 240 μέτρα και είναι πλούσιος σε πυριτικά συστατικά. Αντιπροσωπεύει μια βαθμιαία καταπάτηση της υφαλοκρηπίδας από τη θάλασσα, πιθανά στη διάρκεια του Μπαρρέμιου. Η άνοδος αυτή κορυφώθηκε στο κάτω Άπτιο και αντανακλά την ανθρακική πλατφόρμα Telamim (270μ.)/Ein el Assad (Muraille de Blanche), πλούσια σε ωόλιθους και την πελαγική παρεμβολή Zuweira μέσα στο μεγαλύτερο ηπειρωτικό ψαμμίτη Hatira στη περιοχή Negev (Weissbrod et al., 1990; Lewy & Weissbrod, 1993). Υπεράκτια ο κύκλος αντιπροσωπεύεται από τον σχηματισμό Gevar'am, ειδικότερα από το ανώτερο μέρος του. Στη χέρσο, το επίπεδο της βάσης αυξάνεται κατά τη διάρκεια της απόθεσης του σχηματισμού Helez με αποτέλεσμα την άμεση προσαύξηση των ηπειρωτικών ποτάμιων αποθέσεων του σχηματισμού Kohal πάχους 400μ. (Shilo & Wolf, 1989), των ψαμμιτών κάτω από το σχηματισμό Nabi Said στην περιοχή Qiryat Shemone στη Γαλιλαία και του σχηματισμού Gres de Base or Chouf στο Λίβανο. Ο υπερκείμενος σχηματισμός Hidra στην περιοχή της Γαλιλαίας, ξεκινά με ωολιθικές μάργες ανοικτού λιμνοθαλάσσιου περιβάλλοντος (Bachmann & Hirsch, 2006). Στο μεσαίο τμήμα του σχηματισμού συναντώνται επαναλαμβανόμενες ενστρώσεις πάχους 10 μέτρων, ποτάμιων ιζημάτων και σιδηρούχες κρούστες, οι οποίες σηματοδοτούν ένα έντονο όριο της ακολουθίας και χαμηλής θέσης συστήματα μεγάλων αποθέσεων. Ένας ορίζοντας ψαμμίτη επικαλύπτεται από ένα στρώμα δολομίτη, ακριβώς πάνω από την άργιλο Yavneh. Στο Κατώτερο Κρητιδικό στη περιοχή Helez ο ορίζοντας ονομάζεται "Main Shale Break". Προτείνεται επίσης μια συσχέτιση μεταξύ του στρώματος του ψαμμίτη και του χονδρόκοκκου κροκαλοπαγούς στη βάση των 47

49 κύκλων Talme Yafe-Yakhini ηλικίας Άπτιου-Άλμπιου. Το γεγονός αυτό είναι υπεύθυνο και για εμφανή επιφανειακή διάβρωση, η οποία καλύπτεται από τα ιζήματα των σχηματισμών Talme Yafe. Ο τέταρτος κύκλος περιλαμβάνει το ανώτερο μέρος του σχηματισμoύ Hidra, τον ασβεστόλιθο που αποτελεί μέλος του σχηματισμού Rama και την θαλάσσια παρεμβολή Deragot, μέσα στον ψαμμίτη του Hatira στην περιοχή Negev. Ο κύκλος έχει ηλικία Άνω Άπτιο και η απόθεση διαρκεί περίπου 7 εκ. χρόνια. Κατά μήκος της παραλιακής ζώνης ο κύκλος εκπροσωπείται από φάσεις ανθρακικής πλατφόρμας του σχηματισμού Yakhini. Δυτικά της ζώνης εκπροσωπείται από τα φερτά ανθρακικά υλικά του Talme Yafeprism. Ο τελευταίος σχηματισμός υπέρκειται ασύμφωνα διαφορετικών μονάδων που έχουν ηλικία από το Άπτιο (σχηματισμός Telamim), μέχρι σχηματισμούς του Μέσου Ιουρασικού, με χοντρόκοκκα κροκαλοπαγή-λατυποπαγή στη βάση (Bein & Weiler, 1976). Σε αντίθεση με την αποκοπή του σχηματισμού Gevar'am που συνδέεται με τεκτονική ανύψωση, η αποκοπή του σχηματισμού Talme Yafe, μπορεί να προκαλείται από την έντονη πτώση της στάθμης της θάλασσας στο μέσο Άπτιο και που φαίνεται καθαρά στην καμπύλη του Haq (εικόνα 20). Στο Άλμπιο (Κατώτερο Κρητιδικό) αποτίθεται ο πέμπτος κύκλος. Ο κύκλος περιλαμβάνει τους σχηματισμούς Rama (Couches a Knemiceras) και Yagur. Ο πρώτος αντιπροσωπεύεται από μια μείξη ανθρακικών ιζημάτων πλατφόρμας και λεκάνης. Ο δεύτερος από ένα προ - διαβαθμισμένο στάδιο. Στα όρη της Ιουδαίας βρέθηκε ένα παράλληλο τμήμα. Η απόθεση του κύκλου διαρκεί περίπου 13 εκ. χρόνια. Στις πιο κοντινές περιοχές της Negev η αμμώδης γλαυκονιτική ζώνη ακριβώς κάτω από το ανθρακικό μέλος Hevyon (άνω Άλμπιο), δηλώνει το μέγιστο πλημμυρικό γεγονός του κύκλου. Η ιζηματογένεση των σχηματισμών Yakhini και Talme Yafe συνεχίζεται τόσο στην παράκτια πεδιάδα όσο και υπεράκτια. Στο Καινομάνιο (Ανώτερο Κρητιδικό) αποτίθεται ο έκτος ιζηματογενής κύκλος. Τα ιζήματα που αποτέθηκαν είναι κυρίως ιζήματα λεκάνης και πελαγικά, όπως κρητίδες, με στρώματα πυριτόλιθου. Οι αποθέσεις συναντώνται στο σχηματισμό Deir Hanna στη Γαλιλαία, στο σύμπλεγμα κρητίδας των σχηματισμών Carmel και Negba στην παράκτια πεδιάδα και στη θαλάσσια περιοχή. Η απόθεση της κρητίδας, δείχνει ένα πλημμυρικό συμβάν, καταστέλλοντας και τελικά την αντικατάσταση της ανθρακικής πλατφόρμας του Άλμπιου. Στα ηπειρωτικά ο κύκλος τερματίζεται με την προέλαση της ανθρακικής πλατφόρμας των σχηματισμών Sakhnin, Weradim και Tamar. Στη περιοχή Negev ο κύκλος χωρίζεται σε δυο μεταγενέστερους-προγενέστερους κύκλους. Τον En Yorqeam/Zafit και τον Avnon/Tamar. Μια διαβρωσιγενής ασυμφωνία στην κορυφή του σχηματισμού Yagur, χαρακτηρίζεται από κροκαλλοπαγή, λατυποπαγή, μια κρούστα πλούσια σε ασβεστιτικά υλικά και δολομιτίωση, υποδεικνύοντας έκθεση στον αέρα, ορίζοντας το όριο μεταξύ των αλληλουχιών 48

50 (Folkman, 1969; Kafri, 1986; Lipson-Benitah et al., 1997), (Folkman, 1969). Εκτεταμένα ηφαιστειακά προϊόντα καλύπτουν την επιφάνεια στις περιοχές Carmel και Umm el Fahm (Segev et al., 2002). Στη βόρεια Negev αυτή η επιφάνεια αποκόπτει την βαθμιαία αύξηση στην κορυφή του Hevyon Member και το οποίο περιέχει το τρηματοφόρο Preaealveolona, υποδεικνύοντας έτσι ηλικία Κάτω Καινομάνιου (Lewy & Weissbrod, 1993). Ο υπερκείμενος κύκλος ξεκινά με έναν ανθρακικό γλαυκονιτικό πάγκο πάχους 0.5μ. με Pycnodonte vesiculosa και με αμμωνίτες Κάτω Καινομάνιου, αντιπροσωπεύοντας ένα τμήμα του κύκλου En Yorqeam και του υπο-κύκλου Zafit. Επίσης στους λόφους της Ιερουσαλήμ και Χεβρώνας η κορυφή του σχηματισμού Kesalon, αντιπροσωπεύει την ίδια φάση (Braun & Hirsch, 1994). Ο σχηματισμός Cenomanian Item στην υπεράκτια γεώτρηση Item-1, παρουσιάζει μια σημαντική ανωμαλία στο πάχος (2.700μ.), που αποδίδεται σε ένα υποθαλάσσιο φαράγγι, το οποίο τέμνει τα ιζήματα του Άλμπιου στο σχηματισμό Talme Yafe, ως αποτέλεσμα του γεγονότος του χαμηλού επιπέδου Kesalon. Τέλος στο φαράγγι βρέθηκαν πλαγκτονικά και βενθικά τρηματοφόρα. Στην περιοχή Carmel οι απομακρυσμένες πελαγικές αποθέσεις του Άνω Καινομάνιου του σχηματισμού Junediya, καλύπτεται από το κατώτερο μέρος του σχηματισμού Mukhraqa ηλικίας Ύστερου Καινομάνιου. Η τελευταία μονάδα χαρακτηρίζεται από διάφορα φαινόμενα μεταφοράς. Ερμηνεύονται ως περιφερικές εκχύσεις βιοκλαστικού υλικού στις αποθέσεις του Άνω Καινομάνιου. Υφαλογενή ιζήματα συναντώνται σε ένα διαβρωσιγενές κανάλι με διεύθυνση Α-Δ και με μήκος 10χλμ. διασπώντας την άκρη της υφαλοκρηπίδας. Τέλος το κανάλι μπορεί να ξεκίνησε ως μια μεγάλης κλίμακας αστοχίας της κατωφέρειας. Στο Τουρόνιο (Ανώτερο Κρητιδικό) αποτίθεται ο έβδομος κύκλος ιζηματογένεσης. Ο κύκλος ξεκινά με μια πλημμυρική φάση στο Ύστερο Καινομάνιο, με αποτέλεσμα τη διάλυση των πλατφόρμων Tamar, Weradim, Sakhnin (Άνω Καινομάνιο) ακολουθούμενη από διαφορετικής χρονικής διάρκειας συμπύκνωσης των πόρων (Buchbinder et al., 2000). Στη συνέχεια ξανάρχισε η ιζηματογένεση ημι - πελαγικής φάσης (Ora, Yirqa και Daliyya) και τελικώς η επανεγκαθίδρυση των ανθρακικών πλατφόρμων στις εγγύς περιοχές Shivta και "Vroman". Μια έντονη πτώση της στάθμης της θάλασσας, είχε ως αποτέλεσμα την έκθεση της υφαλοκρηπίδας και την ανάπτυξη ποτάμιων συστημάτων, όπως επίσης και υπερόχθιες αποθέσεις χαλαζιτικού ψαμμίτη και αργίλου (Sandler, 1996). Αυτά τα γεγονότα τερματίζουν απότομα τον κύκλο. Τέλος στις πιο απομακρυσμένες περιοχές ιζήματα λεκάνης του σχηματισμού Daliyya είτε συσσωρεύονται, είτε αντικαθίστανται από συμπυκνωμένα τμήματα ή από χάσματα. Ο όγδοος και τελευταίος κύκλος έχει ηλικία μέσο Τουρόνιο με μέσο Κονιάσιο (Ανώτερο Κρητιδικό). Αποτελείται από τους σχηματισμούς, Gerofit, Zihor και το ανώτερο μέλος του σχηματισμού Bina. Ο κύκλος ξεκινά στις εγγύς περιοχές με την ανθρακική πλατφόρμα του 49

51 σχηματισμού Gerofit και το ανώτερο τμήμα του Nezer. Κατά τη διάρκεια του Πρώιμου Κονιάσιου με Μέσο Κονιάσιο, έλαβε χώρα μια τάση εκβάθυνσης με αποτέλεσμα οι φάσεις να αντικατασταθούν απότομα, από πελαγικά ιζήματα πλούσια σε κρητίδα, πυριτικά και φωσφορικά. Το γεγονός δείχνει το πλημμύρισμα της πλατφόρμας της Ιουδαίας που συνέβη λόγω ωκεανογραφικών και οικολογικών αλλαγών πιθανά ως συνέπεια της επαναδιευθέτησης των πλακών που οριοθετούν το μεσογειακό τμήμα της Τυθήος. Το πλημμυρικό γεγονός συνεχίστηκε για περίπου 70 εκατομμύρια έτη και μόνο στο Μέσο Μειόκαινο δημιουργήθηκε μια ανθρακική πλατφόρμα που παρέμεινε για 1 εκ. χρόνια (σχηματισμός Langhian Ziqlag) Τριτογενές Γενικά στο Τριτογενές η ιζηματογένεση είναι λεκανοειδής που συνεχίζεται στην ενδοχώρα καθ όλη τη διάρκεια του Σενόνιου και Παλαιόκαινου. Ομοίως στο Κατώτερο - Μέσο Ηώκαινο κυριαρχούν οι πελαγικές φάσεις. Αν και φαινομενικά περιέχουν νηριτικά ενδιάμεσα διαστήματα ωοειδών ανθρακικών, η μείξη με τα πελαγικά στοιχεία δείχνουν μια μαζική μεταφορά, με προέλευση ένα βαθύτερο λεκανοειδές περιβάλλον (Benjamini, 1993). Το Τριτογενές τμήμα αντιπροσωπεύεται από έντεκα επικαλυπτόμενους κύκλους ιζηματογένεσης και που θα περιγραφούν στη συνέχεια (εικόνα 21). 50

52 Εικόνα 21: Στρωματογραφία Τριτογενούς και οι 11 επικαλυπτόμενοι κύκλοι. Οι χρωματιστές γραμμές δηλώνουν σεισμικούς ορίζοντες (Gardosh et al., 2006). Ο κύκλος Μέσου - Ανώτερου Ηώκαινου αποτελεί τον πρώτο κύκλο ιζηματογένεσης του Τριτογενούς. Στις πλησιέστερες περιοχές βόρεια του Negev βρέθηκε μια σημαντική ασυμφωνία, μεταξύ των κρητίδων του σχηματισμού Maresha και των ημι - πελαγικών μαργών του σχηματισμού Qeziot ηλικίας Μέσου Ηώκαινου. Το μέγιστο κενό των δυο σχηματισμών εκτείνεται από τη βιοστρωματογραφική ζώνη P10 έως P14 (εικόνα 21) (Benjamini 1979, 1984). Ο όμιλος Saqiye (Saqiye Group), περιλαμβάνει τους σχηματισμούς Qeziot και Bet Guvrin (Gvirtzman, 1970). Αυτός ο όμιλος υποδηλώνει το Upper Clastic τμήμα. Περιστασιακά συναντώνται σε απομακρυσμένες περιοχές κροκαλλοπαγή mass transported. Στην περιοχή Shefela, ο σχηματισμός Bet Guvrin, είναι η ζώνη του Ανώτερου Ηώκαινου P15. Η τελευταία ζώνη του Ηώκαινου (P16) απουσιάζει. Η P16 εμφανίζεται μόνο στις περιοχές Ofaqim και Tel - Nagila. Σε άλλες περιοχές εμφάνισης του 51

53 Ανώτερου Ηώκαινου η ζώνη αυτή αποκόπτεται από την ασυμφωνία του Κατώτερου Ολιγόκαινου. Στη δυτική Negev ο σχηματισμός Qeziot υπέρκειται του ασβεστόλιθου Har Aqrav και προφανώς αποτελεί τη φάση εξέλιξης του κύκλου του Ανώτερου Ηώκαινου. Οι ημι - πελαγικές φάσεις του Ανώτερου Ηώκαινου είναι κατά κύριο λόγο ομοιόμορφες τόσο στη ξηρά όσο και υπεράκτια. Σε αντίθεση με άλλες περιοχές η αλληλουχία του Ηωκαίνου στο συνγκλινόριο Ramat Hagolan (Michelson & Lipson - Benitah, 1986), δείχνει μια βιοστρωματογραφική αλληλουχία Κατώτερου - Ανώτερου Ηώκαινου που δεν διακόπτεται (P15-P19). Η κρητίδα (P15) Ανώτερου Ηώκαινου του Ramat Hagolan, θεωρείται από τους Michelson και Lipson - Benitah (1986), ως σχηματισμός Maresha. Κατά το Ανώτατο Ηώκαινο - Κατώτατο Ολιγόκαινο λαμβάνει χώρα η πρώτη φάση διάβρωσης. Έτσι μεταξύ των αποθετικών κύκλων των δυο περιόδων συναντάται μια σημαντική ασυμφωνία. Υπάρχει περίπτωση να σχετίζεται με την πτώση της στάθμης της θάλασσας πριν από 34 εκατομμύρια χρόνια. Οι διαβρωτικές διεργασίες ενισχύθηκαν από τις τοπικές ανυψώσεις που σχετίζονται με τη συστολή του Συριακού τόξου, ή με την καμπύλωση της αραβικής ασπίδας, πριν από τη διάρρηξη της Ερυθράς θάλασσας (Garfunkel, 1988). Στα βουνά της Ιουδαίας και Negev αναπτύχθηκε μια περιφερειακή διαβρωσιγενής επιφάνεια (Picard, 1951; Garfunkel & Horowitz, 1966). Ο Zilberman (1992, 1993), ονόμασε αυτήν την επιφάνεια the upper erosion surface, τονίζοντας ότι είναι μεταγενέστερη των αποθέσεων του Ανώτερου Ηώκαινου και προγενέστερη των ηπειρωτικών αποθέσεων του Μειόκαινου, του σχηματισμού Hazeva. Ο Buchbinder et al., (2005) συνδυάζει την πρώτη τομή του περιθωρίου της Λεβαντίνης από φαράγγια στο όριο Κατώτερου/Ανώτερου Ολιγόκαινου. Αντίθετα ο Druckman et al., (1995b), το συνδυάζει προ της ζώνης P19 (εικόνα 21). Η κύρια τομή στη γεώτρηση Ashdod-1 (Buchbinder et al., 2005), πιθανά να βρίσκεται κάτω από τις κατώτερες άμμους, δηλαδή, είτε μεταξύ των ζωνών P19/P20 είτε μέσα στις ζώνες P20/P21 (εικόνα 21). Εναλλακτικά μπορεί να τοποθετηθεί στη βάση των κροκαλλοπαγών του Κατώτερου Ολιγόκαινου (P18) (εικόνα 21). Η βιοστρωματογραφική ανάλυση δεν είναι αρκετά ξεκάθαρη για να μπορέσει να καθοριστεί η ακριβής ηλικία του διαβρωσιγενούς γεγονότος. Όμως για λόγους ευκολίας και απλότητας της επεξήγησης των σεισμικών δεδομένων, η αρχική φάση των φαραγγιών, τοποθετείται έτσι στο πακέτο ιζημάτων στη βάση του Ολιγόκαινου και η επιφάνεια αυτή αντιπροσωπεύεται από τον κόκκινο ορίζοντα στην εικόνα 21. Ο κύκλος του Κατώτερου Ολιγόκαινου αποτελείται από μαργαϊκές κρητίδες βαθέων υδάτων. Η επιφανειακή κατανομή ακολουθεί σε μεγάλο βαθμό την κατανομή των αποθέσεων του Ανώτερου Ολιγόκαινου, με εξαίρεση την απουσία τους στο νότιο Negev (Buchbinder et al., 2005). Έτσι υποδεικνύεται ότι το μεγαλύτερο μέρος του Ισραήλ, εκτός από το νότιο και κεντρικό Negev 52

54 καλύφθηκε από τη θάλασσα κατά το Κατώτερο Ολιγόκαινο. Επίσης εξαπλώνονται αραιά από το Golan έως το βόρειοnegev, ενώ είναι πιο κοινά στις γεωτρήσεις κατά μήκος της Μεσογειακής παράκτιας πεδιάδας και των υπεράκτιων περιοχών. Τα ιζήματα των ζωνών P19-P21 (εικόνα 21). Αποτελούν ημι - πελαγικές φάσεις, όμως η ζώνη P21 διεισδύει περισσότερο στην ενδοχώρα (σχηματισμός Lakhish), εμφανίζοντας μπλοκ ολίσθησης, δεβριτικές ροές και περιστασιακά ανθρακικούς αμμώδεις τουρβιδίτες. Στον σχηματισμό αυτό τα mass transported ιζήματα καλύπτονται από in situ τρηματοφόρο ασβεστόλιθο μερικών μέτρων αντιπροσωπεύοντας μια αυξανόμενη σφήνα (Buchbinder et al., 2005). Στις γεωτρήσεις Ashdod στην παράκτια πεδιάδα, έχουν βρεθεί άμμος και κροκαλλοπαγή. Οι χονδρότεροι σχηματισμοί θα μπορούσαν να είχαν μεταφερθεί δυτικότερα στην λεκάνη της Λεβαντίνης. Όλα τα παραπάνω ιζήματα έχουν ηλικία άνω Ρουπέλιο-κάτω Τσάττιο (Ολιγόκαινο). Οι κύκλοι P22 και N4, Ανώτερου Ολιγόκαινου και Κατώτερου Μειόκαινου αντίστοιχα, αντιπροσωπεύουν τις τελευταίες κύριες παραβιάσεις στην ενδοχώρα. Χωρίζονται από μια διαβρωσιγενή ασυμφωνία. Ο N4 κύκλος φτάνει διαμέσου της ρηξιγενής κοιλάδας στην περιοχή Golan (Buchbinder et al., 2005). Ωστόσο τα πελαγικά ιζήματα των κύκλων διαβρώθηκαν έντονα στις λοφώδεις περιοχές της χώρας σε μεταγενέστερες περιόδους. Τέλος οι φάσεις είναι παντού πελαγικές, ημι - πελαγικές έκτος από την αμέσως επόμενη επιφανειακή εμφάνιση στο Golan. Τα ιζήματα του Βουρδιγάλιου (Κατώτερο Μειόκαινο) στις ζώνες N5-N7, περιορίζονται στην παράκτια πεδιάδα και στην υπεράκτια περιοχή. Η τομή από φαράγγι ανανεώνεται και έτσι συσσωρεύονται mass transported αποθέσεις. Παράδειγμα αποτελούν οι άμμοι της Γάζας (Martinotti, 1973). Ο επόμενος κύκλος αποτελείται από το σχηματισμό Ziqlag και έχει ηλικία Κατώτερο με Μέσο Μειόκαινο. Ο κύκλος αυτός είναι μοναδικός γιατί αναπτύσσει μια ανθρακική πλατφόρμα που εφάπτεται ασύμφωνα στη δυτική πλευρά του αντίκλινου της Ιουδαίας, σε περιόδους όπου κυριαρχεί η απόθεση λάσπης (Buchbinder et al., 1993; Buchbinder & Zilberman, 1997). Η υψηλή στάθμη της θάλασσας εκείνη την περίοδο, διευκόλυνε την ανάπτυξη της ανθρακικής πλατφόρμας συγκρατώντας πυριτικό υλικό. Στη λεκάνη ωστόσο διατηρήθηκαν ημι - πελαγικές αποθέσεις των φάσεων Bet Guvrin (εικόνα 21). Από την άλλη πλευρά μια παχιά αλληλουχία (270μ.) κροκαλλοπαγούς που αποτελείται από ασβεστολιθικές, κρητιδικές και πυριτικές κροκάλες, που προήλθαν προφανώς από τους Κρητιδικούς στους Τριτογενείς σχηματισμούς, βρέθηκαν στη γεώτρηση Nahal Oz-1 στο φαράγγι Afiq (Druckman et al., 1995b). Η κατανομή του πιθανά εξαπλώνεται προς την υπεράκτια συνέχιση του φαραγγιού της Γάζας. Τέλος η χρονική διάρκεια του κύκλου ήταν περίπου 1,5 εκ χρόνια. 53

55 Ο προηγούμενος σχηματισμός Ziglag τερματίζεται απότομα εξαιτίας της πτώσης της στάθμης της θάλασσας και η εκ νέου διάβρωση και τομή του φαραγγιού, αφήνοντας πίσω τους αποθέσεις κροκαλλοπαγών και υπερόχθιων αποθέσεων (Buchbinder et al, 1986). Αυτό το επεισόδιο παρήγαγε μια ξεχωριστή σεισμική ανάκλαση μέσα στη λεκάνη και αντιστοιχεί στον κυανό ορίζοντα στην εικόνα 21 μικρά onlap επεισόδια περιορισμένης διείσδυσης στη χέρσο υποδεικνύονται από τους κατώτερους και μεσαίους μίνι κύκλους Ziqim. Τέλος ο όγδοος αυτός κύκλος έχει ηλικία Σερραβάλλιου (Μέσο Μειόκαινο). Ο ένατος κύκλος έχει ηλικία Τορτόνιο - Μεσσήνιο (Ανώτερο Μειόκαινο) και αντιπροσωπεύεται από τις ζώνες N16-N17 (εικόνα 21). Τα ιζήματα του κύκλου είναι περιορισμένα στα εσωτερικά της χώρας, όμως εμφανίζονται συχνά και κυρίως σε γεωτρήσεις στην παράκτια πεδιάδα, όπως για παράδειγμα οι γεωτρήσεις Ashdod. Ο κύκλος χαρακτηρίζεται επίσης από την ανάπτυξη κοραλλίων και υφάλων με άλγες του σχηματισμού Pattish. Στην υπεράκτια επέκταση του φαραγγιού της Γάζας βρέθηκαν ημι - πελαγικές λάσπες ενδιαστρωματωμένες με mass transported άμμους και κροκαλλοπαγή αποτελούμενα από πυριτικές κροκάλες. Ο δέκατος κύκλος έχει Μεσσήνια ηλικία και αποτελείται από μια παχιά εβαποριτική ακολουθία που βρέθηκε σε όλη την περιοχή της Μεσογείου (Hsu et al., 1973a,b; Neev et al., 1976; Ryan 1978). Οι εβαπορίτες αποτέθηκαν λόγω του αποκλεισμού της Μεσόγειο από τον Ατλαντικό ωκεανό (κλείσιμο του στενού του Γιβραλτάρ), με συνέπεια τη μεγάλη πτώση της στάθμης της θάλασσας. Αποτελούνται κυρίως από αλίτη και ανυδρίτη (Hsu et al., 1973a,b; Hsu et al., 1978; Gvirtzman & Buchbinder, 1978). Οι Μεσσήνιοι εβαπορίτες πιθανότατα να γέμισαν προϋπάρχουσες τοπογραφικές ταπεινώσεις (Tibor et al., 1992) και δεν συνδέονται με σημαντικές τοπικές τεκτονικές κινήσεις. Ωστόσο κατά τη διάρκεια σύντομων επεισοδίων highstand η άλμη κάλυψε την κατωφέρεια και εισχώρησε στην ενδοχώρα μέσω βαθιών φαραγγιών. Απομεινάρια της άλμης με πάχος μερικών δεκάδων μέτρων συναντώνται σε διάφορες γεωτρήσεις στις παράκτιες περιοχές του Ισραήλ (Druckman et al., 1995b). Στα σεισμικά δεδομένα η βάση του Μεσσηνιακού κύκλου αντιπροσωπεύεται από τον μωβ ορίζοντα (εικόνα 21). Οι τελευταίοι κύκλοι ιζηματογένεσης έχουν ηλικία Πλειόκαινο - Πλειστόκαινο. Στο Κατώτερο Πλειόκαινο, η στάθμη της θάλασσας αυξάνεται απότομα, τερματίζοντας έτσι την απόθεση των εβαποριτών. Το αποτέλεσμα ήταν η απόθεση ημι - πελαγικών αργίλων και μαργών του σχηματισμού Yafo, φτάνοντας τα 1.000μ. πάχος. Η επιφάνεια της ασυμφωνίας στην κορυφή των εβαποριτών Mavqiim και στη βάση του σχηματισμού Yafo ορίζεται στα σεισμικά δεδομένα από το βιολετί χρώμα, γνωστός επίσης ως σεισμικός ορίζοντας M (Neev et al., 1976). Μετά την απόθεση μερικών δεκάδων μέτρων ημι - πελαγικής μάργας σε μια περίοδο του ενός εκ. έτους, η στάθμη της θάλασσας 54

56 μειώνεται σημαντικά. Αυτό είχε ως αποτέλεσμα την απόθεση τουρβιδιτικών άμμων στον πυθμένα της λεκάνης ή στις βαθύτερες περιοχές της κατωφέρειας (Druckman, 2001; Oats, 2001). Στην ξηρά το γεγονός συσχετίζεται με κροκαλλοπαγές αποτελούμενο από τρόχμαλους. Η ημι - πελαγική απόθεση ξεκινά εκ νέου κατά τη διάρκεια του υψηλής στάθμης και το ποσοστό ιζηματογένεσης αυξάνεται σταδιακά, με αποτέλεσμα ένα κεκλιμένο topset το οποίο φαίνεται καθαρά στα σεισμικά δεδομένα. Τα επόμενα σημαντικά γεγονότα εκφράζονται από αποθέσεις ολίσθησης του Ανώτερου Πλειόκαινου και Πλειστόκαινου (Frey-Martinez et al., 2005). Τέλος το πιο αξιοσημείωτο είναι η μεγάλη ζώνη ολίσθησης πάχους περίπου 150μ. του Ανώτερου Πλειόκαινου Σεισμικά Δεδομένα Τα σεισμικά δεδομένα που πάρθηκαν από τις έρευνες, δείχνουν το σύνολο των ιζηματογενών πετρωμάτων που αποτέθηκαν και διατηρήθηκαν στη λεκάνη της Λεβαντίνης. Τα ιζήματα υποδιαιρούνται σε οκτώ σεισμικές μονάδες οι οποίες με τη σειρά τους χωρίζονται σε επτά σεισμικούς ορίζοντες (πίνακας 1). Κάθε ένας από αυτούς τους ορίζοντες, ορίζει μια αποθετική μονάδα και αναλύονται πιο κάτω. Σεισμικός ορίζοντας Χρονοστρωματογραφική βαθμίδα Λιθοστρωματογραφική βαθμίδα Βιολετί Άνω Μεσσήνιο (Ανώτερο Μειόκαινο) Mavqiim (M ορίζοντας) Μωβ Κάτω Μεσσήνιο (Ανώτερο Μειόκαινο) Ziqim/Ziqlag/AshdodClst (N ορίζοντας) Κυανό Λάνγκιο (Κατώτερο - Μέσο Μειόκαινο) Bet Guvrin/Lakhish Κόκκινο Ηώκαινο Avedad Πράσινο Άλμπιο μέχρι Τουρόνιο Talme Yafe/Yagur/Negba/Daliyya Μπλε Μπαθόνιο Shederot/within undivided M. Jurassic Καφέ Προκάμβριο Κρυσταλλικό υπόβαθρο Πίνακας 1: Συσχέτιση σεισμικών οριζόντων με τις χρόνο - λιθοστρωματογραφικές βαθμίδες. 55

57 Καφέ ορίζοντας Ο καφέ ορίζοντας είναι ο βαθύτερος ορίζοντας. Θεωρείται ως η κορυφή του κρυσταλλικού υπόβαθρου, που εικάζεται ότι έχει Προκάμβρια ηλικία. Σε όλη την έκταση της λεκάνης, σχετίζεται με μια μετάβαση από ένα χαοτικό και χωρίς ανάκλαση σεισμικό χαρακτήρα στο κάτω μέρος, σε ανακλάσεις συνεχής, παράλληλες έως αποκλίνουσες μεγάλου εύρους προς τα πάνω (εικόνα 23). Η μετάβαση ερμηνεύεται ως ένα κύριο ακουστικό όριο, μεταξύ μη στρωματομένων μαγματικών και μεταμορφικών συμπλεγμάτων και τα υπερκείμενα διαστρωματωμένα ιζήματα Παλαιοζωικού Μεσοζωικού. Στο νοτιοανατολικό μέρος της περιοχής μελέτης κοντά στη γεώτρηση Yam West-1, η μετάβαση γίνεται περισσότερο εμφανής και βρίσκεται επίσης σε μικρότερο βάθος (εικόνες 23, 24). Το σεισμικό όριο στην περιοχή σχετίζεται πιθανά με την κορυφή των Προκάμβριων πετρωμάτων του υποβάθρου, που διαπερνάται από τις γεωτρήσεις Helez Deep-1 και Gevim-2, οι οποίες βρίσκονται 15χλμ. ανατολικά από την ακτή (εικόνα 22). Η ανάλυση των σεισμικών δεδομένων υπεράκτια γενικά μειώνεται εξαιτίας της μείωσης της σεισμικής ενέργειας. Η μετάβαση όμως από το χαοτικό σεισμικό χαρακτήρα και του υπερκείμενου μεγάλου εύρους και εν μέρει συνεχούς ανάκλασης αλληλουχίες, αναγνωρίζεται στο κάτω μέρος πολλών σεισμικών προφίλ που διασχίζουν το κεντρικό και βαθύτερο τμήμα της λεκάνης (εικόνες 29, 30) Μπλε ορίζοντας Αυτός ο ορίζοντας σχετίζεται με μια αισθητή αλλαγή στο σεισμικό χαρακτήρα. Από υψηλής έντασης συνεχείς ανακλάσεις, προς τα κάτω, σε χαμηλής έντασης, ασυνεχείς ανακλάσεις περιστασιακά προς τα πάνω (εικόνα 23). Στα νοτιοανατολικά είναι πιο εμφανής η αλλαγή αυτή. Παρατηρείται επίσης και κεντρικά και στα δυτικά τμήματα της λεκάνης, όπου ο ορίζοντας συναντάται στην κορυφή ενός σεισμικού γεγονότος σχετικά συνεχές μεγάλης έντασης, κάτω από λιγότερο συνεχείς και μικρότερης έντασης ανακλάσεις (εικόνες 24, 25, 26, 29, 30, 32). Η συσχέτιση του μπλε ορίζοντα από το Yam West-1 μέχρι το Yam Yafo-1, παρουσιάζει δυσκολίες. Στο Yam West-1, συσχετίζεται με ένα γεγονός μεγάλου εύρους που βρίσκεται στο κάτω μέρος της γεώτρησης κοντά στην κορυφή του σχηματισμού Shederot ηλικίας Μπαθόνιου (Μέσο Ιουρασικό) (εικόνα 22). Στο Yam Yafo-1 συσχετίζεται επίσης με ένα γεγονός μεγάλου εύρους με μια αδιαίρετη ενότητα του Ιουρασικού, που δεν ορίζεται επακριβώς η ηλικία του (πιθανώς Ααλένιο με Μπαθόνιο) (εικόνα 22). Επίσης υπάρχει διαφορά στη λιθολογία στο τμήμα του Μέσου Ιουρασικού στις δυο γεωτρήσεις. Έτσι γίνεται ασαφές αν το σεισμικό γεγονός αντιπροσωπεύει την ίδια χρονοστρωματογραφική μονάδα στην περιοχή. Ωστόσο η αλλαγή του χαρακτήρα κάτω και πάνω από τον ορίζοντα είναι 56

58 αναγνωρίσιμη και πιθανά να υποδηλώνει το σεισμικό όριο ολόκληρης της λεκάνης. Τέλος από την στρωματογραφική ανάλυση, ο μπλε ορίζοντας μπορεί να σχετίζεται με τη μετάβαση από τα ρηχά θαλάσσια ανθρακικά τμήματα του Κατώτερου Ιουρασικού, στα βαθιάς θάλασσας τμήματα Μέσου Ιουρασικού που αποτέθηκαν κατά το στάδιο του παθητικού περιθωρίου Πράσινος ορίζοντας Ο πράσινος ορίζοντας συμπίπτει με την κορυφή ενός ευδιάκριτου και μεγάλης έντασης πακέτου ανακλάσεων, που βρίσκεται κάτω από χαμηλότερης έντασης ανακλάσεις και από ζώνες χαοτικές και χωρίς ανάκλαση (εικόνες 23 έως 29 και 22). Ο ορίζοντας αντιστοιχεί με την κορυφή πολλών μονάδων του Μέσου Κρητιδικού, όπως είναι οι σχηματισμοί Talme Yafe, Yagur (Άλμπιου), Negba (Καινομάνιου) και Daliyya (Τουρόνιου). Η ασυμφωνία του Μέσου Κρητιδικού είναι εμφανής σε όλο το Ισραήλ από ένα κενό στη απόθεση και από μια απότομη αλλαγή στη λιθολογία μεταξύ των ανθρακικών της υφαλοκρηπίδας και της κατωφέρειας ηλικίας Άλμπιο-Τουρόνιο (σχηματισμοί Ιουδαίας και Talme Yafe) και πελαγικές μάργες και κρητίδες Σενόνιου-Παλαιογενούς (Mount Scopus και Hashefela) (Gvirtzman & Reiss 1965; Flexer 1968; Flexer et al., 1986). Η αλλαγή στο σεισμικό χαρακτήρα αντιστοιχεί στην αναγνωρισμένη περιφερειακή επιφάνεια, που συνδυάζεται με το πλημμύρισμα της ανθρακικής πλατφόρμας του Μέσου Κρητιδικού (Sass & Bein, 1982; Almogi- Labin, et al., 1993). Η συσχέτιση μεταξύ του ρηχού ανατολικού τμήματος της λεκάνης και του βαθύτερου δυτικού τμήματος απαιτεί ένα συγκεκριμένο μέτρο σχετικού άλματος εγκάρσια ενός συνόλου περίοπτων ανάστροφων ρηγμάτων (εικόνες 24, 29). Η ταυτοποίηση του πράσινου ορίζοντα στην κορυφή μιας συνεχούς υψηλής έντασης σειράς από ανακλάσεις στο βαθύ τμήμα της λεκάνης (εικόνα 26), υποστηρίζεται από το συνολικό συνεχή σεισμικό χαρακτήρα της μονάδας αυτής, αλλά και από τις υποτιθέμενες κατακόρυφες μετατοπίσεις των ανάστροφων ρηγμάτων Κόκκινος ορίζοντας Η επαλήθευση στις γεωτρήσεις δείχνει ότι ο κόκκινος ορίζοντας συσχετίζεται με μια ασυμφωνία Κατώτερου Ολιγόκαινου στην κορυφή του ομίλου Avedat ή και παλαιότερων στρωματογραφικών μονάδων ηλικίας Ηωκαίνου (εικόνα 22). Η επιφάνεια της ασυμφωνίας χαρακτηρίζεται σε όλο το ανατολικό τμήμα της λεκάνης από αποκοπή, τομή και επικάλυψη (εικόνα 24, 27, 28). Στις περισσότερες γεωτρήσεις της περιοχής μελέτης ο ορίζοντας υπόκειται από στρώματα Ολιγόκαινου Μειοκαίνου του σχηματισμού Saqiye. Η συσχέτιση των σεισμικών προφίλ με τις γεωτρήσεις YamWest-2 και Hannah-1, καταδεικνύουν την ποσότητα της διάβρωσης που σχετίζεται με αυτό το σεισμικό ορίζοντα. Στο Yam West-1 ο ορίζοντας συναντάται στην κορυφή ενός διαβρωμένου 57

59 τμήματος του Ηώκαινου πάχους 30μ. (εικόνα 27). Στο Hannah-1 ο δείκτης αντιστοιχεί με τη βάση ενός βαθιού φαραγγιού, το οποίο πληρείται από στρώματα Ολιγόκαινου και Κατώτερου Μειόκαινου και τέμνει το σχηματισμό Gevar'am ηλικίας Κατώτερου Κρητιδικού (εικόνα 28). Από τις δυο γεωτρήσεις ο δείκτης συνεχίζει κατά μήκος των κορυφών πολλών διαβρωμένων δομών μέχρι τα βαθιά σημεία της λεκάνης όπου και συγχωνεύεται με ανακλάσεις συνεχείς και υψηλής έντασης (εικόνες 27, 28). Μια άλλη ασυμφωνία στη βάση του Saqiye, αναγνωρίζεται σε όλο το χερσαίο Ισραήλ. Συνδέεται με το γεγονός ανύψωσης στο Ολιγόκαινο, που είχε ως αποτέλεσμα τη διάβρωση και την ανάπτυξη ενός δικτύου αποστράγγισης και την μεταφορά των ιζημάτων μέσα στη λεκάνη της Λεβαντίνης. Το κόκκινο γεγονός υψηλής έντασης, εντός της λεκάνης, είναι πιθανά ένα συμπυκνωμένο τμήμα στην κορυφή του Ανώτερου Κρητιδικού έως τα στρώματα του Ηωκαίνου Κυανός ορίζοντας Αυτός ο ορίζοντας είναι επίσης μια επιφανειακή ασυμφωνία. Στις γεωτρήσεις Yam West-1 και Yam Yafo-1, ο δείκτης είναι ένα γεγονός χαμηλής έντασης που σχετίζεται με την κορυφή του σχηματισμού Bet Guvrin (Ολιγόκαινο Κατώτερο Μειόκαινο). Στα βαθύτερα τμήματα της λεκάνης ο κυανός ορίζοντας αναγνωρίζεται ως η κορυφή πολλών συνεχών και υψηλής έντασης ανακλάσεων, που βρίσκονται κάτω από λιγότερο ανακλαστικές ζώνες, σε βάθος 4-5 δευτερολέπτων. Έτσι πιθανώς ο ορίζοντας να αποτελεί ένα συμπυκνωμένο τμήμα στην κορυφή των στρωμάτων Ολιγόκαινου Κατώτερου Μειόκαινου (εικόνες 22, 23, 24, 26, 27, 29, 30) Μωβ ορίζοντας Ο μωβ ορίζοντας αποτελεί τη βάση των Μεσσήνιων εβαποριτών. Στις γεωτρήσεις στο ανατολικό τμήμα της λεκάνης σχετίζεται με ένα γεγονός μεγάλης έντασης στην κορυφή του σχηματισμού Ziqim (εικόνα 22). Ο σεισμικός χαρακτήρας αναγνωρίζεται σε όλη τη βαθιά λεκάνη, από την εμφανή αλλαγή από τα υποκείμενα διαστρωματωμένα σε λεπτά τμήματα ιζήματα του Μέσου Ανώτερου Μειόκαινου, στο υπερκείμενο χαοτικό στρώμα άλατος (εικόνες 26, 29, 30, 31). Η ασυμφωνία στη βάση του Μεσσηνίου, είναι γνωστή και ως N ορίζοντας και είναι μια διαβρωσιγενής επιφάνεια Ανώτερου Μειόκαινου που συνδέεται με την μεγάλη πτώση της στάθμης της θάλασσας και την επακόλουθη απόθεση των εβαποριτών (Hsu et al., 1973a,b; Ryan, 1978; Finetti & Morelli, 1973) Βιολετή ορίζοντας Ο ορίζοντας αυτός αποτελεί την κορυφή των Μεσσήνιων εβαποριτών. Στη βαθιά λεκάνη η επιφάνεια αναγνωρίζεται από την εμφανή αλλαγή του σεισμικού χαρακτήρα, από το υποκείμενο 58

60 χαοτικό στρώμα άλατος, στα υπερκείμενα λεπτοστρωματωμένα ιζήματα Πλειο Πλειστόκαινου (εικόνες 26, 28, 29, 30). Στο ανατολικό τμήμα της λεκάνης συσχετίζεται με ένα γεγονός υψηλής έντασης κοντά στην κορυφή του σχηματισμού Mavqiim, ή με μια διαβρωσιγενή επιφάνεια στη βάση του Πλειο Πλειστοκαινικού τμήματος. Σε αυτή την περιοχή οι εβαπορίτες είτε είναι πολύ λεπτοί είτε απουσιάζουν πλήρως και οι δυο ανώτεροι ορίζοντες (μωβ και βιολετής) συγχωνεύονται (εικόνες 24, 27). Η ασυμφωνία στην κορυφή του Μεσσηνίου είναι γνωστή και ως M ορίζοντας και αντικατοπτρίζει ένα όριο λιθοφάσεων το οποίο συσχετίζεται με θαλάσσια παραβίαση και την απόθεση του ημι - πελαγικού σχηματισμού Yafo. Εικόνα 22: Συνθετικά σεισμογραφήματα των Yam West-1 και Yam Yafo-1 που δείχνουν το συσχετισμό των σεισμικών ανακλάσεων με τις λιθοστρωματογραφικές κορυφές των φρεατίων (Gardosh et al., 2006). 59

61 Εικόνα 23: Ερμηνευμένο σεισμικό προφίλ που δείχνει τη συσχέτιση των οριζόντων στις γεωτρήσεις Yam-2 και Yam-West-1 στο νοτιοανατολικό τμήμα της λεκάνης (Gardosh et al., 2006). 60

62 Εικόνα 24: Ερμηνευμένο σεισμικό προφίλ προσανατολισμένο σε Δ-Α, μέσω των γεωτρήσεων Yam-2 και Yam West-1. Το προφίλ δείχνει την περιοχή μετάβασης από την ανυψωμένη ζώνη επώθησης στα ανατολικά, στην βαθιά λεκάνη του Τριτογενούς στα δυτικά (Gardosh et al., 2006). 61

63 Εικόνα 25: Ερμηνευμένο σύνθετο σεισμικό προφίλ προσανατολισμένο γενικά σε διεύθυνση Β-Ν, κατά μήκος του ρηχού τμήματος της λεκάνης που δείχνει τη συνέχεια των σεισμικών οριζόντων από το Yam West-1 στα νότια, στο Yam Yafo-1 βόρεια (Gardosh et al., 2006). 62

64 Εικόνα 26: Ερμηνευμένο σεισμικό προφίλ προσανατολισμένο σε διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ και δείχνει τη συσχέτιση των σεισμικών οριζόντων στο βαθύ τμήμα της λεκάνης (Gardosh et al., 2006). 63

65 Εικόνα 27: Σεισμικό προφίλ που δείχνει την περιοχή μετάβασης, από την ανυψωμένη ζώνη επώθησης του Μεσοζωικού στη βαθιά λεκάνη του Τριτογενούς. Ο κόκκινος ορίζοντας είναι η βάση της ασυμφωνίας του Ολιγόκαινου που αποκόπτει το τμήμα Σενόνιου Ηώκαινου στις κορυφές των πτυχώσεων της Συριακής ασπίδας (Gardosh et al., 2006). 64

66 Εικόνα 28: Σύνθετο σεισμικό προφίλ μέσω της γεώτρησης Hannah-1. Ο κόκκινος ορίζοντας είναι η βάση της ασυμφωνίας του Ολιγόκαινου που αποκόπτει τα τμήματα του Κρητιδικού, Σενόνιου και Ηώκαινου. Στη Hannah-1 η πλήρωση του Ολιγόκαινου Μειόκαινου υπέρκειται του σχηματισμού Gevar am του Κατώτερου Κρητιδικού (Gardosh et al., 2006). 65

67 Εικόνα 29: Σεισμικό προφίλ σε διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ που δείχνει δομές εφελκυσμού και συμπίεσης στο κεντρικό τμήμα της λεκάνης (Gardosh et al., 2006). 66

68 Εικόνα 30: Σεισμικό προφίλ σε διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ από το υποθαλάσσιο βουνό του Ερατοσθένη στο περιθώριο της Λεβαντίνης. Το προφίλ δείχνει μια σειρά από τάφρους και κέρατα τα οποία συνδέονται με τη διάρρηξη του Μεσοζωικού (Gardosh et al., 2006). 67

69 Εικόνα 31: Σεισμικό προφίλ προσανατολισμένο σε διεύθυνση Α-Δ που δείχνει εφελκυστικές και συμπιεστικές δομές στο βορειοανατολικό τμήμα της λεκάνης. Το ρήγμα που οριοθετεί το μπλοκ Carmel-Caesarea στο Κατώτερο Ιουρασικό λειτούργησε ως κανονικό, ενώ όταν επαναλειτούργησε στο Τριτογενές, λειτούργησε ως ανάστροφο (Gardosh et al., 2006). 68

70 Εικόνα 32: Προσανατολισμένο σε διεύθυνση ΝΔ-ΒΑ σεισμικό προφίλ που δείχνει το νότιο τμήμα της ράχης Jonah. Η ράχη αποτελείται από τρεις ενότητες: α) ένα κέρας Κατώτερου Ιουρασικού, β) ένα χαοτικό σεισμικό πακέτο που ερμηνεύεται ως ηφαιστειακός κώνος με πολύ μεγάλης κλίσης πλαγιές Ανώτερου Κρητιδικού Κατώτερου Τριτογενούς και γ) μια σειρά παράλληλων υψηλής έντασης ανακλάσεις που ερμηνεύονται ως ανθρακικές συσσωρεύσεις Κατώτερου Μειόκαινου (Gardosh et al., 2006). 69

71 ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΤΕΤΑΡΤΟ 4. Ο ΚΩΝΟΣ ΤΟΥ ΝΕΙΛΟΥ Το δέλτα του Νείλου σχηματίζεται στη βόρεια Αίγυπτο (εικόνα 33), όπου ο ποταμός Νείλος εξαπλώνεται και αποστραγγίζεται στη Μεσόγειο θάλασσα. Ο Νείλος αποτελεί ένα από τα μεγαλύτερα ποτάμια του κόσμου και συγκεκριμένα είναι ο μεγαλύτερος σε μήκος στην Αφρική και στον κόσμο. Οι πηγές του βρίσκονται νότια του Ισημερινού και ρέει προς τον βορρά. Το μήκος του φτάνει τα 6.669χλμ. και αποστραγγίζει μια έκταση χλμ 2. σχηματίζεται από τρία κύρια ρεύματα, τον Γαλάζιο Νείλο και τον Άτμπαρα που ρέουν από τα υψίπεδα της Αιθιοπίας και από τον Λευκό Νείλο που πηγάζει από τις λίμνες Βικτωρίας και Αλβέρτου. Εικόνα 33: Εικόνα στην οποία φαίνεται το δέλτα του Νείλου (πηγή: Google Earth). Το δέλτα που σχηματίζει ο Νείλος είναι από τα μεγαλύτερα ποτάμια δέλτα στον κόσμο. Καλύπτει 240χλμ ακτογραμμής από την Αλεξάνδρεια στα δυτικά, μέχρι το Port Said στα ανατολικά. Από το βορρά στο νότο το δέλτα έχει μήκος 160χλμ. περίπου. Το δέλτα μερικές φορές χωρίζεται σε δυο τμήματα, με τον Νείλο να χωρίζεται σε δυο διακλαδώσεις, τη Damietta και τη Rosetta (εικόνα 34), που εκβάλουν στη Μεσόγειο, σε πόλεις λιμάνια με το ίδιο όνομα. Η διώρυγα του Σουέζ στα ανατολικά του δέλτα, εισέρχεται στην παράκτια λίμνη Manzala που βρίσκεται βορειοανατολικά του 70

72 δέλτα. Στα δυτικά υπάρχουν άλλες τρεις παράκτιες λίμνες ή λιμνοθάλασσες (Burullus, Idku και Maryut). Τα εξωτερικά άκρα του δέλτα διαβρώνονται και μερικές από τις λιμνοθάλασσες παρουσιάζουν αύξηση στην αλατότητα τους, όσο αυξάνει η σύνδεσή τους με τη Μεσόγειο. Λόγω του φράγματος του Ασουάν το δέλτα δεν λαμβάνει πλέον θρεπτικές ουσίες και ιζήματα με αποτέλεσμα τα εδάφη και οι πλημμυρικές πεδιάδες έχουν γίνει φτωχότερα. Το topsoil στο δέλτα σήμερα έχει πάχος 21μ. Εικόνα 34: Βαθυμετρικός χάρτης του υποθαλάσσιου δελταϊκού ριπιδίου του Νείλου, από συνδυασμό δεδομένων EM12, EM300 και ICBM. Κάτω αριστερά το ένθετο δείχνει τις γραμμές που πάρθηκαν από διάφορες έρευνες. Παρατηρούνται επίσης οι απότομες μορφολογικές αντιθέσεις μεταξύ δυτικού, κεντρικού και ανατολικού τμήματος (Loncke et al., 2006). 71

73 4.1. Τεκτονική Το υποθαλάσσιο ριπίδιο του Νείλου (NDSF: Nile deep sea fan), καλύπτει μια έκταση χλμ 2. και αποτελείται από κλαστικά ιζήματα τα οποία προέρχονται από τον Νείλο. Το υποθαλάσσιο ριπίδιο σχηματίστηκε στα τέλη του Μειόκαινου (Salem, 1976; Dolson et al., 2000). Σήμερα καλύπτει ένα τμήμα του παλαιότερου παθητικού περιθωρίου, το οποίο πιστεύεται ότι σχηματίστηκε από διαδοχικά επεισόδια διάρρηξης στο Ιουρασικό και στις αρχές του Κρητιδικού (Biju-Duval et al., 1978; Morelli, 1978; Hirsch et al., 1995). Το συνολικό πάχος των ιζημάτων στο Αιγυπτιακό περιθώριο, συμπεριλαμβανομένων και των μετά Μειοκαινικών ιζημάτων του NDSF, μπορεί να ξεπερνά τα 9χλμ. Η γεωδυναμική στην Ανατολική Μεσόγειο χαρακτηρίζεται από ένα πολύπλοκο σύστημα χοντρού φλοιού και ενεργούς τεκτονικής φλοιού. Αυτό προκύπτει από τις αλληλεπιδράσεις μεταξύ, διάφορων τεκτονικών πλακών και μικροπλακών. Τα γεωδυναμικά χαρακτηριστικά της περιοχής είναι τα εξής: (α) στα νοτιοανατολικά η παύση διάρρηξης του Σουέζ, (β) στα ανατολικά και βορειοανατολικά, η Νεκρά θάλασσα, Λεβαντίνη και οι ανατολικές ρηξιγενείς ζώνες της Ανατολίας, σχετίζονται με την κίνηση της Αραβικής πλάκας σε σχέση με την Αφρική, (γ) στα βόρεια κατά μήκος του Ελληνικού και Κυπριακού τόξων, η καταβύθιση/σύγκρουση της Αφρικής κάτω από την Ευρασία και την γρήγορη κίνηση των μικροπλακών Αιγαίου και Ανατολίας και (δ) το Αιγυπτιακό περιθώριο το οποίο αποτελεί ένα παθητικό περιθώριο Μεσοζωικής ηλικίας και που μπορεί να επαναενεργοποιήθηκε κατά τη διάρκεια της διάρρηξης του Σουέζ Ερυθράς θάλασσας στο Μειόκαινο. Τα ιζήματα του NDSF επικάθονται πάνω στο πρώην Αιγυπτιακό παθητικό περιθώριο και φτάνει βόρεια στο ωκεάνιο τμήμα της Τηθύος που υποβυθίζεται. Ωστόσο τα περιφερειακά τμήματα του υποθαλάσσιου ριπιδίου, δεν έχουν φτάσει ακόμα στο Ελληνικό και Κυπριακό τόξο, αφού το δυτικό άκρο τροφοδοτεί την επαύξηση της Μεσογειακής ράχης, ενώ το ανατολικό άκρο οριοθετείται από το ηπειρωτικό μπλοκ του Ερατοσθένη. Το υπεράκτιο NDSF χαρακτηρίζεται από δυο κύριες τάσεις ρηγμάτων. Το Temsah trend που έχει προσανατολισμό ΒΔ-ΝΑ και το Rosetta trend με προσανατολισμό ΒΑ-ΝΔ με ΑΒΑ-ΔΝΔ. Πιστεύεται ότι και τα δυο προέρχονται από τη φάση διάρρηξης του Μεσοζωικού. Η Μεσσήνια κρίση αλατότητας, είχε επιπλέον γεωλογικές συνέπειες σε ένα ήδη πολύπλοκο δομικό γεωλογικό καθεστώς. Στην περίοδο αυτή αποτέθηκαν μεγάλες ποσότητες εβαποριτών σε όλη τη Μεσόγειο αλλά και στο τμήμα που καταλαμβάνεται τώρα από το υποθαλάσσιο ριπίδιο του Νείλου. Η εναπόθεση των εύπλαστων αλάτων κάτω από παχιά ιζήματα Πλειο Τεταρτογενούς ηλικίας πυροδότησε στη συνέχεια ένα τεκτονικό καθεστώς το οποίο οδηγείται από βαρυτικές 72

74 δυνάμεις. Αυτό το καθεστώς συνεχίζεται και σήμερα. Ρήγματα και πτυχές που σχετίζονται με την κίνηση του αλατιού φαίνονται ευκρινώς σε βαθυμετρικά δεδομένα στις περισσότερες χώρες της περιοχής Στρωματογραφία Ο κώνος του Νείλου σχηματίζεται από δέκα κύριους τύπους ιζημάτων. Το συμπέρασμα αυτό εξάγεται από αναλύσεις που έγιναν σε 150 δείγματα που πάρθηκαν από πυρήνες μήκους 1-15μ. Στα δείγματα έγιναν πετρολογικές αναλύσεις, σάρωση από ηλεκτρονικό μικροσκόπιο και ακτίνες Χ. Οι τύποι των ιζημάτων είναι: καλά ταξινομημένη χερσογενής άμμος (άμμος καναλιού), τουρβιδιτική άμμος, πηλός και ιλύς, ημιπελαγική ιλύς, βιοκλαστική άμμος, πρώτο σαπροπηλός, σαπροπηλός, ασβεστιτική ιλύς (ooze), και οργανική ιλύς (ooze). Οι δέκα τύποι των ιζημάτων ομαδοποιούνται σε τρία διαφορετικά σύνολα τα οποία με τη σειρά τους χωρίζονται σε τέσσερις ακολουθίες (τουρβιδιτική, καναλιού, σαπροπηλού και ημιπελαγική), (εικόνα 35). Η ακολουθία είναι μια φυσική ομαδοποίηση μέσα στην οποία υπάρχει μια διαβάθμιση ενός τύπου ιζήματος σε έναν άλλο τύπο. Μέσα στην ακολουθία οι τύποι των ιζημάτων διαβαθμίζονται βαθμιδωτά μεταξύ τους. Υπάρχουν όμως περιπτώσεις που υπάρχει μια έντονη διάκριση μεταξύ των τύπων. Αυτή η περίπτωση είναι αποτέλεσμα περιβαλλοντικών αλλαγών, όπως μεγάλες κλιματικές διακυμάνσεις που επηρεάζουν την ιζηματογένεση. 73

75 Εικόνα 35: Σχηματική απεικόνιση των τεσσάρων ακολουθιών βασισμένη σε αναλύσεις πυρήνων από τον κώνο του Νείλου και από τη λεκάνη Ηροδότου (Maldonado & Stanley 1976) Ακολουθία τουρβιδιτών Η ακολουθία αυτή καταλαμβάνει ένα σημαντικό μέρος των τμημάτων του κώνου του Νείλου και σχηματίζεται από ιζήματα βαρυτικής ροής και κυρίως από υψηλής ή χαμηλής συγκέντρωσης τουρβιδιτικά ρεύματα. Παρατηρούνται προοδευτικές αλλαγές προς τα πάνω στην υφή και ιζηματογενείς δομές όπως η σειρά Bouma. Οι τουρβιδίτες στον κώνο είναι γενικά πηλοί και άργιλοι και όχι αμμώδεις όπως πιστεύεται συνήθως. Αυτές οι μονάδες ξεκινούν με Tc ή Td της κλαστικής 74

76 σειράς Bouma. Σε φυσικά αναχώματα η ακολουθία δεν αναπτύσσεται πλήρως. Τέλος οι τουρβιδίτες συναντώνται σε όλη την έκταση του κώνου και το πάχος τους είναι γενικά μικρότερο από 30εκ. με το μέγιστο πάχος να φτάνει το 1μ Ακολουθία καναλιών Η ακολουθία αυτή συναντάται μόνο σε δυο γειτονικούς πυρήνες κοντά σε ένα υποβρύχιο κανάλι και αυτό αντανακλά διεργασίες που σχετίζονται με την εκτροπή και την πλήρωση του καναλιού. Παρατηρήθηκαν δυο υποτύποι. Ο πρώτος τύπος είναι μια ακολουθία με αυξανόμενο κοκκομετρικό μέγεθος προς τα πάνω και έχει αποτεθεί ακολουθώντας την εκτροπή και την διάνοιξη ενός νέου καναλιού. Το προς τα πάνω αυξανόμενο κοκκομετρικό μέγεθος, η καλύτερη ταξινόμηση των κόκκων και η εξελισσόμενη ακολουθία των ιζηματογενών δομών (από ελασματωμένο πηλό σε άμμο με διασταυρούμενη ελασμάτωση) δείχνουν μια αύξηση ενέργειας με το χρόνο της τυπικής ακολουθίας. Ο ελασματωμένος πηλός στη βάση αποδίδεται στην απόθεση από υπερχείλιση, ενώ σταδιακά οι χονδρότερες λιθολογίες αντιπροσωπεύουν άμμους εκτρεπόμενου καναλιού που έχουν μεταφερθεί στις πλευρές λόγω της διάνοιξης των αναχωμάτων του καναλιού. Ο δεύτερος τύπος είναι μια ακολουθία με μειούμενο κοκκομετρικό μέγεθος προς τα πάνω και αντιπροσωπεύει τα στάδια πλήρωσης ενός καναλιού μετά από εκτροπή και κατάληψη μιας νέας ταπείνωσης. Οι δομές και οι υφές υποδεικνύουν κόκκους, ρευστοποίηση και μηχανισμούς δεβριτικών ροών, αντικατοπτρίζοντας μειωμένα επίπεδα ενέργειας μέσα στο χρόνο. Οι αποθέσεις πλήρωσης των καναλιών μπορεί να εκπροσωπεί μεταγενέστερα αποθετικά επεισόδια και ταχύτατη συσσώρευση. Η χονδρόκοκκη χερσογενής άμμος στους δυο πυρήνες είναι περίπου 1 μέτρο Ακολουθία σαπροπηλών Η ακολουθία των σαπροπηλών σε αντίθεση με τις δυο προηγούμενες συναντάται στο μεσαίο και εξωτερικό τμήμα του κώνου και στο αβυσσικό πεδίο. Η ιδεατή πλήρης ακολουθία σαπροπηλού περιλαμβάνει ένα στρώμα οργανικής λάσπης (organic ooze), συνήθως σε συνέχεια πάνω από γκρίζα ημιπελαγική ιλύ. Η οργανική λάσπη είναι έντονα βιοαναμοχλευμένη και συχνά εμφανίζει μια ζώνη πυριτικών σωλήνων σκουληκιών. Η οργανική λάσπη διαβαθμίζεται προς τα πάνω σε πρώτο σαπροπηλό, που διακρίνεται από χαμηλό βαθμό βιοαναμόχλευσης. Το μαύρο στρώμα σαπροπηλού πλούσιο σε οργανικό υλικό (έως 15% οργανικό υλικό), φαίνεται πολύ καθαρά σε ακτινοβολία Χ, όπου εμφανίζεται ως μια δέσμη λεπτής και παράλληλης ελασμάτωσης που αποτελείται από εναλλασσόμενες ασβεστούχες ιλύες πλούσιες σε κοκκόλιθους και κάποια λίγο παχύτερα στρώματα ασβεστούχα χερσογενή ιλύ. Το στρώμα του σαπροπηλού ακολουθείται από ένα λεπτό στρώμα πρώτο 75

77 σαπροπηλού που διαβαθμίζεται σε οργανική λάσπη (organic ooze). Η ακολουθία καλύπτεται από ένα στρώμα χρώματος ανοικτού καφέ έως σκούρο κίτρινο πορτοκαλί οξειδωμένης ιλύος. Η σύνθεση της είναι μεταξύ ημιπελαγικής ιλύος και ασβεστούχας λάσπης (calcareous ooze). Οι σαπροπηλοί στον κώνο όπως και στην ευρύτερη περιοχή της ανατολικής και κεντρικής Μεσογείου, φαίνεται ότι έχουν συσσωρευτεί κατά τη διάρκεια στάσιμων φάσεων που σχετίζονται με την στρωματοποίηση των υδάτινων μαζών και το σχηματισμό αναερόβιων βαθέων νερών πλούσια σε υδρόθειο (H 2 S) (Olausson, 1961; Ryan, 1972; Van Straaten, 1972). Η κάθετη ακολουθία αντικατοπτρίζει σε σημαντικό βαθμό ωκεανογραφικές διακυμάνσεις μεγάλης κλίμακας. Η οργανική λάσπη δείχνει ότι οι συνθήκες αρχικά επέτρεψαν βενθική δραστηριότητα σε μεγάλο βαθμό (βιοαναμόχλευση και burrows). Το πάχος της ακολουθίας κυμαίνεται από 30-50εκ. Μερικές φόρες μέσα στους σαπροπηλούς φαίνεται να έχουν αποτεθεί τουρβιδίτες, παράγοντας έτσι μια τροποποιημένες φάσεις τουρβιδίτη σαπροπηλού Ημιπελαγική ακολουθία Αυτή η ακολουθία πιθανότατα απαντάται παντού στις λιθοφάσεις του κώνου του Τεταρτογενούς. Παρατηρούνται δυο τύποι. Ο πρώτος τύπος είναι μια ημιπελαγική ακολουθία με το κοκκομετρικό μέγεθος να μειώνεται προς τα πάνω και περιλαμβάνει ένα στρώμα βιοκλαστικής άμμου με μέσο πάχος 1-4εκ. Ακολουθείται από πηλό και άργιλο που δείχνουν μια σταδιακή μείωση στην περιεκτικότητα βιοκλαστικής άμμου. Η βιοκλαστική άμμος περιέχει μια μίξη πτερόποδων και πλαγκτονικών τρηματοφόρων. Η βιοαναμόχλευση καμουφλάρει προηγούμενες διαστρωματώσεις αλλά η άμμος διατηρεί την διασταυρούμενη ελασμάτωση περιστασιακά. Αυτό ενδεικνύει πιθανή αναμόρφωση του πυθμένα από υποθαλάσσια ρεύματα. Ο δεύτερος τύπος χαρακτηρίζεται από αύξηση του κοκκομετρικού μεγέθους προς τα πάνω και επίσης εμφανίζεται χωρίς κάποια συγκεκριμένη δομή. Επίσης δείχνει μια ανοδική προέλαση ημιπελαγικής λάσπης (ooze), ασβεστούχας λάσπης (calcareous ooze) και σε ορισμένες περιπτώσεις βιοκλαστικές άμμους. Τέλος το πάχος της ημιπελαγικής ακολουθίας κυμαίνεται από 5 έως 50 εκατοστά. 76

78 4.3. Το υποθαλάσσιο ριπίδιο του Νείλου Ο συνδυασμός βαθυμετρικών δεδομένων με backscatter εικόνες δείχνουν ότι το υποθαλάσσιο ριπίδιο αποτελείται από τρία τμήματα. Το δυτικό, το κεντρικό και το ανατολικό. Το κάθε τμήμα χαρακτηρίζεται από διαφορετικές μορφολογίες, κυρίαρχες ιζηματογενείς διαδικασίες και τεκτονική. Τα τρία τμήματα αναλύονται πιο κάτω αναλυτικά Δυτικό τμήμα Στο δυτικό τμήμα (εικόνα 34) φαίνεται η παρουσία πολλών και σημαντικών μαιανδρικών καναλιών και διακλαδώσεων. Τα κανάλια έχουν προσανατολισμό ΝΑ-ΒΔ. Τα κυριότερα συναντώνται σε απόσταση 200χλμ. από το μέσο της κατωφέρειας μέχρι και το όριο βόρεια του αβυσσικού πεδίου του Ηροδότου. Οριοθετούνται από ιζηματογενή αναχώματα που υπερβαίνουν το ύψος των 100μ. και στις περισσότερες περιπτώσεις παρουσιάζουν συστήματα πολύ στενών μαιάνδρων, που μπορεί από μέρος σε μέρος να έχουν εγκαταλειφθεί. Υπάρχουν ωστόσο διαφορές στους ακουστικούς χαρακτήρες μεταξύ των δυτικότερων και ανατολικών καναλιών. Ενώ στο δυτικό τμήμα αποτυπώνονται πολύ καλά στον πυθμένα στο ανατολικό τμήμα αντανακλώνται πολύ φτωχά. Αυτή η διαφορά πιθανά να οφείλεται στην ενέργεια μεταφοράς του ιζήματος. Το ανατολικό σύστημα πιθανά να είναι λιγότερο ενεργό ή ακόμα ανενεργό ως αγωγός ιζήματος, σε αντίθεση με το δυτικό που αποτελεί τη σημερινή δίοδο των τουρβιδιτών από την υφαλοκρηπίδα στο αβυσσικό πεδίο. Ένα επιπλέον σημαντικό χαρακτηριστικό είναι η παρουσία κάποιων αστοχιών στην κατωφέρεια στο ανώτερο τμήμα της κατωφέρειας στο δυτικό τμήμα (περίπου 2000μ. βάθος). Αυτές οι αστοχίες μπορεί να εκτείνονται στον πυθμένα σε μια απόσταση 10-12χλμ. και δείχνουν κάθετες ιζηματογενής ουλές μέχρι 100 μέτρων δεικνύοντας σημαντική αστάθεια της κατωφέρειας. Αυτές οι ιζηματογενείς ολισθήσεις πυροδοτούνται από υπερκείμενη υπερφόρτωση και ενίσχυση τους από τα υποκείμενα στρώματα εύπλαστων εβαποριτών. Οι ουλές στην πραγματικότητα είναι επιφανειακές εκφράσεις αναπτυσσόμενων ρηγμάτων και τεκτονικής δραστηριότητας που οδηγούνται από ιζηματογενή υπερφόρτωση και υποκείμενους εύπλαστους εβαπορίτες. Στα ανατολικά το σύστημα των ρηγμάτων χάνεται προοδευτικά και δεν αλληλεπιδρά με τα κανάλια και τις διακλαδώσεις τους. Έτσι μπορούμε να συμπεράνουμε ότι η παρατήρηση ενεργών καναλιών και σημαντικές ιζηματογενείς αστάθειες δεικνύουν ενεργούς μηχανισμούς μεταφοράς ιζήματος που είναι τώρα ενεργοί στο δυτικό τμήμα του υποθαλάσσιου ριπιδίου. 77

79 Κεντρικό τμήμα Το κεντρικό τμήμα του υποθαλάσσιου ριπιδίου του Νείλου (εικόνα 34), έχει δυο χαρακτηριστικά. Το πρώτο χαρακτηριστικό είναι ότι αποτελείται από ιζήματα Πλειόκαινου Τεταρτογενούς μεγάλου πάχους και τα οποία είναι σχεδόν αδιατάρακτα στην ανώτερη κατωφέρεια (σε βάθος μεταξύ 1.400μ. και 1.900μ.). Το δεύτερο χαρακτηριστικό είναι ότι στο ανατολικό μέρος του κεντρικού τμήματος, μεταξύ 2.000μ. και 2.500μ. βάθος, παρατηρούνται τεράστιες ιζηματογενείς ουλές ολίσθησης. Οι ουλές αυτές μπορεί να εκτείνονται πάνω από 20χλμ. σε μήκος και έχουν μια κατακόρυφη μετατόπιση μέχρι και 200μ. Υποδεικνύουν αξιόλογη επαναδούλευση των ιζημάτων που οδηγεί σε σημαντικές αποθέσεις ροής μάζας. Οι περισσότερες ροές μάζας φαίνεται να έχουν παγιδευτεί μέσα σε μεγάλες ταπεινώσεις της μέσης κατωφέρειας λόγω της υποκείμενης παραμόρφωσης των ιζημάτων. Η αρκετά μεγάλη αστάθεια και η συχνή επανακινητοποίηση των ιζημάτων της κατωφέρειας, έχει ως συνέπεια να διακρίνονται μόνο μερικά κομμάτια από τα κανάλια της κατωφέρειας, όπου οι κυρίαρχοι μηχανισμοί μεταφοράς και διανομής των ιζημάτων είναι η αστοχία της κατωφέρειας και οι ροές μάζας αντίστοιχα. Χωρίς να γίνεται σαφές πιστεύεται ότι η αστοχία αυτή μέσω της οποίας επανακινητοποιείται ένας τεράστιος όγκος ιζήματος μπορεί να οφείλεται στους υποκείμενους Μεσσήνιους εβαπορίτες. Επίσης οι ουλές διακλαδώνονται σταδιακά προς τα ανατολικά σε ένα σύστημα ρηγμάτων, που αποτελεί το μορφολογικό όριο μεταξύ αυτού του τμήματος και του ανατολικού τμήματος. Συνεπώς το σύστημα των ρηγμάτων πιθανά να συμμετέχει στους μηχανισμούς πυροδότησης αστοχιών στην κατωφέρεια Ανατολικό τμήμα Το ανατολικό τμήμα (εικόνα 34), είναι πολύ διαφορετικό σε σχέση με το δυτικό και το κεντρικό τμήμα. Το όριο με το κεντρικό τμήμα μαρκάρεται στον θαλάσσιο πυθμένα από καλά καθορισμένα χαρακτηριστικά γνωρίσματα, που εκτείνονται σε απόσταση μεγαλύτερη των 100χλμ. και έχουν προσανατολισμό ΒΒΔ-ΝΝΑ. Αποτελούν την δυτικότερη επιφανειακή έκφραση ενός πολυσύνθετου συστήματος ρηγμάτων που μπορεί να παρατηρηθεί περισσότερο από 120χλμ. σε πλάτος, μέχρι την νοτιοδυτική άκρη του υποθαλάσσιου ηπειρωτικού μπλοκ του Ερατοσθένη. Η περιοχή αυτή των ρηγμάτων, αποτελεί μια ζώνη τάφρων που σχηματίστηκαν από εφελκυστικές δυνάμεις, στις οποίες αποτέθηκαν πρόσφατα ιζήματα που ξεπερνούν τα 2χλμ. και που υπέρκεινται των Μεσσήνιων εβαποριτών. Σε μερικές περιπτώσεις και ανάλογα την περιοχή οι εβαπορίτες συχνά τοποθετήθηκαν μέσα στα κύρια ρήγματα δημιουργώντας γραμμικές στενές ράχες άλατος και/ή διάπυρα. Επίσης σε πολλές περιπτώσεις η παρουσία του άλατος οδήγησε σε δομικές αναστροφές, όπως είναι οι λεκάνες 78

80 pull apart και οι τάφροι που συνδέονται με εφελκυστική δραστηριότητα. Ωστόσο σε μερικές περιπτώσεις το αλάτι στην κορυφή του, μπορεί να υποστεί διάλυση και έτσι να δημιουργηθούν μικρές ταπεινώσεις οι οποίες μπορεί να πληρωθούν από άλμη. Κατά μήκος του μεσαίου τμήματος του ριπιδίου και προς το απομακρυσμένο τμήμα του διακρίνονται από τα σεισμικά δεδομένα στρώματα ροής κατασκευασμένα επίσης από Μεσσήνια άλατα και εβαπορίτες. Τείνουν να δημιουργήσουν ένα σύμπλεγμα αντίκλινων και σύνγκλινων, που ελέγχουν την απόθεση και τις δομές των υπερκείμενων Πλειοκαινικών Τεταρτογενών ιζημάτων. Το αποτέλεσμα της έντονης ενεργής τεκτονικής δραστηριότητας και της ταυτόχρονης τεκτονικής λόγω των αλάτων το διασκορπισμένο ιζηματογενές ριπίδιο μεταβάλλεται ισχυρά. Βαθυμετρικά και ακουστικά δεδομένα δείχνουν ότι η τεκτονική αποκόπτει τμήματα των μαιανδρικών καναλιών. Ωστόσο ένα αρκετά μεγάλο μαιανδρικό κανάλι (μερικές δεκάδες χιλιόμετρα μήκος), που παρατηρείται στο απομακρυσμένο τμήμα του ριπιδίου, δείχνει ότι η μεταφορά ιζήματος είναι ενεργή. Το περισσότερο όμως ίζημα παγιδεύεται στο ίδιο το υποθαλάσσιο ριπίδιο μέσα σε δομικές λεκάνες που δημιουργούνται από εφελκυστική τεκτονική και από την τεκτονική λόγω των αλάτων. 79

81 ΚΕΦΑΛΑΙΟ ΠΕΜΠΤΟ 5. ΗΠΕΙΡΩΤΙΚΟ ΜΠΛΟΚ ΕΡΑΤΟΣΘΕΝΗ Το ηπειρωτικό μπλοκ του Ερατοσθένη (εικόνα 36), βρίσκεται Νότια της Κύπρου. Οριοθετείται από την ισοβαθή των 1.600μ. κατά μήκος της ακτής του Λιβάνου και του Ισραήλ, από την ισοβαθή των 2.000μ. στο Νότιο περιθώριο της Κύπρου και από το υποθαλάσσιο ριπίδιο του Νείλου. Είναι μια πολύ μεγάλη δομή σχεδόν τετράπλευρη και είναι επιμηκυσμένη σε διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ. Ο Ερατοσθένης διαμορφώθηκε κατά το Μέσο με Ανώτερο Κρητιδικό κατά τη διάρκεια της διάσπασης του βόρειου περιθωρίου της Γκοντβάνα σχηματίζοντας τον ωκεανό της Νέο Τυθήος. Η παρουσία ασβεστόλιθου ρηχών νερών και ηλικίας Μέσου Τριτογενούς, υποδεικνύει ότι το ηπειρωτικό μπλοκ του Ερατοσθένη μπορεί να υπήρχε ως μια παθητική ανθρακική πλατφόρμα κατά τη διάρκεια του Μεσοζωικού/πρώιμου Τριτογενούς. Από την αρχή του Μειόκαινου η αφρικανική λιθοσφαιρική πλάκα, υποβυθίζεται βόρεια κάτω από την Κύπρο (Robertson et al., 1991). Το μοναδικό πέτρωμα που πάρθηκε από τον Ερατοσθένη είναι μικριτικός ασβεστόλιθος ρηχών υδάτων ηλικίας πιθανά Ολιγόκαινου. Στον μικριτικό ασβεστόλιθο παρατηρούνται ρωγμές, οι οποίες πληρώθηκαν με πελαγικά ανθρακικά ιζήματα Μέσου Μειόκαινου. Αυτό δείχνει ότι το πλημμύρισμα της πλατφόρμας, έλαβε χώρα στο Μειόκαινο. Στο Μεσσήνιο ο Ερατοσθένης παραμένει ως ένα ανυψωμένο μπλοκ και οι εβαπορίτες συσσωρεύονται στις γύρω περιοχές και επίσης αποσφηνώνονται στις ανώτερες πλαγιές του μπλοκ. Οι εβαπορίτες μαρκάρονται από έναν χαρακτηριστικό ανακλαστήρα που οι ερευνητές ονομάζουν Μ. Η περιοχή του οροπεδίου πιθανά αναδύθηκε και να διαβρώθηκε. Το ηπειρωτικό μπλοκ του Ερατοσθένη έφτασε στο Κυπριακό περιθώριο στο Ανώτερο Μειόκαινο χωρίς να συγκρουστούν σφοδρά, παρά μόνο στο Ανώτερο Πλειόκαινο (περίπου πριν 2 εκατομμύρια χρόνια). Τα σεισμικά δεδομένα δείχνουν ότι το μπλοκ του Ερατοσθένη βρίσκεται πάνω σε έναν ηπειρωτικό φλοιό με πάχος μεγαλύτερο από 20χλμ. και ο οποίος είναι συγκρίσιμος με εκείνο της Κύπρου και τη νότια ακτή της ανατολικής Μεσογείου. Το πάχος του φλοιού στον Ερατοσθένη βρίσκεται σε αντίθεση με το λεπτό και υψηλών ταχυτήτων φλοιό που εμφανίζεται σε άλλα σημεία της ανατολικής Μεσογείου. Η επίδραση της κατανάλωσης του πλεύσιμου ηπειρωτικού φλοιού του Ερατοσθένη, προκάλεσε την ανύψωση της νότιας Κύπρου. Το βόρειο περιθώριο του Ερατοσθένη καταναλώθηκε κάτω από την Κύπρο και σχηματίστηκε μια λεκάνη (Βόρεια Λεκάνη), που σχετίζεται με την καταβύθιση. Η σύγκρουση είχε επίσης ως αποτέλεσμα την υπό επώθηση προς το νότο και 80

82 τον σχηματισμό μιας δεύτερης λεκάνης (Νότια λεκάνη). Η ιζηματογένεση σε αυτήν τη λεκάνη έχει τον ίδιο ρυθμό με την βύθιση και την κλίση, καθώς η συμπίεση σχετίζεται με την προς τα κάτω κάμψη. Στη συνέχεια καθώς το μπλοκ καταναλώνεται, ξανάρχισε μια πιο φυσιολογική καταβύθιση, σε αντιστοιχία με το μειωμένο ρυθμό ανύψωσης της Νότιας Κύπρου από το Μέσο Τεταρτογενές και μετά με αποκορύφωμα το παρόν μοτίβο της υπό επώθησης του Ερατοσθένη. Μετά από το σχηματισμό της, η βόρεια λεκάνη πληρώθηκε από ίζημα το οποίο αποκολλήθηκε από το ανυψωμένο οφιολιθικό σύμπλεγμα του Τροόδους και το ιζηματογενές κάλυμμά του. Η ενεργή ζώνη αποκόλλησης μεταφέρθηκε νοτιότερα, αποσπώντας και ανυψώνοντας μια μικρή ράχη με προ Πλειο Τεταρτογενείς λιθολογίες. Πίσω από αυτό το μικρό ύψωμα απομονώθηκε μια μικρή ιζηματογενής λεκάνη, η οποία γέμισε με ίζημα και στη συνέχεια παραμορφώθηκε. Εικόνα 36: Στην εικόνα φαίνεται η θέση του ηπειρωτικού μπλοκ του Ερατοσθένη Νότια της Κύπρου (πηγή: Geomap). Αν και έγιναν πολλές έρευνες και μελέτες, η προέλευση, η δομή και η εξέλιξη του μπλοκ ακόμα και σήμερα δεν είναι πλήρως κατανοητή. Κάποιες έρευνες υποστηρίζουν ότι η σύγκρουση μεταξύ του Ερατοσθένη και του κεντρικού τμήματος του Κυπριακού τόξου, διακόπτει την διαδικασία της καταβύθισης νότια της Κύπρου. Δεδομένα από πυρηνοληψίες δείχνουν την παρουσία ιλύων με νανοαπολιθώματα, σαπροπηλοί και ένα διακριτικό στρώμα ηφαιστειακής τέφρας. Επίσης ένα σημαντικό στοιχείο είναι ότι οι Μεσσήνιοι εβαπορίτες απουσιάζουν στον Ερατοσθένη. 81

83 Τα περιθώρια του ηπειρωτικού μπλοκ είναι απότομα, ενώ η κορυφή διατέμνεται από χαρακτηριστικά γνωρίσματα που κλίνουν ΔΒΔ-ΑΝΑ. Από το νότιο απότομο χείλος του μπλοκ έχουν ανασυρθεί ασβεστόλιθοι του μέσου Τριτογενούς ενώ, η Πλειο Τεταρτογενής ακολουθία που καλύπτει την κορυφή απουσιάζει. Από το μπλοκ έχουν ανασυρθεί επίσης, σερπεντινίτες και γρανιτικά πετρώματα. Η ανάλυση σεισμικών δεδομένων δείχνει ότι ο Ερατοσθένης μετά το Μεσσήνιο είχε υποστεί μια σχεδόν κάθετη ρωγμάτωση συμπεριλαμβανομένων των βόρειων και νότιων περιθωρίων του. Ένας εμφανής ανακλαστήρας, που ονομάζεται Μ, διακρίνεται κάτω από τον πυθμένα γύρω από το ηπειρωτικό μπλοκ, ερμηνεύεται ως Μεσσήνιοι εβαπορίτες, οι οποίοι αποσφηνώνονται στα ανώτερα σημεία των πλευρών του μπλοκ. Αυτό υποδηλώνει ότι το μπλοκ του Ερατοσθένη κατά τη Μεσσήνια περίοδο ήταν ήδη ανυψωμένο (Montadert et al., 1978; Kempler & Garfunkel, 1992; Mart et al., 1992; Robertson, 1992). Κατά τη διάρκεια ύστερου Τριτογενούς, η Αφρικάνικη και Ευρασιατική πλάκα συγκλίνουν στην περιοχή της ανατολική Μεσόγειο και ο Ερατοσθένης έχει ήδη ξεκινήσει να ωθείται κάτω από την Κύπρο κατά μήκος ενός ενεργού περιθωρίου (Woodside, 1977; Robertson, 1990; Kempler & Garfunkel, 1991; Kempler, 1994) Βόρεια λεκάνη μεταξύ Κύπρου και Ερατοσθένη Η περιοχή του Κυπριακού περιθωρίου επηρεάζεται από συμπίεση και/ή διαπυρισμό και στα σεισμικά προφίλ φαίνονται ως συγκεχυμένες σεισμικές ανακλάσεις (εικόνες 37, 38). Τα παραμορφωμένα ιζήματα με ηλικία προ Πλειόκαινου, τοπικά υπερκαλύπτονται από μικρές λίμνες (ponds). Η περιοχή αυτή κατά τη διάρκεια της ανύψωσης στο Πλειο Τεταρτογενές, αποτελούσε πέρασμα για μεγάλο όγκο ιζημάτων που προέρχονταν από την Κύπρο και που γέμισαν τις μικρές λίμνες (Poole & Robertson, 1992). Στα σεισμικά προφίλ φαίνεται επίσης μια λεκάνη (βόρεια λεκάνη) με σημαντικό βάθος, μεταξύ του ηπειρωτικού μπλοκ του Ερατοσθένη και του Κυπριακού περιθωρίου. Το ανώτερο τμήμα της λεκάνης χαρακτηρίζεται από σχεδόν οριζόντιες ανακλάσεις (εικόνα 38). Στο βόρειο τμήμα της λεκάνης εμφανίζεται μια πολύ λεπτή σφηνοειδής μονάδα. Η σφήνα, παρουσιάζει παράλληλες διαφανείς ανακλάσεις σε σχέση με τις πιο σιγμοειδής ανακλάσεις που παρατηρούνται πιο κάτω. Βαθύτερες ανακλάσεις που βρίσκονται μέσα στη λεκάνη κλίνουν ελαφρώς προς την Κύπρο. Τα ιζήματα μειώνονται σε πάχος προς τα νότια στον άξονα της λεκάνης. Τα ιζήματα θεωρούνται κυρίως ως τουρβιδίτες Πλειο Τεταρτογενούς, ενώ δεν εντοπίζεται ο ανακλαστήρας Μ του Μεσσήνιου. Η σεισμική μονάδα κάτω από τη λεκάνη κόβεται από ρήγματα 82

84 με την μετατόπιση να φτάνει μέχρι τα 250 μέτρα, χωρίς ωστόσο τα ρήγματα να φτάνουν μέσα στη λεκάνη. Έτσι η βόρεια λεκάνη ερμηνεύεται ως μια τάφρος καταβύθισης που σχετίζεται με την επώθηση του Ερατοσθένη κάτω από την Κύπρο. Εικόνα 37: Σεισμικό προφίλ στο οποίο φαίνεται το ηπειρωτικό μπλοκ του Ερατοσθένη και τα δυο περιθώρια του που έχουν υποστεί συμπίεση και οι δυο λεκάνες βόρεια και νότια του μπλοκ (Robertson et al., 1995). Εικόνα 38: Σεισμικό προφίλ από το νότιο Κυπριακό περιθώριο μέχρι τις βόρειες πλαγιές του Ερατοσθένη κατά μήκος της βόρειας λεκάνης. Φαίνεται επίσης και το μικρό ύβωμα κοντά στον πόδα της βόρειας πλευράς του μπλοκ (Robertson et al., 1995). 83

85 5.2. Οροπέδιο Ερατοσθένη Το Πλειο Τεταρτογενές ιζηματογενές κάλυμμα είναι πιο λεπτό από ότι παρατηρήθηκε στο παρελθόν ( μ.). Αυτή η ακολουθία είναι σεισμικά διαφανής και είναι σύμφωνη με την φύση των ιλύων με νανοαπολιθώματα. Τα ιζήματα είναι σχετικά ομοιόμορφα σε πάχος σε όλη την περιοχή του πλατώ (εικόνα 37) αν και γενικά λεπταίνουν προς τις παρυφές του μπλοκ και αυξάνονται σε πάχος σε τοπικές διογκώσεις. Ένας ανακλαστήρας διακρίνεται κατά μήκος όλης της περιοχής του πλατώ, στη βάση των Πλειο Τεταρτογενών ιζημάτων, που ερμηνεύεται ως επιφανειακή διάβρωση του Μεσσήνιου. Η επίπεδη κορυφή του μπλοκ διασπάται από ζώνες κύριων κανονικών ρηγμάτων διεύθυνσης ΔΒΔ-ΑΝΑ και με μετατοπίσεις 250μ. Τα ρήγματα ερμηνεύονται ως η έκφραση ενεργής εφελκυστικής ρωγμάτωσης. Στην περιοχή του οροπεδίου και τα παρακείμενα περιθώρια, είναι πιθανόν να αναγνωριστούν μικρής κλίμακας τοπικές ασυμφωνίες στα οποία μικρές πτυχές και ρήγματα καλύπτονται από τα ανώτερα Πλειο Τεταρτογενή ιζήματα. Τα χαρακτηριστικά αυτά υποδηλώνουν ταυτόχρονη παραμόρφωση και ιζηματογένεση. Ένα άλλο χαρακτηριστικό της περιοχής του οροπεδίου είναι η παρουσία ζωνών κυκλικών ταπεινώσεων. Αυτές οι ζώνες φαίνεται να συγκεντρώνονται κοντά σε ουλές ρηγμάτων. Οι κυκλικές δομές φαίνεται να διατηρούνται σε διάφορα στάδια πληρώσεως με σχετικά πρόσφατα παραδείγματα να καθορίζονται έντονα σε αντίθεση με τα παλαιότερα που εμφανίζονται ως αόριστα κυκλικά περιγράμματα. Εναλλακτικές ερμηνείες για αυτές τις δομές περιλαμβάνουν κάποια μορφή κατάρρευσης πάνω από μια Μεσσήνια καρστική επιφάνεια, πάνω από διαπυρικές παρεισφρήσεις άλατος ή ιλύος, σχετιζόμενη με ρήγματα που βρίσκονται σε βάθος ή ως αποτέλεσμα διαφυγής αερίου. Η διαφυγή του αερίου φαίνεται να είναι η καλύτερη ερμηνεία για τη δημιουργία των κυκλικών δομών γιατί πολλές από αυτές βρίσκονται πάνω από περιοχές όπου οι ανακλαστήρες φαίνεται να διαχέονται στα υψηλής ανάλυσης προφίλ. Η προέλευση του αερίου εφόσον υπάρχει είναι άγνωστη, αλλά μπορεί να σχετίζεται με την παρουσία οργανικής ύλης κάτω από το μπλοκ του Ερατοσθένη Νότια λεκάνη μεταξύ Ερατοσθένη και Λεκάνης Λεβαντίνης Μεταξύ του Ερατοσθένη και της νότιας λεκάνης της Λεβαντίνης υπάρχει ακόμα μια λεκάνη (Νότια Λεκάνη) (εικόνες 37, 39). Σε σύγκριση με την βόρεια λεκάνη η νότια είναι ρηχότερη και στενότερη, με την ακολουθία των Πλειο Τεταρτογενών ιζημάτων να φτάνει τα 350μ σε πάχος. Στη νότια λεκάνη εντοπίζονται δυο σεισμικοί χαρακτήρες με το χαμηλότερο να είναι σχετικά διαφανής 84

86 και αποσφηνώνεται στα χαμηλότερα σημεία των νότιων πλαγιών του Ερατοσθένη. Ο ανώτερος σεισμικός χαρακτήρας εμφανίζεται νότια και συγχωνεύεται με Πλειο Τεταρτογενή ιζήματα και επικαλύπτουν την νότια πλαγιά του ηπειρωτικού μπλοκ. Οι ανακλάσεις εντός της λεκάνης αποκλίνουν προς το νότο υποδηλώνοντας ότι η ιζηματογένεση συνοδεύτηκε από κλίση της λεκάνης. Εικόνα 39: Σεισμικό προφίλ σε διεύθυνση Β-Ν στο οποίο φαίνονται τα νότια περιθώρια του Ερατοσθένη, η νότια Λεκάνη και η σχετικά ανυψωμένη λεκάνη Λεβαντίνης. Επίσης φαίνεται ότι ο Ερατοσθένης κουμπώνει κάτω από την Λεβαντίνη δημιουργώντας τη μικρή λεκάνη. Τέλος φαίνεται ένα κοίλωμα στην πλαγιά του μπλοκ που ερμηνεύεται ως ουλή ολίσθησης (Robertson et al., 1995). Ο ανακλαστήρας Μ εντοπίζεται κάτω από τις νότιες πλαγιές του μπλοκ μέχρι και κάτω από τη νότια λεκάνη και κάτω από το νότιο περιθώριο της Λεβαντίνης. Κοντά στον πόδα της πλαγιάς της Λεβαντίνης παρατηρούνται κάποιες μπερδεμένες ανακλάσεις που ερμηνεύονται ως κινήσεις υλικού λόγω βαρύτητας όπως ολισθήσεις και δεβριτικές ροές. Η περιοχή της λεκάνης της Λεβαντίνης έχει ανυψωθεί σε σχέση με τη νότια λεκάνη και το περιθώριο μεταξύ των δυο λεκανών είναι απότομο και βαρυτικά ασταθές. Το μικρό σχετικά πάχος του ιζήματος που πλήρωσε τη νότια λεκάνη παρά του ότι βρίσκεται σε μια δίοδο διασποράς ιζήματος που προέρχεται από το Νείλο, υποδηλώνει ότι η ταπείνωση ήταν πρόσφατη και περιορισμένη σε έκταση. Το πάχος των ιζημάτων της νότιας λεκάνης (Μεσσήνιο και Πλειο - Τεταρτογενή) είναι σχεδόν το ίδιο με της λεκάνης της Λεβαντίνης και αυτό υποδεικνύει επίσης γρήγορη και πρόσφατη βύθιση της νότιας λεκάνης. Σημαντικό είναι να πούμε ότι η βύθιση και η υπό επώθηση δεν εξηγούνται καθαρά από την άποψη της υπερφόρτωσης από τα ιζήματα που προέρχονται από το Νείλο. Νοτιότερα, ο πυθμένας της λεκάνης της Λεβαντίνης χαρακτηρίζεται από μικρού ύψους κυματισμούς, που αντανακλούν τη δομή των Πλειο Τεταρτογενών ιζημάτων (εικόνα 39). Τα Πλειο Τεταρτογενή ιζήματα έχουν πάχος 430μ. και 85